LEXICO ESTRATIGRÁFICO DE LA ARGENTINA

ORDOVÍCICO

RESPONSABLE Dr. Florencio G. Aceñolaza ([email protected] o [email protected])

SISTEMA ORDOVICICO

ACOITE (Formación...) Arenigiano inferior-Arenigiano medio (Cordillera Oriental provincias de Salta y Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 8). Descripción original: “Greenish-gray, fine-grained shaly sandstones interbedded with dark gray and yellowish-gray shales and sandy shales, with few, thin intercalations of massive sandstones. Whole sequence characterized by abundance of Thysanopyge argentina. Lowermost beds containing, in addition, Zuninaspis acuminata, Nannopeltis modesta, and Didymograptus sp. aff. D. v-deflexus. Upper half yielding Ogygiocaris araiorhachis, Niobides armatus, Thysanopyge clavijoi, Didymograptus sp. cf. D. compressus, and D. v-deflexus” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 8-9). Localidad tipo: Quebrada del río Acoite, Departamento de Santa Victoria Oeste, provincia de Salta. Extensión geográfica y relaciones estratigráficas: La Formación Acoite fue originalmente descripta en la zona de Santa Victoria (norte de la provincia de Salta), sobreyaciendo a la Formación Santa Rosita, con un espesor de 1440 metros (Harrington in Harrington y Leanza, 1957). Los primeros hallazgos de trilobites (Harrington y Leanza, 1957) y graptolitos (Loss, 1949a, 1949b; Turner, 1959, 1960) permitieron asignarle una edad arenigiana (véase también Toro, 1998, 1999). Posteriormente, Aceñolaza (1966, 1968) describió la unidad en la sierra de Cajas (El Aguilar, provincia de Jujuy), dispuesta en contacto tectónico sobre la Formación Cardonal (véase también Méndez, 1973; Turner y Salfity, 1977; Alonso et al., 1982; Cortés et al., 1987). La Formación Acoite también fue descripta en otras localidades de la porción norte de la Puna y Cordillera Oriental, tales como el cerro Tafna y Cuesta Toquero (al oeste de La Quiaca) (Leanza y Baldis, 1975; Aceñolaza, 1980), Tres Cruces (Zanettini, 1973) y Los Colorados (borde occidental de la Cordillera Oriental) (Waisfeld, 1993). En esta última región, la unidad aflora con espesores superiores a los 2000 metros, representando una plataforma dominada por tormentas, en una sucesión de paleoambientes plataforma externa - plataforma interna - plataforma interna en transición a cara de playa (Astini y Waisfeld, 1993). Paleontología y edad: La unidad contiene abundantes faunas de trilobites, graptolitos, conodontes, braquiópodos, moluscos, acritarcos, palinomorfos y trazas asignables al Arenigiano temprano-Arenigiano medio (ej. Loss, 1949a, 1949b;

Harrington y Leanza, 1957; Turner, 1959; Aceñolaza, 1966, 1968, 1978, 1980; Benedetto y Malanca, 1975; Leanza y Baldis, 1975; Martín et al., 1987; Rao et al., 1991; Cuerda et al., 1992; Ottone et al., 1992; Toro, 1993, 1994, 1996, 1997, 1998, 1999; Waisfeld, 1993, 1995, 1997a, 1997b; Ortega y Rao, 1994, 1995; Rao y Hünicken, 1995; Waisfeld y Toro, 1997; Rao, 1999, entre otros). Observaciones: La Formación Acoite es correlacionable con la “Lutita 3” (L3) definida por Moya (1988) (véase también Moya, 1998, 1999) en el tramo austral de la Cordillera Oriental. Referencias: Aceñolaza (1968, 1978, 1980), Alonso et al. (1982), Astini y Waisfeld (1993), Benedetto y Malanca (1975), Cortés et al. (1987), Cuerda et al. (1992), Harrington y Leanza (1957), Leanza y Baldis (1975), Loss (1949a, 1949b), Martín et al. (1987), Méndez (1973), Moya (1988, 1998, 1999), Ortega y Rao (1994, 1995), Ottone et al. (1992), Rao (1999), Rao y Hünicken (1995), Rao et al. (1991), Toro (1993, 1994, 1995, 1996, 1997, 1998, 1999), Turner (1959, 1960), Turner y Salfity (1977), Waisfeld (1993, 1995, 1997a, 1997b), Waisfeld y Toro (1997), Zanettini (1973). (M. F. TORTELLO) ACOITEANO (Piso) Ordovícico inferior ACEÑOLAZA, F. G. 1992 El Sistema Ordovícico de Sudamérica In Gutierrez Marco et al Paleozoico inferior de Ibero-América. Publicación especial Universidad de Extremadura 85-118. Descripción original: "En algún momento, y para mejor interpretación secuencial tanto de fauna como de litología, hemos pensado definir los mismos en dos pisos: uno basal que integra parte del Cámbrico y del piso Tremadociano, que puede apoyarse en la sección de Cajas o CAJANO, y el otro que incluye el Tremadociano-Arenigiano con buen exhibición en la zona de Acoite-Santa Victoria o ACOITEANO (figura 2)" Referencia: Aceñolaza F.G. (1992) (F. G. ACEÑOLAZA) AGUA DEL SAPO (Complejo). Ordovícico (Sierra de Quilmes, Salta, Tucumán y Catamarca) TOSELLI, A.J.; ROSSI DE TOSELLI, J.N.y RAPELA, C.W. El Basamento Metamórfico de la Sierra de Quilmes, República Argentina. Asociación Geológica Argentina, Revista, XXXIII (2): 105-121. Buenos Aires. Descripción Original: ...."Litológicamente aparecen las siguientes variedades: 1)

esquistos biotítico-muscovíticos; 2) esquistos turmalínicos; 3) esquistos con hornblenda y epidoto y 4) esquistos gnéisicos con pegmatoides."...."Las principales paragénesis minerales encontradas en el Complejo Agua del Sapo son las siguientes: 1.a. Biotita-muscovita-cuarzo-plagioclasa. b. Biotita-muscovita-cuarzo-plagioclasa (An30). c. Biotita-muscovita-estaurolita-cianita-cuarzo. d. Sillimanita-almandino-feldespato potásico-muscovita-cuarzo. 2.a. Biotita-hornblenda-epidoto-plagioclasa-cuarzo-titanita. ..."Esta secuencia de asociaciones minerales indica la existencia de un metamorfismo regional progresivo caracterizado por la ausencia de cordierita y la presencia de cianita, que sugieren condiciones de P y T correspondientes al clásico "Tipo Barrowiano". El grado mas alto es el alcanzado en las fajas gneísicas con la asociación sillimanita-almandino-feldespato potásico y es de notar que también aquí está ausente la cordierita. Localidad Tipo: desde la quebrada del rio Managua hacia el oeste y desde la quebrada de Yacochuya hacia el norte. Afloramientos: constituye el sector central y norte de la sierra de Quilmes, desde la quebrada de Yacochuya hacia el norte y constituyendo los afloramientos desde los ríos Managua y Anchillo, hacia el oeste y al sur hasta la latitud del Desmonte. Relaciones de campo: esta unidad muestra contacto tectónico con el Complejo Tolombón. Edad y correlación: Referencias: Rapela (1976); Toselli et al (1978); Becchio (2000); Luccassen et al (2001). (A.J. TOSELLI) AGUILAR (Shale) Cámbrico u Ordovícico Inferior (Jujuy). SPENCER, Jr.; FRANK, N. 1950. The Geeology of the Agilar Lead-Zinc Mine, Argentina; en Economic Geol.; XLV, 5: 405-433 (Urbana). Descripción Original: " These shales outorop over most of the range, the shale has been altered to a dense hornfels. As the distance from the intrusive increase, the hornfels. As the distance from the intrusive increase, the hornfels grades into slate and finally at the northern and southern extremities of the range, into normal shale. The lower part of the formation contains a few bands of conglomerate, quarzite, and calcareous rocks. Many of these bands are discontinous, but two have sufficient continuity so that the folded and contorted structure of the formation could be determined with enough accuracy to estimate its thickness, and also the west branch fault: The prevailing color of the formation is dark on both weathered and fresh surfaces. In the un-metamorphosed parts

it is a normal, soft, fine granied shale weathering is to platy fragments. The hornfels, on the other hand, es a hard, massive, siliceous rock with few signs of the original stratification". La formación se apoya concordantemente sobre la cuarcita Aguilar; el contacto es más bien gradual. Se pudo medir una potencia total de 4.00 metros. Nota: Alora en Sierra del Aguilar, alrededores de la mina. Referencias: Brown, J.S,(1941, 1948); Sgrosso,P., (1943). (J.C.M.TURNER) AGUILAR ( Quartzite) Cámbrico u Ordovícico inferior (Jujuy). SPENCER, Jr.; FRANK, N. 1950. The Geeology of the Agilar Lead-Zinc Mine, Argentina; en Economic Geol.; XLV, 5: 405-433 (Urbana). Descripción Original: " The lowest esposures of the Aguilar quarzite are the orebearing beds of the mine, which are the only calcareous rocks known in the section. These impure limestones, mineralized in part are some 400 m (1.300 ft) thick including interbedded shale which comprises about half the ore-bearing section; the remainfer of the formation above the ore zone takes he form of a dome rouughly surrouunding the Aguilar granite. The formation consist of a series of quarzite range from about a meters in thickness and are largely massive with little indication of the stratification: The surface if the quarzite ranges from dirty gray to brownish and reddish tones: In places manganese dentrites are found on the factures, but it is obvious that the manganese and iron content, which doubtlessly produced the coloration is minor. On freshly broken surfaces the quarzite is white". La Formación se presenta con un espesor estimado de 2000 metros. Localidad tipo: Sierra del Aguilar. Nota: Aflora en Sierra del aguilar, alrededores de la mina. Referencias: Brown, J.S,(1941, 1948); Sgrosso,P., (1943). (J.C.M.TURNER) ALCAPARROSA (Formation....) Ordovícico Caradociano. (San Juan). Véase: SERIE DE HILARIO, Estratos de La Corderita. HARRINGTON,H.J. 1957. Ordovician Trilobites of Argentina. Spec. Pub.Nº1, Dep. Geol. Univ. Of Kansas. Lawrence. Descripción Original: " Dark greenish-grey, medium granied graywackes stratified in layers 10 to 80 cm thick individually, forming moderately thick groups alternating with thinner bands of dark green and dark purple hematitic slaty shales and

phyllifes; thin layers of little-cemented, sericitic sandstones and of medium-grained quartzites are sparingly distributed throughout the sequence, as well as small pockets and irregular lenses of black alum shales. In the Quebrada de Alcaparrosa, one ofthe alum-shale intercalations bears Climacograptus sp. Aff.C. antiquus and Amplexograptus sp. " Espesor del conjunto: 600 metros.Es cubierta concordantemente por la Formación Calingasta Referencias: Angelelli, V. (1938);Pozo,A.(1948); Stipanicic, P. (1947). (G.FURQUE)

ALFARCITO (Formación...) Cámbrico Superior – Tremadociano

LÓPEZ, C.R. y NULLO, F.E. 1969. Geología de la margen izquierda de la Quebrada de Humahuaca, de Huacalera a Maimará. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 24 (3): 173-182. Descripción original: “Esta Formación está constituída por una potente secuencia de areniscas lutíticas y micáceas de 10 a 15 cm de espesor, de color pardo amarillento que hacia el techo se transforma en areniscas de grano fino de color verdoso. Presentan intercalaciones de lutitas, areniscas silíceas y calcáreos de poca potencia.” Localidad tipo: Cumbres de Alfarcito, provincia de Jujuy. Extensión geográfica, relaciones estratigráficas y espesor: Esta denominación formacional es usada para los afloramientos desarrollados en la comarca de las cumbres de Alfarcito y Quebrada de Humahuaca. Generalmente se ubica en concordancia sobre la Formación Casa Colorada, pasando transicionalmente hacia arriba a la Formación Rupasca. Harrington (1957) describe 260 metros de secuencia, mientras que López y Nullo (1969) calculan un máximo de 400 metros. Paleontología y edad: Observaciones: Harrington (1957) categoriza a esta unidad informalmente, en un rango menor como calizas Alfarcito (“Alfarcito limestones”), considerando probablemente que los mismos no reunían los requisitos para ser separados como una entidad diferente con categoría de Formación. Dado el volumen y desarrollo del material agrupado por caracteres litológicos claramente diferenciables es que López y Nullo (1969) le dan categoría de Formación. La unidad es equivalente a la Formación Cardonal aflorante en distintas localidades de la Cordillera Oriental Argentina. Asimismo es equiparable a la “Arenisca 2” de Moya (1988, 1999). Referencias: Harrington y Leanza (1957), López y Nullo (1969), Moya (1988, 1999), Aceñolaza (1996). (G. F. ACEÑOLAZA)

ALFARCITO (Limestones ...) Cámbrico Superior – Tremadociano (Cordillera Oriental de Jujuy, Quebrada de Humahuaca).

HARRINGTON, H.J. 1957. Véase: ALFARCITO (Formación...)

ALFARCITO (Limestones...) Ordovícico Tremadociano inferior. (Jujuy). HARRINGTON,H.J, en HARRINGTON, H.J. y LEANZA, A.F. 1957 . Ordovician trilobites of Argentina; Univ. Of Kansas, Dept. of Geology, Spec. Public. 1. Lawrence. Descripción Original: " Thickly bedded, sandy, gray limestones with intercalated layers of brownish-gray calcareous sandstones; fossils, Kainella meridionalis,Pseudokainella lata, Angelina hyeronimi, etc." Localidad tipo: Quebrada de Huamahuaca, al naciente de la localidad de Tilcara. La entidad se asienta concordantemente sobre la Casa Colorada shales. Referencias: Daniel,J. (1940); Harrington,H. y Leanza, A. (1957). (J.C.M. TURNER)

AMORPHOGNATHUS SUPERBUS (Zona de...) Caradociano superior – Ashgilliano temprano.(Precordillera de San Juan y Mendoza) HEREDIA, S. E.; GALLARDO, G. Y MALDONADO, A. 1990. Conodontes caradocianos en las calizas alóctonas del Miembro Superior de la Formación Empozada (Ordovícico medio y superior), San Isidro (Mendoza, Argentina). Ameghiniana, 27 (3-4): 197-206. Descripción original: “...la presencia de géneros que definen la Zona de A. superbus, aunque el fósil esté pobremente representado, permite definir el Caradociano medio y superior”. La fauna de conodontes procedente de clastos redepositados del Miembro Superior de la Formación Empozada, incluye las siguientes especies: Aphelognathus rhodesi, Drepanoistodus suberectus, Icriodella superba, Plectodina sp. cf. P. tenuis, Plectodina sp., Protopanderodus liripipus, Rhodesoganthus elegans y ?Staufferella sp. Edad: Caradociano superior - Ashgilliano temprano Observaciones: elementos representantivos de la Zona de A. superbus fueron recuperados de clastos retrabajados de la Formación Empozada, Precordillera de

Mendoza (Heredia et al., 1990), y de escasos niveles de la Formación Trapiche (Albanesi et al., 1995c), en la Precordillera de San Juan. La fauna de conodontes de la Formación Sassito, Precordillera de San Juan, podría estar representando parcialmente esta biozona; si bien, la ausencia de formas guías no permite establecer su identidad y extensión (Lehnert, 1995a, Keller & Lehnert, 1998). La documentación actual de esta biozona no permite la asignación de una clase formal para la misma. Referencias: Heredia et al. (1990), Albanesi et al. (1995c), Lehnert (1995a), Keller & Lehnert (1998). (G. L. ALBANESI) AMORPHOGNATHUS SUPERBUS (Zona de...) Caradociano medio y superior Ashgilliano basal (Precordillera, Provincia de Mendoza). HEREDIA, S.; GALLARDO, G. y MALDONADO. M. 1990. Conodontes caradocianos en las calizas alóctonas del Miembro superior de la Formación Empozada (Ordovícico medio y superior), San Isidro, Mendoza, Argentina. Ameghiniana 27(3-4):197-206. Buenos Aires. Descripción original: Esta “biozona de intervalo basada en un taxón” se ha definido en clastos de calizas arenosas de la litofacies de Paraconglomerado calcáreo, 20 m de espesor, del Miembro superior, de la Formación Empozada, sobre la margen sur de la Quebrada de San Isidro. Comprende los siguientes géneros y especies: Amorphognathus superbus (Rhodes), Rhodesognathus elegans (Rhodes), Aphelognathus rhodesi (Lindström), Plectodina sp. cf. P. tenuis (Branson & Mehl), Plectodina sp., Icriodella superba (Rhodes), ? Staufferella sp., Drepanoistodus suberectus (Branson & Mehl) yProtopanderodus liripipus (Kennedy, Barnes y Uyeno). Referencias: Heredia S.,Gallardo G. y Maldonado M. (1991). (M. BERESI y S. HEREDIA)

AMORPHOGNATHUS TVAERENSIS (Zona de Intervalo de...) Caradociano inferior. Baltoniodus variabilis (Subzona de...) Caradociano inferior. Baltoniodus gerdae (Subzona de...) Caradociano inferior. (Precordillera de San Juan)

LEHNERT, O. 1995A. Ordovizische Conodonten aus der Präkordillere Westargentiniens: Ihre Bedeutung für Stratigraphie und Paläogeographie. Erlanger Geologische Abhandlungen, 125: 1-193. ALBANESI, G.L. Y ORTEGA, G. 1998. Conodont and Graptolite Faunas from the Las Plantas Formation and equivalent units (Caradoc) in the Argentine Precordillera. ECOS VII (Seventh International Conodont Symposium Held in Europe, Bologna-Modena, Italia, Abstracts: 1-2. Descripción original: “The upper 40 m mudstone succession of the Las Aguaditas Formation records the oldest Caradoc conodont association. The fauna includes Amorphognathus tvaerensis (throughout the uppermost 30 m), Baltoniodus variabilis, Belodina compressa, Drepanoistodus suberectus, Eoplacognathus elongatus, Panderodus gracilis, P. serratus, Periodon aculeatus, Protopanderodus varicostatus, Pygodus anserinus, Ansella sp. and Parapaltodus sp. This association is representative of the lower B. variabilis Subzone of the A. tvaerensis Zone. Hence, Las Aguaditas section can be considered as a lower boundary stratotype for the mentioned biozone in the Precordillera”. Estratotipo potencial: Los registros de conodontes existentes en la Formación Las Aguaditas (Keller et al., 1993; Lehnert, 1995a; Albanesi & Ortega, 1998), integrante del Sintema Las Plantas, permiten definir el estratotipo de límite inferior para la Zona de A. tvaerensis. La Formación Las Plantas presenta el mayor desarrollo en su área tipo, ubicada en las cabeceras de las quebradas Potrerillo y Las Plantas hacia el sur del río de Los Piojos, Precordillera de San Juan, donde sería factible establecer un estratotipo de unidad para esta biozona. Edad: Caradociano inferior. Observaciones: En el miembro superior de la Formación Los Azules estarían representadas las Subzonas de B. variabilis y de B. gerdae de la Zona de A. tvaerensis (Albanesi & Ortega, 1998; Ottone et al., 1999), a través del intervalo que cubre la Zona Climacograptus bicornis como ocurre en la sección del cerro Potrerillo (Albanesi et al., 1998; Ortega & Albanesi, 1998), y en la Formación Las Aguaditas de la Precordillera Central de San Juan (Lehnert, 1995a; Albanesi & Ortega, 1998). Las lutitas negras del miembro inferior de la Formación Empozada, Precordillera de Mendoza, preservan moldes deA. tvaerensis (Albanesi & Ortega, 1998). La fauna de conodontes de la Formación Sassito, Precordillera Central de San Juan, fue atribuida en forma tentativa y parcialmente a la Zona de A. tvaerensis (Lehnert, 1995a). En la Formación Santa Gertrudis, expuesta en la sierra de Mojotoro de la Cordillera Oriental de Salta, se documentaron conodontes representativos de esta biozona (Albanesi & Rao, 1996). Referencias: Lehnert (1995a), Albanesi y Ortega (1998), Keller y Lehnert (1998), Albanesi y Rao (1996).

(G. L. ALBANESI) ANGOSTO (Formación...) Cámbrico Superior alto-Tremadociano inferior (Cordillera Oriental - provincias de Salta y Jujuy ) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 9). Descripción original: “Dark gray to almost black shales, with few interspersed layers of greenish-gray sandstones and shaly sandstones. Basal beds coarser-grained grading into true conglomerates several meters thick, containing large roundstones of quartzites, phyllites, graywackes, and granites. Lower 600 m. very fossiliferous, yielding the following species in more than 35 levels: Jujuyaspis keideli, Parabolina argentina, Parabolinella argentinensis, and Gallagnostus bolivianus. Dictyonema flabelliforme sociale and D. flabelliforme flabelliforme found in lower half. Topmost beds yielding Kainella meridionalis, Parabolinopsis mariana, and Angelina hyeronimi” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 9). Localidad tipo: se localiza en la quebrada del río Santa Victoria, Departamento de Santa Victoria, provincia de Salta (Harrington in Harrington y Leanza, 1957), en la que se midió un espesor de 900 metros. Siguiendo el criterio de Harrington (in Harrington y Leanza, 1957), la Formación Angosto se apoya en discordancia angular sobre las areniscas silicificadas de la Formación Cajas (véase Grupo Mesón) y se dispone en concordancia por debajo de las lutitas de la Formación Santa Cruz. Distribución geográfica y estratigráfica: La unidad se encuentra representada en las laderas occidental y oriental de la sierra de Santa Victoria y adyacencias, en el norte de las provincias de Salta y Jujuy. Paleontología y edad: Sobre la base de los trilobites mencionados en la descripción original (véase también Harrington y Leanza, 1957: 10-11), la unidad es asignable al Cámbrico tardío-Tremadociano temprano (Biozona de Parabolina frequens argentina - Biozona de Kainella meridionalis) (Beder, 1928; Brackebusch, 1883; Harrington y Leanza, 1957; Turner 1960, 1964). Observaciones: Turner (1960, 1964) (véase también Turner y Mon, 1979) unificó las formaciones Angosto y Santa Cruz (Harrington in Harrington y Leanza, 1957) en una nueva unidad, a la que denominó Formación Santa Rosita (Cámbrico tardío-Tremadociano tardío) (véase Formación Santa Rosita). Referencias: Beder (1928), Brackebusch (1883), Harrington y Leanza (1957), Turner (1960, 1964), Turner y Mon (1979). (M. F. TORTELLO)

ANTINACO (Plutón)

TURNER, J.C.M. 1962. Estratigrafía del tramo medio de la sierra de Velasco y región oeste (La Rioja). Bol. Academia Nacional de Ciencias de Córdoba, 43 (1): 5 - 54. Descripción original: está constituida por un conjunto de migmatitas, cuerpos graníticos migmatíticos, esquistos más o menos inyectados y micacitas (ectinitas). Además el autor considera lo siguiente: "...es una entidad integrada por sedimentos metamorfizados, con penetración de material ígneo que ha dado lugar a esquistos inyectados, en los cuales el aporte magmático ha llegado a ser tan profuso, que constituye la mayor parte de la roca..." Descripción: está compuesta por granitos gnéisicos con foliación milonítica que gradan a gneises miloníticos y protomilonitas. Son rocas de grano grueso, foliadas debido a la orientación preferencial de los minerales micáceos, aunque en parte son macivos con fenocristales de microclino de 4 - 5 cm de longitud. Los minerales presentes son cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa con biotita y muscovita como accesorios principales, acompañados por granate. La proporción de fenocristales/matriz es entre 5 - 17%. La matriz es de color gris y predomina una textura inequigranular subhidiomórfica a xenomórfica. Localidad tipo: Antinaco, Sierra de Velasco, La Rioja Afloramientos: flanco occidental de la Sierra de Velasco y extremo sur de la Sierra de Paimán Relaciones de campo : sedimentos continentales del Carbonífero suprayacen a las rocas del plutón Antinaco, sin sufrir deformación. Edad: González et al. (1985) determinaron la edad de los granitoides en 470-430 Ma es decir que se habria desarrollado entre el Ordovícico medio y el Silúrico inferior; en tanto el metamorfismo deformativo, sería posterior a esta edad y pre-carbonífero por la relación con los sedimentos de Paganzo. Observaciones: Referencias: López y Toselli (1993, 1996), Báez et al. (2000) (A .J, TOSELLI; M .A , BAEZ y L. I , BELLOS.) ARCHIBARCA (granito) PALMA, M.; PARICA, P. y RAMOS, V. 1986. El granito Archibarca: su edad y significado tectónico, Provincia de Catamarca. Re. Asoc. Geológica Argentina, XLI (3-4): 414-419. Descripción original: “está compuesto por un granito de grano grueso, color rosado, con cristales alotriomorfos de feldespato potásico y cuarzo, con abundantes cristales de biotita. La roca se halla profundamente meteorizada, y en sectores afectada por una intensa alteración hidrotermal.” Afloramientos: “El Granito Archibarca es un cuerpo plutónico expuesto al oeste del camino que conduce de Salar Grande a Antofalla y cuyos mejores afloramientos se encuentran a lo largo de la quebrada Caballo Muerto y en las nacientes de la quebrada de Archibarca.”

Relaciones de campo: “las relaciones estratigráficas con la roca de caja no son visibles, pero en sectores más al norte ... granitoides similares muestran relaciones aparentemente intrusivas con sedimentitas ordovícicas.” “En otros sectores la roca de caja estaría representada por la Metamorfita Antofalla, constituida por gneises y micacitas". "En la región bajo estudio... sólo se puede afirmar que yacen en discordancia erosiva cubuiertos por os distintos derrames volcánicos de andesitas, dacitas y basandesitas.” Edad: K/Ar en biotita: 485 +/- 15 Ma. Ordovíco inferior. (J.P. LOPEZ )

ARROYO PAVÓN (Grupo de Estratos del...) Holmberg, 1948

Véase: PAVÓN (Formación...) ASPERO (Formation...) Ordovícico Tremadociano Superior . Salta Véase MOTOJORO, Formación de Ruiz Huidobro. HARRINGTON, H.J. 1957., en HARRINGTON, H.J Y Leanza, a.f, 1957. Ordovician trilobites of Argentina; Univ of Kansas,Dpto. of Geol., Spec. Public. 1. Descripción Original: " Thinly bedded yellowish-green shaly sandstone with sandy-calcareous beds and thin layers of grayish, massive limestones; fossils,Notopeltis orthometopa, Apatokephalus serratus, etc." Referncias: Brackebusch, L. (1883); Frenguelli, J. (1936, 1937); Loss, R. (1951); Ruiz Huidobro, O.(1955). (J.C.M. TURNER) AZUL PAMPA (Formación...) Tremadociano inferior alto - Tremadociano superior bajo (Cordillera Oriental - provincia de Jujuy ) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 12). Descripción original: “Reddish-gray and grayish-pink, thickly bedded, quartzitic sandstones interbedded with grayish shaly sandstones and yellowish-green shales. The shaly intercalations become increasingly abundant upward in the section and the sedimentites are of predominantly greenish-gray color (beds exposed both east and west of Azul Pampa railway station). The upper greenish-gray shales and shaly sandstones yield Geragnostus callaveiformis, Leiagnostus turgidulus, Shumardia

minutula, Apatokephalus serratus, Parabolinopsis mariana, Parabolinella argentinensis, P. triarthroides,Triarthrus tetragonalis, Asaphellus catamarcensis, A. jujuanus, and Colpocoryphoides trapezoidalis. Lower reddish-pink sandstones and intercalated yellowish-green shales yielding Geragnostus hoeki, Shumardia erquensis, Kainella meridionalis, Pseudokainella lata, P. pustulosa, Parabolinella argentinensis, Parabolinopsis mariana, Angelina hyeronimi, and Asaphellus catamarcensis. Exposed thickness about 400 m” (Harrington in Harrington and Leanza, 1957: 14). Distribución geográfica y estratigráfica: Harrington in Harrington y Leanza (1957) definió la Formación Azul Pampa sobre la base de los afloramientos localizados en el valle transversal del río Iturbe, especialmente entre las localidades de Azul Pampa y Negra Muerta (provincia de Jujuy). La sección no aflora en forma continua, sino que está afectada por la existencia de varias fallas. Esta unidad contiene una profusa fauna de trilobites asignable a la Biozona de Kainella meridionalis y la Biozona de Bienvillia tetragonalis-Shumardia minutula (Tremadociano inferior alto-Tremadociano superior bajo) (véase también Fernández, 1983; Rubiolo et al., edic. prelim.). Referencias: Harrington y Leanza (1957), Fernández (1983), Rubiolo et al. (edic. prelim.). (M. F. TORTELLO) BALTONIODUS CRASSULUS ANDINUS – DREPANOISTODUS PITJANTI (Zona de Asociación de...). Arenigiano medio temprano. (Cordillera Oriental de Jujuy) RAO, R.I. 1999. Los conodonte Cambro-Ordovícicos de la Sierra de Cajas y del Espinazo del Diablo, Cordillera Oriental, República Argentina. Revista Española de Micropaleontología, 31(1): 23-51. Descripción original: “...se crea una biozona caracterizada por la presencia de B. crassulus andinus y D. Pitjanti. Se extiende por un espesor aproximado de ca. 80 m...Otras especies integrantes de la asociación son: Drepanoistodus sp., Oistodus sp. y Trapezognathus argentinensis”. Localidad tipo: La sección del Espinazo del Diablo, en la Cordillera Oriental de Jujuy (ca. 23º12’LS-65º37’LW). La biozona se extiende a través de la Formación Sepulturas por un espesor aproximado de 80 m. Edad: Arenigiano medio temprano. Observaciones: La fauna de conodontes descripta por Rao (1999) procede de la Formación Sepulturas, en el flanco occidental del Espinazo del Diablo, Cordillera Oriental de Jujuy. Esta zona de asociación también ha sido reconocida en el área de Los Colorados y Purmamarca, en la provincia de Jujuy (Rao et al., 1991; Rao et al., 1994). Referencias: Rao (1999), Rao et al. (1991), Rao et al. (1994).

(G. L. ALBANESI) BALTONIODUS NAVIS (Zona de Intervalo de...) Arenigiano medio tardío (Precordillera de San Juan, Sistema de Famatina) ALBANESI, G.L., HÜNICKEN, M.A. Y BARNES, C.R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “El límite inferior de la Zona de Baltoniodus navis corresponde al nivel de la primera aparición de la especie epónima. El límite superior de esta biozona está dado por el primer registro de Microzarkodina parva”. En la sección del portezuelo Yanso, aparte de B. navis, solo dos taxones, Baltoniodus triangularis y Drepanoistodus venustus aparecen restringidos al intervalo de esta unidad; probablemente por condicionamientos ambientales, dado que los rangos documentados para los mismos en otras regiones, superan los límites de este intervalo bioestratigráfico. Junto a la especie epónima, aparecen por primera vez B. triangularis, Drepanoistodus basiovalis, D. venustus, Paltodus jemtlandicus, Periodon aculeatus zgierzensis, Spinodus spinatus y Walliserodus costatus. En el estratotipo de esta biozona tienen sus últimos registros los siguientes taxones, B. navis, B. triangularis, D. venustus y Tripodus laevis. Si bien Triangulodus brevibasis (Sergeeva) no forma parte de la colección del estratotipo, cabe citarla en virtud de que ha sido hallada en estratos correlativos de la Precordillera (Serpagli, 1974; Lehnert, 1993) y es una especie importante para correlacionar intercontinentalmente el ámbito baltoescandinavo del Reino Nord-Atlántico. Localidad tipo: La sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 29º59’LS-68º36’LW). Los límites inferior y superior de la Zona de B. navis se sitúan a 248 m y a 294 m, respectivamente, de la base de la Formación San Juan. El espesor local de esta biozona es de 46 m. Edad: Arenigiano medio tardío. Correlación regional: La Zona de B. navis fue reconocida por primera vez en la Precordillera de San Juan por Lemos (1981), en el perfil de Buenaventura Luna, Huaco, a través de la especie epónima. En esta sección, la biozona referida se desarrolla en los 15 m superiores de la Formación San Juan, justo por debajo del contacto discordante con la secuencia carbonífera. Un taxón clave, Triangulodus brevibasis (Sergeeva) fue registrado por Serpagli (1974) en niveles correspondientes a su Fauna D. Si bien esta especie no se documenta para la sección del portezuelo Yanso, su aparición en la parte más alta de la Zona de B. navis en localidades tipo del área baltoescandinava, permite una correlación fiable.

Asimismo, la Zona de Asociación de conodontes VI de Lehnert (1993, 1995a) contiene T. brevibasis, cuya primera aparición en la sección de Niquivil estaría indicando la parte más alta de la Zona de B. navis. La presencia de H. altifrons en la misma sección (Lehnert, 1995a) sustentaría esta correspondencia. Albanesi et al. (1999a) identificaron la Zona de B. Navis en distintas localidades comprendidas entre los ríos Gualcamayo y Guandacol, en la Precordillera de San Juan y La Rioja. La Zona de B. navis fue reconocida en los niveles superiores de la Formación Suri, aflorante en la Sierra de Narváez perteneciente al Sistema del Famatina, noroeste del territorio argentino, por Albanesi & Vaccari (1994). Entre las especies determinadas, B. navis y T. brevibasis son taxones diagnósticos de la subunidad superior de la Zona de B. navis según la división tripartita propuesta para la región baltoescandinava, si bien estas especies podrían registrarse aún en estratos de la biozona sobreyacente (cf. Lehnert et al., 1997a). Referencias: Albanesi et al. (1998), Serpagli (1974), Lemos (1981), Lehnert (1993, 1995a), Albanesi & Vaccari (1994), Lehnert et al. (1997a), Albanesi et al. (1999a). (G. L. ALBANESI) BIENVILLIA TETRAGONALIS - SHUMARDIA MINUTULA (Zona de Asociación de...) Tremadociano superior bajo (Cordillera Oriental y Sierras Subandinas provincias de Salta y Jujuy ) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Págs. 27-28). Descripción original: “The zone shows a mixture of “old” Lower Tremadocian species, such as Triarthrus tetragonalis, Parabolinella argentinensis, and Parabolinopsis mariana, with “new” types such as Ceratopyge forficuloides, Asaphellus jujuanus, and Shumardia minutula. From the most common association of species, this may be termed the Triarthrus tetragonalis-Shumardia minutula zone...” “... Many of the “old” Lower Tremadocian types have disappeared... Others, however, still persist, but the coming in of new forms is evident. Some are exclusively known from this zone, as Acerocarina glaber...and Saltaspis steinmanni... Many newcomers reach maximum abundance in the succeeding zone (Notopeltis orthometopa zone). Among these, Colpocoryphoides trapezoidalis and Parabolinella triarthroides deserve especial attention...Proceratopyge incondita is a peculiar ceratopygid..” “Table 2, Zonal Distribution of Upper Tremadocian Fossils in Argentina, Triarthrus tetragonalis-Shumardia minutula zone: Geragnostus nesossii Harrington & Leanza, Geragnostus (Micragnostus) neumanni Harr. &

Leanza, Geragnostus (Micragnostus) hoeki Kobayashi, Geragnostus (Micragnostus) callaveiformis Harr. & Leanza, Leiagnostus turgidulus Harr. & Leanza, Shumardia minutula Harr. & Leanza, Plesioparabolina proparia Harr. & Leanza, Parabolinopsis mariana Hoek, Acerocarina glaber (Harr.), Saltaspis steinmanni (Kobayashi), Angelina hyeronimi (Kayser), Parabolinella argentinensis Kobayashi, P. triarthroides Harr., Plicatolina scalpta Harr. & Leanza, Triarthrus tetragonalis (Harr.), Pseudokainella lata (Kobayashi), P. keideli Harr., Apatokephalus serratus (Boeck), Asaphellus catamarcensis Kobayashi, A. jujuanus Harr., Illaenopsis stenorhachis (Harr.),Ceratopyge forficuloides Harr. & Leanza, Proceratopyge incondita Harr. & Leanza, Metapilekia bilirata Harr., Colpocoryphoides trapezoidalis (Harr.), Nannopeltis modesta (Harr.)...”. Extensión: La Zona de Bienvillia tetragonalis-Shumardia minutula se encuentra mejor representada en el ámbito de la Cordillera Oriental (Salta y Jujuy), en las localidades clásicas del río Santa Victoria (niveles superiores bajos de la Formación Santa Rosita, Turner, 1960), región del río Iturbe (Formación Azul Pampa, Harrington y Leanza, 1957), quebrada de Humahuaca (Formación Santa Rosita), Alfarcito (Rupasca Shales), cabecera del Angosto de Lampazar (Formación Saladillo, Keidel in Harrington, 1937; Keidel, 1943) y el tramo austral de la sierra de Mojotoro (Formación Floresta, Moya, 1988). Un detalle de las localidades específicas puede consultarse en Harrington y Leanza (1957: 44, 50, 229-251), con información adicional en Harrington (1938), López y Nullo (1969), Amengual y Zanettini (1974), Iñiguez (1976), González (1983), Aceñolaza y Baldis (1987), Moya (1988, 1998), Moya et al. (1994), Tortello (1996b), Aceñolaza y Albanesi (1996), Ortega et al. (1996), Tortello (1998). Asimismo, también se encuentra en las Sierras Subandinas, en la zona de Arroyo Volcán (sierra de Santa Bárbara, Jujuy) (Aceñolaza y González, 1977); y en la región austral de Bolivia (ej. Suárez Soruco, 1976; Pribyl y Vanek, 1980). Observaciones: Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) destaca que el cambio en la composición faunística representado en la Zona de Bienvillia tetragonalis-Shumardia minutula constituye un límite bioestratigráfico de importancia, que marca el inicio del Tremadociano superior en el norte de la República Argentina. Moya et al. (1994) correlacionan la parte inferior de esta unidad con la “Asociación Graptolítica V”, caracterizada por Bryograptus kjerulfi, la cual marca el inicio del Tremadociano tardío; mientras que correlacionan su parte superior con la “Asociación Graptolítica VI”, caracterizada por Adelograptussp. (Tremadociano tardío). Una asociación procedente del tramo austral de la sierra de Mojotoro (quebrada de Pinguiyal) compuesta por “Leiagnostus turgidulus” (= L. ceibalitensis Tortello, 1998), Geragnostus nesossii Harr. y Leanza, Geragnostus maurii Harr. y Leanza, Bienvillia shinetonensis (Raw), Apatokephalus exiguus Harr. y Leanza, Niobina taurina Harr. y Leanza, e Illaenopsis stenorhachis (Harr.), considerada originalmente como parte de la Biozona de Parabolina frequens argentina (Harrrington y Leanza, 1957), fue reasignada, sobre la base de nuevos estudios en la región, a la Zona de Bienvillia tetragonalis-Shumardia minutula (Tremadociano superior bajo) (González,

1983; Tortello, 1996b, 1998). Referencias: Aceñolaza y Albanesi (1996), Aceñolaza y Baldis (1987), Aceñolaza y González (1977), Amengual y Zanettini (1974), González (1983), Harrington (1937, 1938), Harrington y Leanza (1957), Iñiguez (1976), Keidel (in Harrington, 1937), Keidel (1943), López y Nullo (1969), Moya (1988), Moya et al. (1994), Ortega et al. (1996), Pribyl y Vanek (1980), Suárez Soruco (1976), Tortello (1996b, 1998), Turner (1960). (M. F. TORTELLO) CACHI (Formación) Cambro-Ordovícico ? (Sierra de Cachi, provincia de Salta) TURNER, J.C. 1960. Estratigrafía del Nevado de Cachi y sector al oeste (Salta). Acta Geológica Lilloana 3: 191-226. Tucumán. Descripción original: ..”Corresponde a un conjunto de rocas graníticas y constituye afloramientos de superficie mas bien reducida, en el cordón del Nevado de Palermo. El asomo mas importante constituye el Nevado de Cachi, que es el de mayor área. El afloramiento del Cerro Tres Tetas también es de una superficie respetable, pero menor que el anterior. Los demás afloramientos son en realidad asomos aislados, de muy poco importancia.”........”Las rocas que integran esta Formación son todas de aspecto granítico y presentan ciertas diferencias entre sí, sea por su color, por el tamaño de los granos y/o por su composición. Por lo general todas tienen aspecto fresco, aunque en determinados lugares aparecen algo descompuestas. Este último caso da lugar a pensar que tal vez están algo migmatizadas, es decir, que se trata de un granito migmatítico, pero no lo es. El color varía desde el blanco grisáceo, pasando por el rosado y el rojizo, hasta el gris oscuro. Predomina el gris claro que, lo mismo que sus formas características, permite reconocerlo desde lejos. El tamaño del grano varía desde grueso hasta mediano, con variaciones del tipo porfiroide. Asimismo se observan leves diferencias en la composición entre un afloramiento y otro y aún dentro del mismo afloramiento. La roca presenta estructura microgranosa a granosa, con cristales idiomorfos de tamaño mas bien uniforme (2 mm). Al microscopio se distingue plagioclasa (oligoclasa albita), cuarzo intersticial, biotita y muscovita. La textura corresponde a las trondhjemitas. La roca es una trondhjemita”. Descripción: En la Cordillera Oriental, entre Molinos y Los Nevados de Cachi afloran una serie de stocks epizonales post-cinemáticos sobre un eje de plutonización SE-NW, que intruyen a las rocas de la Formación Puncoviscana. Los intrusivos denominados Formación Cachi (Turner, 1960), muestran marcada foliación definida por la orientación de las micas. Ruiz Huidobro (1968) había identificado a los mismos como Granito Milonítico. Los plutones que constituyen la Formación Cachi está integrada por un conjunto de

plutones de variado tamaño, generalmente pequeños que afloran en la región central de la Sierra de Cachi y que en conjunto constituyen el eje de actividad plutónica que de norte a sur reciben los nombres de: Cerro Bayo, Las Palomas, Aguas Calientes, Tres Tetas, Peñas Blancas, Cachi, Libertador, (Galliski, 1983a). Hacia el sur continúa otro grupo integrado por los intrusivos de Vallecito, La Paya, Las Cabritas, El Alto, El Hueco e Incauca (Friedrich, inédito). El primer grupo de intrusivos, se trata de tonalitas hololeucocráticas (trondhjemitas), con un índice de color de 2 a 7 y constituidas por plagioclasa (An10-30), y cuarzo, junto a biotita, muscovita, epidoto y opacos. Otros accesorios presentes son circón, rutilo, apatita y titanita. La sillimanita sólo fue observada en el Cerro Tres Tetas; mientras que cordierita se encuentra en el intrusivo de Cachi. Texturalmente presentan variaciones de equigranulares a porfíricas. Según Galliski (1983a) el emplazamiento de los plutones trondhjemíticos es posterior a la fase principal de plegamiento que afectó a la comarca. Produciéndose un cambio desde el stock de Cachi hacia el sur, que muestran ya cierta esquistosidad, encontrándose ya emplazados en rocas migmatíticas y gneises con cordierita, feldespato potásico y biotita. Dentro del segundo grupo, el stock de Vallecito, está constituido por tonalitas porfíricas y trondhjemitas, con índices de color de 6 a 9, constituido por plagioclasa, cuarzo, biotita y muscovita. Los accesorios incluyen microclino pertítico, epidoto, cordierita, opacos, sillimanita y circón. La roca de caja está constituido por gneises y migmatitas. Los granitos de La Paya y Las Cabritas, muestran caracteres cataclásticos. La composición es variable y están constituidos por cuarzo, microclino y plagioclasa, junto a muscovita, granate y turmalina. Accesorios comunes son circón, apatita y opacos. Las rocas de caja son filitas moteadas de cordierita, gneises y migmatitas. El Alto está constituido por una trondhjemita porfírica. Mineralógicamente está compuesta por cuarzo, plagioclasa, biotita, epidoto y muscovita. Microclino, opacos y turmalina, son accesorios menores. El Hueco, está constituido por tonalita formada por cuarzo, plagioclasa y microclino, junto a cordierita, biotita, epidoto, muscovita y sillimanita, además de circón y opacos. Localidad tipo: Nevados de Cachi en la Cordillera Oriental de la provincia de Salta. Afloramientos: En la Cordillera Oriental, entre Molinos y Los Nevados de Cachi afloran una serie de stocks epizonales post-cinemáticos sobre un eje de plutonización SE-NW, que intruyen a las rocas de la Formación Puncoviscana. Relaciones de campo: Las intrusiones de la Formación Cachi en la Formación Puncoviscana producen aureolas de contacto zoneadas de diversa extensión, constituídas por filitas moteadas, esquistos, gneises y migmatitas, conocidas como Formación La Paya (Aceñolaza et al., 1975). Edad y correlación: Lork et al. (1989) determinan para el granito La Angostura, por U-Pb sobre circones edades de 453 +-25-27 Ma y sobre monazita de 462 +-1 Ma. Lork 8inédito) establece para el intrusivo Aguas Calientes dos discordias U-Pb, sobre circones de 453 y 509 Ma. El intrusivo de Vallecito tiene una edad U-Pb sobre circones

de 453 Ma (Lork et al., 1990) y para la trondhjemita El Alto 481 y 532 Ma. Referencias: Ruiz Huidobro (1968); Aceñolaza et al. (1975); Galliski (1983a y b); Galliski et al. (1987); Galliski y Miller (1989); Lork et al. (1989, 1990); Miller (1999); Toselli y Rossi (1990). (F .G. ACEÑOLAZA) CACHIYUYO (Grupo )

Ordovícico

ACEÑOLAZA, F. G. y TOSELLI, A. J. 1981 Geología del Noroeste Argentino. Publicación especial Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de Tucumán. 212 pp. Tucumán. Descripción original: "En la Sierra de Famatina la sucesión sedimentaria y fosilífera presenta, en términos generales, características propias de un ambiente de plataforma algo distante al borde occidental del Cratógeno Central. Allí es donde se desarrolla una potente serie sedimentaria a la que acompaña un acontecimiento efusivo dacíktico riolítico. A la sedie sedimentaria y vulcanítica se propone integrarla en el Grupo Cachiyuyo, que estaría formado por las Formaciones Volcancito, Portezuelo de las Minitas-La Alumbrera, Suri-Molles y Morado-Las Planchadas.La mencionada secuencia en algunas comarcas, a su vez sufrió débiles efectos de metamorfismo regional transforándose en pizarras y filitas (Formación Negro Peinado) como asimismo fenómenos de metamorfismo de contacto con desarrollo de corneanas." Observaciones: Los autores pretendieron dar un concepto abarcativo que involucre a las rocas del lapso Tremadociano-Arenigiano-Llanvirniano que hasta ese momento se conocían aflorando en diferentes lugares del Sistema del Famatina. De alguna manera reemplazaban el de Grupo Famatina descripto previamente por Turner (1960) que solo incluye a las formaciones Suri-Molles y que naturalmente no representan la totalidad del evento sedimentario ni eruptivo del sistema. Este criterio fue nuevamente aplicado por Mángano y Buatois (1996) y Durand et al (1990). Referencias: Aceñolaza y Toselli (1981), Durand et al (1990) y Mángano y Buatois (1996) (F. G. ACEÑOLAZA) CAFAYATE (Granito). Ordovícico. (Sierra de Quilmes, Salta). RAPELA, C.W. 1976. Las rocas granitoides de la región de Cafayate, Provincia de Salta. Aspectos petrológicos y geoquímicos. Asociación Geológica Argentina, Revista, XXXI(4): 260-278. Buenos Aires.

Descripción original: "El stock de Cafayate tiene una gran variedad composicional dentro del espectro granitoide, que abarca desde las tonalitas (sin feldespato alcalino) hasta los granitos, siendo esta última especia litológica levemente predominante sobre el resto. El color varía de un gris verdoso en las tonalitas a un rosado claro a rosado violáceo (en rocas alteradas) en los granitos, observándose transiciones graduales entre estos dos últimos extremos."......"Composición mineralógica y textura: los componentes félsicos son plagioclasas, cuarzo y feldespato alcalino (microclino), con predominio variable de las tres especies. Como mafitos se encuentran biotita y muscovita. Accesorios: circón, apatita y calcita. Secundarios: magnetita, epidotos, muscovita, clorita y productos arcillosos. La textura es granuda hipidiomorfa"... Localidad tipo: tres kilómetros al oeste de Cafayate, provincia de Salta. Afloramientos: Es un batolito parcialmente concordante, de forma elongada, con su eje mayor en dirección NNW. El cuerpo se extiende desde 2 km al norte del río Yacochuya hasta 4 km al norte de la quebrada del río Tolombón, con un largo aproximado de 16 km. Relaciones de campo: El contacto oriental y septentrional del intrusivo con las filitas del Complejo Tolombón, es neto, mientras que los contactos occidental y meridional, con gneises y migmatitas son difusos y transicionales. Edad y correlación: Rapela (1976) estableció edades K-Ar de 490±15 Ma y 391±16 Ma. Rapela et al. (1982) establecen por Rb-Sr 475±7 Ma. y Miller et al. (1991) una isócrona Rb-Sr de 507±13 Ma. Con una edad modelo de Nd (tDM) de 1,74 Ga. (Becchio, 2000). Referencias: Rapela (1976); Toselli et al. (1978); Miller et al. (1991). (A.J.TOSELLI y J. ROSSI) CAJANO

(Piso)

Ordovícico inferior

ACEÑOLAZA, F. G. 1992 El Sistema Ordovícico de Sudamérica In GutierrezMarco et al Paleozoico inferior de Ibero-América. Publicación especial Universidad de Extremadura 85-118. Descripción original: "En algún momento, y para mejor interpretación secuencial tanto de fauna como de litología, hemos pensado definirlos mismos en dos pisos: uno basal que integra parte del Cámbrico y del piso Tremadociano, que puede apoyarse en la sección de Cajas o CAJANO, y el otro que incluye el Tremadociano-Arenigiano con buen exhibición en la zona de Acoite-Santa Victoria o ACOITEANO (figura 2)". Referencia: Aceñolaza (1992) (F. G .ACEÑOLAZA)

CAJAS (Formación) Cámbrico Superior (Cordillera Oriental – provincias de Salta y Jujuy) SPENCER, Jr. Y FRANK, N. 1950. The geology of the Aguilar Lead-Zinc Mine, Argentina. Economic Geology XLV: 405-433. Urbana. Descripción original: “... it contains a basal quartzite overlying shales. Although the quartzite section is somewhat similar to the Aguilar quartzite, the shales are quite different from the Aguilar shale. In the transition zone between the two parts of the formation, a number of this strata of phosphatic limestone occur wich contain numerous trilobites and few brachiopods. Nine species of trilobites were identified by Kobayashi (1936) who places them in the lower Ordovician. The complete section of the formation has not been studied. Some shales interstratified with the lower quartzites are green colored. Thinly laminated, black carbonaceous shales overlie the transition limestones and are cut by an unconformity several hundred meters higher.” Localidad tipo: Sierra del Aguilar, Departamento Humahuaca, provincia de Jujuy. Extensión geográfica, relaciones estratigráficas y espesor: Turner le asigna un espesor de 2.000 metros. Paleontología y edad: Dada la mención sobre la existencia de nueve especies de trilobites en la unidad (Turner, 1976), es probable que la misma sea parcialmente equivalente a los niveles arenosos inferiores de la Formación Lampazar. Según el último autor, es Kobayashi (1936) quien hace referencia al contenido paleontológico de la unidad, sin embargo, la misma no es mencionada como tal, y probablemente corresponda a una secuencia distinta a la aquí tratada. El nombre ha caído en desuso y actualmente se acepta la equiparación realizada por Turner (1976) para esta unidad. Observaciones: Turner (1964) equipara a la Formación Cajas con la Formación Chalhualmayoc (Turner, 1960). Referencias: Brown (1941, 1948), Sgrosso (1943), Spencer (1950), Turner (1960a, 1964, 1976). (G. F. ACEÑOLAZA)

CAJAS (Formation) Ordovícico inferior. (Jujuy). SPENCER, Jr. y FRANK, N. 1950. The Geology of theAguilar Lead-Zinc Mine, Argentina; en Economic Geol., XLV, 405-433, Urbana. . Descripción Original: "....it contains a basal quartzite overlyng shales. Although the quartzite section is somewhat similar to the Aguilar quartzite, the shales are quite

different from the Aguilar shale. In the transition zone between the two parts of the formation, a number of this strata of phosphatic limestone occur wich contain numerous trilobites and a few brachiopods. Nine species of trilobites were identified by Kobayashi (1936) who places them in the lower Ordovician. The complete section of the formation has not been studied. Some shales interstratified with the lower quartzite are green colored. Thinly laminated, black carbonaceous shales overlie the transition limestones and are cut by an unconformity several hundred meters higher". No se pudo observar la base. La Formación se presenta con un espesor de 2.00 metros. Localidad tipo: Sierra del Aguilar Referencias: Brown, J.S. (1941, 1948); Sgrosso, P. (1943) (J.C.M. TURNER) CALALASTE (Grupo)

Ordovícico

ACEÑOLAZA, F.G. y TOSELLI, A.J. 1981. Geología del Noroeste Argentino. Publicación especial Facultad de Ciencias Naturales,Universidad Nacional de Tucumán. 212 pp. Tucumán. Descripción original: " Al Ordovícico puneño, en facies de flysch, sepropone integrarlo en el Grupo Calalaste, constituído por las Formaciones Aguada de la Perdiz, Falda Ciénega y Lina" Observaciones: Los autores con este nombre pretendieron dar un concepto abarcativo para el ordovícico sedimentario-volcanogénico característico de la Puna deSalta y Jujuy, interpretándo a las unidades que lo integran como propias de un acontecimiento en el que se involucran procesos de sedimentación y de una etapa eruptiva. Para Bahlburg el mismo se reconoce con el nombre de "Evento sedimentario..., lo que constituye un nombre informal al no ajustarse a las normas del Código de Estratigrafía. Referencias: Aceñolaza, F.G. y Toselli, A.J. (1981), Bahlburg(19 ) (F.G.ACEÑOLAZA) CALDERA (Sandstones...) Tremadociano inferior alto (Cordillera Oriental - provincias de Jujuy y Salta) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 12). Descripción: “Yellowish-brown massive quartzitic and shaly sandstones, with

abundant intercalations of dark greenish-gray shales and sandy shales (exposed near La Caldera, 20 km north of Salta city). Fossils, Kainella meridionalis, Parabolinopsis mariana, Asaphellus catamarcensis. Exposed thickness about 200 m” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 12). “...bancos tabulares de arenisca cuarzosa mediana con entrecruzamientos, separados por interlaminaciones de lutita y wacke fina bioturbadas. En los tramos inferior y superior de la Fcal, el rasgo más notable es la frecuencia de bancos megaondulados de arenisca cuarzosa fina con secuencias HCS (términos PH, PHF y BPHF); el término B está constituido por clastos guijarrosos o por coquina compuesta por fragmentos de lingúlidos, braquiópodos articulados y trilobites (Parabolinopsis mariana Hoek y P. argentinensis, entre otros). En muchas de estas coquinas cuarzosas, una pátina limolítica cubre los restos fósiles e inclusive rellena pequeñas oquedades” (Moya, 1998: 226). Distribución geográfica y relaciones estratigráficas: Moya (1998: 226) (véase también Moya, 1988, 1999; Moya et al., 1994) proporcionó un detalle de la distribución de la Formación Caldera, destacando que sus principales afloramientos se localizan. sobre el camino de cornisa Salta-Jujuy (Alto de la sierra-abra de Santa Laura, La Caldera, sur de Calderilla) y la Finca Miraflores (provincias de Jujuy y Salta). La unidad se contacta con la infrayacente Formación San José a través de una rápida transición caracterizada por intercalaciones de wackes y lutitas verdes, fosilíferas, y bancos de arenisca gris clara (Moya, 1998). A su vez, hacia el techo de la Formación Caldera se verifica una rápida transición en la que las facies de arenisca son reemplazadas por lutita y wacke fosilíferas (base de lutita 2) (Moya, 1998). Paleontología y edad: Los trilobites reconocidos en la unidad pertenecen tanto a la Biozona de Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina como a la Biozona de Kainella meridionalis (Tremadociano inferior) (Moya, 1998). Observaciones: La Formación Caldera se corresponde con la “Arenisca 2” (A2) definida por Moya (1988). Referencias: Harrington y Leanza (1957), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. (1994). (M. F. TORTELLO) CALIZAS SAN JUAN Ordovícico Llanvirniano. (Mendoza, San Juan, La Rioja). HARRINGTON, H.J. 1953. Descripción geológica de la Hoja 22c-Ramblón. Provincia de Mendoza y San Juan. Dirección Nacional de Geología y Minería Bol. 114. Descripción Original: Este conjunto de calizas fue mencionado por primera vez por Stelzner en 1876, quien halló en ellas los primeros fósiles,que determinados por Kayser fijaron para las mismas edad ordovícica. Estas calizas son, conocidas

generalmente como "Calizas Ordovícicas o Cambro-Ordovícicas". Harrington las describe como: " Por regla general y cuando un espesor considerable de calizas está expuesto en un afloramiento dado, tal como ocurre en el cerro Pedernal, la parte inferior del grupo se caracteriza por sus camadas gruesas y macizas, en bancos de hasta tres metros de espesor individual, mientras que la porción superior está integrada por calizas finamente esratifícadas, en láminas de pocos centímetros de espesor. Estas últimas muestran casi siempre delgadas particiones y bandas arcillosas (shaly partings) de color verde amarillento que se meteorizan con tono amarillo intenso. Las calizas son a veces algo margosas y rara vez dolomíticas y las particiones arcillosas suelen observarse también entre camadas gruesas y macizas, aunque allí son siempre escasas y espaciadas. Variedades oolíticas no son raras como intercalaciones y de pocos metros de espesor dentro de las macizas o laminadas". El grupo de calizas se halla cubierto concordantemente por la Formación Trapiche, bien documentada por una rica fauna en graptolites y trilobites. A su vez se apoya concordantemente, en La Rioja, sobre lutitas de la Formación Gualcamayo, también documentada paleontológicamente. Localidad tipo: Precordillera de San Juan, Mendoza y La Rioja, en su borde oriental y escamas en su parte central. Edad: Durante mucho tiempo fueron consideradas las calizas San Juan, como una mezcla tectónica entre el Cámbrico y el Ordovícico que, por su naturaleza calcárea y aspecto similar, eran imposible de separar regionalmente. El conjunto acusaba faunas tanto del Cámbrico medio como del Ordovícico. Actualmente el progreso en los trabajos regionales ha permitido separarlos muy bien distribuyéndose generalmente los afloramientos del Cámbrico al oriente, y los del Ordovícico, inmediatos al oeste. Las faunas han sido estudiadas por Harrington y Leanza 1957, quienes, entre otros, determinaron los siguientes fósiles: Monticulipora argentina Kayser, Productorthis kayseri Kozlowski, Sowerbyella sp. Aff. S. Sericea Sowerby, Maclurites avellanedae Kayser, Maclurites sarmientoi Kayser,Lituites sp., Orthis n. Sp., Remopleuridiodes preandinus Harrington y Leanza, Proetiella tellecheai Rusconi,Nanillaenus gualcamayensis Harrrington y Leanza, Mendolaspis salagastensis Rusconi, Encrinurus? Niquivilensis Harrington y Leanza. En base a los mismos, dichos autores concluyen que pueden ser considerados como Llanvirnianos. Espesor: La complejidad de sus capas a posibilitado la medición exacta de su espesor. Diversos autores asignan a las mismas espesores muy variables que van desde los 1.000 a 4.000 m. Si bien no se puede determinar el valor exacto se desprende que los mismos son de consideración y del orden de los miles de metros, destacándose que su masa más importante se encuentra entre el límite de las provincias de La Rioja y San Juan. Referencias: Furque,G.(1963), Harrington,H. y Leanza, A.(1957); Kayser,E. (1876); Stelzner, A. (1876); Sttappenbeck,R. (1910).

(G. FURQUE) CANDELARIA (Formación...) Cámbro-Ordovícico (Sierras Subandinas/Pampeanas, provincias de Salta y Tucumán). RICCI H.I. y VILLANUEVA, A. 1969. La presencia de Paleozoico inferior en la Sierra de La Candelaria (Pcia. de Salta). Acta Geológica Lilloana 10 (1): 1-16. Tucumán. Descripción original: “En marcada discordancia angular, sobra las filitas precámbricas, yace una serie de ortocuarcitas de color rosado a morado pálido, macizas, en bancos no mayores de 0,60 m. A menudo, los bancos se presentan con una visible laminación entrecruzada, que es posible ver sobre todo en las crestas elevadas que forman estos afloramientos, no así en la Quebrada, donde la estratificación no es visible. Ocasionalmente se observan intercalaciones de lutitas micáceas y limolitas blanquecinas de unos 2 – 5 cm de espesor y estructuras a modo de pliegues de arrastre, en sedimentos pelíticos. A las ortocuarcitas siguen concordantemente y en pasaje gradual, areniscas de grano fino, con finísimas laminillas de mica, irregularmente distribuídas; son de color rosado claro, duras, con fina estratificación paralela. Son frecuentes las intercalaciones de lutitas limolíticas de color gris verdoso, que llegan a alcanzar 20 cm de espesor; a veces adoptan forma de lentes. Estas areniscas se presentan en bancos de menor potencia que las ortocuarcitas, excepto cerca del techo, donde vuelven a alcanzar unos 0,50 m de espesor. Es frecuente hallar en las superficies de estratificación, capitas castaño-rojizas debido a la presencia de óxido de hierro; también se encuentra grietas de desecación.” Localidad tipo: Sector austral de la sierra de La Candelaria, provincia de Salta.

Extensión geográfica, relaciones estratigráficas y espesor: La secuencia presenta un amplio desarrollo en la serranía homónima, culminando hacia el sur con unos afloramientos muy reducidos sobre el flanco oriental de la sierra del Campo, en la provincia de Tucumán. Ricci y Villanueva (1969) mencionan en la definición original una marcada discordancia angular hacia la base de la unidad, infiriendo hacia arriba un pasaje transicional con las lutitas de la Formación Orcomato. En su localidad tipo, la unidad alcanza un espesor máximo de 750 m (Ricci y Villanueva, 1969). Hacia el sur, los afloramientos de la provincia de Tucumán constituyen una escama tectónica que no supera los 100 m de espesor, disponiéndose discordantemente sobre la Formación Medina (Bossi, 19...), entrando en contacto hacia el techo con sedimentitas Cretácico-terciarias del Grupo Salta. Paleontología y edad:

Observaciones: Referencias: (G. F. ACEÑOLAZA)

CARDIOGRAPTUS MORSUS (Zona de Intervalo de ...) Yapeeniano tardío (Ya2) (Precordillera de La Rioja y San Juan) ORTEGA, G. y ALBANESI G.L. 1999. Graptolite biostratigraphy of the Gualcamayo Formation (Middle Ordovician) at the Los Sapitos Creek section, Argentina Precordillera. En Kraft, P. & FATKA, O. (eds.), Quo vadis Ordovician?, Short papers of the Eight International Symposium on the Ordovician System, Praha, Acta Universitatis Carolinae, Geologica, 43 (1-2): 50. Descripción original: “The FAD of Cardiograptus morsus defines the base of the homonimous biozone ca. 21,5 m above the base of the Gualcamayo Formation. The top of the biozone coincides with the FAD of Undulograptus austrodentatus ... the first appearance of the Araneograptus dumosusform B (sensu Cooper, 1973), Pseudisograptus manubriatus manubriatus, Oncograptus upsilon biangulatus, Exigraptus clavus, Glossograptus acanthus, Pseudisograptus sp., and Isograptus caduceus caduceus were recorded. The significant synchronic debut of Paraglossograptus tentaculatus andUndulograptus sp. is recorded at LS VIII, ca. 27 m above the base of the formation”. Edad: Esta graptofauna puede ser referida al Yapeeniano tardío (Ya2) del esquema australiano. Observaciones: La biozona se extiende a través del techo del miembro inferior de la Formación Gualcamayo, con un espesor de 8 m en la sección de Los Sapitos. Graptofaunas similares han sido descriptas en diversas secciones entre los ríos Guandacol y Gualcamayo por otros autores (Brussa et al., 1998). Referencias: Ortega, G. et al. (1993); Ortega, G. y Albanesi, G.L. (1999 a). (G. ORTEGA) CARDONAL (Formación...) Cámbrico superior alto - Tremadociano inferior alto (Cordillera Oriental y Puna oriental - provincias de Salta y Jujuy -) KEIDEL, J. in HARRINGTON, H. J. 1937. On some ordovician fossils from northern Argentina. Geological Magazine 74 (873): 97-124. (Pág. 101). Descripción Original: Harrington (in Harrington y Leanza, 1957: 6) resumió las características de esta unidad sobre la base de los trabajos originales de Keidel (in Harrington, 1937; Keidel, 1943) y de observaciones propias, homologándola con el tramo superior del “Grupo Cardonal (C2)” (véase Keidel in Harrington, 1937: 101; y

una extensa descripción en Keidel, 1943: 169, 179-181). “Fine grained, grayish-white to light yellowish-brown quartzitic sandstones, stratified in thick beds alternating with thinly laminated layers; bedding planes normally coated with muscovite flakes; ripple marks common; some beds packed with Scolithos tubes, others cross-laminated, some with calcareous matrix grading into sandy limestones weathering into dark brown, porous, very friable sandstones. Quartzitic beds with intercalated layers of ash- and lead-gray, greenish-gray and purplish sandy shales and siltstones, increasingly abundant toward top of formation. These are thinly bedded, usually showing alternating laminae of siltstones, muscovitic sandy shales, and muscovitic fine-grained sandstones; bedding planes irregular; some silty-sandy layers displaying intrastratal flowage of pillow type, others with abundant Scolithos tubes...” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 6). Extensión geográfica, espesores y relaciones estratigráficas: La unidad se encuentra representada en varios parajes de las quebradas del Toro e Incamayo (provincia de Salta), en localidades tales como Pueblo Viejo, Angosto de La Quesera, Angostura de Pascha, Angosto de Lampazar y cerro Gólgota (Keidel, 1943; Vilela, 1956; Harrington in Harrington y Leanza, 1957; Moya, 1988, 1999; Moya et al., 1994). Como consecuencia de fenómenos de corrimientos, Keidel (1943) destacó que los espesores medidos en estos afloramientos son muy variables. Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) relevó 150 metros en la sección clásica del Angosto de Lampazar. En esta última, en concordancia, la Formación Cardonal sobreyace a la Formación Lampazar y se dispone por debajo de la Formción Saladillo. La Formación Cardonal también aflora en el tramo norte de la sierra de Cajas (provincia de Jujuy) (Aceñolaza, 1968). Allí presenta un espesor de unos 100 metros; su base está en relación normal y concordante con la Formación Lampazar, mientras que en el techo, una falla la pone en contacto con la Formación Acoite (Arenigiano) (Aceñolaza, 1968; Cortés et al., 1987). Paleontología y edad: Los conodontes, trilobites y graptolitos descriptos en la quebrada Amarilla (sierra de Cajas) a lo largo de la Formación Cardonal (=tramos superiores de la Formación Lampazar + Formación Cardonal sensu Rao y Hünicken, 1995) representan las biozonas clásicas del lapso Cámbrico Tardío-Tremadociano temprano a medio (Zona de Cordylodus, Zona de Cordylodus intermedius, Zona de Cordylodus lindstromi y Zona de Cordylodus angulatus; Asociaciones de graptolitos 1 y 3 de Erdtmann, 1988; parte superior de la Zona de Parabolina frequens argentina y Zona deKainella meridionalis) (Aceñolaza, 1968; Rao y Hünicken, 1995; Ortega y Rao, 1995; Rao, 1999; Tortello et al., 1999). Por su parte, los afloramientos de las quebradas del Toro e Incamayo contienen trilobites, conodontes y braquiópodos característicos del Tremadociano temprano-Tremadociano medio (Zona de Parabolina frequens argentina y Zona de Kainella meridionalis; Zona de Cordylodus angulatus) (Kobayashi, 1935; Harrington, 1937, 1938; Harrington y Leanza, 1957; Ortega et al., 1997; Rao y Tortello, 1998; Tortello y Rao, en prensa). Observaciones: La Formación Cardonal se corresponde con la “Arenisca 2” (A2)

definida por Moya (1988) (véase también Moya, 1998, 1999). Referencias: Aceñolaza (1968), Cortés et al. (1987), Erdtmann (1988), Harrington (1937, 1938), Harrington y Leanza (1957), Keidel (1943), Kobayashi (1935), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. (1994), Ortega y Rao (1995), Ortega et al. (1997), Rao (1999), Rao y Hünicken (1995), Rao y Tortello (1998), Tortello y Rao (en prensa), Tortello et al. (1999), Vilela (1956). (M. F. TORTELLO) CASA COLORADA (Shales ...) Cámbrico Superior (Cordillera Oriental de Jujuy, Quebrada de Humahuaca).

HARRINGTON, H.J., 1957. Véase: CASA COLORADA (Formación...)

CASA COLORADA (Formación...) Cámbrico Superior (Cordillera Oriental de Jujuy, Quebrada de Humahuaca).

LÓPEZ, C.R. y NULLO, F.E. 1969. Geología de la margen izquierda de la Quebrada de Humahuaca, de Huacalera a Maimará. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 24 (3): 173-182. Descripción original: “Comienza con un ortoconglomerado oligomíctico, formado por clastos subangulosos de dos a cinco centímetros de diámetro promedio, producto de la destrucción de las rocas precámbricas y cámbricas. La matriz es arenosa y el cemento cilíceo es de color castaño verdoso con tintes violados. Presenta un espesor de un metro aproximadamente, el cual ha sido observado en la quebrada del Abra Blanca. Sobre este descansa una potente sucesión de areniscas de grano mediano, de color pardo verdoso, en bancos de 20 cm de espesor. Se advierte la presencia de clastos diseminados en un paquete cuyo espesor oscila entre 5 y 7 metros. Hacia el techo se observan areniscas lutíticas y micáceas en bancos de 10 a 15 cm de espesor, además de abundantes intercalaciones de lutitas de color pardo verdoso. En estas últimas fueron encontrados restos de marcas de fondo, vermes y óndulas.” Localidad tipo: Quebrada de Casa Colorada, Cumbres de Alfarcito, provincia de Jujuy. Distribución geográfica, relaciones estratigráficas y espesor: Esta denominación formacional es usada para los afloramientos desarrollados en la comarca de las cumbres de Alfarcito y Quebrada de Humahuaca. En su localidad tipo, el contacto inferior viene marcado por niveles conglomerádicos sobre las psamitas del Grupo Mesón, sin embargo en otras localidades puede presentarse truncada tectónicamente dada la compleja estructura geológica de la comarca. La secuencia presenta un pasaje transicional hacia los niveles arenoso-cuarcíticos de la suprayacente Formación Cardonal. Harrington (1957) menciona 250 metros de secuencia, mientras que López y Nullo (1969) al definirla formalmente le asignan a la unidad un máximo de 300 metros. Paleontología y edad: Esta unidad presenta un buen contenido paleontológico, con

trilobites, braquiópodos, equinodermos y trazas fósiles. La fauna de trilobites presenta el desarrollo de la biozona de Parabolina frequens argentina (Kayser), junto a la clásica fauna trilobítica asociada (Harrington y Leanza, 1957; Aceñolaza, 1996). Observaciones: Harrington (1957) categoriza a esta unidad informalmente, en un rango menor como lutitas Casa Colorada (“Casa Colorada shales”), probablemente considerando que los mismos no reunían los requisitos para ser separados como una entidad diferente con categoría de Formación. Dado el volumen y desarrollo del material agrupado por caracteres litológicos claramente diferenciables es que López y Nullo (1969) elevan su rango formalizando su definición, con categoría de Formación. Esta unidad es considerada al menos parcialmente equivalente a la Formación Lampazar aflorante en otras localidades de la Cordillera Oriental Argentina. Referencias: Harrington y Leanza (1957); Moya (1988); Aceñolaza (1996). (G. F. ACEÑOLAZA) CASA COLORADA ( Shales....)

Ordovícico Tremadociano inferior. (Jujuy).

HARRINGTON,H.J., en HARRINGTON,H.J., y LEANZA, A.F. (1957). Ordovician trilobites of Argentina. Univ. of Kansas, Dept. og Geol., Spec. Public. 1, Lawrence. Descripción Original : " Thinly bedded, fissile, yelloswsh-green to greenish-yellow shales, with some dark gray intercalations and few, thin sandy layers; fossils, Parabolina argentina, etc." La base no se observó. Localidad tipo: Al este de Tilcara, quebrada de Humahuaca. Referencias: Daniel. (1940). (J.C.M.TURNER) CASAYOK (Sandstones...) Cámbrico Superior alto - Tremadociano inferior (Cordillera Oriental - provincia de Jujuy ) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 14). Descripción original: “Gray shaly sandstones and fine-grained sandstones, usually calcareous, with interspersed thin intercalations of dark gray sandy limestones (exposed in the Angosto de Casayok, 6 km downstream from Azul Pampa). Fossils, Geragnostus sp., Parabolina argentina, Angelina hyeronimi, Asaphellus catamarcensis, Kainella conica. Exposed thickness about ?100 m”

(Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 14). Distribución geográfica y estratigráfica: Harrington in Harrington y Leanza (1957) restringe la definición de esta unidad a los afloramientos localizados en el valle transversal del río Iturbe, especialmente entre las localidades de Azul Pampa y Negra Muerta (provincia de Jujuy), señalando que los mismos no afloran en forma continua, sino que están afectados por la existencia de varias fallas. Los trilobites coleccionados en la Formación Casayok son asignables a la Biozona de Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina (Cámbrico tardío-Tremadociano temprano) (véase también Fernández, 1983; Rubiolo et al., edic. prelim.). Referencias: Harrington y Leanza (1957), Fernández (1983), Rubiolo et al. (edic. prelim.). (M. F. TORTELLO) CASPICHANGO (Granito) Cámbrico- Ordovícico inferior. (Cumbres Calchaquíes, provincia de Tucumán)

RUIZ HUIDOBRO, O. 1972. Descripción geológica de la Hoja 11e, “Santa María”. Boletín Servicio Nacional de Mineria y Geología 134. Buenos Aires. Descripción original: “.... El cuerpo de Caspichango, de unos 4 Km de ancho, está clasificado como granodiorita. En esta roca la plagioclasa está totalmente reemplazada por sericita. El cuarzo es abundante; si bien fracturado, no presenta signos de haber sufrido presiones elevadas. El microclino se presenta fresco y en menor porporción que la plagioclasa. En esta misma zona hay cuerpos más pequeños de un granito aplítico, probablemente producto de las facies aplíticas. Se trata de un granito equigranular con muscovita y sin biotita; y con estructura granosa panalotriomorfa de grano fino ...” Localidad tipo: hacia el oriente de la Cumbres de Mala Mala (sureste de las Cumbres Calchaquíes), en la confluencia del río Los Chorros con el río Caspichango, provincia de Tucumán. Afloramientos: Al este de las cumbres de Mala Mala, Tucumán. Edad: la metodología K-Ar en biotita dio 490 ± 15 y 530 ± 20 Ma. Linares y González (1990 y 1984). (A. TOSELLI, M. BAEZ, F. SARDI)

CERRO BOLA (Lutitas del...) Ordovícico medio

MARQUAT & MENÉNDEZ (1985) Véase: PAVÓN (Formación...)

CERRO BOLA-ARROYO PAVÓN (Facies del...) Ordovícico CUERDA & CINGOLANI , (1998)

Véase: PAVÓN (Formación...) CERRO TOCINO (Vulcanitas) Arenigiano (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja) ASTINI, R.A. 1998b. El Ordovícico de la región central del Famatina (provincia de La Rioja, Argentina): aspectos estratigráficos, geológicos y geotectónicos. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 53 (4): 445-460. Buenos Aires. Descripción original: Astini (1998b) propone este nombre para las vulcanitas félsicas a intermedias (riolitas y andesitas) que constituyen el anticlinal del cerro Tocino. Localidad tipo: Cerro Tocino, región de río Cachiyuyo, flanco oriental de la sierra de Famatina, provincia de La Rioja (28º 45´ lat. S y 67º 45´ long. O). Relaciones estratigráficas: Esta unidad subyace a una sucesión de pelitas negras graptolíticas correspondientes al tramo inferior de la Formación Suri. Según Astini (1998b) el contacto puede ser observado en el flanco occidental del cerro Tocino, sobre la vertiente que desciende al puesto Las Torrecitas. Edad: Como las Vulcanitas Cerro Tocino subyacen a niveles sedimentarios portadores de graptolitos de la Biozona de Baltograptus deflexus se sugiere una edad arenigiana inferior para las mismas. Observaciones: Las rocas volcánicas que constituyen el cerro Tocino fueron consideradas anteriormente por Turner (1960a, 1964b) como parte de la Formación Morado, sin embargo Astini (1998b) ubica a las mismas por debajo de la sucesión sedimentario-volcánica del Grupo Famatina en base a su ubicación dentro de la estructura anticlinal del cerro Tocino. Referencias: Astini (1998b, 1999b) (S. B. ESTEBAN) CERRO TORO (Granito) TOSELLI, A.J.; SAAVEDRA, J. y ROSSI DE TOSELLI, J.N. 1988. Estudio preliminar de granitoides del Sistema de Famatina, La Rioja, Argentina: sus relaciones con otros granitos Pampeanos. Revista AMPS, 19 (1-4): 1-12. Bs. As. Descripción Original: los afloramientos consisten aproximadamente en 90% de tonalitas que varían desde biotíticas a biotíticas-anfibólicas, de color gris a gris oscuro con muy escasas gradaciones a términos granodioríticos. Se destacan facies

contrastadamente ácidas (monzogranitos) con biotita y escasa muscovita en forma de pequeños stock y también intruyendo a las tonalitas como diques sinplutónicos. Los mismos son generalmente foliados sin deformación con rumbo 340º-350º. Son equigranulares con grano grueso a medio. La plagioclasa es el mineral más abundante y varía entre An40-50, la biotita es el mafito mas importante y le sigue la hornblenda . El cuarzo es intersticial y los accesorios más comunes son esfena, opacos y epidoto. Los monzogranitos son de grano grueso, con escasa biotita y algo de muscovita, con oligoclasa ácida sin estructura zonal y microclino abundante. Localidad tipo: Cerro Toro, sistema de Famatina, Provincia de la Rioja . Afloramientos: contrafuerte occidental del Sistema de Famatina a la latitud de Castelli, Cerro Toro y La Puntilla. Relaciones de campo: estas rocas son las dominantes en los cerros Toro y La Puntilla y se extienden hacia el este hasta las sedimentitas y vulcanitas que forman la Cuchilla Negra, con los que guarda contacto tectónico y que las separan del granito Ñuñorco. Las mismas rocas aparecen al oeste del valle de Vinchina, en asomos pequeños intruyendo los esquistos, gneises, anfibolitas y migmatitas de la Formación Espinal (Turner, 1964), en los cerros El Asperecito, Cerrillos y Ventanita. Edad: una isocrona Rb-Sr (sobre roca total de gabros, granodioritas y granitos) dio una edad ordovícica superior de 456 ± 14 Ma. (Saavedra et al. 1992). Observaciones: estos granitoides han intruido en niveles profundos del basamento metamórfico típico de las Sierras Pampenas Occidentales, bien diferente del observable en el mismo Sistema de Famatina, que es de bajo grado. Referencias: Saavedra et al. (1996). ( A. J. TOSELLI, L. I . BELLOS. Y M. A. BAEZ) CERRO VIEJO (Shales...)

Ordovícico Llanvirniano ( San Juan)

RIGGI, J.C. 1958. Resúmen geológico de la zona de los Lagos Pueyrredón y Posadas, provincia de Santa Cruz. Revista Asociación Geológica Argentina , Tomo XII, Nº 2: 65-97. Buenos Aires. Descripción Original: En discordancia sobre depósitos premesozoicos afloran al norte, este y sur del cerro San Lorenzo masas extrusivas ácidas y mesosilícicas reunidas por el autor en la denominación del epígrafe (op. Cit., p. 82-84). La sucesión, de unos 1.000 m. de potencia se compone de riolitas, liparitas, liparitas vitrofíricas y andesíticas. Fueron comprobadas brechas y lavas. En la base se presenta un conglomerado de espesor variable. Núcleos eruptivos se interponen en el conjunto. La formación volcánica aludida alcanza la cota de los 1.700 m. Sobre sus depósitos se extienden masas de acarreo glaciar cuaternario. Presenta a distancia colores gris amarillento a verdoso.

Localidad tipo: Entre longitud 72º20' O y 47º 39' S. Sobre las cabeceras del río homónimo y al sudeste del lago Pueyrredón. Referencias: Feruglio,E.(1950); Hauthal, R. (1904); Norddenskjöld, O. (1905); Quesel, P.D.(1911); Riggi,J.C., (1958). (A. V. BORRELLO)

CHAÑARCITO (Calizas) Tremadociano inferior.(Quebrada de Purmamarca, Cordillera Oriental, Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 13). Descripción original: " Dark gray limestones, normaly sandy, with intercalated sandy shales (expoosed south of Puerta Chañarcito inmediately west of Purmamarca railway station); fossils, Asaphellus catamarcensis, Parabolinopsis mariana, Protopliomerops." Localidad tipo: En la zona de Puerta Chañarcito, al oeste de la estación de tren Purmamarca. Espesor: conforme a Harrington y Leanza (1957) es de 25 metros, estando definida en su base y techo por fracturas. Edad: Originalmente se la atribuyó al Tremadociano inferior

Observaciones: Referencias: Harrington y Leanza (1957). (F.G.ACEÑOLAZA) CHAQUIVIL o CHASQUIVIL (Granito) Ordovícico. (Cumbres Calchaquíes, provincia de Tucumán)

RUIZ HUIDOBRO, O. 1972. Descripción geológica de la Hoja 11e, “Santa María”. Boletín Servicio Nacional de Mineria y Geología. 134. Buenos Aires. Descripción original: “.... El stock granítico de Chaquivil es el más grande de la Hoja Geológica 11e. Se presenta como un cuerpo discordante con la roca de caja, que es una filita cuarzosa de color gris amarillento. Este cuerpo tiene 14 km en sentido NE-SO y unos 5 km en su parte más ancha. Es un granito adamellítico de color gris de grano mediano a grueso. A veces presenta un ligero tono violáceo dado por el cuarzo. El microclino y la oligoclasa muestran similitud en su proporción; el cuarzo se presenta con sus caracteres habituales y sin anomalías ópticas, pero de menor tamaño que el

feldespato. En zonas marginales del granito así como también dentro de él, existen una gran cantidad de diques de rocas leucráticas o diasquitas, de texturas y composición variables. La composición es cuarzo y microclino, principalmente; poca albita y muscovita; turmalina es el mineral accesorio más común; berilo, excepcionalmente ....” Descripción: consiste en un stock discordante, intrusivo de composición granodiorítica a tonalítica de grano medio a grueso. Presenta gran cantidad de diques de aplitas y pegmatitas (Toselli y Rossi, 1998). Localidad tipo y afloramiento: Cumbres de Chaquivil, sector central del cordón de las Cumbres Calchaquíes, provincia de Tucumán. Edad: la metodología K-Ar en biotita dio 472 ± 26 y 510 ± 20 Ma .Linares y González. (1990). (A. TOSELLI, F. SARDI, M. BAEZ, A. RUIZ y P. GROSSE) CHEPES (Formación). Ordovícico? (sierra de Los Llanos hasta sierra de Las Minas)

CAMINOS, R 1979. Descripción Geológica de las Hojas 21f, Sierra de Las Minas y 21g, Ulapes. Provincias de La Rioja, Córdoba, San Juan y San Luis. Carta Geológico-Económica de la República Argentina. Escala 1:200.000. Boletín Nº 172. Buenos Aires.

Descripción original: "Pese a su heterogeneidad – presenta tres variedades rocosas fácilmente reconocibles sobre el terreno, pero no tan marcadamente diferenciadas como para justificar su separación en entidades independientes -, la Formación Chepes es un ente bien definido y, sobre todo, netamente diferenciable litológicamente de las unidades adyacentes. No obstante, para los fines de su descripción, sus tres aspectos litológicos o facies, que eventualmente asumirían la categoría de miembros, se describirán en forma separada.a.1. Facies normal: esta formada por tonalitas y granodioritas macizas, de color gris, a veces ligeramente rosado y de grano mediano (2-6 mm); son rocas compactas, coherentes, que afloran en grandes bloques con disyunción esferoidal. Presentan aspecto fresco y fractura irregular y están compuestos por cristales tabulares, cortos , de feldespato de color blanquecino o rosado pálido, cuarzo de brillo hialino, a menudo grisáceo o ahumado y biotita abundante en laminillas pequeñas, ocasionalmente asociadas con anfíbol. Los minerales ferromagnésicos tienden a reunirse en núcleos compuestos por varios individuos o en agrupaciones de numerosos pequeños cristalitos, lo cual confiere con frecuencia a estas rocas un característico aspecto moteado; a grandes rasgos, sin embargo, la distribución de los componentes oscuros resulta muy homogénea. Los pasajes de tonalitas a granodiorita son sumamente graduales e imperceptibles sobre el terreno”... ...”a.2. Facies migmatítica: las rocas de la facies anterior, macizas, pasan en transición a rocas foliadas, de igual composición, o bien algo más ricas en componentes oscuros, que

se denominarán tonalitas y granodioritas migmatíticas. Son rocas de grano mediano, grises, que solo se distinguen de la facies normal por su foliación gruesa, producida por la orientación de las micas y de los anfíboles y aun de los feldespatos. En ciertos casos los elementos oscuros tienden a separarse de los claros en “folias” paralelas, delgadas y discontinuas, que esbozan un débil bandeamiento...”. “...Como las rocas de la facies normal, las tonalitas y granodioritas migmatíticas están también afectadas por cataclasis a menudo severa. Por regla general, la foliación primaria nunca llega a ser tan pronunciada como la secundaria, de origen mecánico, que facilita en fracturamiento de las rocas a lo largo de los planos de cizallamiento.” ...”a.3. Facies porfiroidea: esta facies se define con la aparición, en algunos lugares, de megacristales de feldespato potásico en las rocas de las dos facies descriptas mas arriba, normal o migmatítica indistintamente. Resultan así rocas porfiroideas, formadas por porfiroblastos rosados de microclino, tabulares, de uno a cinco centímetros de longitud (tres centímetros es la medida mas frecuente), alojados en una matriz de grano mediano, grisácea, maciza o foliada, de composición variable entre tonalítica y granodiorítica. En general, la densidad de los porfiroblastos es de cinco a ocho por decímetro cuadrado.”...."Cuando la matriz de las rocas porfiroideas asume estructura foliada, los porfiroblastos tienden a orientarse paralelamente a la foliación, ya sea esta primaria o secundaria.”.. Localidad tipo: Sierra de Chepes. Afloramientos: se la encuentra en forma continua desde la sierra de los Llanos hasta la sierra de las Minas inclusive. Relaciones de campo: los límites entre las distintas facies son transicionales, poco definidos; pueden establecerse, sin embargo, que la facies normal ocupa la zona centro-oriental de la sierra de las Minas y partes de las sierras de los Llanos y Malanzán, donde alterna, en proporciones variables, con la facies migmatítica; ésta última predonima en la porción austral de la sierra de Chepes y en el flanco occidental del la sierra de las Minas. La facies porfiroidea se define en numerosas pequeñas áreas distribuidas esporádicamente por todo el cuerpo rocoso, alcanzando su mayor desarrollo en la mitad sur de la sierra de Chepes y en el norte de la sierra de las Minas. Los contactos entre el cuerpo tonalítico-granodiorítico (Formación Chepes) y los tabiques de roca de caja (Formación Olta) son nítidos, cortantes, por lo general claramente trazables. Edad y correlación: Caminos (1979) cuenta con análisis radimétricos K-Ar de tres tonalitas de la Formación Chepes, con valores de 455 ± 15 Ma; 465 ± 15 Ma. y 470 ±15 Ma., correspondientes al Ordovícico. Referencias: Furque (1968); Turner y De Alba (1968); Ramos (1982); Zuzek (1978); Caminos (1972, 1979). Rapela et al (1999) determinan por U-Pb SHRIMP para un leucogranito de dos micas, 479m 4 Ma y para el granito cordieritico Tuani, 483 m 12 Ma. (A.J,TOSELLI ; M.,BAEZ ; J. ROSSI y J.P, LOPEZ)

CHURCAL (Granito) Ordovícico medio-Silúrico. (Puna, provincia de Jujuy) ZAPPETTINI, E. 1990. Geología y Metalogénesis de la Puna Oriental entre los 23 ´y 23´45” de latitud sur, provincias de Jujuy y Salta. República Argentina.En: Contribuciones al conocimiento de la Mineralogía y Geología Económica de la República Argentina.

Homenaje al Prof. Ing. Victorio Angelelli. Asociación Argentina de Geólogos Economistas (Publicación Especial). Pág. 120-127. Buenos Aires. Descripción original: “ ... Es un monzogranito cordierítico, con textura hipidiomórfa granular, compuesto por megacristales de cordierita, microclino, oligoclasa y biotita..” Localidad tipo: Al este del cajón del río las Burras. Afloramientos: Relaciones de campo: Intruye a las Granodioritas Quepente y Cobres. Edad y correlación: Ordovícico medio-Silúrico. Referencias: Zappettini (1990). (A. TOSELLI, M. BAEZ)

CHUSCHIN (Formación) Arenigiano (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja) MANNHEIM, R. 1988. Die ordovizische, vulkano-sedimentare Abfolge der Formation Chuschín, Sistema de Famatina, NW-Argentinien. Dipl. Arb. Ludwing Maximiliam University. Inédita. 97 pp. München. Descripción: Mannheim (1988) describió esta unidad como un complejo volcano-sedimentario integrado por pizarras, cherts, olistostromas y riolitas e intruido por granodioritas porfíricas, aplitas y diques lamprofíricos. Los componentes gruesos de las olistostromas consisten en un 90% de rocas volcánicas, tales como riodacitas y riolitas. Localidad tipo: Quebrada de Chuschín, Departamento General Lavalle, provincia de La Rioja. Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: La Formación Chuschín aflora también en la quebrada de Cosme, ubicada algo más al norte de Chuschín, sobre el flanco sudoriental de la sierra de Famatina. El espesor estimado para esta secuencia volcano-sedimentaria en la localidad tipo es de 2000 m (Mannheim y Miller, 1996).

Paleontología y edad: Hasta el presente, en esta secuencia volcano-sedimentaria no se han encontrado fósiles, razón por la cual no es posible asignarle una edad precisa. Mannheim (1993) y Mannheim y Miller (1996) consideran a la Formación Chuschín de edad ordovícica inferior a medio, a partir de la presencia de materiales volcánicos intercalados, mientras que Clemens y Miller (1996) incluyen a esta unidad dentro de la Formación Suri. Por su parte, Astini (1998b) correlaciona litoestratigráficamente a la Formación Chuschín con el Grupo Famatina y la circunscribe al Arenigiano. Observaciones: Los afloramientos de la quebrada de Chuschín fueron atribuidos antiguamente como parte de la Formación Pregranítica (de Alba, 1954) y posteriormente como Formación Negro Peinado (Schalamuk et al., 1981) asignándoles una edad precámbrica y ordovícica respectivamente. Referencias: Astini (1998b); Clemens y Miller (1996); de Alba (1954); Durand et al. (1994); Mannheim (1988, 1993); Mannheim y Miller (1996); Schalamuk et al. (1981). (S. B. ESTEBAN)

CHUSCHO (Intrusivo del ..., Formación ...)

Ordovícico superior

(NW de la prov. de La Rioja, 28° 30’ S y 68° 33’ W) ACEÑOLAZA, F. G. y BERNASCONI, A. 1969a. Sobre la edad de las intrusivas que afloran en el sector norte de la Precordillera Riojana: área del río Bonete. Actas IV Jornadas Geológicas Argentinas: II, 61-67. ACEÑOLAZA, F. G. y BERNASCONI, A. 1969b. Acerca del primer hallazgo de una fauna ordovícica en el sector norte de la Precordillera riojana. Revista de la Asociación Geológica Argentina 24 (2): 79-84. Buenos Aires Descripción original: en Aceñolaza y Bernasconi (1969a) se da una descripción detallada, mientras que en Aceñolaza y Bernasconi (1969b) se cita brevemente. Hasta definir correctamente su carácter petrográfico, se utilizó provisoriamente el término de “Intrusivo del Chuscho”. Debido a las variaciones petrográficas y con el objeto de determinar provisoriamente la composición media del intrusivo se estudiaron seis muestras de las que se concluyó que se trataba de un “Pórfido Basandesítico”. La roca es oscura, holocristalina, de textura porfírica. Los minerales esenciales, que se hallan como fenocristales, son plagioclasa (labradorita) y piroxeno (augita) y los accesorios apatita y opacos. La pasta está compuesta por tablillas de (andesina básica) y pequeños granos de augita. Los diferenciados por su color y carácter estructural se clasifican como lamprófiros, parten del intrusivo disponiéndose a grandes rasgos en forma radial. El intrusivo se encuentra emplazado entre las sedimentitas y leptometamorfitas ordovícicas y las sedimentitas correspondientes al Carbónico inferior (Formación Guandacol). Se le

atribuyó con reservas una edad Carbónica inferior a media. Comentarios: con posterioridad a la designación original, Aceñolaza (1971) designa a estas rocas como “Andesita Punta del Agua”. Posteriormente bajo la denominación de “Andesita Cerro Chuscho”, Aceñolaza et al. (1971), englobaron los afloramientos de rocas ígneas de Punta del Agua, Cerro Chuscho y Las Casitas, todos ubicados en la denominada “Precordillera de Jagüé”. Consideraron a estos cuerpos como comagmáticos y contemporáneos, agrupándolos en un cíclo magmático al que asignan una edad Tournaisiana inferior a media. Toselli y Aceñolaza (1971) destacan que: “La característica petroestructural más notable de este cuerpo consiste en ser, en su mayor parte, una autobrecha de flujo, constituida por bochas más o menos redondeadas de hasta 0,50 m de diámetro, cementadas por calcita y/o cuarzo, o por la misma roca que compone los clastos”. Maisonave (1979) menciona que: “Este vulcanismo representa una singularidad de los afloramientos pérmicos de la mitad occidental de la Hoja 14c” (Cerros Cuminchango). Toselli y Durand (1996), fueron los primeros en dar la denominación formal de Formación Chuscho a los afloramientos del cerro Chuscho y a las volcanitas andesíticas similares, aflorantes en el cerro Las Casitas, vinculando a este volcanismo al ciclo precordillerano, que ubicaron en el Neopaleozoico. Kay et al.(1984) describieron lavas almohadilladas espilitizadas encontradas en la boca del río Bonete y les asignaron una edad ordovícica, estas rocas afloran en las proximidades del cerro Chuscho. Recientemente Fauqué y Villar (2002) redefinen a la Formación Chuscho, como compuesta por un complejo de volcanitas máficas intraordovícicas, representado por diques y filones de diabasas y basaltos de estructura almohadillada (pillow lavas). Conforman una facies ofiolítica asociada con las sedimentitas ordovícicas y, por lo tanto, quedarían incluidas en la Faja Ofiolítica Famatiniana. Por su parte las rocas de la Formación Punta del Agua son andesitas orogénicas de arco volcánico, de acuerdo a sus características geoquímicas, con edades que irian desde el Carbonífero superior al Pérmico inferior (Fauqué y Villar, 2002). Localidad tipo: “El intrusivo estudiado se ubica al sur del Río Bonete constituyendo al Cerro Chuscho. Cubre una superficie de 42 km2 ...” (Aceñolaza, F. G. y Bernasconi, A., 1969a). Descripción ampliada: Litología: las pillow lavas del cerro Chuscho son basaltos y diabasas; la textura de los basaltos es porfírica a glomeruloporfírica seriada. Los fenocristales son olivina idiomorfa, clinopiroxeno (augita) a veces maclados, plagioclasa subhedral tabular. Las pastas tienen texturas afaníticas criptocristalinas integradas por vidrios basálticos devitrificados, que contienen microlitos de plagioclasa cálcica o piroxeno, e intersertales constituidas por plagioclasa cálcica y clinopiroxeno en una mesóstasis de vidrio basáltico (Fauqué y Villar, 2002). Relaciones estratigráficas: los basaltos espilíticos almohadillados se apoyan discordantemente sobre las filitas ordovícicas de la Formación Río Bonete (véase). Esta

discordancia puede representar una superficie de “detachment” de la ofiolita. Interdigitadas en las pillow-lavas aparecen intercalaciones delgadas de filitas verdosas y cuarcitas rojizas de la Formación Río Bonete. Un conglomerado basal de la Formación Punilla-Jagüé (Devónico sup. – Carbonífero inf.) cubre discordantemente las pillow-lavas (Fauqué y Villar, 2002). Espesores: de difícil estimación, los afloramientos del cerro Chuscho tienen alrrededor de 300 metros de potencia. Ambiente: volcanismo submarino. Edad: de acuerdo a Aceñolaza et al. (1971) los valores provisorios obtenidos del procesamiento de dos muestras del cerro Chuscho, por el método K/Ar, dan: 327 ± 18 Ma y 368 ± 19 Ma (R. González, com. Verbal). Según Fauqué y Villar (2002) una muestra del cerro Chuscho fue estudiada por geocronología isotópica de U/Pb sobre circones. Arroja una edad de 454 Ma para los circones primarios, que reflejan la edad de cristalización de las pillow-lavas. Corresponde al Ordovícico superior (Caradociano). Status nomenclatural: Entidad válida, cuya autoría corresponde a Aceñolaza y Bernasconi (1969) como “Intrusivo del Chuscho” y su normalización nomenclatural, al rango de Formación la propusieron Toselli y Durand (1996). Referencias: Aceñolaza F.G. y Bernasconi A., (1969 a); Aceñolaza F. G. y Bernasconi A., (1969 b); Aceñolaza F.G., (1971); Aceñolaza F. G., Toselli A. J. y Bernasconi A., (1971); Toselli A. J. y Aceñolaza F. G., (1971); Maisonave H. M., (1979); Cravero O.V., Rios Gomez J. A. y Prieri A. E., (1984); González C. R. y Bossi G. E., 1986; Kay S. M., Ramos V. A. y Kay R. W., (1984); Toselli A. J.y Durand F. R., (1996); Fauqué L. E. y Villar M. L., (2002).

CIENEGUILLAS (Lutitas) Arenigiano.(Quebrada de Purmamarca, Cordillera Oriental, Jujuy)

HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 13). Descripción original: "Yellowish-green sandy shales with intercalated layers of greenish-gray sandstones and calcareous sadstones (exposed a little downstream from the Sepulturas limestones), fossils, Thysanopyge argentina, megalaspidella kayser, Nanorthis sp. ". Area y sección tipo: Quebrada de Purmamarca en sus tributarias quebradas de Chalala, Coqyena y Las Juntas. Espesor: conforme a Harrington y Leanza (1957) es de 40 metros, estando definida en su base y techo por fracturas. Edad: Originalmente se la atribuyó al Arenigiano s.l.

Observaciones:

Referencias: Harrington y Leanza (1957). (F.G.ACEÑOLAZA)

CLIMACOGRAPTUS BICORNIS (Zona de Asociación de ...) Caradociano temprano. (Precordillera de La Rioja, San Juan y Mendoza, Bloque de San Rafael) ORTEGA, G. y BRUSSA, E.D. 1990. La Subzona de Climacograptus bicornis (Caradociano temprano) en la Formación Las Plantas en su localidad tipo, Precordillera de San Juan, Argentina. Ameghiniana, 27 (3-4), p. 282-283. ORTEGA, G. y ALBANESI, G.L. 1998. The record of the Nemagraptus gracilis Zone in the Argentine Precordillera. En Gutiérrez Marco (J.C.) & Rábano (I.) ed., VI International Graptolite Conference and 1998 Field Meeting of the IUGS Subcomision on Silurian Stratigraphy, Madrid, Temas Geológico-Mineros, 23, p. 23. Descripción: Se describe una asociación constituida principamente por Climacograptus bicornis, Nemagraptus gracilis y Dicranograptus nicholsoni para la Formación Las Plantas en la quebrada epónima del norte de la Precordillera (Ortega & Brussa, 1990). Graptofaunas semejantes se registran en el miembro superior de la Formación Los Azules (Ortega, 1995) y en la parte inferior de la Formación Las Plantas, en el cerro Potrerillo (Ortega & Albanesi, 1998), donde la asociación está compuesta por: Cryptograptus tricornis, Reteograptus geinitzianus, Leptograptus cf. validus, Nemagraptus gracilis, Dicellograptus divaricatus, Dicranograptus nicholsoni, D. n. longibasalis, D. spiniferus, Climacograptus brevis brevis, C. bicornis, Orthograptus ex. gr. calcaratus, Orthograptus sp., Pseudoclimacograptus scharenbergi y Lasiograptus cf. harknessi. Edad: Caradociano temprano Observaciones: La mayor parte de las menciones de la Zona de Nemagraptus gracilis en la Precordillera corresponden a la Zona de C. bicornis. Ortega (1987) y Ortega & Brussa (1990) refirieron estos estratos a la Subzona de C. bicornis (parte superior de la Zona de N. gracilis) y Ortega & Albanesi (1998) elevaron a la categoría de zona esta asociación. La unidad se registra en numerosas secciones de la Precordillera (e.g. Formación Las Plantas: quebrada de Las Plantas, al suroeste de Guandacol, cerro Potrerillo y quebrada de Perico, al norte de la provincia de San Juan; miembro superior de la Formación Los Azules: cerro Viejo de Huaco; Formación Los Azules: cerro La Chilca; Formación Cántaro de Oro: sierra del Tigre; Formación Empozada: quebradas San Isidro y Empozada, al oeste de la ciudad de Mendoza) y también ha sido hallada en la Formación Arroyo Pavón, cerro Bola, Bloque de San Rafael, Mendoza. Es posible que también correspondan a esta biozona las graptofaunas descriptas por Blasco & Ramos (1976) para la Formación Yerba Loca, en la Precordillera Occidental y las de la

sierra del Tontal (Cuerda et al., 1986). La base y techo de esta unidad son desconocidos. La primera está afectada por un hiatus que abarca parte del Ordovícico Medio y la porción inferior del Ordovícico Superior, y su techo está generalmente truncado por tectonismo. Referencias: Ortega, G. & Brussa, E.D. (1990); Turner (1959); Blasco, G. & Ramos, V.A. (1976); Cuerda, A.J. et al. (1986); Ortega, G. en Benedetto et al. (1991); Cuerda, A.J. & Alfaro, M. (1993); Caballé, M. et al. (1993); Ortega, G. (1995); Ortega, G. & Albanesi, G.L. (1998); Cuerda, A.J. et al. (1998); Ortega, G. en Ottone et al. (1999). (G. ORTEGA) CLIMACOGRAPTUS BICORNIS (Zona de Asociación...) (Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza).

MARQUAT y MENENDEZ. 1985. Graptofauna y edad de la Formación Luthas del Cerro Bola, Sierra Pintada, Dto. San Rafael, Pcia. de Mendoza, Argentina. Centro Cuyano de Documentación Científica, 11 pgs. Mendoza. CUERDA y CINGOLANI. 1998. El Ordovícico de la región del cerro Bola en el Bloque de San Rafael, Mendoza: sus faunas graptolíticas. Ameghiniana 35(4): 427-448. Buenos Aires. Descripción: En el flanco oriental del Cerro Bola, Sierra Pintada de San Rafael, en un conjunto de psamitas macizas y pelitas negras, grises y rojizas de la Formación Pavón se han reconocido tres asociaciones graptolitíferas AI: Climacograptus bicornis; Climacograptus tridentatus, Lasiograptus costatus y Orthoretiolites sp. primeros 65 m del perfil. AII: Dicranogratus ramosus ramosus, Dicranograptus ramosus cf. longicaulis, Dicranograptus nicholsoni nicholsoni. comprende los 25 m de perfil encima del anterior. AIII Cryptograptus tricornis insectiformis, Psudoclimacograptus scharenbergi, Climacograptus tridentatus, Orthograptus aff. apiculatus y Dicellograptus salopiensis. 600 m por arriba de AII. Referencias: Marquat F.J. y Fernández (1985); Cuerda .A. y Cingolani C.A.,(1998.) (M. BERESI y S. HEREDIA)

"CLIMACOGRATUS"BICORNIS BICORNIS (Subzona de Asociación...) Caradociano TURNER, J.C. 1959. Faunas graptolíticas de América del Sur. Revista Asociación Geológica Argentina 14 (1-2):5-168. Buenos Aires. CUERDA, A. y ALFARO, M. 1993. Faunas Graptolíticas. XII Congreso Geológico

Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos. Geología y Recursos Naturales de Mendoza- V.A. Ramos (Ed.), Relatorio, II (5):287-292). Descripción: Esta subzona de Asociación corresponde a la parte superior de la Zona de Nemagraptus gracilis (Hall). Se registró una asociación de especies cuya superposición de rangos estratigráficos se restringiría a la biozona mencionada, 12 m de espesor de la Litofacies de pelitas laminadas y areniscas, Miembro Inferior de la Formación Empozada, margen norte de la Quebrada de San Isidro y en Estancia Canota. Contenido integrado según Turner, 1960 por: Nemagraptus gracilis (Hall), Dicellograptus cf. divaricatus var. salopiensis (Elles y Wood), Dicranograptus cf. rectus Hopkinson, Climacograptus bicornis (Hall), Diplogratus cf. D. leptotheca (Bullman), Orthograptus calcaratus (Lapworth) var. acutus (Elles y Wood), Lasiograptus harknessi (Nicholson) var. costatus (Lapworth), Hallograptus cf. H. Mucronatus (Hall) Climacograptus aff. antiquus (Lapworth) y Glyptograptusaff. angustifolius (Hall). Cuerda y Alfaro (1993) determinaron para la misma formación: Pendeograptus fruticosus, (Hall), Dicellograptus cf.D. divaricatus salopiensis (Elles y Wood) , Cryptograptus tricornis (Carruthers), Nemagraptus gracilis gracilis (Hall), Climacograptus bicornis bicornis, (Hall).Climacograptus bicornis tridentatus, (Lapworth) Glossograptus hincksii hincksii (Hopkinson). Referencias: Turner, J.C. (1959). Cuerda, A. y Alfaro, M. (1993). (M. BERESI y S. HEREDIA)

COBRES (Granodiorita) Ordovícico medio-Silúrico. (Puna, provincia de Jujuy) ZAPPETTINI, E. 1990. Geología y Metalogénesis de la Puna Oriental entre los 23 ´y 23´45” de latitud sur, provincias de Jujuy y Salta. República Argentina.En: Contribuciones al conocimiento de la Mineralogía y Geología Económica de la República Argentina. Homenaje al Prof. Ing. Victorio Angelelli. Asociación Argentina de Geólogos Economistas (Publicación Especial). Pág. 120-127. Buenos Aires. Descripción original: “ ...Presenta textura hipidiomorfa granular, compuesto por megacristales de cordierita, microclino, oligoclasa y biotita...” Localidad tipo: Aflora entre la localidad de Cobres y río de las Burras. Afloramientos: comprende a los afloramientos asignados por Schwab (1973) a la Formación Hornillos (Turner, 1960), designación que es aquí sustituida ya que la misma corresponde a un cuerpo de diversa edad y litología. Relaciones de campo: Intruye a las Granodioritas Quepente y Cobres.

Edad y correlación: Ordovícico medio-Silúrico. Referencias: Zappettini (1990). (A. TOSELLI, M. BAEZ) COQUENA (Calizas) Tremadociano superior (Quebrada de Purmamarca, Cordillera Oriental, Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. y LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 13). Descripción original: " Dark gray to light yellowish-gray and greenish-gray thinly beded, micaceous shaly sandstones, normally hard and lithified alternating with thin layers of fine-grained sandstones, siltstones, and silty shales (exposed in quebradas de las Juntas, Coquena and Chalala close to Purmamarca village), fossils include Obolus sp. Nanorthis sp, Oxydiscus keideli, Bucania Cyrtoglypha, Hyolithus multistriatus, Geragnostus callaveiformis, trinodus jujuyensis, Shumardia minutula, Orometopus pyrifroms, , O. notatifrons, Apatokephalus serratus, Protopliomerops rossi, Pliomeroides deferrarisi Triarthrus rectifrons, Parabolinella triarthroides, Notopeltis orthometopa, Basiliella carinata, Asaphellus catamarcensis, A. jujuanus, Colpocoryphoides trapezoidalis, Nannopeltis modesta". Localidad tipo: En la zona de quebradas de Las Juntas, Coquena y Chalala, al oeste de Purmamarca. Espesor: conforme a Harrington y Leanza (1957) es de 80 metros, estando definida en su base y techo por fracturas. Edad: Originalmente se la atribuyó al Tremadociano superior

Observaciones: Referencias (F.G. ACEÑOLAZA) CORDYLODUS ANGULATUS (Zona de Intervalo de..) Tremadociano medio. (Cordillera Oriental de Jujuy, Sistema de Famatina)

SUAREZ RIGLOS, M.; SARMIENTO, G. Y HÜNICKEN, M. 1982. La Zona de Cordylodus angulatus (Conodonte Tremadociano inferior) en la Sierra de Cajas, Provincia de Jujuy, Argentina. V Congreso Latinoamericano de Geología, Argentina, Actas I: 775-778. RAO, R.I. Y M.A. HÜNICKEN. 1995. Conodontes del Cámbrico Superior-Ordovícico Inferior en el área de Purmamarca, Cordillera Oriental, Provincia de Jujuy, R.

Argentina. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, Córdoba, 60 (3-4): 249-266. Descripción original: “The first appearance of the eponymous species is…in the Cardonal Formation that crops out at the Amarilla Creek. The conodont fauna is composed of Cordylodus angulatus, C. caboti, C. caseyi, C. aff. C. deflexus, C. intermedius, C. lindstromi, C. proavus, C. viruanus, Cordylodus sp., Drepanodus cf. D. simplex, Iapetognathus preaengensis, Monocostodus sp., Semiacontiodus sp., Teridontus gracilis, T. nakamurai and T. aff. T. nakamurai” (Rao & Hünicken, 1995). Edad: Tremadociano medio. Observaciones: Suárez Riglos et al. (1982) interpretaron que la Zona de Cordylodus angulatus estaría representada en los niveles cuspidales de la Formación Lampazar, Sierra de Cajas, Cordillera Oriental de Jujuy, en base a la presencia de las especies Cordylodus proavus y C. oklahomensis, si bien la especie guía Cordylodus angulatus no había sido registrada. En razón de que el rango estratigráfico de C. proavus y C. oklahomensis no está restringido a la biozona referida sino que se extiende desde biozonas subyacentes, aquella primera mención de la Zona de C. angulatus no puede considerarse como la descripción original de la misma para las secuencias ordovícicas argentinas. Siguiendo los trabajos de Rao & Hünicken (1995) y Rao (1999), la Zona de C. angulatus ocuparía el tramo inferior de la Formación Cardonal. En la reciente contribución de Tortello et al. (1999), se interpreta que esta biozona se extiende a través de la parte superior de la Formación Cardonal, de acuerdo con la descripción estratigráfica original de Aceñolaza (1968). La Zona de C. angulatus también fue reconocida en la Formación Volcancito del Sistema de Famatina por Albanesi et al. (1999b). Referencias: Rao & Hünicken (1995), Suárez Riglos et al. (1982), Rao (1999), Tortello et al. (1999), Albanesi et al. (1999b). (G. L. ALBANESI) CORTADERA (Facies...; Formación...). Ordovícico s.l.(Precordillera, Provincia de Mendoza 32°05’ y 32°25’ Lat.S y 69° 02’ y 69° 10’ Long.W) HARRINGTON, H.J. 1971. Descripción geológica de la Hoja 22c Ramblón. Provincias de Mendoza y San Juan Dirección Nacional de Geología y Minería. Boletín 114.

CUCHI, R. J. 1972. Geología y estructura de la Sierra de Cortaderas, San Juan-Mendoza, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina XVII (2):229-248. Buenos Aires. Descripción original: “La Facies Cortadera representa un aspecto especial del Grupo Villavicencio caracterizado por un grado mayor de metamorfismo, por la aparición de numerosas vetas de cuarzo paralelas al rumbo del plegamiento y, ante todo, por la presencia de grandes cuerpos lenticulares de rocas básicas y ultrabásicas, por lo general muy serpentinizadas, alojadas en las metasedimentitas. Entre estas últimas predominan las filitas, de colores azulados hasta gris acerado brillante...Raras son las intercalaciones de metacuarcitas, siempre en camadas de espesor reducido y muy subordinadas a las filitas. Más abundantes son las intercalaciones de rocas calcáreas, idénticas en un todo a las de la Facies Alojamiento, ...Casi todas estas intercalaciones son de calizas cristalinas de grano fino y de color gris obscuro, laminadas y autoinyectadas por numerosas vetillas de calcita blanca...Algunas de estas intercalaciones calcáreas se meteorizan con tintes anaranjado-amarillentos...Las metasedimentitas mencionadas tienen intrusiones de cuerpos lenticulares de gabbros y peridotitas, por lo general completamente serpentinizados y diques menores de anfibolitas alteradas.”

Descripción: Cucchi (1972) separa a la Formación Cortaderas en una sección inferior y otra superior. La inferior constituída por filitas y pizarras filíticas con esquistos verdes intercalados y algunos cuerpos menores de serpentina, así como escasas lentes asiladas de 2-3m de longitud por 20-30 cm de ancho de pizarras calcáreas bandeadas que se encuentran especialmente en la faja policroma...La sección superior de composición psamítica correspondería a la integrada por las pizarras y metagrauvacas, con los grandes cuerpos de serpentinas y las metadiabasas. En el flanco occidental de la sierra de Cortaderas, afloran peridotitas tectonizadas, peridotitas (wherlita, harzburgita, lherzolita), piroxenitas serpentinizadas (websteritas), dunitas, gabros estratificados), algunas manifestaciones pequeñas de rodingitas, plagiogranitos y otras de talco con finas vetillas de asbesto. (Haller yRamos,1993; Díaz y Zanoni de Tonel, 1992; Davis et al. 1999) Relaciones estratigráficas: Sobrepuestas a las metagrauvacas estarían las calizas lajosas y masivas y los esquistos calcáreos de la Formación Alojamiento. Edad: Avé-Lallement (1980) sugirió una edad precámbrica (“hurónica”) para las filitas con intercalaciones de calizas cristalinas y rocas serpentinizadas de la sierra de Las Cortaderas. Stappenbeck (1919) consideró a estas calizas como silúricas. Harrington (1971) propone que su Grupo Villavicencio sea Devónico o que las facies Cortaderas y Alojamiento sean precámbricas. Cingolani (1970) reconoció en la sierra de las Cortaderas, un flysch negro olistolítico, que comparó con las Formaciones Alcaparrosa, Cerro Viejo y Los Azules de la Precordillera, asignándolo al Ordovícico medio. Cucchi (1972) supone que los metasedimentos podrían ser de edad precámbrica o preordovícica descartando una edad devónica en base a las determinaciones de la edad absoluta de la filita de la sierra de Uspallata, correlacionable con las metasedimentitas de la sierra de la Cortadera. Los valores: 350+ 17 m.a.(Cucchi,1971) y 403+ 20 m.a.( Gonzalez Bonorino y Aguirre, 1970 ), corresponden al metamorfismo y/o deformación más reciente y comprenden un rango entre el Silúrico y el Devónico superior. Las únicas evidencias paleontológicas corresponden a una icnocenosis constituída por pistas de desplazamientos de organismos vermiformes y probablemente huellas de moluscos, procedente de los niveles basales de la Formación Cortaderas aflorante en el cordón de Los Alojamientos (Durant et al.1977). Los icnogéneros reconocidos son: Tomaculum problematicum, Didymaulichnus isp. A y B,

Cf Helminthopsiss isp. y Planolites isp. La presencia del icnogénero T. problematicum con un rango ordovícico de registro como más frecuente, indica una edad ordovícica probable para estos niveles. Davies et al. (1999) destacan, en la sección inferior de la Formación Cortaderas la existencia de protoconodontes y bryozoarios fosfáticos relativamente raros en el Ordovícico inferior suponiendo por lo tanto que el Miembro inferior de las metasedimentitas de la Formación Cortaderas tiene una edad ordovícica media a superior. .

Extensión: De acuerdo a Harrington (1971) “la facies aparece en una faja larga y angosta en el borde occidental de la sierra de las Cortaderas, prolongándose por la región situada al oeste del cerro del Agua Escondida y del cerro de los Pozos. La faja tiene una longitud de unos 15 km en sentido norte-sur y un ancho máximo de cuatro. Al sur de la sierra de la Cortadera, continúa aflorando en una angosta banda de 600 a 700 metros de ancho y termina acuñandose poco al norte del cerro de los Colorados. El área de afloramientos tiene una longitud de 25 km y un ancho de 10 km aproximadamente, al norte está limitado por la quebrada de Santa Clara y al sur por la Pampa fría, al oeste por la Pampa seca y al este por el barreal del Pájaro Muerto. Observaciones: La Formación Cortaderas aloja cuerpos de rocas máficas y ultramáficas que integran la faja ultramáfica de Mendoza la cuál reune varios tipos litológicos que corresponden a rocas peridotíticas, su cortejo asociado y rocas gábricas estratificadas. Como regla general, las peridotitas presentan distintos grados de serpentinización, en algunos casos muy avanzada, que oblitera completamente la textura original (Haller y Ramos, 1993). Días y Zanoni de Tonel (1992) reafirman el carácter ofiolítico de las rocas ultramáficas aflorantes en la sierra de Cortaderas. El estudio realizado por Davis et al. 1999 determinó que la secuencia ofiolítica se divide en cuatro unidades tectónicas distintas y no en una sola ofiolita; de ellas solo la formada por los elementos ultramáficos, los gabros cumulares y estratificados además de gneisses granulitizados forman realmente una corteza continental profunda. Estos autores separan la formación Cortaderas en dos unidades: el miembro inferior constituido por un complejo metasedimentario/metavolcánico que corresponde al ya definido por Cucchi (1972) y un miembro superior constituido por filitas (metasilstones) y calizas.Cuerda et al. (1987) asignaron al Miembro inferior de la Facies Cortaderas una edad ordovícica media a superior basándose en la correlación con metasedimentitas aflorantes al norte del área de Pozos (de Davis et al. 1999) . Referencias: Avé Lallement G.(1890); Cuerda A., et al. (1987); Davis J.S. et al. (1999); Días H. y Zanoni de Tonel, M.(1992); Cingolani C.(1970); Cucchi R. (1971; 1972); Durant et al.(1977); Gonzalez Bonorino G.y Aguirre (1970); Haller M. y Ramos, V.(1993); Harrignton H. (1971). (M.S. BERESI y L.M. VILLAR) CUCHIYACO (Granodiorita). Ordovícico.(Cumbres Calchaquíes, NE, Salta) RAPELA, C.W. 1976. Las rocas granitoides de la región de Cafayate, Provincia de

Salta. Aspectos petrológicos y geoquímicos. Asociación Geológica Argentina, Revista, XXXI(4): 260-278. Buenos Aires. Descripción original:.."La roca dominante es una granodiorita biotítica-muscovítica de color gris rosado claro y de grano mediano. Facies marginales del cuerpo se hacen transicionales composicionalmente a tonalitas."....."Composición mineralógica y textura: Los componentes félsicos son plagioclasas, cuarzo y feldespato alcalino (microclino), con un predominio general en ese orden. Los componentes máficos son biotita y muscovita. Minerales secundarios: cloritas, muscovita (secundaria), magnetita, epidotos y productos arcillosos. Como minerales accesorios se encuentran apatita y circón. La textura es granuda hipidiomórfica."... Localidad tipo: margen oriental del valle de Santa María en el NE de las Cumbres Calchaquíes a la latitud de Cafayate. Afloramientos: flanco NE de las Cumbres Calchaquíes. Relaciones de Campo: el stock intruye discordantemente en los hornfels y filitas moteadas del cerro Paranilla. El eje mayor del cuerpo tiene dirección NE-SW. El contacto entre el stock y las rocas metamórficas es neto. Edad y correlación: Rapela (1976a) estableció por K-Ar sobre granodioritas biotíticas 472±15 Ma. Referencias: Toselli et al. (1978) (A.J. TOSELLI) CURAMALAL (Serie de....) Aires.

Ordovícico- Silurico. Buenos

HARRINGTON, H.J.1947. Explicación de las Hojas 33m y 34m- Sierras de Curamalal y de la Ventana. Bol. 61, Dir. Nac. Min. Y Geol.p. 16. Buenos Aires. Descripción Original: Este nombre fue aplicado por Harrington a la fracción estratigráficamente más antigua del Paleozoico que aflora en las sierras australes de la provincia de Buenos Aires. Según Harrington (op. Cit., p. 20) constituye "el grupo estratigráfico de mayor extensión de cuantos afloran en las mencionadas sierras. Forma, por sí sola, la hilera austral de los cerros Puaán, toda la sierra de Curamalal, el cerro del Chaco y las prolongaciones australes de este cordón en los cerros de Tornsquist, La Ruina, El Aguila, Sombra de Toro, Los Vascos, La Caldera, de las Piedras y el Morro de Dorrego, así como también las sierritas de Corta Pie, Chasicó y buena parte de la Colorada al oeste de Tornsquist. La serie está integrada por unos 1.000 a 1250 m de sedimentos predominantemente arenosos a los que se asocian materiales conglomerádicos en la base del conjunto y escasos sedimentos arcillosos en su parte superior. En el espesor de la serie de Curamalal, Harrington distinguió cuatro grupos de

estratos que denominó, de arriba hacia abajo, de la manera siguiente: Grupo de Hinojo Grupo de Trocadero Grupo de Mascota Grupo de La Lola Los estratos basales, correspondientes al grupo de La Lola descansan, en la zona del cerro Pan de Azúcar, directamente sobre granitos milonitizados del Precámbrico, los cuales constituyen la base de la serie de Curamalal. El techo de la misma está constituido por la Serie de la Ventana (véase), de la cual está separada por una discordancia de ersión. Para más detalles acerca de la serie de Curamalal consúltese los articulos dedicados a los grupos de La Lola, Mascota, Trcadero e Hinojo. Localidad tipo: Sierras australes de la provincia de Buenos Aires. Referencias: Harrington, H.J. (1947). (A.F. LEANZA) DICELLOGRAPTUS COMPLANATUS (... Zone) Ashgilliano bajo (Precordillera, Provincia de Mendoza). MITCHELL, C.; BRUSSA, E.; TORO, B. y ASTINI, R. 1998. Late Ordovician graptolites from the Empozada Formation, Argentine Precordillera, an outer shelf, cool water, peri-Gondwanan assemblage? Proceedings 6th International Graptolite Conference (GWG-IPA) & 1998 Field Meeting, IUGS Subcommission on Silurian Stratigraphy (J.C. Gutierrez Marco & I. Rabano, eds.) Temas Geológicos -Mineros ITGE, vol. 23, Madrid 1998. Descripción Original: “Late Ordovician graptolite fauna occur within the Empozada Formation exposed along San Isidro creek and the flanking ridge to the north of the creek. The uppermost chert-rich black shale (11m) yields the Dicellograptus complanatus Zone and the upper Dicellograptus ornatus Zone. The chert-rich units yield a low diversity fauna dominated by two species: Climacograptus tubuliferus and Normalograptus miserabilis. Also present, although much less abundant, are several Dicellograptus species, the most common of which are D. morrisi, and D. flexuosus. The presence of D. complanatus occur at 53 m, from the base of the Middle Member, within the upper range of D. morrisi. Observaciones: En el trabajo de Mitchell et al. (1998) se menciona que la graptofauna ocurre en lutitas del Miembro medio de la Formación Empozada, miembro que no ha sido formalmente definido. La Formación Empozada ha sido dividida formalmente en dos miembros (sensu Gallardo & Heredia, 1995; Bordonaro et al.1993; Heredia y Gallardo 1998). El techo del Miembro inferior de la formación, donde se registra esta biozona, corresponde a la Litofacies de pelitas negras que aparece desde la Quebrada San Isidro hasta la Quebrada de Los Bueyes y en la Región de la Chilca aparece nuevamente en el Cerro Bayo (Gallardo y Heredia, 1995). Referencias: Mitchell C.; Brussa E.; Toro B. y Astini R. (1998).

(M. BERESI y S. HEREDIA) DICELLOGRAPTUS ORNATUS. (...Zone; Biozona de primer registro...) Ashgilliano medio (Precordillera, Provincia de Mendoza). MITCHELL, C.; BRUSSA, E.; TORO, B. y ASTINI, R. 1998. Late Ordovician graptolites from the Empozada Formation, Argentine Precordillera, an outer shelf, cool water, peri-Gondwanan assemblage? Proceedings 6th International Graptolite Conference (GWG-IPA) & 1998 Field Meeting, IUGS Subcommission on Silurian Stratigraphy (J.C. Gutierrez Marco & I. Rabano, eds.) temas Geológicos -Mineros ITGE, vol. 23, Madrid 1998.

Descripción: “Late Ordovician graptolite fauna occur within the Empozada Formation exposed along San Isidro creek and the flanking ridge to the north of the creek. The uppermost chert-rich black shale (11m) yields the Dicellograptus complanatus Zone and the upper Dicellograptus ornatusZone. The chert-rich units yield a low diversity fauna dominated by two species: Climacograptus tubuliferus and Normalograptus miserabilis. Also present, although much less abundant, are several Dicellograptus species, the most common of which are D. morrisi, and D. flexuosus The D. ornatus occur at 56 m from the base of the Middle Member. The D. ornatus interval also yields the youngest known specimen of Dicranograptus ramosus, together with Cryptograptus sp. cf. C. insectiformis, and Orthoretiolites sp. cf. O. hami.” Observaciones: En el trabajo de Mitchell et al. (1998) se menciona que la graptofauna ocurre en el Miembro medio de la Formación Empozada, miembro que no ha sido formalmente definido. La Formación Empozada ha sido dividida formalmente en dos miembros (sensu Gallardo & Heredia, 1995; Bordonaro et al.1993; Heredia y Gallardo 1998). El techo del Miembro inferior de la formación, donde se registra esta biozona, corresponde a la Litofacies de pelitas negras que aparece desde la Quebrada San Isidro hasta la Quebrada de Los Bueyes y en la Región de la Chilca aparece nuevamente en el Cerro Bayo. Los 3.5 m superiores de esta Litofacies, 25 m de espesor total (Gallardo y Heredia, 1995) corresponden al espesor de esta biozona. Referencias: Mitchell, C., Brussa, E., Toro, B. y Astini, R. (1998). (M. BERESI y S. HEREDIA)

DON BRAULIO (Formación) Ashgiliano tardío-Llandoveriano temprano (Precordillera Oriental, Provincia de San Juan) BALDIS, B.; BERESI, M.; BORDONARO. O. y VACA, A. 1982. Síntesis evolutiva de la Precordillera Argentina. 5º Congreso Latinoamericano de Geología, Actas 4:399-445. Buenos Aires.

Descripción original:..."Tiene un espesor de 50 m. Es de coloraciones polícromas: blanquecina, negra, rojiza y verde. Comienza con un conglomerado y sigue luego con areniscas portadoras de trilobites de la asociación Dalmanitina y braquiópodos, todos definitivamente Ashgillianos (Levy y Nullo, 1974 y Baldis y Blasco, 1975). Por encima siguen areniscas y lutitas varicolores progresivamente mas ferruginosas hasta culminar en dos bancos, a 40 m de la base, de hematita oolitica, con abundantes palinomorfos, quitinozzoarios y acritarcos (Volkheimer et al., 1980 y Pothe de Baldis, 1981) definitivamente llandoverianos, demostrándose así un paso transicional del Ordovícico superior al Silúrico basal". Localidad tipo: Quebrada de Don Braulio, pie oriental de la sierra de Villicúm, Precordillera oriental de San Juan. Relaciones estratigráficas: Se apoya en discordancia erosiva sobre la Formación La Cantera de edad Llandeiliana-Caradociana temprana. Igual relación guarda en su techo con la Formación Rinconada (Peralta, 1993; Baldis y Peralta, 1999) Contenido fosilífero y edad: Levy y Nullo (1974) describen una asociación de braquiópodos compuesta por Arenorthis cuyana Levy y Nullo, Fascifera punctata Levy y Nullo, Bagnorthis garrigoni Levy y Nullo, Kjaerina (Neokjerina) florentina Levy y Nullo y Vilicundella mocetici Levy y Nullo, colectados en niveles basales de la unidad y que constituyen los primeros registros del Ashgiliano para Sudamérica. Aseveran la edad Ashgiliana Baldis y Blasco (1975) dando a conocer los trilobites Dalmamitina sudamericana Baldis y Blasco y Calymenella (Eohomalonotus) villicunensis Baldis y Blasco. Volkheimer et al. (1980) reconocen una asociación de Acritarcos y Quitinozoos del Silúrico inferior en niveles cuspidales de la Formación Don Braulio. Benedetto (1986, 1990) reconoce estas formas como integrantes de la fauna típica del Hirnantiano (Ashgiliano tardío) y completa el registro de braquiópodos de la unidad, Dalmanella testudinaria (Dalman), Hirnantia sagittifera (M´Coy), Clifitonia oxoplecioides plicata, Benedetto, Eostropheodonta aff. Birmantensis (M´Coy), Paramalomena polonica (Temple), PLectothyrella sp. Efectúa una revisión de taxones descriptos por Levy y Nullo (1974.). Sánchez (1985, 1990) estudia los bivalvos presentes en la unidad, identifica Modilopsis cuyana Sánchez y Palaeoneila sp. Peralta (1985) da a conocer el hallazgo de una asociación de graptolitos del Llandoveriano inferior, en niveles lutiticos del techo de la unidad, la graptofauna está integrada porClimacograptus aff. C .hughesi (Nicholson), Climacograptus sp., Monograptus sp., Glyptograptus sp. y Rastrites sp. Peralta y Baldis (1990) completan la lista de graptolitos de la unidad con la mención de Glyptograptus persculptus persculptus (Salter). Observaciones: La temática paleoambiental y sedimentológica de la totalidad de la unidad y en particular la génesis de su conglomerado basal y su correlación con otras unidades litoestratigráficas de la Precordillera es abordado entre otros autores, por Sanchez et al.,(1988); Peralta y Carter (1990) y Astini y Buggish (1993). (M. ALFARO)

DONBRAULIANO superior

(Piso)

Ordovícico

ACEÑOLAZA, F. G. 1992 El Sistema Ordovícico de Sudamérica In GutierrezMarco et al Paleozoico inferior de Ibero-América. Publicación especial Universidad de Extremadura 85-118. Descripción original: "Hace algo más de un lustro, al descubrirse la presencia del braquiópodo Hirnantia en afloramientos de la quebrada Don Braulio, en el flanco oriental de la Sierra de Villicum, en la precordillera de San Juan, Argentina, se vislumbró la posibilidad del que el techo del Ordovícico tenga mayor representación de la que hasta entonces sele había considerado. La posición estratigráfica discordante sobre la secuencia Llanvirn-Caradoc,llevó a independizar criterios sobre la antigüedad de las capas con Hirnantia en la Precordillera, e incluso permitió replantear la edad de niveles que en el noroeste argentino, en Bolivia y en Perú hasta entonces se interpretaban como pertenecientes al Silúrico basal. En este sentido, hemos de señalar que este evento de depositación ha sido identificada en toda esta parte del sistema andino recibiendo el nombre de ciclo sedimentario Cordillerano por parte de Suarez Soruco (1984b). Tomando en cuenta lo precedente es que hemos referido al acontecimiento sedimentario que incluye rocas del Caradoc más alto hasta la base del Silúrico enlos conceptos de cronología local, que ya hemos aplicado para los pisos precedentes (figura 2), es que llamamos a éste con el nombreDONBRAULIANO" Referencia: Aceñolaza (1992) (F. G. ACEÑOLAZA) EL ALTO (Granito)

Ordovícico medio. (Sierra de Ancasti, Catamarca)

ACEÑOLAZA, F.; MILLER, H. y TOSELLI, A. 1981. Geología de la sierra de Ancasti. Nuevos aportes al conocimiento geológico regional y estructural. VIII Cong. Geol. Arg, III:75-88. San Luis. Descripción original: “.... Los granitos El Alto (-San Antonio-La Pampa) son varios cuerpos menores emplazados en los gnéises del Complejo Sierra Brava. De forma irregular, tiene una composición granítico-granodiorítica a diorítica. Son de grano medio a fino, de color grisáceo, biotíticos y en su periferia suele observarse cierta orientación en sus minerales planos....” Descripción: Toselli et al (1983) describen al Granito El Alto como un granito muscovítico que se localiza en un ambiente morfológicamente destacado al este la de localidad homónima. Su facie normal es de grano grueso de color rojo y está formado por cuarzo y muscovita con granate como componente secundario observado en muestra

de mano. Este granito casi no tiene inclusiones de la roca de caja y es factible observar claramente una esquistosidad. Se reconoce una estructura cataclástica que se evidencia particularmente con estructura de mortero en cristales de cuarzo. Según Toselli (1992) el cuerpo El Alto como un sienogranito muscovítico de grano grueso, de color rojo y textura cataclástica débilmente esquistosa, formado por cuarzo, microclino, plagioclasa, muscovita y granate. Geoquímicamente el granito El Alto tiene tendencia calcoalcalina evolucionada. Localidad tipo y afloramiento: este de la localidad El Alto, sector nororiental de la sierra de Ancasti, provincia de Catamarca. Relación de campo: hay una estrecha relación con los plutones de la región La Pampa-Unquillo de la sierra de Ancasti. Hacia el borde del cuerpo y en la zona de contacto con los esquistos del Complejo Sierra Brava se encuentra granodiorita biotítica que se supone pertenecen a una intrusión más antigua. Edad: mediante el método de la isocrona sobre seis muestras arroja una edad de 472 Ma con una relación inicial de 0,705 (Knüver, 1983). Por el mismo método, Fischbach et al (1980) calcula una edad de 472,2 ± 9 Ma con una misma relación inicial de 0,705 ± 0,006. Referencias: Aceñolaza et al (1983). (A. TOSELLI, F. SARDI y M. BAEZ) EL INDIO (Tonalita) Tucumán)

Ordovícico.(El Indio, quebrada río Los Sosa,

TOSELLI, A.J. Descripción original: “ ............” Descripción: Cuerpo intrusivo (stock), de color blanco grisáceo; foliado, definido petrográficamente como tonalita biotítica, con gradaciones a granodiorita y granito. El cuerpo, tardío a post-tectónico, está fuertemente erosionado, es de grano grueso y está intruido en rocas que pertenecen a la zona de la biotita, presentando esporádicamente andalucita y con una delgada zona de metamorfismo de contacto (Toselli, 1992). Localidad tipo y afloramiento: zona de El Indio, quebrada del río Los Sosa, sierra del Aconquija. Ruta provincial 307, entre los Km. 28 y 35 aproximadamente. Provincia de Tucumán. Edad: mediante el método K – Ar en biotita se obtuvieron edades de 466 ± 10 y 471 ± 10 Ma (González, 1984) y 472 ± 15 y 468 ± 10 Ma (Linares y González, 1990). Observaciones: La intrusión de este granitoide estuvo controlada por la Megafractura de Tafí, definida por Baldis et al (1975), que se desarrolla en sentido NNO y forma del límite entre las Cumbres Calchaquíes en el noroeste y la sierra del Aconquija en el sudoeste continuándose en la sierra de Quilmes al oeste del valle de

Santa María como la falla de Chusca. Los intrusivos emplazados en esta fractura, activa desde el Paleozoico inferior, fueron estudiados, entre otros autores, por Toselli et al (1985, 1989), Lorenc y Lisiak (1987), Saavedra et al (1987). Referencias: Cisterna et al (1988), Fernández (1997). (A.J. TOSELLI; F. SARDI; M.A. BAEZ) EL INFIERNILLO (Granodiorita) Ordovícico superior -Silúrico.(Sierra del Aconquija, provincia de Tucumán)

LISIAK, J. 1987. Contribución al conocimiento geológico de la región de Macho Huañusca y zonas aledañas, con especial referencia a las rocas graníticas. Departamento Tafí del Valle, provincia de Tucumán, República Argentina. Trabajo de Seminario. Fac. de Ciencias Naturales e Inst. Miguel Lillo, UNT. 142 pg. (inédito). Descripción original: “...Microscópicamente, estas rocas presentan una textura holocristalina, hipidiomórfica, donde los componentes minerales tienden a la equigranularidad. Están compuestas esencialmente, por plagioclasa y cuarzo, con menor contenido o ausencia de microclino, siendo sus minerales accesorios característicos, biotita y muscovita. Se han identificado dos generaciones de plagioclasa. La más antigua presenta una composición que varía entre An30-32 en las granodioritas y An28-35 en las tonalitas. La generación más jóven tiene una composición de An25-28 en las granodioritas y de An23-30 en las tonalitas. Se trata, en general, de individuos más finos que los anteriores, con zonación menos marcada. Los cristales de cuarzo evidencian signos de cataclasis en la roca. Son comunes las inclusiones de biotita, apatito y epidoto. El microclino, aunque escaso, frecuentemente presenta desarrollos pertíticos y antipertíticos, como así también, inclusiones de biotita y cuarzo. La biotita es el accesorio principal....” Descripción: Cuerpo granodioritico de dos micas, con granate accesorio, y en menores proporciones tonalitas biotíticas con escasa muscovita, de grano fino, con epidoto y opacos. También presenta signos de cataclasis con estructura de mortero. Geoquímicamente, la roca es peraluminosa, correspondiendo a términos altamente evolucionados de la serie calcoalcalina; la intrusión se habría producido en un ambiente de Granitos de Intraplaca y, habría cristalizado a temperatura entre 655º y 700ºC con presiones de alrededor de 5 Kbars (Lisiak, 1990). Localidad tipo: El Infiernillo, valle de Tafí, provincia de Tucumán. Afloramientos: región de Macho Huañusca y alrededores, al norte del valle de Tafí, provincia de Tucumán. Edad: la datación según método K/Ar en biotita de granodiorita dio 415 ± 15 Ma. (Linares y González, 1990; Omil y Bobovnikov, 1998). Miller et al (1991) obtienen una errorcrona de referencia (método Rb/Sr) con muestras del plutón de El Infiernillo y

de Loma Pelada (ubicado al sur de este último y genéticamente vinculado) de 422 Ma. con una relación inicial de 0,7069. En Toselli y Rossi (1998), el plutón El Infierniello tiene una edad asignada comprendida entre el Ordovícico superior y Devónico inferior. Observaciones: La intrusión de este granitoide estuvo controlada por la Megafractura de Tafí, definida por Baldis et al (1975), que se desarrolla en sentido NNO y forma del límite entre las Cumbres Calchaquíes en el noroeste y la sierra del Aconquija en el sudoeste continuándose en la sierra de Quilmes al oeste del valle de Santa María como la falla de Chusca. Los intrusivos emplazados en esta fractura, activa desde el Paleozoico inferior, fueron estudiados, entre otros autores, por Toselli et al (1985, 1989), Lorenc y Lisiak (1987), Saavedra et al (1987). Referencias: Lorenc y Lisiak (1987), Lisiak (1990). (A. TOSELLI, F. SARDI, M. BAEZ, A. RUIZ y P. GROSSE) EL NIHUIL (Gabro...) Ordovícico medio GONZALEZ DIAZ, E.F. 1972. Descripción geológica de la Hoja 27d San Rafael, provincia de Mendoza. Servicio Nacional de Mineria Geología, Boletín 132:1-127, Buenos Aires. Descripción: un gran cuerpo básico que corresponde a un gabro (en parte sassuritizado) y filones relacionados, evidencia notables influencias dinámicas, se emplaza en el ambiente de la Formación la Horqueta (véase). Edades radimétricas de 484-474 m.a. (K/Ar) les asignan una edad general del Ordovícico medio Localidad: inmediaciones del dique El Nihuil. Parte norte de la loma Alta

Observaciones: Probablemente al igual que otros cuerpos básicos emplazados en la provincia de Mendoza, tenga viculación con el Ciclo Famatiniano de Haller y Ramos (1993). Referencias: González Diaz E.F. (1972) EL PORTEZUELO (Formación) Ordovícico inferior a medio.(cuesta de El Portezuelo, sierra de Ancasti, Catamarca)

ACEÑOLAZA, F. G. y TOSELLI, A. J. 1977. Esquema geológico de la sierra de Ancasti, provincia de Catamarca. Acta Geológica Lilloana, 14: 233-256. Tucumán. Descripción original: “.... Está compuesta por gneises granulosos y bandeados, además de migmatitas. En la parte superior de esta sucesión la paragénesis es esencialmente semejante a la de la Formación Ancasti, o sea, cuarzo-oligoclasa-biotita-muscovita, mientras que en la localidad de El Portezuelo, los gneises son biotítico-sillimaníticos. El comportamiento de los distintos minerales ante la deformación tectónica queda claramente expuesta. Así tenemos que, el cuarzo es siempre claramente pretectónico, presentando lamelas de deformación perfectamente desarrolladas e incluso textura de mortero. A esta pueden en algunos casos agregarse las micas, biotita y muscovita, que se presentan retorcidas, deflecadas y fracturadas. En otros casos, las

micas son sintectónicas, presentándose en laminillas orientadas al azar. La plagioclasa también se forma en esta etapa, junto con el microclino, y por presión reacciona para originar mirmequitas .... ” Descripción: Willner et al (1983) señalan que esta unidad está constituida por rocas metamórficas de alto grado con fenómenos de migmatización. Los paleosomas están constituidos por gneises bandeados metapsamíticos de grano fino, gneises granulosos metapelíticos de biotita y plagioclasa, felsitas calcosilicáticas y venas de cuarzo. Los tipos de neosoma más distribuidos son granitoides de composición tonalítica a granodiorítica que se originan por metablastesis de feldespato y anatexis parcial especialmente de los gneises bandeados y menos frecuentemente de los gneises biotíticos; también como neosoma se consideran rocas pegmatoides de unos cm a dm de espesor con blastos de plagioclasa y/o feldespato potásico. Localidad tipo: cuesta de El Portezuelo, faldeo occidental de la sierra de Ancasti, provincia de Catamarca. Afloramientos: los afloramientos de estas rocas constituyen una estrecha faja de rumbo aproximadamente N-S que forma la cumbre de la sierra de Ancasti y todo el flanco occidental hasta la latitud de La Majada. La aparición de esta formación se continúa casi ininterrumpidamente hacia el noroeste en los cordones de Fariñango, Colorado y Graciana y Ambato (González Bonorino, 1978). Relaciones de campo: los afloramientos de la Formación El Portezuelo constituyen una faja de rumbo N-S paralela a la isógrada de sillimanita con la cual la aparición de las migmatitas coincide, mientras los gneises se encuentran más hacia el E de la sierra de Ancasti y pasan paulatinamente a esquistos disminuyendo el tamaño de grano y la metablastesis de plagioclasa. (Los esquistos citados corresponden a la Formación Ancasti). Además, la unidad es roca de caja del granito El Taco. Edad y correlación: Knüver (1983) data el metamorfismo de alto grado de la sierra de Ancasti, en base a tres isócronas Rb-Sr, que incluyen gneises, esquistos bandeados y movilizados migmatíticos, cuyos valores son de: 523,9±28 Ma., 473±90 Ma. y 472,1±26,3 Ma. Referencias: Knüver (1983), Aceñolaza et al (1983). (A. TOSELLI, F. SARDI y M. BAEZ) EL inferior

RELINCHO

(Formación...) Cámbrico

superior-Ordovícico

(Precordillera, Provincia de Mendoza 69º12’30’’ de latitud S y 32º44’20’’ de longitud W HEREDIA, S. 1990. Geología de la Cuchilla del Cerro Pelado, Precordillera de Mendoza, Argentina. 11º Congreso Geológico Argentino (San Juan), Actas 2:147-150. Ampliación de la descripción original: Heredia, S., 1996. El Paleozoico inferior del Cerro Pelado, Precordillera de Mendoza, Argentina. 13º Congreso Geológico Argentino (Buenos Aires), Actas 1:591 – 600.

Descripción original: “constituida por una litofacies única de calizas oscuras (mudstones) y pelitas negras dispuestas en bancos tabulares delgados, masivos y presentando en varios sectores del perfil deformación sindepositacional” Localidad tipo: Quebrada El Relincho, Cuchilla del Cerro Pelado, Precordillera de Mendoza. Espesor: 350 m. Relaciones estratigráficas: Límite inferior dado por contacto neto con la Formación Cerro Pelado (Cámbrico). Límite superior dado por contacto estratigráfico discordante con la Formación Villavicencio (Ordovícico - Devónico). Extensión geográfica: 11 km de largo aflorantes en la cuchilla del Cerro pelado. Paleontología y edad: En los tramos inferiores (20 m) se hallaron trilobites de las Zonas de Saukia y Elvinia y conodontes del Cámbrico superior tardío, esto permite inferir que el resto de la sucesión ingresa al Ordovícico inferior. Observaciones: Bordonaro (Cuerda et al., 1993) halló una asociación de graptolitos del Caradociano en pelitas negras sobrepuestas a la Formación El Relincho del Cámbrico superior-Ordovícico inferior. Referencias:Heredia S. (1990) (S. HEREDIA)

EL TACO (Granito) Ordovícico medio-superior.(sierra de Ancasti, Catamarca) ACEÑOLAZA, F., MILLER, H. y TOSELLI, A. 1981. Geología de la sierra de Ancasti. Nuevos aportes al conocimiento geológico regional y estructural. VIII Cong. Geol. Arg, III:75-88. San Luis. Descripción original: “.... El cuerpo de El Taco de forma general subelíptica, se ubica en la localidad homónima; es de tipo granítico, de color gris a gris-rosado de grano mediano, muscovítico-biotítico. Se aloja en el Complejo Ancasti, no observándose claramente la relación que presenta con otros cuerpos de la zona....” Descripción: Toselli et al (1983) describen al cuerpo El Taco como un granito muscovítico-biotítico, algunas veces con schlieren de biotita difusos, de grano medio y de un tenue color rojo. La formación de estos schlieren deben interpretarse como el resultado de la asimilación de la roca vecina, la cual también se encuentra como xenolito. La estructura es de grano heterogéneo xenomórfica a hipidiomórfica. El feldespato dominante es el microclino pertítico, que se presenta en forma de individuos grandes. Los desplazamientos que se producen en el cuarzo indican un crecimiento magmático tardío. Localidad tipo y afloramiento: El Taco, sector centro-occidental de la sierra de Ancasti, provincia de Catamarca. Relación de campo: la mayor parte de las apófisis del cuerpo principal se intruyen en la Formación Ancasti, mientras que el extremo suroeste lo hace en la

Formación Portezuelo. Los contactos con la primera son netos, en tanto que con los gneises y migmatitas de El Portezuelo, los contactos son gradacionales. Edad: el granito El Taco fue datado por Knüver (1983) por el método Rb/Sr utilizando 6 muestras cuyo resultado es de 457 ± 14 Ma con una relación inicial de 0,7121. En el catálogo de edades radimétricas de Linares y González (1990) figura, además, la edad de 460 ± 20 Ma por el mismo método. Observaciones: Nullo (1981) incluye al granito El Taco dentro de la Formación Los Divisaderos. Referencias: Aceñolaza et al (1983). (A. TOSELLI, M. BAEZ y F. SARDI) EMPOZADA (Formación...) Llanvirniano- Ashgilliano Precordillera, Provincia de Mendoza aprox. 68° 55’ y 69° 10’ de lat. S y 32º’40’ y 32°55’de long. W )

HARRINGTON, H.J., 1957 (In: Harrington H.J. & Leanza A.F., 1957). Ordovician trilobites of Argentina .University of Kansas, Department of Geological Sciences. Special Publication1:1-259. Descripción original: (de arriba hacia abajo) “6. Thickly bedded, massive, light gray limestones with irregular masses of dark brown chert and small rounded ferruginous concretions; unfossiliferous (80m) 5. Highly sheared, brecciated and crushed limestones and marly shales, of grayis-green colors; unfossiliferous (20m). 4.Thinly bedded, olive-green to yelowish-grennshales and marls with intercalated layers of hard brownish sandstones; unfossiliferous (70m). 3. Thinly laminated, soft black shales (7). 2. Dark green, thinly bedded shales with light green and purple intercalations and few interspersed layers of olive-green to yellowish-brown fine grained sandstones (15 m); unfossiliferous

1. Conglomerate with abundant roundstones of quartzite, graywackes, and limestones up to 30 cm in diameter in a fine-grained sandy matrix (3 m); unfossiliferous”. Descripción: Gallardo et al., (1988) reconocieron en la Formación Empozada, dos miembros distinguibles en afloramiento por un contacto neto entre ellos. El Miembro inferior integrado por las litofacies: “1: de conglomerados I; 2: de pelitas verdes silicificadas; 3: de conglomerados y pelitas ; 4: de conglomerados II; 5: de pelitas laminadas y areniscas; 6: complejo de “debris flow”; 7: de pelitas negras. El Miembro superior está integrado por una sucesión grano creciente de “litofacies I: pelitas y areniscas muy finas; litofacies II: paraconglomerados calcáreos y litofacies III: alternancia de pelitas y areniscas calcáreas,” asignada al Caradociano superior-Ashgilliano. Bordonaro et al., (1993) reinterpretan el Miembro inferior de la Formación Empozada como una secuencia olistostrómica de talud reconociendo las siguientes facies clásticas autóctonas, ubicadas por debajo de los olistolitos San Isidro:

Facies B: lutitas negras (silicificadas, 50m); Facies C: Conglomerados y areniscas canalizados y brechas ; Facies D: lutitas verdes (laminadas y silicificadas, 21m); Facies E: calcarenitas gradadas (25m). Localidad tipo: Quebrada de San Isidro, borde oriental de la Precordillera de Mendoza Espesor: 430 m (promedio). Relaciones estratigráficas: Esta unidad suprayace mediante contacto tectónico a la Formación Potrerillos (Triásico) y en su límite superior mediante discordancia se apoya la Formación Villavicencio (Harrington, 1957; Cuerda et al. 1987) o Formación Canota sensu Cuerda et al. (1988), o Formación Las Heras (Pinna, 1982). Extensión geográfica: Aflora en forma discontinua en el pie de la sierra precordillerana mendocina. Los afloramientos se extienden desde la quebrada de San Isidro hasta las quebradas de los Bueyes y del Manzano en el área de San Isidro. La sucesión aflorante abarca un área de aproximadamente 3 km de largo por 0.5 km. Hacia el norte aparece en la región de Las Chilcas desde la quebrada de Las Chilcas hasta Estancia Canota. Paleontología y edad: La edad de la Formación Empozada se extiende desde el Llanvirniano al Ashgilliano superior, en base a la micro y macrofauna. Harrington (1957) definió una edad caradociana en base a la fauna de graptolitos colectada en las pelitas negras. Gallardo et al.(1988) al analizar el Miembro superior, proponen una edad ashgilliana-silúrica inferior basada en la presencia de macro y microfauna en clastos resedimentados. Posteriormente Heredia (1993) extiende la edad de la formación hasta el Llanvirniano por el hallazgo de graptolitos en la base del Miembro inferior. Para el Miembro inferior se han reconocido elementos autóctonos y alóctonos en bloques y clastos. En las pelitas verdes autóctonas se hallaron graptolitos de la Zona de Paraglossograptus tentaculatus. En las lutitas negras graptolíticas del tramo medio de la formación, se han determinado las Zonas deNemagraptus gracilis / Climacograptus bicornis / y Orthograptus quadrimucronatus (Caradociano alto/ Ashgilliano bajo). En las lutitas negras silicificadas de la secuencia condensada del tope del Miembro Inferior, Mitchell et al. (1998) han determinado las Zonas de Dicellograptus complanatus y D. ornatus, asignables al Ordovícico superior (Ashgilliano). En bloques y clastos alóctonos se han determinado graptolitos, conodontes, trilobites, braquiópodos, moluscos y espículas de poríferos, los que han permitido identificar el Cámbrico medio, Cámbrico superior y Ordovícico inferior En el Miembro superior se han reconocido braquiópodos articulados, gastrópodos, trilobites y conodontes alojados en clastos del conglomerado superior. Los conodontes permitieron definir la Biozona de Amorphognathus superbus del Caradociano medio-Ashgilliano basal, asignando por lo tanto una edad ashgilliana más joven para el conglomerado portador de la microfauna. Observaciones: Heredia (1991) determinó que las calizas de la Formación La Cruz eran bloques alóctonos con fauna de trilobites y conodontes del Cámbrico superior. Posteriormente Bordonaro, et al.(1993) reinterpretan las formaciones San Isidro y Estancia San Martín como bloques alóctonos resedimentados en las pelitas autóctonas del Miembro inferior. Estos olistolitos indican diversas edades del Cámbrico y

Ordovícico inferior y provienen de áreas de plataforma y de talud carbonático y clástico. Sobre la sucesión tipo de la quebrada San Isidro, Heredia y Gallardo (1996) reconocen una discordancia mayor entre los dos Miembros y dos discordancias dentro del Miembro inferior: una entre las litofacies de Conglomerados y pelitas verdes (Llanvirniano) y la litofacies de conglomerados II (Caradociano bajo) y otra entre la litofacies de Complejo de “debris flow” (Caradociano bajo) y la litofacies de pelitas negras (Ashgilliano). Lutitas negras con graptolitos caradocianos de la parte media del Miembro inferior, se reconocen en la región de Canota intercaladas entre las sedimentitas de Villavicencio; en el Totoral al oeste del cerro La Cal, en el puesto Las Chilcas y en el cerro Pelado, sobrepuestas a la Formación El Relincho del Cámbrico superior. Keller et al. (1998) sustituyen el nombre de Formación Empozada por el de Formación Los Sombreros, lo que es formalmente incorrecto por ser prioritario el primer nombre formacional (Bordonaro et al., 1999). Referencias: Alfaro M. (1988); Cuerda A. & Alfaro M. (1992); Pinna L. (1982); Bordonaro O. et al. (1993, 1999); Heredia S. (1990, 1993); Gallardo G. et al (1988), Gallardo G. & Heredia S. (1995); Heredia S. & Gallardo G. (1996); Mitchell C. et al. (1998). (M.S. BERESI y S.E.HEREDIA) EOPLACOGNATHUS LINDSTROEMI (...Subzona) Llandeiliano medio y superior(Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza). LEHNERT O., BERGSTRÖM, S., KELLER, M. y BORDONARO, O., 1999.-Ordovician (Darriwilian-Caradocian) conodonts from the San Rafael Region, west-central Argentina: biostratigraphic, paleoecologic, and paleogeographic implications. Bolletino della Societá Paleontologica Italiana,37(2-3):199-214. Módena. Descripción: ”The most diagnostic species in the conodont fauna found in the limestones of the Peletay member of the Lindero Formation are: Pygodus serra, Eoplacognathus reclinatus and in the uppermost samples, early forms of the Eoplacognathus lindstroemi. These species show that the Peletay member is referable to the interval from the E. reclinatus Subzone to the E.lindstroemi Subzone of the Pygodus serra Zone in terms of the Atlantic conodont zone scheme .” (Lehnert et al,1999). Observaciones: no hay lista de géneros y especies acompañante de esta subzona, ni espesor discriminado en el trabajo de Lehnert et al.1999. Aparece en calizas y pelitas negras de 1 m de espesor de la Formación Ponón Trehué, en el Perfil La Tortuga (35º10'66''S-68º18'33''W), sur del arroyo Ponón Trehué y por arriba de Eoplacognathus robustus. Esta subzona (Biozona de intervalo basada en una taxón) corresponde a la Subzona superior de la Zona de Pygodus serra. Esta compuesta por las siguientes especies: Pygodus serra (Hadding), Eoplacognathus robustus (Bergström), Eoplacognathus aff. lindstroemi, Baltoniodus prevariabilis (Fåhræus), Ansella sinuosa (Stouge), A. nevadensis (Ethington et Schuhmacher), Walliserodus ethingtoni (Fåhræus), Strachanognathus parvus (Rhodes), Periodon aculeatus (Hadding),Erraticodon sp., Drepanodus robustus (Hadding). y Panderodus sp. (Heredia S. en prensa) Referencias: Lehnert O., Bergström, S., Keller, M. y Bordonaro, O., (1999). Heredia, S. (en prensa).

(M. BERESI y S. HEREDIA)

EOPLACOGNATHUS RECLINATUS (Subzona de... ;...Subzone) (Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza). BORDONARO. O.; KELLER. M. y LENHERT O. 1996. El Ordovícico de Ponón Trehué en la Provincia de Mendoza, Argentina: redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 1: 541-550. Buenos Aires.

LEHNERT. O.; BERGSTRÖM, S.; KELLER, M. y BORDONARO, O. 1999. Ordovician (Darriwilian-Caradocian) conodonts from the San Rafael Región, west-central Argentina: biostratigraphic, paleoecologic, and paleogeographic implications. Bolletino della Societá Paleontologica Italiana, 37(2-3):199-214. Módena. Descripción: Subzona de asociación correspondiente a la subzona superior de las dos subzonas inferiores de la Zona de Pygodus serra. En la Formación las especies más comunes que acompañan a este taxón son: Baltoniodus prevariavilis, Periodon aculeatus, Drepanoistodus suberectus, Protopanderodus sp., Amorphoganthus sanrafaelensis , Ansella biserrata, Spinodus spinatus, Ansella nevadensis, Strachanognathus parvus, Pseudooneotodus mitratus, Erismodus, Walliserodus ethingtoni, Bryantodina sp., Triangulodus sp., Phragmodus polonicus. Espesor no definido.(Lehnert et al.,1999). Referencias: Bordonaro. O., Keller. M. & Lenhert. O. (1996). Lehnert. O., Bergström. S., Keller.M. y Bordonaro O. (1999). (M. BERESI y S. HEREDIA)

EOPLACOGNATHUS ROBUSTUS (Subzona de...;...Subzone) Llandeiliano inferior (Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza 35º10'66''S-68º18'33''W). HEREDIA, 1998. Eoplacognathus robustus (Conodonta) en la Formación Ponón Trehué (Ordovícico superior), sierra Pintada, provincia de Mendoza, Argentina. Ameghiniana 35(3): 337-344. Buenos Aires. Descripción: Esta Subzona corresponde a la base de las dos subzonas superiores de la Zona de Pygodus serra. Se encuentra representada en la Formación Ponón Trehué, en el Perfil La Tortuga. Desde el contacto con el basamento hasta los 11m de espesor corresponde a esta subzona constituida por conglomerados, areniscas conglomerádicas, areniscas, calizas arenosas y pelitas negras. Biozona de intervalo basada en una taxón compuesta por Eoplacognathus robustus Bergström. Observaciones: las especies más comunes que acompañan a este taxon son: Pygodus

serra (Hadding), Baltoniodus prevariabilis (Fåhræus), Periodon aculeatus (Hadding), Ansella sinuosa (Stouge), Ansella nevadensis (Ethington et Schumacher), Pseudooneotodus? mitratus (Moskalenko),Spinodus spinatus (Hadding), Phragmodus polonicus (Dzik), Strachanognathus parvus (Rhodes), D. robustus (Hadding), Drepanoistodus aff. suberectus, Erismodus sp, Erraticodon sp., Panderodus aff. sulcatus, Panderodus sp., Protopanderodus rectus (Lindström) y Walliserodus ethingtoni(Fåhræus). Acompañan abundantes elementos redepositados identificados como Eoplacognathus pseudoplanus (Viira), Eoplacognathus suecicus (Bergström), Eoplacognathus foliaceous Eoplacognathus reclinatus (Fåhræus), Baltoniodus norrlandicus (Löfgren.), Microzarcodina sp., Parapanderodussp. y Protopanderodus sp. (Heredia, en prensa).HEREDIA (S.), en prensa, Late Llanvirn conodonts from the Ponon Trehue Formation, Mendoza, Argentina. GAIA, Revista de Geociencias, Museu Nacional de Historia Natural, Portugal. Referencias: Heredia. S. (1998); Heredia. S. (en prensa). (M. BERESI y S. HEREDIA)

EOPLACOGNATHUS SUECICUS (Zona de Asociación de...) Llanvirniano inferior medio. Histiodella kristinae (Subzona de...). Pygodus anitae (Subzona de Asociación de...). (Precordillera de San Juan) SARMIENTO, G.N. 1991. Conodontos de la Zona suecicus (Llanvirniano inferior) en la sierra de Villicum, Precordillera de San Juan, Argentina. Revista Española de Micropaleontología, 23 (3): 113-132. ALBANESI, G.L.; M.A. HÜNICKEN Y C.R. BARNES. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “...en la sección de Don Braulio está presente también Eoplacognathus variabilis (especie nominal de la Zona variabilis) en los niveles E, G e I; en el nivel G aparece por primera vez Eoplacognathus suecicus coexistiendo con la especie antecesora durante un intervalo estratigráfico de aproximadamente 18 metros en el cual se registra la máxima diversidad y abundancia de conodontos. El límite inferior de la Zona suecicus en el área, se establece en el nivel en el cual se registra la primera aparición de la especie nominal. El límite superior de la Zona suecicus ha sido indicado tentativamente en la última intercalación calcárea (nivel K) del miembro inferior de la Formación Gualcamayo” (Sarmiento, 1991).

Observaciones: La presencia de la Zona de E. suecicus fue reconocida por primera vez en la Precordillera Argentina por Hünicken & Ortega (1987) en la sección tipo de la Formación Los Azules. Si bien, algunas de las especies representativas de esta biozona, como las correspondientes al géneroPolonodus indican la presencia de la misma en esta sección (en particular el intervalo superior de la Subzona de P. anitae), los especímenes atribuidos a E. suecicus por estos autores, procedentes de los estratos inferiores de la biozona, fueron transferidos a sinonimia de Lenodus variabilis, representando, en consecuencia, la biozona homónima infrayacente (Ortega et al., 1996; Ottone et al., 1999). Discusión: “Esta biozona ha sido referida en diversas localidades de la Precordillera (ver sinopsis en Albanesi et al., 1995d), y sus límites inferior y superior (tentativo) fueron definidos en la sección de Don Braulio, vertiente oriental de la sierra de Villicum (Sarmiento, 1991). Las subzonas potenciales de esta biozona aún no fueron definidas formalmente. De acuerdo con la documentación existente (Hünicken & Ortega, 1987; Sarmiento et al., 1988; Sarmiento & Rábano, 1992; Albanesi & Astini, 1994; Lehnert, 1995a,b; Ortega et al., 1995; Albanesi et al., 1995a) y colecciones personales aún no publicadas, procedentes de las Formaciones San Juan, Los Azules, La Invernada y Yerba Loca, la coexistencia de E. suecicus en niveles contemporáneos con Histiodella kristinae (cf. Zona de H. kristinae sensu Lehnert, 1995a) y en un intervalo más alto con Pygodus anitae, sugiere la presencia de una biozona de asociación de estos tres taxones, divisible en las Subzonas de H. kristinae (inferior) y de P. anitae (superior) a partir de la primera aparición de las especies epónimas. Un estratotipo de unidad potencial para la definición de estos cuerpos bioestratigráficos se localizaría en el área de Las Chacritas o Las Aguaditas, Precordillera Central de San Juan (Albanesi & Astini, 1994)” (Albanesi et al., 1998). Subzona de P. anitae: “El límite inferior de la Subzona de Pygodus anitae está marcado por la primera aparición del taxón epónimo. La discontinuidad estratigráfica existente entre las Formaciones Gualcamayo y Las Plantas, involucra el pasaje entre la unidad considerada y la siguiente Zona de Pygodus serra; de modo que, en la sección del cerro Potrerillo no es posible establecer su límite superior...Pygodus anitae, Polonodus magnum y Paroistodus horridus caracterizan a la Subzona de P. anitae. Periodon aculeatus es la especie más abundante en esta unidad, siguiendo las formas de Protopanderodus ySpinodus spinatus” (Albanesi et al., 1998). Estratotipo compuesto: El estratotipo de límite inferior se establece en la sección del cerro Potrerillo (ca. 30º00’LS-68º36’LW). El mismo se ubica en el miembro medio de la Formación Gualcamayo, a 56 m del contacto con la infrayacente Formación San Juan, en el nivel de la primera aparición deP. anitae. En algunas de las secciones de la Formación Los Azules en el área del cerro Viejo de Huaco, se registran las especies nominales de la subzona en cuestión y la zona sobreyacente, i.e. Zona de Pygodus serra; sin embargo, entre los registros contiguos de estos taxones aparece una secuencia estéril en conodontes que no permite precisar el límite entre ambas unidades (Ortega, 1987; Ortega et al., 1996; Ottone et al., 1999). De acuerdo a lo expresado en las

observaciones para la Zona de E. suecicus, el estratotipo de límite superior se podría determinar en la sección propuesta como estratotipo potencial de unidad, i.e. la sección de la secuencia superior de la Formación San Juan en el área de Las Chacritas o Las Aguaditas, Precordillera Central de San Juan. Edad: Llanvirniano inferior medio. Observaciones: “Los estratos superiores de la Formación San Juan en la localidad de Las Chacritas produjeron conodontes diagnósticos que permiten determinar la presencia de la Subzona de P. anitae (Albanesi & Astini, 1994; Lehnert, 1995a,b). La misma situación bioestratigráfica se establece en la sección del cerro La Chilca (Lehnert, 1995a,b). En la localidad Los Potrerillos del extremo sur de la sierra Chica de Zonda se registraron elementos referibles a la parte alta de la Zona de E. suecicus procedentes de los niveles cuspidales de la Formación San Juan (Lehnert, 1995a,b). Asimismo, los estratos próximos al techo de esta unidad en la sección de Talacasto serían portadores de una fauna asignable a la misma división bioestratigráfica (Lozano & Hünicken, 1990). La Zona de E. suecicus también está presente en los estratos basales de las Formaciones Sierra de La Invernada y Las Aguaditas (Ortega & Albanesi, 1998), si bien aún no se ha precisado qué partes de esta unidad se encuentran representadas. Las secciones de puerta de Ancaucha y El Divisadero correspondientes a los afloramientos más orientales de la Formación Yerba Loca, expuestos en la vertiente oriental del cerro Alto de Mayo, proporcionaron una fauna de conodontes representativa de la Zona de E. suecicus (Albanesi et al., 1995a)”. Referencias: Albanesi et al. (1998), Hünicken & Ortega (1987), Sarmiento et al. (1988), Sarmiento (1991), Sarmiento & Rábano (1992), Albanesi & Astini (1994), Lehnert (1995a,b), Ortega et al. (1995), Albanesi et al. (1995a). (G. L. ALBANESI) FALDA CIÉNEGA (Formación)

Llanvirniano-Caradociano

ACEÑOLAZA, F. G.; TOSELLI, A. Y DURAND, F. 1975 Estratigrafía y Paleontología de la región de Hombre Muerto, provincia de Catamarca, Argentina. Actas del 1ª Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía, 1, 109-123. Tucumán. Descripción original. " Proponemos llamar con el nombre de Formación Falda Ciénega a las metamorfitas de bajo grado y sedimentitas que constituyendo la base de la secuencia estratigráfica afloran en la región homónima. Dichas rocas integran una secuencia pelítico-arenosa levemente afectada por metamorfismo regional, dispuestas en una estructura simple de rumbo submeridional, buzante al este, pudiendo ser caracterizada de la siguiente manera:Miembro El Puesto: o miembro basal está compuesto por pizarras, areniscas cuarzosas y grauvacas generalmente de tonos grises,

bien estratificadas con tres niveles con graptolites. El metamorfismo es suave y decrece hacia el techo. Miembro el Filo: es limolítico-arenoso de colores pardo-rojizos a amarillentos, bien estratificados.". Sección tipo: La sección y áreatipo se localizasobre la rutanacional 53 en inmediaciones al km 155. Observaciones: (F.G.ACEÑOLAZA) FAJA ERUPTIVA DE LA PUNA ORIENTAL .Ordovícico.(Puna, provincias de Jujuy, Salta y Catamarca)

MENDEZ, V., NAVARINI, A., PLAZA, D., VIERA, V. 1973. Faja eruptiva de la Puna Oriental. Actas 5to. Congreso Geológico Argentino. Tomo IV: 89-100. Descripción original: “ ... poner de manifiesto la presencia de una faja eruptiva compuesta por granodioritas y pórfiros riodacíticos ubicada en la Puna Oriental,”..... “Dentro de la comarca que abarca el presente estudio y en relación con la faja mencionada, aparecen elementos litológicamente bien diferenciados correspondientes a esquistos y rocas graníticas proterozoicas, areniscas silicificadas y lutitas cambro-ordovícicas, granitos y rocas graníticas silúricas, conglomerados, calizas y areniscas arcillosas cretácico-terciarias, culminando la columna con rocas efusivas, tobas y acarreos cuartarios”......”Dentro del Silúrico se ubica la faja eruptiva de la Puna Oriental constituida esencialmente por granodioritas y pórfiros riodacíticos”.....”tanto en sus facies granuda como porfírica están relacionadas estrechamente entre sí por una similar composición mineralógica y la presencia constante de megacristales de sección rectangular(ovóideos en lugares de intensa tectonización), color blanco-crema, que alcanzan hasta 10-15 cm de longitud, constituyéndose en elementos guías para la identificación de la faja”..........”Las granodioritas biotíticas tienen estructura granular gruesa, con distribución homogénea de sus componentes principales; el tamaño de grano varía entre 5 y 10 mm, color blanco grisáceo con abundantes laminillas de biotita en paquetes de aproximadamente 5 mm. La roca es fresca y consistente.”.........”Los pórfiros riodacíticos biotíticos son rocas compactas y frescas formados por una pasta afanítica gris verdosa oscura y fenocristales de 2-4 mm de diámetro máximo”........”Entre la particularidades singulares de la faja eruptiva, se debe mencionar que cuando está afectada por intenso tectonismo (noreste de Sierra Rangel), las rocas se transforman en típicos gneises de ojos miloníticos; se observa además la formación de pliegues ptigmáticos y recristalización en los bordes sedimentarios cuando la faja intruye las rocas ordovícicas; es notoria la fluidalidad en bordes de transición así como la disminuación del tamaño de los megacristales desde el núcleo de los afloramientos hacia los bordes.”.... Descripción: Localidad tipo:

Afloramientos: La extensión de los afloramientos sobrepasa los 400 Km y se desarrolla en dirección meridiana, penetrando al norte en la Repúblicas de Bolivia y hacia el sur en la provincia de Catamarca; está delimitada por las coordenadas geográficas 66º00´67º00´long.oeste y 22º00´- 26º30´lat. Sur, aproximadamente. Relaciones de campo: En casi la totalidad de su extensión la faja intruye las sedimentitas ordovícicas. Edad y correlación: Referencias: Turner (1966, 1970, 1972); Méndez (1974) (TOSELLI, A., ROSSI, J., BAEZ, M., LOPEZ, J.) FAMATINA (Grupo) Arenigiano (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja). TURNER, J.C.M. 1960a. Estratigrafía del tramo medio de la sierra del Famatina y adyacencias (La Rioja). Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, 42: 77-126. Córdoba. Descripción original: Turner (1960a) creó la denominación de Grupo Famatina para hacer referencia a un “complejo sedimentario de origen marino, que se caracteriza por ser predominantemente pelítico en su parte inferior y psamítico en su tramo superior... Este complejo está constituido por lutitas y areniscas con breves intercalaciones de margas, calizas y tobas”. Dicho autor, englobó con este nombre a las formaciones Suri (base) y Molles (techo), previamente descriptas por Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) para la región de río Cachiyuyo donde ellas presentan sus estratotipos. Localidad tipo: río Cachiyuyo, Departamento Famatina, provincia de La Rioja. Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: La unidad inferior del Grupo Famatina aflora en otros sectores del Sistema de Famatina como la Cuchilla Negra (ladera occidental de la sierra de Famatina) y la región de Chaschuil (ladera occidental de la sierra de Narváez). En cuanto al espesor del Grupo Famatina, en la localidad tipo se ha reconocido una sucesión estratificada e ininterrumpida de aproximadamente 2000 m de espesor que incluye a las formaciones Suri y Molles (Astini y Benedetto, 1996). En dicha región, el grupo sobreyace e infrayace discordantemente a unidades volcánicas que fueron consideradas por Turner (1960a, 1964b) como correspondientes a la Formación Morado. No obstante, recientemente se ha constatado que las vulcanitas inferiores corresponderían a un evento volcánico anterior para el cual se le asigna la denominación de Vulcanitas Cerro Tocino (Astini, 1998b, 1999b). Paleontología y edad: A partir de la fauna de trilobites citada por Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) para la Formación Suri (zona de Hoekaspis megacantha) y para la Formación Molles (zona de Proetiella tellecheai) en el área del río Cachiyuyo,

Turner (1960a, 1964b) asignó al Grupo Famatina una edad llanvirniana. Aceñolaza y Rábano (1990) sustentaron la misma edad para la Formación Suri. Posteriormente, el hallazgo de nuevo material paleontológico en las sedimentitas de la Formación Suri han permitido ubicar a esta unidad en el Arenigiano, con lo cual la base del Grupo Famatina sería más joven que lo estipulado por Turner (Albanesi y Vaccari, 1994; Benedetto, 1994; Toro y Brussa, 1997; Vaccari et al., 1993). Actualmente, se incluye al Grupo Famatina en el arenigiano, asignándole una edad algo más joven que Arenigiano medio al tope de la secuencia aflorante en la región de río Cachiyuyo (Astini, 1998b, 1999b). El Grupo Famatina se correlaciona litológicamente con otras unidades del Famatina que presentan intercalaciones volcánicas o piroclásticas tales como la Formación Chuschín, Portezuelo de las Minitas y los tres miembros definidos por Mángano y Buatois (1994a) para la sucesión ordovícica de Chaschuil (miembros Vuelta de Las Tolas, Loma del Kilómetro y Punta Pétrea) y paleontológicamente es considerado equivalente a la Formación La Alumbrera, aunque el contenido de la graptofauna indique una edad algo más antigua para la base de esta última (Astini, 1998b). Observaciones: Aceñolaza y Toselli (1981) incluyeron a la totalidad de las unidades sedimentarias y volcánicas ordovícicas del Famatina dentro del Grupo Cachiyuyo, con lo cual la denominación de Grupo Famatina perdió vigencia. No obstante, en un trabajo reciente Astini (1998b) propone revalorizar la denominación formal de Grupo Famatina para referirse al conjunto sedimentario-volcánico arenigiano del Sistema de Famatina. Referencias: Astini (1998b, 1999b); Astini y Benedetto (1996); De Alba (1979); Turner (1960a, 1964b); Toro y Brussa (1997). (S.B. ESTEBAN) GUACACHICO (Formación) (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja). TURNER, J.C.M. 1960. Estratigrafía del tramo medio de la sierra del Famatina y adyacencias (La Rioja). Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 42, p. 84- 85. Descripción original: “El plutón no es homogéneo, observándose en las rocas graníticas diferencias entre sí, sea por su color, o por el tamaño de sus granos o por su composición. Por lo general todas presentan aspecto fresco, aunque en determinadas localidades están algo alteradas, casi siempre debido a causas tectónicas. Su color varía desde el blanco grisáceo hasta el rosado gris oscuro. Referente al tamaño del grano, oscila desde el mediano grueso hasta el fino. Asimismo se observan diferencias en la composición. El tipo más común es un granito biotítico, de grano mediano...En Las Pircas se extrajo una muestra de granito biotítico, de grano mediano y de color rojizo. Su textura es panalotriomorfa. Está integrado por cuarzo, ortosa (generalmente pertítica), plagioclasa (albita oligoclasa) con estructura zonal y minerales fémicos (biotita y algo de

hornblenda). Predomina la ortosa sobre los demás minerales. Al bajar del portezuelo del Tocino hacia el este, se encuentra un granito biotítico de color rosado y de grano fino. Abunda el cuarzo, junto con ortosa, plagioclasa (andesina) y muy poca biotita. Al oeste de la Cuchilla Negra, el granito biotítico es de color rojo claro a rosado, de grano medio y con textura panalotriomorfa. Al microscopio se distingue cuarzo (abundante), ortosa, plagioclasa (oligoclasa andesina) y minerales fémicos (biotita muy abundante y hornblenda). El componente predominante es la ortosa. En el norte, en la ladera oriental del Alto de las Quinas, aflora un granito de color rosado, de grano mediano, mientras que en la pendiente occidental, el granito es de color blanquecino y de grano fino. Entre las variedades se destaca la granodiorita, de color gris claro a oscuro, con varias tonalidades. Su estructura granosa permite reconocer cuarzo incoloro, ortosa, plagioclasa (oligoclasa) y minerales fémicos. La ortosa está en mayor proporción que los demás minerales”. Area tipo: el área tipo no está precisada pues Turner considera que las rocas graníticas que afloran en la sierra del Famatina, constituyendo la cumbre de dicho cordón, pertenecen a esta unidad. Edad y correlación: Stezner (1885) opinó que las rocas intrusivas eran postsilúricas. En cuanto a la edad de los granitoides, Toselli et al. (1996a) a partir de los datos K/Ar obtenidos por distintos autores asignan valores entre 451 y 395 M.a. correspondientes al lapso Ordovícico superior - Devónico inferior. También mencionan datos inéditos de edades U/Pb obtenidas sobre circones correspondientes a 459 M.a. (Llanvirniano-Llandeiliano). No obstante, en otro trabajo, Toselli et al. (1996b: págs. 283 y 290) consideran que los granitoides del Sistema de Famatina se generaron, intruyeron y cristalizaron entre los 459 y 449 M.a, involucrando la fase Guandacólica y Oclóyica y fueron deformados posteriormente durante la fase Chanica (414 - 319 M.a.). Se correlaciona con la Formación Ñuñorco (Turner, 1962) y la Formación Narváez (Turner, 1967). Referencias: Stelzner (1885); Toselli et al. (1996 a y b); Turner (1960) (S.B. ESTEBAN) GUALCAMAYO (Formación) Arenigiano tardío-Llanvirniano temprano (Precordillera de La Rioja y San Juan, desde el cerro Perico hasta Guandacol) FURQUE, G. 1963. Descripción geológica de la Hoja 17b-Guandacol. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 92, 72p. Buenos Aires. Descripción original:...."Son areniscas arcillosas, grises interiormente, que por meteorización toman coloración amarilla, muy fragmentosas, dispuestas en láminas

delgadas. Sobre ellas asientas otras lutitas mas arcillosas, también fragmentosas, de color negro, contienen yeso en delgadas láminas en los intersticios.....". Furque(1979), estima su espesor en 500 m. Localidad y sección tipo: Quebrada Gualcamayo, suroeste de Guandacol, La Rioja. Relaciones estratigráficas: Furque (1972a, 1979) la unidad yace en concordancia sobre las calizas de la Formación San Juan y pasa en transición al suprayacente Conglomerado de Las Vacas. Benedetto et al. (1991) consideran erosivo al contacto superior. Contenido paleontológico y edad: La Formación Gualcamayo se caracteriza por poseer una abundante y diversa fauna de graptolitos. La primera lista de estos fósiles procedentes de la unidad es dada a conocer por Harrington (in: Harrington y Leanza, 1957), determinados por Turner (1953) y descriptos por Turner (1959-1960). Clasifica 31 especies. La edad establecida por Turner (in: Furque, 1958, 1963) queda comprendida entre el Arenigiano superior, en las quebradas Corridita y río Gualcamayo y Llanvirniano inferior, en las quebradas Las Plantas, potrerillos y Salto Amarillo. Se suceden numerosos aportes de índole bioestratigráfico y paleontológicos, entre otros se mencionan los trabajos de Cuerda (1973); Cuerda y Furque (1975); Cuerda y Ortega (1982); Cuerda y Alfaro (1986); Peralta (1995); Cuerda et al.(1994, 1997). Ortega et al. (1993) establecen una biozonación basada en graptolitos colectados en las quebradas Potrerillos y Los Sapitos, definen tres biozonas: 1-Zona de Isograptus victoriae maximus, caracterizada por la presencia de I.victoriae maximus Harris, I.cf.caduceus horridus Harris, Pseudoisograptus dumosus Harris forma B Cooper, P.manubriatus koi Cooper & Ni,Xiphograptus svalbardensis (Archer y Fortey) y Pseudotrigonograptus ensiformis (Hall). 2-Zona de Oncograptus, inmediatamente por encima de los niveles que contienen I.victoriae maximus. Esta zona se caracteriza por la abundancia de Oncograptus, acompañan esta forma: Didymograptus (Corymbograptus) v-deflexus Harris, I.victoriae maximus, I.caduceus australis Cooper, Pseudoisograptus dumosos forma B, P.manubriatus koi, Tetragraptus bigsbyi (Hall), Oncograptus upsilon upsilon Hall, O.upsilon biangulatus Harris y Keble y Apiograptus crudus Harris y Thomas), como formas presentes mas características. 3-Zona de Paraglossograptus tentaculatus. Se caracteriza por la aparición de graptolitos biseriados, se destacan dos asociaciones, una inferior integrada por Paraglossograptus tentaculatus (Hall), Cryptograptus? Inutilis (Hall), I.caduceus australis, Pseudoisograptussp., O.upsilon biangulatus, P.ensiformis, Tetragraptus serra (Brongniart), T.bigsbyi, T.quadribrachiatus (Hall), Pseudophyllograptus sp. y restos de Undulograptus austrodentatus (Harris y Keble). La asociación superior se caracteriza por tener a P. tentaculatus y Undolograptus austrodentatus americanus (Bulman) como formas dominantes e incluye I.caduceus caduceus (Salter), Pseudotrigonograptus ensiformis, Cryptograptus cf. antenarius J. Hall, Paraglossograptus tricornis Mu, Ghe y Yin, Tetragraptus quadribrachiatus, T. bigsbyi, T. reclinatus Elles y Wood, Loganograptus sp.,Zygograptus sp. Las zonas determinadaspermiten asignar a la Formación Gualcamayo una edad comprendida entre el Arenigiano tardío-Llanvirniano temprano. Ortega et al.(1995) basándose en el estudio

de graptolitos y conodontes asociados, reconocen cuatro Biozonas de conodontes: 1-Paroistodus originalis-Pteracontiodus cryptodens (parte cuspidal de la Formación San Juan y zona de transición con la Formación Gualcamayo), arroja una edad Arenigiana tardía. 2-Periodon aculeatus zgierzensis-Protopanderodus robustus (Llanvirniano temprano). 3-Paroistodus horridus-Baltoniodus medius(Llanvirniano temprano). 4-Pygodus anitae-Protopanderodus cf. varicostatus (llanvirniano temprano-medio). Las Zonas de graptolitos reconocidos corresponden a Paragossograptus ten taculat y Hustedograptus teretiusculus. Observaciones: Furque (1963) define formalmente la unidad, que fuera mencionada con antelación por Harrington y Leanza (1957) y Furque (1958). Furque (1972a) esclarece la posición estratigráfica de la unidad, antes interpretada ppor el autor, infrayaciendo a la Formación San Juan. Trabajos de correlación estratigráfica, de índole local con otras unidades del Ordovícico de Precordillera o intercontinental, en base al contenido de conodontes y graptolitos, son efectuados, entre otros investigadores por Ortega et al. (1993, 1995). Astini (1994) realiza un pormenorizado análisis de facies y la caracterización paleoambiental de esta unidad. (M. ALFARO)

HUACO (Plutón)

TOSELLI, A.; ROSSI, J.; SARDI, F.; LOPEZ, J. y BAEZ, M. 2000. Caracterización petrográfica y geoquímica de granitoides de la sierra de Velasco, La Rioja, Argentina. 17 Geowissenschaftliches Lateinamerika-Kolloquium (17 LAK). Revista Profil 18:38. Actas publicadas en CD (6 páginas).Stuttgart Alemania. ISSN 0941-0414. Descripción: incluye granitos porfíricos y equigranulares. Presentan generalmente cierta orientación preferencial de las micas y de los fenocristales de microclino y carecen de deformación dúctil. La composición es monzogranítica, con variaciones de sienogranitos a granodioritas y coloraciones de grises a rosadas. Los minerales constituyentes son cuarzo, microclino, plagioclasa, biotita y muscovita, con apatita y zircón como accesorios menores. Localidad tipo: Cuesta de Huaco Afloramientos: sector central de la sierra de Velasco Relaciones de campo: Edad: González et al. (1971), obtienen una edad de 444 ± 6 Ma., mediante el método K/Ar en biotita para una granodiorita de la localidad de Huaco, Sanagasta Sa. de Velasco. Más recientemente, Rapela et al. 1999, determinan por SHRIMP sobre circones, una edad de 479 ± Ma para un monzogranito porfírico de dos micas. Observaciones:

Referencias: (A.J. TOSELLI; L.I, BELLOS y M.A, BAEZ) HUICHAIRA (Formación) Tremadociano inferior (Quebrada de Huichaira, Cordillera Oriental, Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. y LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence p.13. Descripción original: " Pink, purple and redish-gray massive, thickly bedded sandstones alternating with greenish-gray shaly sandstones and shales, some sandstones have calcareous matrix and grade into grayish sandy limestones (exposed to the east of Pocoy shales), fossils, Geragnostus hoeki, Shumardia erquensis, Kaynella meridionalis, Parabolinopsis mariana, Angelina hyeronimo, Asaphellus catamarcensis, Pseudohysterolenus infidus." Area y sección tipo: En la quebrada de Huichaira, en la zona oeste de la quebrada de Humahuaca frente a Tilcara. Espesor: Conforme a Harrington y Leanza (1957) es de 350 metros, estando definida en su base y techo por fracturas. Edad: Originalmente se la atribuyó al Tremadociano inferior

Observaciones: Referencias: Harrington y Leanza (1957). (F.G.ACEÑOLAZA) HUSTEDOGRAPTUS TERETIUSCULUS (Zona de Asociación de ...) Darriwiliano tardío (Da4) (Precordillera de San Juan) ORTEGA, G. 1995. Graptolite zones of the Los Azules Formation (Middle Ordovician) from Precordillera, Western Argentina. Graptolite News, 8, p. 58. ORTEGA, G. en OTTONE, E.G. et al., 1999. Plant microfossils and conodonts from the Ordovician Los Azules Formation, Central Precordillera, Argentina. Micropaleontology, 45 (3), p. 228. Descripción original: “The Hustedograptus teretiusculus Zone is characterized by the dominance of the biserial graptolites, and the absence of Pterograptus elegans-Wuninograptus spp.-Kalpinograptus sp. fauna. Rare specimens assigned to H. teretiusculus were collected in the uppermost part of the preceding P. elegans Zone but

are abundant specially in the upper part of the H. teretiusculus Zone, at the top of the middle member. Within this biozone Didymograptus sp., Reteograptus geinitzianus, Cryptograptus schaeferi, Glossograptus spp., Glyptograptus aff. euglyphus, Pseudoclimacograptus angulatus, Dicaulograptus sp., scarce Gymnograptus spp. and Orthograptus sp. and rare Thamnograptus capillaris are represented. These levels bear conodonts of the Pygodus serra Zone of late Llanvirn to early Llandeilo age. In the upper strata of the H. teretiusculus Zone exposed to the south of the Los Azules creek, the first appearance of Dicellograptus, Nemagraptus and Amphigraptus genera were localised ...” Edad: Darriwiliano tardío (Da4), Ordovícico Medio. Observaciones: La extensión real de esta biozona es desconocida en la Precordillera, ya que su techo está truncado por un evento erosivo. Sin embargo, el registro en la parte superior de esta unidad de los géneros Dicellograptus, Nemagraptus y Amphigraptus, en asociación con el conodonte guíaPygodus serra (área del cerro Viejo de Huaco), permite suponer que se encuentran representados los niveles superiores de la biozona. Los primeros registros de Nemagraptus gracilis definirían el techo de la Zona de H. teretiusculus y el comienzo de la Zona de N. gracilis, pero, hasta el momento, la base de esta última biozona no ha sido hallada en la Precordillera (ver Zona de N. gracilis). En la quebrada de Los Azules, cerro Viejo, donde la Zona de H. teretiusculus fuera originalmente descripta, el espesor máximo es de ca. 140 m (Ortega, 1987). Asociaciones semejantes han sido citadas para las Formaciones La Cantera, sierra de Villicum (Peralta, 1986) y Los Sombreros, sierra del Tontal (Cuerda et al., 1986). Referencias: Ortega G. (1995); Peralta S. (1986); Cuerda et al. (1986); Ortega G. et al. (1995); Ortega en Ottone E.G. et al. (1999). (G. ORTEGA) IAPETOGNATHUS (Zona de Intervalo de...) Ordovícico basal - Tremadociano inferior temprano.(Sistema de Famatina) ALBANESI, G.L.; ESTEBAN, S. B Y BARNES, C. R 1999B. Conodontes del intervalo del límite Cámbrico-Ordovícico en la Formación Volcancito, Sistema de Famatina, Argentina. Temas Geológico-Minéros ITGE, Madrid, 26: 521-526. Descripción: La presencia de esta biozona se reconoce en el tramo medio de la Formación Volcancito, Sistema de Famatina, desde la primera aparición de formas del género Iapetognathus hasta la primera aparición del taxón guía de la biozona siguiente, i.e. Cordylodus angulatus. Las siguientes especies fueron registradas en este intervalo bioestratigráfico: Eoconodontus notchpeakensis, Codylodus caboti, C. intermedius, C. deflexus, C. lindstroemi, C. proavus, C. viruanus, Diaphanodus latus, Iapetognathus aengensis, Monocostodus sevierensis, Proconodontus muelleri, Teridontus

nakamurai and T. obesus. Edad: Ordovícico basal (primera biozona de conodontes del Sistema Ordovícico), se extiende a través de un estrecho intervalo en el Tremadociano inferior temprano. Observaciones: La base de la Zona de Iapetognathus se adopta como el límite Cámbrico-Ordovícico, de acuerdo a la recomendación actual de la Subcomisión Internacional del Sistema Ordovícico; por lo cual, este límite queda precisamente definido en la Formación Volcancito, como sección de referencia para Sudamérica. Referencias: Albanesi et al. (1999b). (G. L. ALBANESI)

ISOGRAPTUS VICTORIAE MAXIMUS (Zona de Intervalo de ...) Castlemainiano tardío. (Precordillera de La Rioja)

ORTEGA, G. et al. 1993. Las zonas de graptolitos de la Formación Gualcamayo (Arenigiano tardío-Llanvirniano temprano) en el norte de la Precordillera (Provincias de La Rioja y San Juan), Argentina. Revista Española de Paleontología, 8 (2), p. 211-212. ORTEGA, G. y ALBANESI, G.L. 1999. Graptolite biostratigraphy of the Gualcamayo Formation (Middle Ordovician) at the Los Sapitos Creek section, Argentina Precordillera. En Kraft, P. & Fatka, O. (eds.), Quo vadis Ordovician?, Short papers of the Eight International Symposium on the Ordovician System, Praha, Acta Universitatis Carolinae, Geologica, 43 (1-2): 49-50. Descripción: La base de la biozona se define con la aparición de Isograptus victoriae maximus, taxón que se extiende hasta la biozona inmediata superior, y el techo, con el primer registro de Oncograptus upsilon upsilon. Graptolitos manubriados, I. v. maximus y Xiphograptus lofuensis constituyen las formas más abundantes de esta biozona. Ortega & Albanesi (1999) citan Pseudotrigonograptus ensiformis, Tetragraptus bigsbyi, T. serra, T. reclinatus, T. quadribrachiatus, Didymograptus (s.l.) v-deflexus, Arienigraptus dumosus forma A (sensu Cooper, 1973), Pseudisograptus gracilis, P. manubriatus janus, P. m. koy, Isograptus caduceus cf. I. c. imitatus, I. cf. I. subtilis, Skiagraptus cf. S. gnomonicus y escasos rabdosomas de Isograptus victoriae maximodivergens. Edad: La graptofauna presente en esta biozona es equivalente a las Zonas de I. v. maximus e I. v. maximodivergens de Australasia, indicando una edad correspondiente al Castlemainiano tardío (Ca3-Ca4). Observaciones: La Zona de I. v. maximus ha sido localizada en el miembro inferior de la Formación Gualcamayo las quebradas de Los Sapitos y Potrerillos, al suroeste de Guandacol, provincia de La Rioja. Su base está expuesta en el área de Peña Sombría, río Guandacol, pocos kilómetros al norte de la quebrada de Los Sapitos, donde se encuentran I. v. maximus e I.v. victariae asociados (Ortega et al., 1985).

Referencias: Ortega, G. et al. (1993); Ortega, G. y Albanesi, G.L. (1999). (G. ORTEGA) KAINELLA MERIDIONALIS (Zona de Asociación de...) Tremadociano inferior alto (Cordillera Oriental y Puna - provincias de Salta y Jujuy - ) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. y LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Págs. 23-26). Descripción original: An association characterizing a well defined zone which, according to the predominant species, may be styled Kainella meridionalis zone. “...Table 1 gives a complete list of the fossil species heretofore identified... Geragnostus nesossii Harrington & Leanza, Geragnostus (Micragnostus) hoeki Kobayashi, G. (M.) vilonii Harr. & Leanza, G. (M.) neumanni Harr. & Leanza, Acadagnostus argentinus Harr. & Leanza, Ciceragnostus iruyensis (Kayser), Gallagnostus bolivianus (Hoek), Shumardia erquensis Kobayashi, Lloydia (Leiostegium) douglasi Harr., Protopeltura mesembria Harr. & Leanza, Parabolinopsis mariana (Hoek), Angelina hyeronimi (Kayser), A. punctolineata Kobayashi, A. kayseri Harr. & Leanza, Parabolinella argentinensis Kobayashi, P. coelatifrons Harr. & Leanza, Triarthrus tetragonalis (Harr.), Hypermecaspis inflecta Harr. & Leanza,Kainella meridionalis Kobayashi, K. conica Kobayashi, Pseudokainella lata (Kobayashi), Apatokephalus serratus (Boeck), Asaphellus catamarcensis Kobayashi, Niobina taurina Harr. & Leanza, Illaenopsis stenorhachis (Harr.), Ceratopyge forficuloides Harr. & Leanza, Dichelepyge pascuali Harr. & Leanza, Pseudohysterolenus infidus Harr. & Leanza, Australoharpes depressus Harr. & Leanza, Harpides neogaeus Harr. & Leanza, Hapalopleura clavata Harr. & Leanza, Brackebuschia acheila Harr. & Leanza...”. Extensión: La Zona de Kainella meridionalis se encuentra muy bien representada en el ámbito de la Cordillera Oriental. Al igual que la infrayacente Zona de Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina, se extiende a lo largo de una amplia faja que, desde la frontera con Bolivia, se extiende hasta las inmediaciones de la ciudad de Salta (tramo austral de la sierra de Mojotoro). Su distribución comprende numerosas localidades asignables a los tramos superiores de la Formación Cardonal (Keidel in Harrington, 1937; Keidel, 1943) y niveles inferiores de la Formación Saladillo (Keidel in Harrington, 1937; Keidel, 1943), así como a la parte inferior a media de la Formación Santa Rosita (Turner, 1960) y sus equivalentes (ej. Azul Pampa Formation, Huichaira Formation, tramos superiores de Alfarcito Limestones y de Caldera Sandstones, parte inferior de la Formación Floresta). Un detalle de las localidades específicas puede consultarse en Harrington y Leanza (1957: 44-45, 48-50, 229-251),

con información complementaria en Harrington (1938), Ramos et al. (1967), Aceñolaza (1968), López y Nullo (1969), Méndez (1973), Amengual y Zanettini (1974), Benedetto (1977a), Salfity et al. (1984), Aceñolaza y Baldis (1987), Cortés et al. (1987), Moya (1988, 1998), Moya et al. (1994), Ortega y Rao (1995), Malanca (1996), Rao y Tortello (1998), Tortello et al. (1999), Tortello y Rao (en prensa), Moya (1999). A su vez, también existen registros en el ámbito de la Puna, al sudeste de las Salinas Grandes, en la Formación Saladillo (Malanca, en prensa). Fuera del país, la biozona también ha sido identificada formalmente en la Cordillera Oriental de Bolivia (ej. Branisa, 1965; Suárez Soruco, 1976; Pribyl y Vanek, 1980). Observaciones: Harrington y Leanza (1957) refieren la unidad al Tremadociano inferior alto. Recientes estudios interdisciplinarios corroboran tal asignación y aportan algunas precisiones. Las faunas de conodontes asociadas, en la zona del Angosto de Lampazar (Salta), permiten correlacionar la parte inferior de la Zona de Kainella meridionalis con la Zona de Cordylodus angulatus (Tremadociano inferior-Tremadociano medio), mientras que sus tramos superiores contienen una fauna de conodontes asignable al Tremadociano medio alto (Rao y Tortello, 1998; Ortega y Rao, 1995; Tortello y Rao, en prensa). Moya et al. (1994) relacionan distintos niveles de la Zona de Kainella meridionalis con las “Asociaciones Graptolíticas III y IV”, caracterizadas por los registros de Rhabdinopora flabelliformis cf. socialis y R. flabelliformis flabelliformis. En el Sistema de Famatina (La Rioja), la Zona de K. meridionalis fue citada para el Miembro Inferior (sensu Turner) de la Formación Volcancito (Toselli, 1977; cf. Jell, 1985). No obstante, otros autores asignan la totalidad de dicho miembro a la Zona de Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina (Cámbrico Tardío-Tremadociano temprano) (Harrington y Leanza, 1957; Tortello y Esteban, 1999). Referencias: Aceñolaza (1968), Aceñolaza y Baldis (1987), Amengual y Zanettini (1974), Benedetto (1977a), Branisa (1965), Cortés et al. (1987), Harrington (1937, 1938), Harrington y Leanza (1957), Jell (1985), Keidel (1943), López y Nullo (1969), Malanca (1996, en prensa), Méndez, (1973), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. (1994), Ortega y Rao (1995), Pribyl y Vanek (1980), Ramos et al. (1967), Rao y Tortello (1998), Salfity et al. (1984), Suárez Soruco (1976), Tortello y Esteban (1999), Tortello y Rao (en prensa), Tortello et al. (1999), Toselli (1977), Turner (1960). (M. F. TORTELLO) LA ALUMBRERA (Formación) Arenigiano inferior (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja) aproximadamente 28º 30´ de lat. S) ACEÑOLAZA, F.G.; GORUSTOVICH, S. y SOLIS, J. 1976. El Ordovícico del río La Alumbrera, departamento Tinogasta, provincia de Catamarca. Ameghiniana 13 (3-4): 269-288. Buenos Aires.

Descripción original: Según Aceñolaza et al. (1976) el perfil tipo de esta unidad ubicado en la confluencia del río Leoncito con la quebrada de La Alumbrera presenta las siguientes características: “En la base de la secuencia son notables pelitas de color gris oscuro a las que se le superpone un banco de areniscas finas cuarzosas. Hacia arriba y constituyendo el tercio inferior se observa que continúan las pelitas con delgadas intercalaciones de areniscas finas y culminando con un banco de areniscas medianas a gruesas de color gris que superficialmente aparecen oxidadas tornándose de colores amarillentos. El resto de la sección la integran limolitas grises a gris oscuras con escasas intercalaciones de areniscas, las que son siempre de grano fino. Estas pelitas contienen la fauna de graptolitos ...” Localidad tipo: Quebrada de La Alumbrera, cerro Negro de Rodríguez, provincia de Catamarca (aproximadamente 28º 30´ lat. S). Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: La Formación La Alumbrera aflora principalmente en el flanco oriental del cerro Negro de Rodríguez, aunque también ha sido mencionada por Astini (1998b) para la localidad de las Angosturas (Hoja Geológica Chaschuil). De acuerdo a Aceñolaza et al. (1976) el espesor de esta unidad medido en el perfil tipo es de 36 m, aunque llegaron a apreciar una potencia mayor en la quebrada Agua de los Pájaros. No ha sido posible establecer su base debido a que normalmente se encuentra intruida por los granitoides de la Formación Ñuñorco, en cuanto a su techo es cubierta discordantemente por las sedimentitas de la Formación de la Cuesta. Paleontología y edad: Las pelitas de la Formación La Alumbrera contienen una abundante fauna de graptolitos. Aceñolaza et al. (1976) reconocieron y describieron la presencia de Clonograptus rigidus, Tetragraptus quadribrachiatus, T. q. var. catuaensis, T. cf. T. phyllograptoides, T. bigsbyi, T. approximatus, T. amii, T. serra, Didymograptus cf. D. extensus y D. cf. D. nitidus. Según dichos autores, la graptofauna se encuentra acompañada por abundantes ejemplares de Caryocaris sp. (filocáridos). La fauna de graptolitos de la localidad tipo fue nuevamente objeto de estudio por Toro (1997b), quien identificó los siguientes taxones: Clonograptus spp., Didymograptus (Expansograptus) sp., Baltograptus spp., Pseudophyllograptus sp., Tetragraptus bigsbyi, T. akzharensis, T. phyllograptoides, T. (s.l.) quadribrachiatus, T. cf. akzharensis, T. cf. reclinatus, T. cf. reclinatus toernquisti, T. cf.quadribrachiatus, T. cf. amii, Paradelograptus spp. y Sigmagraptinae?. En base a la fauna de graptolitos hallada, Aceñolaza et al. (1976) asignaron a la Formación La Alumbrera una edad arenigiana inferior. La misma fue corroborada en un trabajo posterior, en donde se llegó a identificar una asociación correspondiente al Arenigiano basal para el tramo medio del perfil en la localidad tipo y una asociación del Arenigiano inferior para el tramo superior del citado perfil (Toro 1997b). Esta unidad se considera correlacionable con la Formación Portezuelo de las Minitas, en la sierra de Famatina (Aceñolaza et al., 1976; Aceñolaza y Gutiérrez-Marco, 2000) y con parte de la Formación Acoite en la Cordillera Oriental (Toro, 1997b). Según Astini (1998b, 1999b)

la Formación La Alumbrera puede considerarse equivalente con los niveles de lutitas negras graptolíticas del tramo basal de la Formación Suri en la región de Cachiyuyo, si bien la graptofauna indica que la base de La Alumbrera sería un poco más antigua. Referencias: Aceñolaza et al. (1976); Aceñolaza y Gutiérrez-Marco (2000); Astini (1998b, 1999b); De Alba (1979); Durand et al. (1994); Esteban et al. (1999); Toro (1997b); Tortello et al. (1996). (S.B. ESTEBAN)

LA ANGOSTURA (Tonalita).

Ordovícico-Silúrico ¿?.(Cumbres de Tafí, Tucumán)

PEREZ, W. A. 1987. Contribución al conocimiento geológico de la zona de La Angostura, con especial referencia a las roca graníticas, Dpto. Tafí, provincia de Tucumán, República Argentina. Trabajo final de Seminario. Fac. de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, UNT. Pág. 79. (inédito). Descripción original: “.... La roca dominante es una tonalita biotítica de color gris claro a blanco, con un tamaño de grano que oscila entre 3 a 5 mm. Su composición corresponde en su mayor parte a una tonalita, pero varía transicionalmente a granodiorita. Se ha observado que en distintos sectores del cuerpo el tamaño de grano disminuye notoriamente en forma gradual oscilando entre 1 y 3 mm, sin que por ello haya variación composicional. La facie de contacto es una tonalita de color gris oscuro, porfírica, con un desarrollo de fenocristales de plagioclasa euhedral con más de 5 mm de largo en una matriz de cuarzo-plagioclasa de grano fino. De esta manera, podemos distinguir petrográficamente: tonalitas-granodioritas tonalitas porfíricas de contacto ....” Descripción: Stock de tonalita biotitica con feldespato potásico escaso o ausente. Los minerales presente son: plagioclasa, cuarzo, biotita, con epidoto, opacos y muscovita. Se presentan abundantes xenolitos de esquistos biotíticos de la roca de caja, correspondientes a la zona de granate. Localidad tipo y afloramiento: extremo austral de las Cumbres de Tafí, al norte del Dique La Angostura, Valle de Tafí, provincia de Tucumán. Relaciones de campo: La tonalita de La Angostura es un stock que intruye discordantemente los esquistos bandeados pertenecientes al ambiente metamórfico de la facie de esquistos verdes. Es un cuerpo elongado en sentido NNO-SSE, extendiéndose en el eje mayor de 6,6 Km y en el eje menor 2,25 Km. Edad: De acuerdo a la bibliografía disponible, este granitoide no fue fechado. No obstante, por formar parte de un cuerpo intruído en la Megafractura de Tafí (Baldis et al., 1975) se atribuye, con ciertas reservas, al período Ordovícico-Silúrico. Observaciones: La intrusión de este granitoide estuvo controlada por la Megafractura de Tafí, definida por Baldis et al (1975), que se desarrolla en sentido NNO y forma del

límite entre las Cumbres Calchaquíes en el noroeste y la sierra del Aconquija en el sudoeste continuándose en la sierra de Quilmes al oeste del valle de Santa María como la falla de Chusca. Los intrusivos emplazados en esta fractura, activa desde el Paleozoico inferior, fueron estudiados, entre otros autores, por Toselli et al (1985, 1989), Lorenc y Lisiak (1987), Saavedra et al (1987). Referencias: Perez (1987). (A. TOSELLI, M. BAEZ, F. SARDI, P. GROSSE y A. RUIZ) LA CANTERA (Formación) Llandeiliano-Caradociano temprano (Precordillera Oriental, Provincia de San Juan) FURQUE, G., y CUERDA, A. 1979; emend. BALDIS, B.; BERESI, M.; BORDONARO, O. Y VACA, A. 1982. Sintesis evolutiva de la Precordillera Argentina. 5º Congreso Latinoamericano de Geología, Actas 4:399-445. Buenos Aires Descripción: Una primera descripción detallada de esta unidad es dada por Peralta (1986b)....."con un espesor aproximado de 150m se reconocen los siguientes caracteres líticos. .............Base erosiva..........

a. Conglomerado canalizado,de 10-15 m de espesor, con rodados de waques y pelitas verdosas y cuarzo. b. Waques verdosas con restos de G. Teretiusculus y D .divaricutus salopiensis. Espesor: 5,5 m c. Waques y pelitas intercaladas con restos de D. divaricatus salopiensis, cf. N. gracilis y Dicellograptus sp., en la parte inferior y D. Divaricatus salopiensis en la parte superior. Espesor: 32 m d. Pelitas y wques verdosos intercalados con bancos lenticulares y pelíticos y margosos, de coloración ocre. En la parte superior contienen restos de D. divaricatus salopiensis y Climacograptus sp. Espesor: 79 m e- Lutitas verdosas con rodados dispersos de waques y margas. Espesor: 18 m ..............Contacto superior erosivo Localidad y sección tipo: Quebrada de Don Braulio, pie oriental de la sierra de Villicúm, Precordillera Oriental de San Juan. Relaciones estratigráficas: La relación de la Formación La Cantera con las unidades infra y suprayacentes (Formaciones Gualcamayo y Don Braulio, respectivamente) es mediante discordancia erosiva, Baldis et al., (1982). Contenido fosilífero y edad: Peralta (1986b y 1990) da a conocer las graptofaunas presentes en esta unidad. Determinada la edad Llandeiliana-Caradociana basal de la unidad por la presencia de graptolitos de las Biozonas de Hustedograptus teretiusculus y Nemagraptus gracilis, descriptos en su trabajo de 1986b. Nuevas formas, dadas a conocer en 1990, completan la lista de graptolitos presentes

con Climacograptus aff. antiqus Lapworth, Reteograptus geinitzianus Hall, Amplexograptus minutus Cuerda et al., y Dictyonema sp. Sanchez 1990 identifica en niveles de la Formación La Cantera bivalvos de los géneros Paraemucus ? sp. y Palaeoconcha sp. Albanesi et al. (1995) colectan ictiolitos y conodontes en clastos de areniscas carbonáticas redepositados de la secuencia basal de la Formación La Cantera. Identifican una fauna de conodontes integrada por Eoplacognathus lindstroemi (Hamar),Phragmodus flexuosos Moskalenko, Rhodesogathus cf. Inaequalis (Rhodes), Panderodus aff. gracilis (Bauson and Mehl), Erismodus Albanesi et al., y Depranoistodus sp., esta fauna permite acotar en el Llandeiliano temprano los niveles basales de la Formación La Cantera. Queda tambiém determinada la edad de Sacambaspis janvieri Gagnier et al., como el vertebrado mas antiguo de Sudamérica. Observaciones: Furque y Cuerda (1979) dieron el nombre de Formación Cantera a las sedimentitas que afloran en la ladera nororiental del cerro Villicúm, adosadas a la Formación San Juan y cuyo tope queda definido por contacto tectónico con la Formación Mogotes Negros. Baldis et al., (1982) redefinen la unidad acotando la misma a la secuencia constituida por conglomerados y lutitas comprendidas entre las Formaciones Gualcamayo y Don Braulio. Baldis et al., (1982), Peralta (1993), Albanesi et al., (1995) abordan aspectos relacionados con la correlación de esta unidad con otras unidades litoestratigráficas de Precordillera y aspectos paleoambientales. (M. ALFARO) LA FLECHA (Formación) 1994)

(Baldis et al., 1981; emend. Keller et al.,

BALDIS B. A.; BORDONARO, O.; BERESI, M. y ULIARTE, E. 1981. Zona de dispersión estromatolítica en la secuencia calcáreo dolomítica del Paleozoico inferior de San Juan. 8vo Congr. Geol. Argent., 2: 419-434. San Luis. Descripción original: La denominación de Formación La Flecha fue introducida por Baldis et al. (1981), para separar la secuencia de 410 m de espesor, con estramatolitos, incluida hasta entonces en la parte superior de la Formación Zonda. Despositos litológicamente equivalentes fueron reconocidos en el área de Jáchal con el nombre de Formación San Roque (Baldis et al., 1981), y en el área de Guadacol como Formación Los Sapitos (Hünicken y Pensa, 1985). (Baldis et al., op. cit.) definen como Formación La Flecha “...a la secuencia de unión cámbrica-ordovícica”. En la sección tipo los mencionados autores reconocen tres miembros: Miembro inferior Cañada Honda: 160 m de espesor, su nombre deriva de la estación ferroviaria, emplazada en la localidad de los Berros, al E de la quebrada de La Flecha. Está representado por ciclotemas con estratificación biogénica y

químico-clástica fina y marcada, con desarrollo de Stratisfera en la base de cada ciclo, y algunos ejemplares de Paniscollienia y Collieniella, con dolomías intercaladas en láminas poco potentes, y a veces calizas bandeadas o nuevos depósitos de Stratisfera, culminando en los 2/3 superiores con trombolitos tipos “W” y “V” delgados, reticulados y ligeramente tabulados. También se observa en partes alternancia de capas delgadas de chert negro con dolomías bayas, culminando con calizas gris oscuras, algunas de tipo trombolítico. Miembro arrecifal: 80 m de espesor, está representado esencialmente por acumulaciones de tipo arrecifal, con planos de estratificación poco marcado, compuestas en un 90% por trombololitos gris oscuros de diversas formas. Miembro superior Los Berros: 170 m de espesor, su nombre deriva de la localidad de Los Berros, ubicada al E de la quebrada de La Flecha. Está compuesto en la parte inferior por capas de calizas en ciclotemas de hasta 3 m de espesor, con Stratisfera a la base, continuando estructuras de tipo Collienia o Paniscollienia, de morfología LLHS, y luego intercalaciones delgadas de dolomías gris amarillentas a blanquecinas y trombolitos de tipo “Y”. En la parte superior predominan bancos de calizas de 10 a 50 cm de espesor, con estratificación bien definida, con delgadas intercalaciones de chert de coloración gris oscura, y bancos de trombolitos tipo “Z”, verticalmente dispuestos en forma de abanico, a veces cubiertos por Stratisfera o acumulacioes acrecionales inclinadas que indican dirección de corriente. “Derivatio nominis”: De la localidad tipo, en la quebrada de La Flecha (Baldis et al., 1981). Localidad tipo: Sección de la Quebrada de la Flecha, en el cordón homónimo, al sur de la sierra Chica de Zonda, en el ámbito de la Precordillera Oriental de San Juan. Descripción emendeda (Keller et al., 1994) : La Formación La Flecha consiste esencialmente de una sucesión de calizas y dolomías con abundantes estromatolitos, trombolitos y laminitas criptoalgales (“Stratifera” sensu Baldis et al., 1981). La abundancia relativa de estas estructuras biogénicas fue usada por estos autores para dividir a la formación en tres miembros. Estos depósitos se presentan en ciclos somerizantes peritidales, de pequeña escala (“small-scale shallowing-upward cycles), de 1 a 5 m de espesor, los cuales exhiben una gran variedad de estromatolitos, trombolitos y estructuras asociadas (Baldis et al., 1981; Armella 1989; Cañas, 1990; Keller et al., 1994). El material dolomítico por diagénesis temprana resulta abundante, destacándose asimismo como un fenómeno notable la elevada cantidad de chert y calcedonia, que reemplaza a estructuras biogénicas y capas oolíticas. Calizas (“mudstones”) fuertemente bioturbadas o dolomitas calcáreas son frecuentes principalmente en las secciones del área de Guandacol (Cañas, 1986). El espesor real de la Formación La Flecha es difícil de precisar debido fundamentalmente al fallamiento que afecta sus términos inferiores. En la sección tipo, quebrada de La Flecha, se ha medido un espesor aflorante de unos 400 m (Keller et al., 1994), en el área del rio Guandacol, en la sección próxima al pueto Los Sapitos, se ha medido un espesor mínimo de unos 600 m (Hünicken y Pensa, 1985; Cañas, 1986). Una sección completa de la Formación La Flecha está expuesta en la

sección del cerro La Silla, donde se ha medido un espesor máximo para esta unidad de unos 730 m (Keller et al., op. cit.).Límites y relaciones de campo: Si bien esta unidad, como su localidad tipo, fueron definidas por Baldis et al. (1981), estos autores no establecieron de manera formal sus límites superior e inferior, teniendo en cuenta el hecho de que, en el estratotipo, la base su base no está expuesta debido al fallamiento que afecta sus términos inferiores, y que la separa de la infrayacente Formación Zonda. A partir de esto, Keller et al. (1994) proponen como límite inferior de la Formación La Flecha, los primeros bancos con verdaderos estromatolitos (Tipo LLH y SH sensu Logan et al., 1964) o trombolitos. En la sección de la Quebrada de Zonda, la base de esta formación está expuesta, estableciéndose la misma por un notorio cambio de las dolomías blancas de la infrayacente Formación Zonda, con las dolomías calcáreas y dolomías amarillas y pardas de la base de la Formación La Flecha (Kéller et al., 1994). El límite superior puede reconocerse en distintas secciones de la Precordillera Oriental y Central, así en la sección tipo, está marcado por la rápida disminución de estromatolitos y por el predominio de calizas sobre las dolomías (véase Kéller et al., op cit.), en la transición hacia la suprayacente Formación La Silla. La misma relación estratigráfica puede observarse en la sierra de Villicum, cerro La Silla, cerro San Roque y área de Guandacol. Afloramientos: Considerando a la denominación de Formación La Flecha como equivalente de la Formación San Roque, en el cerro homónimo, área de Jáchal (Baldis et al., 1981) , y de la Formación Los Sapitos en el área de Guandacol (Hünicken y Pensa, 1985), de acuerdo con lo propuesto por Keller et al. (1994), la extensión de la misma se verifica desde el área de Guadacol, hasta los cerros La Silla y San Roque, al SE de Jáchal, en el ámbito de la Precordillera Central, y desde la sierra de Villicum hasta el cerro Pedernal, en el ámbito del denominado arco de Villicum-Zonda sensu Cuerda y Caminos (1983). Fósiles y edad: En la sección tipo, quebrada de La Flecha, en los niveles basales de la unidad Keller et al. (1994) registran una asociación de trilobites integrada por Plethopeltis cf. P. saratogensis, que indica una edad Franconiano (Ludvigsen & Westrop, 1983; Ludvigsen et al., 1989). Sin embargo, el desarrollo de pequeñas fallas en este sector de la secuencia, impide la correcta ubicación de los niveles fosilíferos. En la parte media de la unidad, se ha registrado la presencia de Stenopilus convergenus (Raymond), característico de la Zona de Saukia, del Trempeleau tardío (Longacre, 1970; Ludvigsen et al., 1989). En la sección de La Angostura, área de Guandacol, se ha registrado la presencia de Madarocephalus laetus Rasetti, Komaspidella lavéis Rasetti y Crepicephalus cf. C. scilisis Resser, además de otras especies. Esta asociación pertence a la Zona de Crepicephalus, que indica una edad Dresbachiano. Por encima de estos niveles, se ha encontrado Dytremacephalus strictus Rasetti que indica la Zona de Aphelaspis (Westrop, 1992). En el tope de la unidad, en esta sección, si bien se han encontrado restos de trilobites, su significado crono-estratigráfico no ha sido debidamente precisado aún, debido a que algunas de las formas son especies nuevas, o bien poseen rangos de edad demasiados extensos. En la sección del rio Gualcamayo,

Plethopeltis cf. P. armatus Billings está presente en la parte superior de la unidad, e indica la parte superior de la Zona de Saukia. De acuerdo con los argumento paleobiológicos expuestos precedentemente, la edad de la Formación La Flecha en la sección tipo se extendería desde el Franconiano tardío hasta el Trempeleau tardío (Zona de Saukia). En la sección del cerro La Silla, este hecho es coherente con el registro de fósiles para la base de la sobreyacente Formación La Silla, la cual comienza en el Cámbrico más alto o Tramadociano más bajo (Keller et al., 1994). En el área de Guandacol, trilobites de edad Dresbachiano se han encontrado en los términos inferiores de la sección expuesta. Estos niveles serían equivalentes cronológicos con aquellos de la Formación Zonda, aflorantes más al sur. De esta forma, el tope de la Formación La Flecha en esta región, podría ubicarse dentro de la Zona de Saukia. Status nomenclatural: Formación La Flecha sensu Keller et al. (1994).

(S. H. PERALTA). LA HORQUETA (Grupo de...) medio?

Paleozoico inferior a

DESSANTI, R.N. y CAMINOS, R 1967. Edades Potasio-Argón y posición estratigráfica de algunas rocas ígneas y metamórficas de la Precordillera, Cordillera Frontal y Sierras de San Rafael, Mendoza. Asociación Geológica Argentina. Revista XXII(2):135-162. Buenos Aires LA HORQUETA (Serie de...)

Paleozoico inferior

DESSANTI, R.N. 1955. La estructura geológica de la sierra Pintada (Departamento de San Rafael, provincia de Mendoza). Revista Asociación Geológica Argentina IX: 246-252. Buenos Aires.

LA HORQUETA (Serie de..., Grupo de..., Formación ...) Ordovícico medio(Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza, aproximadamente 34º20’ Lat.S y 68º 10’ Long.W). DESSANTI, R.N. 1955. La estructura geológica de la sierra Pintada (Departamento de San Rafael, provincia de Mendoza). Revista Asociación Geológica Argentina IX: 246-252. Buenos Aires.

DESSANTI, R.N. y CAMINOS, R. 1967. Edades Potasio-Argón y posición estratigráfica de algunas rocas ígneas y metamórficas de la Precordillera, Cordillera Frontal y Sierras de San Rafael, Mendoza. Asociación Geológica Argentina. Revista XXII(2):135-162. Buenos Aires. GONZÁLEZ DÍAZ, E. 1981. Nuevos argumentos a favor del desdoblamiento de la denominada “Serie de La Horqueta”, del Bloque de San Rafael, Provincia de

Mendoza.8º Congreso Geológico Argentino, Actas 3:241-256. San Luis. Descripción original : “Constituida por grauvacas y lutitas sericíticas de la zona del cerro Bola, y por filitas, micacitas, a veces encerrando nódulos calcáreos tectonizados y deformados, aflorantes en las zonas del arroyo de la Punta del Agua y Mina Las Picazas. Ambos conjuntos de rocas están ligados por términos de pasaje que establecen una transición entre ellos. Además, no se aprecian discordancias importantes en la sucesión de sus estratos”. Descripción: “Está constituido por una sucesión alternante de grauvacas y lutitas sericíticas fuertemente dislocadas, deformadas por plegamiento plástico y atravesadas por venas de sílice cristalizada y/o amorfa....sedimentitas poco o nada metamórficas, tales como lutitas sericíticas y grauvacas, conjuntamente con esquistos cuarzo micáceos, cuarcitas y filitas” (Dessanti y Caminos, 1967). “La integran metamorfitas vinculada geneticamente a metasedimentitas que fueron sometidas a un metamorfisdmo dinámico, de caracter regional. Sus rocas son “filitas cuarzosas, muscovíticas, sericíticas y cuarzo-sericíticas; esquistos clorítico-sericítico-cuarzosos y esquistos cuarzo-feldespático-moscovítico-cloríticos.” Presencia de rocas cuarcíticas(metacuarcitas?). Otras variedades petrográficas resultan de la acción modificadora (polimetamorfismo) de los intrusivos graníticos emplazados en la formación. En general el grado de metamorfismo es bajo; se corresponde con la facies de esquistos verdes y en algunos asomos la facies albita-epidoto-anfibolita (subfacies clorita-almandino), de un mayor grado”, González Díaz(1981). Localidad tipo: alrededores del puesto de la Horqueta, situado sobre el arroyo homónimo, que desagua en el río Diamante. Zonas del arroyo de la Punta del Agua y Mina Las Picazas, y flanco este del cerro Bola, Sierra Pintada. Espesor: 1500 m Relaciones estratigráficas: Si bien Dessanti (1955) interpretó que los pasajes entre las sedimentitas y las metamorfitas son transicionales. Su base y techo no se conocen. Extensión geográfica: Extensos afloramientos en la porción de la Sierra Pintada que se extienden desde el arroyo Punta del agua al sur del río Diamante. entre los valles transversales de los ríos Diamante y Atuel, en cerro Bola, oeste del Puesto Carrizalito, confluencia del arroyo Aisol y río Atuel, proximidades de Las Salinas y al norte y oeste de Loma Alta, Lomas del Rodeo de la Bordalesa. Paleontología y edad: Estas rocas corresponden al llamado “basamento precarbónico” por Dessanti, (1945) o “Serie de La Horqueta”(Dessanti, 1955). Este autor asignó a los esquistos y rocas recristalizadas una edad precámbrica y señaló la presencia de otros estratos de probable menor edad (gotlándica o devónica). Holmberg (1948) asignó una probable edad carbonica a sus “Estratos del arroyo Pavón”, vecinos al cerro Bola. Posteriormente Dessanti y Caminos (1967) describieron al “Grupo La Horqueta” como una facies geosinclinal del eo y mesopaleozoico precordillerano. Polanski (1964) incluye en el Proterozoico la unidad metamórfica.y otra no metamorfizada de edad infrapaleozoica. El hallazgo de un tetracoral del género Pleurodyctium sp. en la

localidad Agua del Blanco (Di Persia, 1972) y de fósiles ordovícicos en rodados, permitió referir al Devónico s.l. al conjunto sedimentario-metamórfico, aflorante en este sector. Toubes y Spikerman (1976) le atribuyen edad devónica, basándose en una datación radimétrica de 353 ±15 m.a en las cercanías del cerro Bola. González Díaz (1981) le asignó categoría de Formación y en base a las dataciones K/Ar de rocas ígneas que intruyen a las metamorfitas de bajo grado, las ubicó en el Ordovícico medio. Caminos (1993) cita el hallazgo de graptolitos caradocianos en afloramientos de la Formación La Horqueta próximos al Cerro Bola, al oeste de la ciudad de San Rafael. Posteriormente Rubinstein (1997) determinó los primeros restos microplanctónicos (acritarcos) que fueron asignados al Silúrico s.l., correspondientes a niveles ubicados sobre la ruta nacional 140 que une las ciudades de San Rafael y Malargüe. Observaciones: González Díaz (1981) postuló el desdoblamiento de la Serie de la Horqueta en dos unidades formacionales. La unidad más antigua, formada principalmente por metamorfitas de bajo grado (facies de esquistos verdes) con masas menores gábricas y filones asociados, fuertemente deformados para la cual mantuvo la denominación original de Formación La Horqueta. Sobre la base de dataciones radimétricas de gabros y tonalitas la asignó a una edad más antigua que el Ordovícico superior sin precisar su límite inferior. La unidad más joven, de características sedimentarias la denominó Formación Río Seco de los Castaños y fue referida al Devónico. Las relaciones entre estas dos formaciones no fueron establecidas. Criado Roque e Ibáñez (1979) describieron la Formación La Horqueta como una típica sucesión de flysch, asignándola al Devónico. Cuerda & Cingolani (1998) reconocieron en las unidades precarbónicas del bloque de San Rafael 2 tipos litofaciales regionales equivalentes a las dos unidades estratigráficas reconocidas por González Díaz, (1972). La primera denominada “Facies del río Diamante” está compuesta de metamorfitas (facies de esquistos verdes) sin fósiles reconocidos y asignada tentativamente al Precámbrico-Paleozoico inferior, como un equivalente de la Formación La Horqueta sensu Dessanti (1955). La segunda denominada “Facies del río Seco de Los Castaño (Formación Río Seco de los Castaños, González Díaz op.cit.) consiste de rocas sedimentarias sin evidencias de metamorfismo, en facies turbidíticas y que de acuerdo al contenido fósil (palinomorfos silúricos y restos de corales asignados al Devónico) se sugiere una edad silúrica-devónica. Originalmente la Formación La Horqueta incluía a las rocas que actualmente conforman la Formación Pavón (Cuerda y Cingolani, 1998) Referencias: Cuerda A.J. y Cingolani C.A., (1998). Criado Roqué, P., Ibañez, G, (1979); Dessanti R.N.,(1945, 1955), Dessanti, R.N. y Caminos, R., (1967); Di Persia, C.A (1972); González Díaz ,E. (1972, 1981); Holmberg (1948); Polanski, J,(1964); Rolleri, E.D. y Criado Roqué, P., (1970); Rubinstein, C, (1997); Toubes, R.O. y Spikermann, P.J. (1976).

(M. S. BERESI y S. E. HEREDIA)

LA MAJADA (Formación; Faja granítica) Ordovícico superior (sierra de Ancasti, Catamarca) ACEÑOLAZA, F. G. y TOSELLI, A. 1977. Esquema geológico de la sierra de Ancasti, provincia de Catamarca. Acta Geológica Lilloana, 14:233-256. Tucumán.

Descripción original: “.... La composición es esencialmente granítica-granodiorítica, llegando en ciertos casos a ser tonalítica. Texturalmente son de grano mediano a fino, generalmente equigranulares, salvo excepciones como el de Albigasta y Santa Rosa en que la textura es porfírica. La coloración suele ser dominantemente gris. Al microscopio, se aprecia que están constituidos por cuarzo que presenta extinción ondulosa y normal. El microclino y la oligoclasa se presentan en cantidades variables que determinan gradaciones de granitos a tonalitas. El microclino es generalmente anhedral y pertítico. Generalmente presentan inclusiones de plagioclasa además del clásico maclado. La oligoclasa suele presentarse algo sericitizada, suavemente zoneada y en algunos casos con deformación del maclado polisintético y con alteración a epidoto. Localmente se observan desarrollos de mirmequitas. La mica más abundante es la muscovita, estando a veces asociada con biotita en cantidades variables pero generalmente subordinada. En la biotita son notables las inclusiones de circón que produce halos pleocroicos. En algunos intrusivos, como el de La Majada, desaparece la muscovita, encontrándose una asociación de biotita y hornblenda. Es común la presencia de aplitas y pegmatitas estrechamente asociadas e intercaladas dentro del granio, como ocurre en La Majada y Sauce Guacho ....” Descripción: La Faja granítica La Majada-Ramblones se trata de una secuencia intrusiva que comienza con el emplazamiento de rocas básicas, continuando con tonalitas, cuarzodioritas y granodioritas de grano fino a grueso las cuales fueron afectadas por una fase deformativa-metamórfica. Posteriormente se intruyeron granitos de dos micas, de color gris, parcialmente porfírico que se presenta en dos afloramientos al sur de la zona del cuerpo. El final de la actividad intrusiva granítica está representada por pequeños cuerpos de granitos de dos micas, rojizos, de grano medio a grueso y parcialmente porfírico con indicios de greisenización (Toselli et al, 1983). Localidad tipo: localidad homónima, en la zona sur de la sierra de Ancasti, provincia de Catamarca. Afloramientos: sur de la sierra de Ancasti, entre las localidades de La Majada y Ramblones siguiendo el cauce del río La Majada. Relación de campo: los granitoides de La Majada intruyen tanto a la Formación Ancasti como al Complejo Sierra Brava en la sierra de Ancasti. Edad: Knüver (1983) por el método Rb/Sr y utilizando 5 muestras obtiene una edad de 446 ± 34 Ma con una razón inicial de 0,7097. Observaciones: originalmente, los autores de la Formación La Majada engloban a todas las rocas intrusivas aflorantes en la sierra de Ancasti sin distinciones petrográficas. Estas

características petrográficas se han tenido en cuenta en trabajos posteriores y con la ayuda de la información radimétrica y geoquímica, ha permitido tratar a los distintos intrusivos de dicha sierra por separado. Así, se conoce como Faja granítica o Complejo granítico La Majada-Ramblones (Aceñolaza et al, 1981 y Toselli et al, 1983, respectivamente) a los intrusivos encontrados entre ambas localidades de la sierra de Ancasti considerado como el de mayor tamaño de dicho cordón y también el más representativo, ya que en él se encuentra reunido toda la secuencia intrusiva de esta unidad orográfica. Referencias: Aceñolaza et al (1983); Cisterna y Mansilla (1999) (A. TOSELLI, F. SARDI y M. BAEZ) LA PAMPA-UNQUILLO (Faja granítica intrusiva) Ordovícico inferior. (sierra de Ancasti, Catamarca) TOSELLI, A.; REISSENGER, M.; DURAND, F. y BAZAN, C. 1983. Rocas graníticas. En: Aceñolaza, F., Miller, H. y Toselli, A. La geología de la sierra de Ancasti. Münster. Forsch. Geol. Paläont. 59 (cap. 5):79-99. Münster, Alemania.

Descripción original: “.... Los plutones están constituidos por rocas de composición granodiorítica a granítica. Las rocas predominantes de la región son granodioritas biotíticas en las que la muscovita se encuentra como componente secundario. Las plagioclasas son euhedrales a subhedrales y la composición varía entre An30-An35, las cuales están frecuentemente albititizadas. El microclino pertítico se presenta subredondeado y solamente con carácter intersticial. Entre los componentes máficos raramente hay hornblenda que se encuentra siempre fuertemente reabsorbida y parcialmente reemplazada por biotita. La estructura es equigranular idiomórfica a hipidiomórfica y es posible reconocer una ligera orientación reconocible por schlieren de biotita alineados....” Localidad tipo y afloramiento: noreste de la sierra de Ancasti, en región de La Pampa-Unquillo, provincia de Catamarca. Relaciones de campo: en la sierra de Ancasti, los plutones alternan con esquistos y gneises del Complejo Sierra Brava en trayectos cortos. Edad: una isocrona de 8 muestras da una edad de 490,1 ± 26,3 Ma con una relación inicial Sr87/Sr86 de 0,7067 ± 0,0009 (Knüver, 1983). Referencias: Aceñolaza et al (1983). (A. TOSELLI, M. BAEZ y F. SARDI) LA SILLA (Formación) (Keller et al., 1994). KELLER , M.; CAÑAS, F.; LEHNERT, O. y VACCARI, N. E. 1994. The Upper Cambrian and Lower Ordovician of the Precordillera (Western Argentina): Some

stratigraphic reconsiderations. Newsletter in Stratigraphy, v. 31, p. 115-132. Descripción original: “The La Silla Fm. Is a predominantly calcareous unit with dolomites occurring mainly in biolaminated horizons. The formation is composed of an alternation of peloidal grainstones, intraclast grainstones and mudstones, often with abundant bioturbation. Oolites, where developed, may show cross-bedding. Although not abundant, wackestones are of special importance, because they yielded the conodont fauna described above. These wackestones show a typical association of nautiloids and gastropods. Distribution of facies seems to be at random, no cycles or sedimentary rhythms could be demonstrate to date. The outstanding features of the La Silla Fm., which is also used to distinguish it from the under-and overlaying formations, are thick-bedded, dark gray to bluishgray limestones. However, thin-or medium-bedde units are also present. There is no obvious tendency for the distribution of bedding” (Keller et al., 1994). Descripción: La formación está compuesta predominantemente por depósitos calcáreos, esencialmente dolomíticos, que consisten de una alternancia de “grainstones” peloidales, “grainstones” intraclásticos y “mudstones” frecuentemente bioturbados. En general, los depósitos de esta unidad muestran evidencias de haberse originado en un ambiente de plataforma subtidal restringida (“shelf rimmed subtidal restricted”) (Keller et al., 1994; Cañas, 1995). Derivatio nominis”: El nombre deriva del cerro La Silla al SW de Jáchal y E del río Jáchal, ámbito de la Precordillera Central de San Juan. Localidad tipo: Keller et al. (1994) definen como localidad tipo para esta formación la expuesta en el extremo norte del cerro La Silla, al E del río Jáchal, NE de Niquivil, en el sector septentrional de la Precordillera de San Juan, siendo sus coordenadas 30° 23’ S; 68° 39W. Aquí, la Formación La Silla alcanza un espesor de 350 m. Relaciones estratigráficas: En la sección tipo, el límite inferior de la Formación La Silla coincide con el nivel donde las dolomías esparíticas gruesas de la parte superior de la Formación La Flecha, cambian abruptamente a “mudstones” y “wackestones” de la parte basal de la Formación La Silla. El límite superior coincide con aquel nivel ubicado por debajo de las capas caracterizadas por la franca aparición de la fauna marina de mar abierto que caracterizan a la Formación San Juan, integrada esencialmente por braquiópodos, trilobites, equinoideos y espongiarios, entre otras formas de interés. Extensión geográfica: Los afloramientos de la Formación La Silla se extienden en el ámbito de la Precordillera Central, desde el área de Guandacol, Provincia de La Rioja, hasta las secciones del río Jáchal (cerros La Silla, San Roque). En el ámbito de la Precordillera Oriental de San Juan, se la reconoce en toda la extensión del tren estructural conformado por las sierras de Villicum, Chica de Zonda y cerro Pedernal (Keller et al., 1994). Fósiles y Edad: La Formación La Silla es una unidad muy rica en material fosilífero, caracterizándose por la presencia de trilobites, Plethopeltis obtusus (Rasetti), de la Subzonas de Saukia serotina a Missiquoia depressa, que caracterizan el Cámbrico tardío

(Trempealeau) de Norteamérica. Por su valor cronoestratigráfico diagnóstico los conodontes contenidos en los depósitos de la Formación La Silla tienen un gran significado, destacándose elementos de la Subzona de Clavohamulus hintzei de la Zona de Cordylodus intermedius. Las asociaciones de conodontes reconocidas en esta unidad, Zona de Paltodus deltifer permiten referir sus términos superiores al Tremadociano más alto, por lo que el límite Cámbrico-Ordovícico queda incluido en la parte superior de la Formación La Silla. Observaciones: La Formación La Silla, de acuerdo con la definición y criterios introducidos por Keller et al. (1994), incluye a la unidad inferior de la Formación San Juan de Furque (1963) y al Miembro superior El Refugio de la “Formación San Roque” sensu Hünicken y Pensa (1985). Status nomenclatural: Formación La Silla (Keller et al., 1994). (S. H. PERALTA).

LAS AGUADITAS (Formación) (Baldis et al., 1982; Emend., Astini, 1994a, b; Peralta y Baldis, 1995).

BALDIS B. A.; BERESI, M.; BORDONARO, O. y VACA, A. 1982. Síntesis evolutiva de la Precordillera argentina. V Congr. Latinoam. Geol., Actas IV: 399-445. Buenos Aires. Descripción Original: en una descripción inicial, en la cual se omitió definir formalmente a esta unidad, Baldis y Blasco (1974) la dividieron en cuatro miembros: inferior, 54 m; lajoso, 110 m; margoso, 40 m y superior, 80m). De acuerdo con la información aportada por Baldis et al. (op. cit.), la Formación Las Aguaditas consiste de margas, calizas y calizas arrecifales que con un espesor de 150 m afloran como perfil tipo en la quebrada de Las Aguaditas, 12 km al SW de Jáchal. “...por ello proponemos el nombre de Formación Las Aguaditas a ésta unidad, caracterizada por sus coloraciones de alteración amarillentos en campaña, netamente diferenciables de la Formación San Juan infrayacente, subconcordante y de rápido paso transicional a la misma” (Baldis et al., 1982). Descripción: una descripción detallada de esta unidad es brindada por Astini (1995), quién la describe compuesta por una sucesión rítmica de bancos calcáreos y margosos (calcáreo-pelíticos) tabulares, de colores oscuros en cara fresca y tonalidades amarillentas en caras meteorizadas, que localmente están deformados con grado variable y se intecalan con brechas y conglomerados intraformacionales. Por otra parte, esta unidad también incluye en la parte inferior paquetes pelíticos de 2 a 3 m de espesor, portadores de una abundante fauna de graptolitos de la Zona de Nemagraptus gracilis. de acuerdo con el reordenamiento estratigráfico establecido por Peralta y Baldis (1995) y Peralta et al. (1999a, b) para la sección ordovícica del río de Las Chacritas, la

denominación de Formación Las Aguaditas se restringe a los depósitos mixtos de edad caradociana inferior, mientras que para los depósitos eo-ordovícicos (Llanvirniano) interpuestos entre aquellos y la infrayacente Formación San Juan, unos 52 m de espesor en la sección tipo, 55 m en el río de Las Chacritas, por correlación lito y bioestratigráfica se reconocen con la denominación de Formación Las Chacritas. De esta forma el espesor de la redifinida Formación Las Aguaditas es de unos 233 m, de acuerdo con el espesor medido por Astini (1995) en la sección tipo. "Derivatio nominis”: el nombre de la unidad proviene de la quebrada de Las Aguaditas, ubicada 12 km al SW de Jáchal, dentro del ámbito de la Precordillera Central de San Juan sensu Baldis et al. (1982). Localidad tipo: Quebrada de Las Aguaditas, flanco oriental del cordón de Los Blanquitos, 12 km al SW de Jáchal (Baldis et al., 1982). Relaciones estratigráficas: de acuerdo con las descripciones aportadas por Baldis et al. (1982) y Astini (1995), en su localidad tipo, quebrada de Las Aguaditas y en la sección de la quebrada del Tupe, los depósitos de la Formación Las Aguaditas sobreyacen en paraconformidad, representada por una superficie de costrificación (“hardground”), sobre las calizas de la Formación San Juan, cuyos términos son referidos al Arenigiano inferior en base al reconocimiento de la Biozona de Epikodus evae Sarmiento et al. (1986). El límite superior está representada por la discordancia erosiva ubicada a la base del conglomerado basal de la Formación La Chilca, de probable edad ashgilliana tardía, de acuerdo con el registro de Cuerda et al. (1988) realizado para este nivel en el área de Talacasto. Si se limita la denominación de Formación Las Aguaditas a los depósitos mixtos (calcáreo-peliticos) y subordinadamente pelíticos de edad caradociana inferior, de acuerdo con el reordenamiento estratigráfico establecido por Peralta et al. (1999a, b) para la sección ordovícica del río de Las Chacritas, y se conserva la denominación de Formación Las Chacritas para la sucesión eo-ordovícica infrayacente, entonces cabría redefinir el límite inferior de la Formación Las Aguaditas. De acuerdo con lo expresado, este límite estaría representado por una superficie de discontinuidad estratigráfica (paraconformidad) a la base de la Formación Las Aguaditas, que involucraría un importante hiato que comprendería gran parte del Llanviriniano hasta el Caradociano inferior, el cual sería la expresión equivalente de los movimientos Guandacólicos. Extensión geográfica: Los afloramientos de esta unidad se reconocen en su localidad tipo, en el flanco occidental del cordón de Los Blanquitos, reapareciendo más al sur, sobre la misma línea de rumbo, en la sierra de La Trampa, en la quebrada del río de Las Chacritas. Asimismo, afloramientos de esta unidad también se encuentran expuestos en el cordón de Los Azules, al oeste de los cordones de Los Blanquitos y de La Trampa respectivamente. Contenido paleontológico y edad: esta unidad es portadora de una rica fauna de invertebrados marinos, entre los que se destacan abundantes restos de trilobites, en particular del grupo de los Telephínidos, como así formas del género Incaia (Baldis y Cabaleri, 1988) briozoarios, crinoideos, ostrácodos, como así también conodontes de la Zona de Pigodus anserinus (Keller et al., 1993) y graptolitos de la Zona de

Nemagraptus gracilis, indicando el conjunto una edad Caradociano inferior. Baldis y Rossi de García (1972), en base al estudio de la fauna de ostrácodos, fueron los primeros en indicar una edad llandeiliana a caradocaciana para estos depósitos. Status nomenclatural: Formación Las Aguaditas. (S. H. PERALTA). LAS ANGOSTURAS (granito)

CISTERNA, C.E. 1994. Contribución a la petrología de los granitoides del extremo norte de la Sierra de Narváez, Sistema de Famatina, provincia de Catamarca. Tesis Doctoral inédita. Universidad Nacional de Salta. Descripción: son granodioritas y monzogranitos, con variaciones a tonalitas biotíticas-hornbléndicas, de texturas equigranulares a porfiroides y colores grises a rojizos, que se asocian en el campo con granófiros y pórfiros. Presentan enclaves dioríticos, tonalíticos y graodioríticos. Corresponde a un plutón compuesto e integrado por las fases denominadas: Granitoides grises: granodioritas y tonalitas grises y monzogranitos grises y rosados que constituyen el núcleo del intrusivo. Las dos primeras son de grano medio a grueso y textura equigranular a seriada mientras que los monzogranitos son excepcionalmente porfíricos con deformación cataclástica. Estan conpuestos por plagioclasa, cuarzo y ortosa pertítica, con biotita, hornblenda y calcopirita. Los monzogranitos generalmente constituyen apófisis, son de textura porfírica y presentan pertitas y textuta gráfica que dan lugar a los granófiros. Granitoides rojos: granodioritas y monzogranitos rojos de textura porfírica a seriada afectados por alteración caolínica de intensidad moderada baja. Formados por plagioclasa, cuarzo y feldespato alcalino pertítico junto a biotita. Se distribuyen a lo largo del flanco occidental de la sierra y constituyen la cúpula del plutón, pasando en forma trancisional o neta a la fase anterior. Granitos granofíricos y pórfiros: representan la etapa póstuma del evento mágmatico y se encuentran en forma de diques. Son de color rojo y textura porfírica, a menudo esferulítica. La biotita es el único mafito. Los intercrecimientos granofíricos constituyen el 70% de la roca. Localidad tipo: Las Angosturas, Sa. de Narváez, Provincia de Catamarca . Afloramientos: en la sierra de Narváez, sus manifestaciones se extienden con rumbo submeridional, desde las Angosturas pasando por la Vuelta de Las Tolas - Campo de la Ojota, hasta llegar al río de la Tambería. Relaciones de campo: el stock de La Angostura esta emplazado en las vulcanitas y sedimentitas de las Formaciones Las Planchadas y Suri, de edad ordovícica; está cubierto por sedimentos continentales del Grupo Paganzo (Carbonífero y Pérmico) en forma discordante.

Edad: las relaciones de campo indican una edad comprendida entre el Ordovícico y Carbonífero, incompatible con los valores Rb-Sr de 591Ma obtenidos por Halpern y Latorre (1973). Observaciones: estas rocas han sufrido un importante y generalizado proceso de hidrotermalismo. Referencias: Rossi de Toselli et al. (1987), Toselli et al. (1990), Cisterna (1990, 1992, 1994), Toselli y Cisterna (1993). (A.J. TOSELLI; M.A. BAEZ; L.I. BELLOS) LAS BURRAS (Granito) Ordovícico medio-Silúrico. (Puna, provincia de Jujuy)

ZAPPETTINI E. 1990. Geología y Metalogénesis de la Puna Oriental entre los 23´y 23´45” de latitud sur, provincias de Jujuy y Salta. República Argentina.En: Contribuciones al conocimiento de la Mineralogía y Geología Económica de la República Argentina. Homenaje al Prof. Ing. Victorio Angelelli. Asociación Argentina de Geólogos Economistas (Publicación Especial). Pág. 120-127. Buenos Aires. Descripción original: “ ... Es un stock monzogranítico biotítico, con textura xenomorfa granular, compuesto por cuarzo, microclino, oligoclasa y biotita. Hay asociados diques aplíticos y micrograníticos. Por sus características químicas y mineralógicas, constituye una asociación magmática aluminosa, derivada de la anatexis de material siálico...” Localidad tipo: En el cajón del río de las Burras. Afloramientos: constituye un stock, en el cajón del río de las Burras. Relaciones de campo: Pertenece a la Faja Eruptiva. Intruye al Granito Churcal y a la Granodiorita Quepente. Edad y correlación: Silúrico. Una datación dio una edad de 428±17 Ma. Referencias: Zappettini (1990). (A. TOSELLI, M. BAEZ)

LAS CHACRITAS (Aloformación) (Carrera, 1997a, b; Carrera y Astini, 1998) Véase . LAS CHACRITAS (Formación) (Peralta et al., 1999a) LAS CHACRITAS (Formación) (Peralta et al., 1999a) PERALTA, S.; HEREDIA, S. y BERESI, M. 1999a. Upper Arenigian-Lower Llanvirnian sequence of the Las Chacritas river, Central Precordillera, San Juan Province, Argentina. In: Quo vadis Ordovician?, Short Papers of the Eighteen

International Symposium on the Ordovician System Acta Universitatis Carolinae-Geologica, 43(1/2):123-126. Prague. Descripción Original: “...This 55m thick carbonate sequence termed Las Chacritas Formation (LCHF)…, is composed predominantly of interbedded fine-grained deposits, including interbedded several K-bentonites layers. This unit has been informally named by Carrera (1997b, p. 313) as the Unidad Calcárea Las Tunas, correlative with the Gualcamayo Formation (sensu Astini, 1994a, b)”. “In the Las Chacritas river section, two members have been recognized within the fine-grained sequence of the LCHF: the lower Member, 38 m thick, deposited conformably (paraconcordance) over the limestones of the San Juan Formation. A k-bentonite layer occurs on the contact between both units. This member is composed mainly of tabular thin to medium bedded fossiliferous dark mudstones and mixed deposits, calcareous (nodular wackestones, scarcely packstons) and clastic, interlayered with black shales and scarce thin bentonite layers. Synsedimentary deformed beds (slump) occurs in the middle and upper part of the unit, which indicates deepening slope transport towards north, as suggested by Carrera and Astini (1998). The microfacies analysis indicates that in the upper part of this member, calcareous algae Nuia is a common component of the mudstone beds”. “The upper Member is 17 m thick, it is mainly composed of very fossiliferous, thinly layered wackestones and light and grayish intrabioclastic grainstones, mudstones, spiculitic mudstones, and thin pelitic beds. The fossiliferous content increases to the top of the unit, and the calcareous layers become very rich in fossil, containing abundant rests of trilobites (at least four species of Anamitella genera), diverse forms of brachiopods, several genera of sponges, gastropods, bryozoans, crinoids, among other forms” (Peralta et al., 1999a). Descripción: La Formación Las Chacritas sensu Peralta et al. (1999a, b), es una unidad esencialmente pelítico-calcárea, rica en fósiles, cuya estrato-fábrica se caracteriza por el espesor delgado de las capas. El miembro inferior de 38 m de espesor, yace en paraconformidad sobre el techo de la Formación San Juan, y está compuesto por capas delgadas a medianas de geometría tabular, fosilíferas, de “mudstones”, depósitos mixtos (pelítico-calcáreos), calcáreos (“wackestones” nodulares y escasos “packstones”) y clásticos intercalados con lutitas negras y escasas capas delgadas de K-bentonita. Niveles con deformación sinsedimentaria (“slumps”) se observan en la parte media y superior de la unidad “Derivatio nominis”: el nombre de la unidad proviene del río de Las Chacritas, cuyo cauce corta el estrato tipo, ubicado al SW de Jáchal, en el ámbito de la Precordillera Central de San Juan (Peralta et al., 1999a, b). Localidad tipo: se ubica en la sección del río de Las Chacritas, en la sierra de la Trampa, SW de Jáchal, Precordillera Central de San Juan (Peralta et al., 1999a, b). Relaciones estratigráficas: La Formación Las Chacritas es cubierta en paraconcordancia por depósitos del Caradociano inferior, equivalentes con la Formación Las Aguaditas (Peralta y Baldis, 1995), mientras que en la base su contacto es neto, paraconformidad

representada por una superficie costrificada (“hardground”) desarrollada sobre el techo de la infrayacente Formación San Juan (Peralta et al., 1999a, b). Extensión geográfica: Esta unidad se reconoce tanto en el flanco oriental de la sierra de La Trampa, como asimismo en el flanco occidental del cordón de Los Blanquitos, interpuesta entre los depósitos calcáreos de la infrayecente Formación San Juan, y depósitos mixtos de la suprayacente Formación Las Aguaditas (véase item Formación Las Aguadita para una más completa información). Hasta el presente, fuera de estas áreas, la Formación Las Chacritas no ha sido aún reconocida. Fósiles y edad: Esta formación es portadora esencialmente de trilobites, braquiópodos, espongiarios, briozoarios, nautiloideos, gastrópodos, crionoideos, Nuia, entre otras formas de interés, destacándose por su valor diagnóstico las faunas de conodontes de la Subzona de Paroistodus horridus, Zona de Leonodus variabilis (Peralta et al., 1999a, b), indicando una edad Arenigiano superior-Llanvirniano inferior. Esta edad es precisada en el Llanvirniano inferior (Abereiddiano tardío) por Albanesi y Astini (2000) en base al registro de conodontes de la Zona de Eoplacognathus pseudoplanus. Observaciones: Esta unidad si bien es figurada por Astini (1998, Fig. 3, p.16; 1999, Fig. 1, p. 119), este autor en ninguna parte del texto de ambos trabajos la menciona como Formación Las Chacritas. Status nomenclatural: Formación Las Chacritas sensu Peralta et al. (1999a). (S. H. PERALTA).

LAS PLANCHADAS (Formación) Ordovícico medio (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja) TURNER, J.C.M. 1967. Descripción geológica de la hoja 13b, Chaschuil (Provincias de Catamarca y La Rioja). Instituto Nacional de Geología y Minería, Boletín 106, 78p. Buenos Aires. Descripción original: Turner (1967) designó con el nombre de Formación Las Planchadas a las rocas efusivas dacíticas que afloran en los alrededores de Chaschuil. De acuerdo a las observaciones hechas por Turner, “la dacita se presenta en forma de bancos, debido a la sucesión de coladas, hecho que se destaca mejor en la parte inferior, cerca de la base....Hay mucha variación con respecto al color, existiendo prácticamente toda la gama, aunque predominan los tonos claros del rojo, verde, azul y amarillo. Son rocas macizas, densas, duras, de fractura irregular y textura generalmente afanítica, aunque en unos pocos casos se puede observar textura porfídica, con fenocristales de tamaño muy reducido”. Descripción: Trabajos posteriores han demostrado que las rocas de la Formación Las Planchadas están representadas principalmente por materiales piroclásticos

(Maisonave, 1973), los cuales derivan principalmente de magmas ácidos a intermedios (dacitas y andesitas) con basaltos y riolitas subordinados (Toselli et al., 1990; Mannheim y Miller, 1996). Localidad tipo: Flanco occidental de la sierra de Las Planchadas, Departamento Tinogasta. Aproximadamente, 27º 30´ a 28º de lat. S y 68º de long.O. Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: La Formación Las Planchadas constituye diversos afloramientos ubicados a lo largo del flanco occidental de las sierras de Las Planchadas y Narváez, en el extremo norte del Sistema de Famatina. El afloramiento de mayor dimensión se encuentra en la sierra de Las Planchadas, abarcando desde el límite septentrional de la hoja Chaschuil hasta las inmediaciones de la quebrada del Crucillo por el sur. Se ha determinado que el espesor de esta unidad varía de 100 a 600 m y que sobreyace discordantemente tanto a rocas graníticas de la Formación Narváez como a sedimentitas de la Formación Suri (Turner, 1967). Edad y correlación: La ubicación estratigráfica ha sido objeto de debate. Mientras Turner (1967) la consideró un evento posterior a la Formación Suri, Maisonave (1973) propuso que el evento volcánico sería anterior a la depositación de la misma. También se ha interpretado al episodio volcánico como sincrónico con la depositación de las sedimentitas fosilíferas de la Formación Suri (Aceñolaza y Toselli, 1977; Toselli et al., 1990). La Formación Las Planchadas se correlaciona con la Formación Morado, aflorante en el flanco occidental de la sierra de Famatina (provincia de La Rioja). Observaciones: Las rocas volcánicas de la Formación Las Planchadas corresponden a las “felsitas” citadas por Penck (1920), quien fue el primer investigador que describió este complejo vol Referencias: De Alba (1979); Durand et al. (1994); Maisonave (1973); Mannheim (1993); Mannheim y Miller (1996) Toselli et al. (1990); Turner (1967). (S.B.ESTEBAN) LAS PLANTAS (Formación) Caradociano (Precordillera de La Rioja, extremo Septentrional) FURQUE, G. 1963.Descripción geológica de la Hoja 17b, Guandacol. Dirección nacional de geología y Minería, Boletín 92, 72p. ; nom. transl. por Furque (1972a) para "lutitas de Las Plantas" Descripción original:......"Los conglomerados de "las Vacas" pasan gradualmente y en transición a una grauvaca calcárea gris la que en una matriz arcillosa del mismo color incluye rodados de cuarcita y de rocas similares a la que componen dicho conglomerado. Encierran capas bien estratificadas de limolitas arcillosas y arenosas muy fragmentosas,

de colores gris por fuera y negro por dentro. Son portadoras de numerosos graptolitos que han sido clasificados por Turner. En la parte superior, estas capas se destacan por presentar numerosas concreciones calcáreas fosilíferas....." Localidad y sección tipo: Quebrada Las Plantas, suroeste de Guandacol, La Rioja. Relaciones estratigráficas: Furque (1963, 1972a) la relación con las unidades infra y suprayacentes, Formaciones Las Vacas y Trapiche respectivamente, es concordante. Astini (1998) menciona una relación de discordancia angular con la Formación Trapiche. Contenido paleontológico y edad: Los primeros restos fósiles procedentes de esta unidad consistieron en trilobites determinados por Harrington y Leanza (1957), identifican Guandacolithus furquei Harrington y Leanza, Thriartus sp., Illaenus sp., encontrados en concreciones calcáreas. Astini et al.(1986) amplian el registro de trilobites con la descripción de Pseudobasilicus plantaensis Astine et al. y Amphilichas guandacolensis Astini et al. Turner (1959-1960) estudia una asociación de graptolitos integrada por Dicranograptus cf. D. tardiusculus Lapworth, D. brevicaulis Elles y Wood, D. nicholsoni nicholsoni Hopkinson, Climacograptus cf. C. parvus Hall y Orthograptus calcaratus calcaratus Lapworth, colectada en la quebrada Agua las Plantas, Guandacol, asigna la unidad al Caradociano. Cuerda (1973) menciona la presencia de Nemagraptus gracilis Hall. Ortega y Brussa (1990) identifican la Subzona de Climacograptus bicornis bicornis en los tramos cuspidales de la unidad. Benedetto et al.(1991)completan el registro de graptofaunas con la cita de Climacograptus (C) bicornis tridentatus Lapworth y Dicranograptus nicholsoni longibasalis Ruedeman y Decker. Estas formas permiten asignar una edad caradociana temprana a media. Las pelitas portadoras de los graptolitos se interestratifican con concreciones calcáreas portadoras de trilobites, braquiópodos, bryozoarios, gastrópodos y bivalvos. Las valvifaunas fueron definidos por Sánchez (1991) como Modiolopsis inflata Sánchez y Protomya ? sp. Benedetto et al.(1991) proporcionan una lista de los braquiópodos reconocidos en la unidad. Observaciones: Furque (1958) anticipa esta unidad, el mismo autor la define formalmente en 1963, como "Lutitas de Las Plantas", conformando junto con el "Conglomerdo de las Vacas" y los "Estratos de Trapiche" la "formación" Trapiche. Furque (1972a) modifica el rango de las unidades elevando a la categoría de Grupo a la "formación Trapiche" y a Formaciones a cada una de las unidades que la integran. Astini (1998), al redefinir la Formación las Vacas en la quebrada de Las Plantas, modifica la jerarquía estratigráfica de la Formación Las Plantas, la considera un cambio de facies de la Formación Las Vacas e integrando con categoría de miembro (Miembro Lutitas Las Plantas) esta unidad. (M. ALFARO) LAS VACAS (Formación) Caradociano inferior (Precordillera de La Rioja y San Juan)

FURQUE, G., 1963; emend. ASTINI, R. A. 1998. El Conglomerado de Las Vacas y el Grupo Trapiche: tectónica distensiva en el Ordovícico tardío. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 53(4): 489-503. Descripción: (sensu Furque, 1963)..."un potente conjunto de conglomerados gruesos de colores verde oscuro...En la quebrada Potrerillos se pueden distinguir claramente tres grupos. Uno basal donde los rodados son medianos a chicos......El segundo conjunto del medio, posee un neto plano de separación y se caracteriza por la disposición caótica de los rodados que incluyen trozos de calizas de 3 a 5 m de largo por 1 a 3 m de ancho, de cantos bien angulosos y en cualquier posición....... Sobre estos sigue el tercer conjunto, similar al primero en cuanto a tamaño de grano y composición; se diferencia de él porque culmina con bancos de areniscas cuarzosas, compactas de 50 cm...."Su espesor se estima en 350 metros. Furque (1963, 1972a) instituye el Grupo Trapiche, integrado por tres formaciones: Las Vacas, Las Plantas y Trapiche, Astini (1998) modifica el cuadro estratigráfico introducido por Furque (op.cit.), redefine la Formación Las Vacas y el Grupo Trapiche. La Formación Las Vacas (sensu Astini, 1998) consta de tres miembros: a-"Miembro conglomerados macizos y olistostromas basales", su espesor es de 330 metros y equivale al Conglomerado de Las Vacas sensu Furque; b-"Miembro lutitas Las Plantas" con un espesor de 90 metros, se corresponde con las Lutitas Las Plantas sensu Furque y c-"Miembro Conglomerados estratificados" con un espesor estimado de 90 metros. Localidad y sección tipo: Quebrada las Plantas-Quebrada Las Vacas, Soroeste de Guandacol. Relaciones estructurales: El contacto con la infrayacente Formación Gualcamayo es mediante una discordancia erosiva, el límite superior con la Formación Trapiche, es una discordancia angular, Astini (1998). Contenido paleontológico y edad: Furque (1958, 1963, 1972a) menciona en bloques de pelitas negras, la presencia de graptolitos alóctonos de la infrayacente Formación Gualcamayo. Astini y Brussa (1997) dan a conocer dos localidades con graptolitos y braquiópodos asociados en la Formación Las Vacas. Las graptofaunas fueron colectadas en los niveles basales de la unidad, en la quebrada de Los Saltitos y en los niveles intermedios de la quebrada del Corral. La primera asociación está integrada por Climacograptus bicornis bicornis ( Hall), Cryptograptus cf. C. insectiformis Ruedemann,Orthograptus sp. y Amplexograptus sp. La segunda localidad contiene Pseudoclimacograptus cf. P. modestus (Ruedemann), Amplexograptus sp., Orthograptus sp., Cryptograptus sp. y Reteograptus sp. Las asociaciones reconocidas permiten asignar al Caradociano inferior los niveles portadores. Observaciones: Furque (1972b) crea la fase Guandacol para explicar el evento tectónico, cuyo registro queda evidenciado en la Precordillera de San Juan y La Rioja, como un potente cunjunto sefítico al que denomina Conglomerado de Las Vacas, este autor los

relaciona con movimientos ascencionales. Astini et al.(1995) y Astini y Brussa (1997) relacionan el diastrofismo guandacólico con la acreción del margen oriental de la Precordillera con Gondwana. Astini (1998) lo vincula con la tectónica extensional que tuvo lugar en la Precordillera Argentina durante el Ordovícico superior. (M. ALFARO)

LABRADO (Formación...) Llanvirniano ? HARRINGTON, H.J. in HARRINGTON, H.J. & LEANZA, A.F. 1957. Ordovician Trilobites of Argentina, Department of Geology, University of Kansas Special Publication 1: 1-276. Lawrence (Pág. ). Descripción original: “Grayish-green, green, and dark gray shales, more or less sandy and micaceous, grading upward into soft greenish-gray shaly sandstones with thin intercalated layers of yellowish-brown quartzitic sandstones. Light yellowish, fine- to medium – grained, massive, thickly bedded quartzitic sandstones. Reddish pink, very fine-graine, thickly bedded, soft shaly micaceous sandstones, with scarce intercalations of quartzitic sandstones full of skolithos tubes and of marly-calcareous layers ...”. Localidad tipo:

Extensión geográfica, relaciones estratigráficas y espesor: Harrington (1957) le asigna 175 metros. Paleontología y edad: Observaciones: En la descripción original Harrington (1957) separa la misma en tres partes diferenciando espesores, sin categoría formal, con caracteres sedimentarios diferentes (de 100, 25 y 50 metros). Referencias: Harrington y Leanza (1957); (G. F. ACEÑOLAZA)

LAMPAZAR (Formación...) Cámbrico Superior alto-Tremadociano inferior (Cordillera Oriental y Puna - provincias de Salta y Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. y LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 6). Descripción original: Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) describió formalmente esta unidad, destacando que se corresponde con el tramo inferior del Grupo Cardonal (“C1”) de Keidel (in Harrington, 1937: 101; véase Keidel, 1943: 169, 198-199). “...Finely banded dark gray to olive-green shales with lighter silstone stringers, cointaining intercalated layers of dark greenish-gray, soft and friable shaly

sandstones, more or less regularly interspersed through-out the whole sequence...” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 6). Localidad tipo: Quebrada de Lampazar, Departamento de Rosario de Lerma, provincia de Salta. Extensión geográfica, espesores y relaciones estratigráficas: La Formación Lampazar se encuentra bien representada en la región de las quebradas del Toro e Incamayo (provincia de Salta), en localidades tales como Guayoc Chico, norte de la quebrada del Barreal y Angosto de Lampazar (Keidel, 1943; Harrington in Harrington y Leanza, 1957). Como consecuencia de fenómenos de corrimientos, la unidad presenta grandes variaciones de espesor y, en varios puntos de esta región, se encuentra suprimida totalmente (Keidel, 1943). La sección tipo, con un espesor de alrededor de 100 metros, se dispone en concordancia sobre la Formación Chalhualmayoc y pasa transicionalmente a la Formación Cardonal. La Formación Lampazar también fue descripta en el tramo norte de la sierra de Cajas (ej. quebradas Azul, de la Vizcacha, del Gato, de la Llama) y en los Altos del río Despensa (El Aguilar, provincia de Jujuy) (Aceñolaza, 1968; Alonso et al., 1982; Cortés et al., 1987). En la quebrada Azul alcanza un espesor de 178 metros; en su base es concordante con la Formación Padrioc, mientras que en su techo lo es con la Formación Cardonal (Aceñolaza, 1968). Paleontología y edad: La unidad contiene trilobites, conodontes, braquiópodos, así como diversas trazas fósiles (Aceñolaza y Fernández, 1978). Los trilobites consisten principalmente en agnóstidos y olénidos de la Biozona de Parabolina frequens argentina, asignables al Cámbrico Tardío (sierra de Cajas; véase Aceñolaza, 1968; Benedetto, 1977a; Tortello y Aceñolaza, 1993; Tortello et al., 1999) y al Cámbrico Tardío?-Tremadociano temprano (Angosto de Lampazar; véase Harrington y Leanza, 1957; Ortega et al., 1997; Tortello y Rao, en prensa). En la sierra de Cajas, Rao y Hünicken (1995), Ortega y Rao (1995) y Rao (1999) describieron una rica fauna de conodontes de la transición Cámbrico-Ordovícico. Estos autores asignaron los niveles portadores al tramo superior de la Formación Lampazar. No obstante, dicho tramo es reinterpretado por Aceñolaza (1968) y Tortello et al. (1999) como la parte inferior de la Formación Cardonal. Siguiendo este criterio, los conodontes descriptos para la Fm. Lampazar en la sierra de Cajas se restringen a las citas de la Biozona de Cordylodus proavus (Cámbrico Tardío) en la quebrada de La Vizcacha (Rao, 1999), y a las referencias puntuales de Suárez Riglos et al. (1982) y Hünicken et al. (1985). Los tramos superiores de la sección tipo, en el Angosto de Lampazar (Salta), contienen conodontes de la Biozona de Cordylodus angulatus (Tremadociano temprano a medio) (Tortello y Rao, en prensa). Observaciones: La Formación Lampazar se corresponde con la “Lutita 1” (L1) definida por Moya (1988) (véase también Moya, 1998, 1999). Referencias: Aceñolaza (1968), Aceñolaza y Fernández (1978), Alonso et al. (1982), Benedetto (1977a), Cortés et al. (1987), Harrington (1937), Harrington y

Leanza (1957), Hünicken et al. (1985), Keidel (1943), Moya (1988, 1998, 1999), Ortega y Rao (1995), Ortega et al. (1997), Rao (1999), Rao y Hünicken (1995), Suárez Riglos et al. (1982), Tortello y Aceñolaza (1993), Tortello y Rao (en prensa), Tortello et al. (1999). (M. F. TORTELLO) LENODUS VARIABILIS (Zona de Asociación de...) Arenigiano superior tardío – Llanvirniano inferior temprano.

Periodon gladysi (Subzona de Intervalo de...) Arenigiano tardío. Paroistodus horridus (Subzona de Asociación de...) Llanvirniano temprano. (Precordillera de San Juan) SARMIENTO, G.N. 1985. La Biozona de Amorphognathus variabilis – Eoplacognathus pseudoplanus (Conodonta), Llanvirniano inferior, en el flanco oriental de la sierra de Villicum. Primeras Jornadas sobre Geología de la Precordillera, San Juan. Acta I: 119-123. ALBANESI, G.L.; HÜNICKEN, M.A Y BARNES, C. R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “El límite inferior de la Zona de Lenodus variabilis se establece en el nivel de la primera aparición de Periodon gladysi en los estratos cuspidales de la Formación San Juan. El límite superior de esta biozona se encontraría, de acuerdo con las relaciones bioestratigráficas del estratotipo, en la parte inferior del miembro medio de la Formación Gualcamayo. Sin embargo, en razón de que la secuencia involucrada aún no ha producido formas diagnósticas que permitan precisarlo, el mismo permanece abierto, y la actual definición de esta biozona requiere de un estratotipo compuesto. La Zona de L. variabilis se caracteriza por la aparición de P. gladysi en su parte inferior y por la presencia de L. variabilis, Baltoniodus medius y Paroistodus horridus en su parte superior. Se elige el nombre L. variabilis para denominar esta biozona de asociación, en virtud de que refiere a un taxón de relevancia intercontinental para tipificar los niveles de transición entre las Series Arenigiana y Llanvirniana de la cronoestratigrafía clásica” (Albanesi et al., 1998). Subzona de P. gladysi: “El límite inferior de esta unidad corresponde al límite análogo de la zona. El límite superior está indicado por el primer registro de Baltoniodus medius”. Subzona de P. horridus: “El límite inferior de esta subzona está indicado por el primer registro de B. medius. El límite superior corresponde al análogo de la zona que aún no pudo ser establecido para la sección del cerro Potrerillo. Esta unidad se reconoce por la aparición de las especies guías L. variabilis, B. medius y P. horridus, entre las cuales domina esta última por su alta frecuencia relativa de aparición”.

“La Subzona de P. gladysi está caracterizada por la presencia del taxón epónimo y

por la alta frecuencia relativa de aparición de Baltoniodus parvidentatus y Periodon flabellum. El taxón epónimo junto a Walliserodus costatus se restringen precisamente a esta división bioestratigráfica. Hacia la parte alta de esta subzona aparecen repentinamente los siguientes taxones, Periodon aculeatus zgierzensis, Drepanodus robustus y Drepanoistodus tablepointensis; y en niveles inmediatos superiores irrumpen Protopanderodus robustus y Walliserodus ethingtoni. En la Subzona de P. horridus aparece por primera vez la especie epónima junto a L. variabilis. Otros taxones característicos como Drepanoistodus bellburnensis, Erraticodon balticus, Histiodella sinuosa, Strachanognathus parvus y Yansodus bernabei, también tienen sus primeros registros en este intervalo. A través de toda la biozona se mantienen los extensos registros de Ansella jemtlandica, Drepanodus arcuatus, Drepanoistodus basiovalis, Drepanoistodus pitjanti, Juanognathus jaanussoni, Paroistodus originalis, Pteracontiodus cryptodens, Protopanderodus gradatus, P. rectus, Oistodus lanceolatus, Rossodus barnesi, Semiacontiodus potrerillensis, Spinodus spinatus y Parapaltodus simplicissimus. Las restantes especies recuperadas de esta biozona muestran registros pobres e irregulares, i.e. Cornuodus bergstroemi, Fahraeusodus marathonensis, Juanognathus serratus, Oistodus striolatus, Paltodus jemtlandicus, Polonodus galerus, Protoprioniodus cowheadensis, Scolopodus peselephantis y S. Rex. A excepción de unas pocas especies correspondientes a los géneros Paroistodus, Periodon, Protopanderodus y Spinodus, todos los taxones nombrados tienen sus últimos registros en el nivel más alto del miembro inferior de la Formación Gualcamayo”. Estratotipo compuesto: El estratotipo de límite inferior de la Zona de L. variabilis se encuentra en la sección de la vertiente occidental del cerro Potrerillo (ca. 30º00’LS-68º36’LW). El límite inferior de esta biozona, se registra en la Formación San Juan, ubicado a 1 m del contacto con la Formación Gualcamayo. De acuerdo con lo expresado en la definición, el techo de la zona, aún no precisado para la sección del cerro Potrerillo, se localizaría en algún nivel del tramo inferior del miembro medio de la Formación Gualcamayo. Se adopta como estratotipo de límite superior para esta biozona el nivel de la primera aparición de Eoplacognathus suecicus en la sección de Don Braulio expuesta en la vertiente oriental de la Sierra de Villicum (Sarmiento, 1991), donde aparecen representadas las Zonas contiguas de L. variabilis y E. suecicus (en las observaciones para la Zona de E. suecicus se hace referencia a unestratotipo de unidad potencial, donde aparecerían en continuidad normal las biozonas referidas). El espesor local mínimo de esta biozona es de 11 m. El contacto entre las Subzonas de P. gladysi y P. horridus se halla a 9 m de la base de la Formación Gualcamayo, en su miembro inferior. Considerando el desarrollo estratigráfico observado para la zona, la subzona inferior expresa una potencia de 10 m, y el espesor mínimo medido de la subzona superior es de 1 m. Edad: Arenigiano superior tardío – Llanvirniano inferior temprano. Observaciones: La Zona de L. variabilis en la Precordillera Argentina fue reconocida

originalmente por Sarmiento (1985, 1991), en los afloramientos de las Formaciones San Juan y Gualcamayo del flanco oriental de la sierra de Villicum. Los términos cuspidales de la Formación San Juan fueron examinados en diversas localidades de la Precordillera Central, donde es posible reconocer la parte alta de la Zona de L. variabilis, en base a la presencia de taxones diagnósticos. Hünicken & Ortega (1987) refieren la parte más alta de la Formación San Juan, en la sección del cerro Viejo de Huaco, a la Zona deE. suecicus; sin embargo, una reevaluación de las formas asignadas por estos autores a la especie epónima, indica que corresponde, en realidad, a L. variabilis. Nuevas colecciones de conodontes procedentes del nivel referido en el área del cerro Viejo, verifican esta determinación (Ortega et al., 1996; Ottone et al., 1999). Sarmiento et al. (1988) recuperaron una asociación de especies características de la parte alta de la Zona de L. variabilis en los estratos inferiores de la Formación Rinconada. La colección efectuada por Lehnert (1995a) de estos mismos niveles de procedencia, contiene algunas de las formas típicas de la Subzona de P. horridus, tales como la especie nominal, L. variabilis y H. sinuosa. En la sección de Las Chacritas, la Subzona de P. horridus ha sido documentada para los estratos cuspidales de la Formación San Juan (Albanesi & Astini, 1994). La fauna de conodontes procedente de las brechas calcáreas de los términos cuspidales de la Formación Los Sombreros en el perfil del río Jáchal, indican una edad arenigiana tardía - llanvirniana temprana para los estratos portadores (Benedetto & Vaccari, 1992). Albanesi et al. (1995a) documentan la Zona de L. variabilis a través de los estratos basales de la Formación Yerba Loca que sobreyacen a la Formación Los Sombreros en la sección de la puerta de Ancaucha, sobre la vertiente oriental del cerro Alto de Mayo en la Precordillera Occidental. Las tres biozonas de asociación informales propuestas preliminarmente para el miembro inferior de la Formación Gualcamayo en la sección del cerro Potrerillo (Ortega et al., 1995), están comprendidas en la Zona de L. variabilis según la presente definición. Las Biozonas de Asociación I y II corresponden a la Subzona de P. gladysi y la Biozona de Asociación III representa la Subzona de P. horridus. Referencias: Albanesi et al. (1998), Sarmiento (1985, 1991), Benedetto & Vaccari (1992), Albanesi & Astini (1994), Lehnert (1995a), Ortega et al. (1996), Hünicken & Ortega (1987), Sarmiento et al. (1988), Ottone et al. (1999). (G. L. ALBANESI) LINDERO (Formación...) Llanvirniano-Caradociano (Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza aproximadamente 35º12’Lat.S y 68º18’ Long.W) NÚÑEZ ,E. 1979. Descripción geológica de la hoja geológica 28d Estación Soitué, provincia de Mendoza. Servicio Geológico Nacional, Boletín 166:1-67, Buenos Aires. BORDONARO, O.; KELLER, M. y LEHNERT, O. 1996. El Ordovícico de Ponón Trehué en la provincia de Mendoza (Argentina): Redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas I:541-550, Mendoza.

Descripción original : “Son areniscas silicificadas, areniscas conglomerádicas de color violado y verdoso, areniscas calcáreas, cuarcitas verdosas (ortocuarcitas), lutitas violado verdoso-amarillento y borra-vino, calizas gris-azulado con abundantes restos fósiles, areniscas conglomerádicas con cemento calcáreo con restos fósiles más escasos, calizas gris azulado, calizas fétidas color amarillo crema, rosado y aún blanquecino”... Descripción: En el perfil ubicado a unos 900 m al sur del Puesto Peletay, sobre el Arroyo Ponón Trehué, Bordonaro et al. (1996) reconocen dos unidades litológicas dentro de la Formación Lindero. La unidad inferior definida como “Miembro Peletay” está compuesta por arcosas conglomerádicas, arcosas, areniscas gruesas, cuarcitas gris claras y calizas gris claras de crinoideos (grainstones). La unidad superior denominada “Miembro Los Leones” consiste de calizas finas azuladas, areniscas finas, limolitas, lutitas y tobas. Localidad tipo: Núñez (1979) define la formación en tres pequeños afloramientos cercanos entre sí ubicados al este del cerro Chinches, en las márgenes del arroyo Ponón Trehué y entre el cerro Lindero y algo al norte del río Seco de los Leones. Bordonaro et al (1993) definen como estratotipo el perfil que se ubica unos 900 m al sur del Puesto Peletay. Relaciones estratigráficas: La Formación Lindero yace en discordancia angular sobre un basamento granítico del cratógeno sanrafaelino-pampeano. El estratotipo está cortado hacia arriba por una falla que levanta al basamento sobre los tramos más jóvenes de la formación (Bordonaro et al, 1996). Extensión geográfica: Tres pequeños afloramientos ubicados uno al este del cerro Chinches, otro en ambas márgenes del Arroyo Ponón Trehué y el tercero entre el cerro Lindero y algo al norte del río Seco de los Leones, mapeados en la Hoja Geológica 28-d. Espesor: 50-75 metros Paleontología y edad: En base a la presencia de braquiópodos y trilobites, Núñez (1979) asignó esta formación al Llanvirniano. Estudios posteriores por parte de Baldis y Blasco (1973); Rossi y Proserpio (1974) y Levy y Nullo (1974) confirmaron una edad ordovícica media. Heredia (1982) asignó una edad llandeiliana en base a la aparición de conodontes. La presencia de Eoplacognathus reclinatus (Bordonaro et al., 1996) de la segunda subzona de la zona de Pygodus serra en los grainstones del tope del Miembro Peletay determinó una edad llanvirniana superior. El hallazgo del fósil guía de la zona de Pygodus anserinus directamente por encima del contacto con el Miembro Peletay permite asignar una edad llanvirniana superior-caradociana inferior al Miembro Los Leones (Bordonaro et al, Lenhert et al, 1999). No hay registro de la ubicación exacta o perfiles estratigráficos de las localidades fosilíferas citadas por Núñez (1979), Baldis y Blasco (1973), Rossi y Proserpio (1974), Levy y Nullo (1974) y Heredia (1982) o coordenadas geográficas de los puntos fosilíferos muestreados (Bordonaro et al., 1996, Keller et al., 1999). Observaciones: Las rocas ordovícicas de Ponón Trehué fueron denominadas en forma

simultánea con dos nombres formacionales Formación Ponón Trehué (Criado Roque e Ibáñez,1979) y Formación Lindero (Núñez, 1979), referidas a los mismos afloramientos e incluyendo una muy variada diversidad litológica. Posteriormente Bordonaro et al., 1996, reconocieron en estos depósitos, dos formaciones denominando Formación Ponón Trehué al conjunto carbonático, asignándole una edad arenigiana inferior en base a la presencia de una asociación de conodontes comparables con la zona de Oepikodus evae y Formación Lindero a la secuencia calcárea-siliciclástica de edad llanvirniana superior-caradociana inferior. Heredia (1998) y Beresi y Heredia (2000) interpretan que la Formación Ponón Trehué sensu Bordonaro ubicada en los alrededores del Cerro Chinches, corresponde a olistolitos inmersos en arcosas de una secuencia turbidítica de talud y desconexos entre sí, cuyas dimensiones impiden su mapeo como formación y los integra en única unidad, la Formación Ponón Trehué, como así tambien la faja de afloramientos hacia0 el sur del arroyo Ponón Trehué, denominada por Bordonaro et al. (1996) como Formación Lindero. Referencias: Beresi M..& Heredia S. (2000); Heredia S. (1998); Lehnert O. et al., (1999); Núñez E. (1979) (M. S. BERESI y S. E. HEREDIA)

LOMA ALTA (Gabro de la ...)

Ordovícico inferior-medio

DESSANTI, R.N. 1956.Descripción geológica de la Hoja 27 c Cerro Diamante, provincia de Mendoza. Dir. Nac. Minería, Bol.85, Buenos Aires.

Descripción: extenso cuerpo gábrico y numerosas masas hipabisales, de hábito tabular, de composición básico-andesítica, probablemente relacionadas con el gabroide, intruyen a las metasedimentitas de la Formación La Horqueta (véase). Son clasificadas como kersantitas y spessartitas o más genéricamente lamprófiros (Dessanti, 1956). Análisis radimétricos K/Ar de los mismos arrojaron edades de 484 m.a. y 474 m.a. Localidad: este de las Salinas del Diamante.

Observaciones: Probablemente se correspondería con el Ciclo Famatiniano de Haller y Ramos (1993). Referencias: Dessanti. R.N. (1956). (M. S. BERESI y S. E. HEREDIA) LOMA DEL KILOMETRO (Miembro) Arenigiano medio (Sistema de Famatina, provincias de La Rioja y Catamarca) MANGANO, M.G. y BUATOIS, L.A. (1994a): Estratigrafía y ambiente de sedimentación de la Formación Suri en los alrededores del río Chaschuil, Ordovícico del Sistema del Famatina, noroeste argentino. - Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología, 1: 143-169.

Descripción original: “Si bien el Miembro Loma del Kilómetro está constituido por afloramientos de distribución relativamente restringida, se han detectado exposiciones a ambos lados del río Chaschuil. Hacia el sur, se disponen distintos asomos que representan principalmente los tramos inferiores a medios del miembro. En la sección tipo, la sucesión exhibe una marcada tendencia grano y estratocreciente en los tres cuartos inferiores, siendo grano y estratodecreciente en el cuarto cuspidal. Los estratos aflorantes al sur del río presentan un azimut variable entre 100º y 155º, buzando entre 20º y 35º hacia el N-NE. El único afloramiento detectado hacia el norte del río constituye una franja estrecha pero continua, que registra los tramos medios y superiores del Miembro Loma del Kilómetro”. “En el Miembro Loma del Kilómetro se han reconocido ocho facies sedimentarias (Cuadro 2), que a su vez pueden agruparse en tres asociaciones. La asociación de facies 1 está integrada por pelitas masivas o laminadas (facies A) intercaladas localmente con areniscas muy finas limosas, normalmente gradadas o laminadas (facies B). Esta asociación se presenta hacia el tramo basal y cuspidal de la sección Loma del Kilómetro. Hacia el este, en la localidad de Vuelta de Las Tolas, el Miembro Loma del Kilómetro está representado excluyentemente por esta asociación, quedando comprendido por una monótona sucesión de pelitas lajosas, portadoras localmente de concreciones, que en un 50% de los casos albergan trilobites. Por su parte, la asociación de facies 1 está representada también por el paquete pelítico que caracteriza el tramo medio de la sucesión aflorante en Punta Pétrea, el cual es correlacionable con el tramo pelítico cuspidal de la sección Loma del Kilómetro”. “La asociación de facies 2 está integrada por pelitas masivas o laminadas (facies A), que en este caso alternan con areniscas finamente laminadas con ondulitas de olas (facies E). Esta asociación se ha detectado hacia el tramo inferior a medio de la sección Loma del Kilómetro. Las pelitas albergan cuerpos centimétricos de geometría lenticular a subcircular, rellenos con material esqueletal, comunmente afectado por fenómenos de disolución y recristalización, que son interpretados como "gutter casts" y "pot casts" (cf. Myrow, 1992)”. “Finalmente, la asociación de facies 3 es la que revela mayor variabilidad, encontrándose conformada por areniscas gruesas y medianas normalmente gradadas (facies C), limolitas y areniscas fangosas masivas (facies D), areniscas con laminación paralela o estratificación entrecruzada de bajo ángulo (facies E), areniscas con estratificación entrecruzada hummocky (facies F) (figs. 16 & 17), areniscas tobáceas (facies G) y areniscas finas, limolitas y fangolitas interestratificadas con estructuras de deformación sinsedimentaria (facies H). Las facies mencionadas se intercalan con intervalos pelíticos de espesor centimétrico (facies A). Las coquinas, representadas por pavimentos o bancos de escaso espesor, son particularmente numerosos (fig. 18). Tambien, se han detectado pavimentos de trazas fósiles (Cruziana furcífera, Phycodes isp. y Palaeophycus tubularis), si bien en general la bioturbación es escasa. La asociación de facies 3 está bien representada hacia el tramo medio a superior de la sección tipo y en el tramo basal de la sucesión aflorante en Punta Pétrea”.

Area tipo: En la comarca de Loma del Kilómetro, equidistante de las localidades de Puesto Chaschuil y Vuelta de Las Tolas, al sur del río Chaschuil. Extensión geográfica: Además del área tipo, el Miembro Loma del Kilómetro aflora a lo largo de una franja al sur y norte del Río Chaschuil. Las descripciones de Astini (1998) permiten extender el Miembro Loma del Kilómetro a la región de Cachiyuyo en la Sierra de Famatina. Espesor: El perfil tipo tiene un espesor superior a los 100 m. Si se considera una sección integrada, incluyendo los afloramientos del miembro ubicados al norte del río Chaschuil, la potencia del Miembro Loma del Kilómetro alcanza los 150 m (Mángano y Buatois, 1994a, 1996a,b). Relaciones estratigráficas: El límite inferior del Miembro Loma del Kilómetro puede observarse al sur del río Chaschuil, donde pelitas lajosas apoyan concordantemente sobre las limolitas y fangolitas silicificadas del tope del Miembro Vuelta de Las Tolas. A su vez, el límite superior se presenta al norte del mencionado río, en la localidad de Punta Pétrea, donde escarpados paredones integrados por brechas y areniscas volcaniclásticas del miembro homónimo suprayacen en forma concordante a los depósitos finos del Miembro Loma del Kilómetro (Mángano y Buatois, 1994a). Paleontología: El Miembro Loma del Kilómetro concentra la mayor parte de la fauna proveniente de la Formación Suri, que fuera descripta originalmente por Aceñolaza y Toselli (1977). En la región de Chaschuil, los dos tramos inferiores del Miembro Loma del Kilómetro, correspondientes a las asociaciones de facies 1 y 2 de Mángano y Buatois (1996b), albergan la asociación inferior de trilobites definida por Vaccari y Waisfeld (1994), la cual está integrada por Merlinia zupaya, Carolinites genacinaca, Oopsites sp. y Ampyx tinogastaensis. El tramo medio del Miembro Loma del Kilómetro está representado por la asociación de facies 3 de Mángano y Buatois (1996b), la cual registra el dominio de procesos episódicos que generaron la acumulación de abundantes coquinas, las cuales han proporcionado la mayoría del material fosilífero de la unidad en el área de estudio (Mángano y Buatois, 1990b, 1992c, 1995, 1996a). De estos niveles proviene la asociación superior de trilobites descripta por Vaccari y Waisfeld (1994), caracterizada por Annamitella longulosa, Neseuretus chaschuilensis y Merlinia megacantha. En este intervalo, Benedetto (1994) documentó los braquiópodos articulados Famatinorthis turneri, Paralenorthis riojanus, Incorthis sp., Monorthis aff. M. menapiae, Tritoechia sp.

y Skenidioides sp., Sanchez y Babin (1994) registraron la presencia de los bivalvos Catamarcaia chaschuilensis y Redonia suriensis y Albanesi y Vaccari (1994) documetaron los conodontes Baltoniodus navis, Chionoconus avangna, Erraticodon patu, Jumudontus gananda, Protopanderodus rectus, Trigonodus brevibasis, Tropodus australis y Semiacontiodus sp. Aceñolaza y Toselli (1977) reconocieron en estos niveles braquiópodos inarticulados (Obolus sp.), trilobites (Colpocoryphe sp.), gastrópodos (Ophileta sp.), cefalópodos (Protocameroceras tolai) y poríferos (hexactinellida indet.), junto a parte de la megafauna mencionada anteriormente. Los icnofósiles presentes en estos niveles incluyen Cruziana furcífera d’Orbigny, Helminthopsis isp., Phycodes isp., Planolites beverleyensis (Billings) y Palaeophycus tubularis (Mángano et al., 1996). Por su parte, de la región de Río Cachiyuyo proviene la megafauna descripta originalmente por Harrington y Leanza (1957) y posteriormente referida por Turner (1964). Estratos equivalentes al Miembro Loma del Kilómetro son portadores de trilobites, braquiópodos, graptolites, bivalvos y crinoideos. La fauna de trilobites es la que ha recibido mayor atención, habiéndose reconocido las siguientes formas: Pliomera tmetophrys, Merlinia megacantha, Suriaspis cachiyuyana, Ogygitella australis, Hungioides intermedius , Famatinolithus noticus, Lonchodomas suriensis y Ampyx cf. A. linleyensis (Harrington y Leanza, 1957; Aceñolaza y Rábano, 1990). La fauna de braquiópodos fue descripta originalmente por Kayser (1876) y posteriormente por Levy y Nullo (1980), quienes reconocieron Cyrtonotella magna, Cyrtonotella cf. C. virginiensis, Cyrtonotella cf. C. subplana, Orthambonites ceciliae, Orthis sp. y Paralenorthis riojanus. Más recientemente, Toro y Brussa (1997) analizaron la fauna de graptolites de esta región, reconociendo dos asociaciones presentes en el tramo inferior de la sección de la Formación Suri aflorante en la quebrada del río Saladillo. La asociación inferior presenta Baltograptus deflexus , B. vacillans , B. cf. B. deflexus, B. cf. B. geometricus , B. kurcki , Didymograptus (Expansograptus) similis , D. (Expansograptus) sp., Didymograptus holmi, Didymograptus simulans, D. cf. D. aureus, Didymograptus sp., Phyllograptus sp., Acrograptus filiformis, Pendeograptus fruticosus, Tetragraptus reclinatus cf. T. r. reclinatus y Dichograptus octobrachiatus. La asociación superior incluye Didymograptellus bifidus, Didymograptus simulans y Baltograptus kurcki. La relación entre los intervalos portadores de graptolites en la sección del río Saladillo y aquellos con trilobites en el río Cachiyuyo aún no ha sido esclarecida. Finalmente, en la región de Cuchilla Negra, Lavandaio (1973) mencionó el hallazgo de braquiópodos órtidos indeterminados y de los trilobites Merlinia megacantha y Asaphelus sp. en estratos de la Formación Suri que casi con certeza corresponden al Miembro Loma del Kilómetro. Edad y correlación: Harrigton y Leanza (1957) asignaron estos estratos al Llanvirniano (zona de Hoekaspis megacantha), basándose en el análisis de la trilobitofauna de Río Cachiyuyo. Este criterio fue seguido por Turner (1967) y por Maisonave (1973) en la región norte del Sistema de Famatina. Posteriormente, Aceñolaza y Toselli (1977) propusieron una posible edad arenigiana, teniendo en cuenta la asociación de Hoekaspis megacantha (= Merlinia megacantha) y Proetiella tellecheai (= Annamitella longulosa), como asi también los nautiloideos ortocónicos. Sin embargo, con posterioridad, Aceñolaza y Rábano (1990) reanalizaron la trilobitofauna de Río Cachiyuyo y reasignaron estos niveles al Llanvirniano. Más recientemente, sobre la base del análisis de la trilobitofauna de la región de Chaschuil, Vaccari y Waisfeld (1994) sugirieron una edad arenigiana media (Whitlandiano) para la asociación inferior de trilobites y señalaron que la asociación superior aporta datos poco definidos sobre la edad, comparándola con las faunas arenigianas (pre-hirundas) de Gales. Una edad arenigiana media es sugerida también por los conodontes, los cuales corresponden a la zona de Baltoniodus navis (Albanesi y Vaccari, 1994). Con respecto a los braquiópodos, Benedetto (1994) destacó la presencia de Monorthis aff. M. menapiae (esta última restringida al Arenigiano temprano de Gales) eIncorthis (género sólo conocido del Arenigiano), señalando su coherencia con la edad arenigiana sugerida por trilobites y conodontes. Por su parte, Sanchez y Babin (1993, 1994) enfatizaron la distribución arenigiana de Redonia. Contrariamente, los estudios paleomagnéticos realizados en la sección de Loma del Kilómetro por Valencio et al. (1980) son coherentes con el período de polaridad reversa registrado para el Llanvirniano temprano. De todos modos, y tomando en conjunto la asociacion faunística y fundamentalmente la información suministrada por los conodontes, una edad arenigiana resulta la más probable para el Miembro Loma del Kilómetro en la región de Chaschuil. El miembro de fangolitas limo-arenosas grises bioturbadas con nódulos calcáreos fosilíferos y el miembro de areniscas laminadas y limolitas verdes bioturbadas con frecuentes niveles de coquinas reconocidos por Astini (1998) en la región de Cachiyuyo serían equivalentes del Miembro Loma del Kilómetro.

Referencias: Harrington y Leanza (1957); Turner (1964, 1967); Maisonave (1973); Lavandaio (1973); Levy y Nullo (1973, 1980); Aceñolaza y Toselli (1977); Valencio et al., (1980); Aceñolaza y Rábano (1990); Mángano y Buatois (1990b, 1992a,b,c 1994a,b, 1995, 1996a,b); Sanchez y Babin (1992, 1993); Vaccari et al. (1993); Vaccari y Waisfeld (1994); Benedetto (1994); Albanessi y Vaccari (1994); Mángano et al. (1996); Astini (1998); Esteban et al. (1999). (M.G. MANGANO y L.A. BUATOIS)

LOMA PELADA-ÑUÑORCO GRANDE (Granitos) Ordovícico-Silúrico (Loma Pelada y Cerro Ñuñorco, Valle de Tafí, Tucumán) RUIZ HUIDOBRO, O. 1972. Descripción geológica de la Hoja 11e, “Santa María”. Boletín Servicio Nacional de Min. y Geol. 134. Buenos Aires. Descripción original: “ El granito del cerro Ñuñorco y su prolongación norte en la Loma Pelada o el Alto, es un granito muscovítico de grano fino a mediano, equigranular y de color gris. Sus componentes esenciales son cuarzo, feldespato potásico (microclino), oligoclasa y muscovita, como accesorio hay granate .. Descripción: Petrográficamente Saavedra et al (1984 y 1985) identifican granodioritas biotítico-muscovíticas, granitos muscovíticos, pegmatitas y diques de cuarzo y cuarzo-turmalina. Las granodioritas tienen las plagioclasas zonadas, con núcleo andesínico y borde de oligoclasa, siendo común en ellas la presencia de clinozoisita. La biotita es el máfico dominante y frecuentemente incluye a epidoto. En los límites entre las plagioclasas y el microclino son frecuentes las mirmequitas. La muscovita, forma en parte, láminas mayores subhedrales que serían de carácter primario. Los granitos muscovíticos forman diques que penetran dentro de las granodioritas de dos micas. Estos son de grano medio, escasa biotita y acompañada de granate. La plagioclasa es oligoclasa-albita. La muscovita se interpreta como primaria, aunque hay también secundaria. Localidad tipo y afloramiento: Valle de Tafí, provincia de Tucumán: Loma Pelada (porción occidental) y Cerro Ñuñorco Grande (sector austral). Correlación: El intrusivo de Loma Pelada constituye un solo cuerpo junto con el de Ñuñorco Grande ubicado más al sur en la sierra del Aconquija dentro del Valle de Tafí (provincia de Tucumán) en base a características similares (Toselli, 1992; Toselli y Rossi, 1998). Edad: Las edades radimétricas realizadas en el plutón de Loma Pelada son las siguientes: Autor/es Toselli et al (1987) Linares y González (1990) Linares y González (1990) Miller et al (1991)

Método Rb/Sr K/Ar (musc.) K/Ar (biot.) Errorcrona referencia Sales de López et al (1997) Rb/Sr (Spike)

Resultado 408 Ma (relación 87Sr/86Sr 0,70586) 409 ± 12 Ma 460 ± 15 y 507 ± 15 Ma de422 Ma 470 Ma (relación 87Sr/86Sr 0,7063)

Observaciones: La intrusión de estos granitoides estuvo controlada por la Megafractura de Tafí, definida por Baldis et al (1975), que se desarrolla en sentido NNO y forma del límite entre las Cumbres Calchaquíes en el noroeste y la sierra del Aconquija en el sudoeste continuándose en la sierra de Quilmes al oeste del valle de Santa María como la falla de Chusca. Los intrusivos emplazados en esta fractura, activa desde el

Paleozoico inferior, fueron estudiados, entre otros autores, por Toselli et al (1985, 1989), Lorenc y Lisiak (1987), Saavedra et al (1987). Referencias: Saavedra et al (1984 y 1985). (J. ROSSI de TOSELLI, M. BAEZ y F. SARDI) LOMA RODEO DE LA BORDALESA( Tonalita...)

Caradociano- Llandeiliano

GONZÁLEZ; R.N. 1971. Edades radimétricas de algunos cuerpos eruptivos de Argentina.Revista.AsociaciónGeológica Argentina XXVI (3):411-412, Buenos Aires.

Descripción: intrusión de cuerpos hipabisales ácidos de composición tonalítica en las metasedimentitas de la Formación La Horqueta. La relación intrusiva prueba su posterioridad a dicha formación. Análisis isotópicos K/Ar determinaron una edad ordovícica media, lapso Caradociano- Llandeiliano (475+ 17m.a. y 458 + 8 m.a.) por lo que las metamorfitas albergantes son por lo menos anteriores al Ordovícico superior. Localidad: Parte sur de la loma Rodeo de la Bordalesa (hoja 27c Cerro Diamante) que se ubica entre la Ruta nacional Nº 144 y las vías del ferrocarril que une San Rafael con Malargüe algo al norte de la estación Tierras Blancas. Referencias: González, R.N. (1971).

(M.S.BERESI y S.E. HEREDIA) LOS LEONES (Miembro...) Llanvirniano superior-Caradociano inferior

véase PONON TREHUE (Formación) BORDONARO, O.; KELLER, M. y LEHNERT; O. 1996. El Ordovícico de Ponón Trehué en la provincia de Mendoza (Argentina): Redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas I:541-550, Mendoza.

Descripción original: “en el perfil tipo este miembro se compone de una alternancia de pelitas y limolitas verdes y areniscas finas verdes y morenas. Hacia el Sur se puede observar intercalaciones de calizas finas azuladas en bancos finos y tobas y brechas volcánicas pardo-amarillentas. Las calizas están presentes en grandes cuerpos lenticulares de decenas de metros de ancho y 25 cm de espesor. Ocasionalmente se puede observar gradación normal y estratificación entrecruzada en los bancos bancos de calizas. Tanto en las calizas como en las pelitas son frecuentes los trilobites, braquiópodos y ostrácodos, además se halló briozoarios y crinoideos.” Localidad tipo: Perfil tipo a 900 m al sur del Puesto Peletay. Espesor: En el perfil tipo 57.80 m. Extensión geográfica: Los afloramientos se extienden 1 km al sur del cerrro Lindero. Relaciones estratigráficas: Las calizas de la Formación Lindero yacen en discordancia angular sobre el basamento granítico de la Formación Cerro La Ventana. Hacia el techo una falla levanta el basamento sobre los tramos más jóvenes de la Formación Lindero. Paleontología y edad: Se hallaron elementos de conodontes de Pygodus anserinus,

entre otros. La presencia de esa especie permite definir la Zona de Pygodus anserinus del Llandeiliano. Los conodontes fueron encontrados directamente por encima del contacto con el Miembro Peletay, lo que indica un hiatus entre ambos miembros con la ausencia de dos subzonas de conodontes (Eoplacognathus robustus y E. lindstroemi). Observaciones: En la Formación Lindero los autores reconocen una unidad inferior denominada Miembro Peletay y una unidad superior Miembro Los Leones. Referencias: Bordonaro O., Keller M. y Lehnert O. (1996). (M. S. BERESI y S. E. HEREDIA)

LOS SOMBREROS (Formación) Arenigiano-Caradociano (Sierra del Tontal, Precordillera de San Juan) CUERDA, A.; CINGOLANI, C.A., y VARELA, R. 1983. Las Graptofaunas de la Formación Los Sombreros, Ordovícico inferior, de la vertiente oriental de la Sierra del Tontal, Precordillera de San Juan. Ameghiniana, 20(3-4):239-260. Buenos Aires. Descripción original: d. Miembro superior de Calizas Negras Compactas. Conjunto de calizas negras estratificadas, en bancos de 1 a 2 m de espesor, compactas y fractura concoidal. En parte presentan estructura brechosa hasta conglomerádica....Espesor 150 m

c. Miembro de Calizas Grises Laminadas. Sucesión de calizas grises en estratos de 1 a 10 cm de potencia. Ocasionalmente se intercalan fajas muy delgadas de lutitas negras. Un filón de diabasa piroxénica y olivinica de 2 metros de espesor fue localizado en estas sedimentitas....Espesor 300 m b. Miembro de Calizas y Lutitas Negras. Sucesión rítmica integrada por una alternancia de brechas y comerados calcáreos en estratos de 10 a 100 cm de espesor y lutitas negras fosilíferas de menor espesor relativo. Los niveles inferiores contienen restos de Dictyonema sp. y Callograptus cf. salteri Hall y hacia arriba aparecen rabdosomas de Tetragraptus quadribraciatus (Hall), Tetragraptus amii Elles y Wood, Tetragraptus cf. fruticosus (Hall), Tetragraptus? sp., Phyllograptus anna Hall y Didymograptus sp........ Espesor 300 m a. Miembro inferior de Calizas Grises Compactas. Las características de este miembro son similares a las indicadas para el Miembro Superior, del que solo se diferencia por la presencia de intercalaciones subordinadas de lutitas negras en estratos de 1 a 3 m de potencia..... Espesor 200 m Contenido fosilífero y edad: Según Cuerda et al., (1983) la graptofauna reconocida en el Miembro de Calizas y Lutitas Negras, permiten ubicar en el Tremadociano-Arenigiano este tramo de la secuencia. Hallazgos posteriores de asociaciones de graptolitos (Cuerda et al., 1985a.b., 1986a,b) permiten completar el registro de graptolitos presentes en la unidad con una asociación reconocida en el tope de la misma Pseudoisograptus aff. P. dumosus (Harris), Cryptograptus aff.C. tricornis (Carruthers), Glossograptus cf. G.

hincksii (Hopkinson), Nemagraptus gracilis Hall, Leptograptus sp. Dicellograptuscf. D. intortus Lapworth, Glyptograptus sp., Hustedograptus teretiusculus (Hisinger), Amplexograptus cf. A. confertus (Lapworth), Retiograptus cf. R. geinitzianus Hall, Cryptograptus anntenarius (Hall), Glossograptus cf. G.armatus Nicholson, Paraglossograptus aff. P.te ntaculatus (Hall),Dicellograptus cf. D.moffatensis Carruthers, Amplexograptus minutus Cuerda et al., Glyptograptus dentatus Brogniart, Glyptograptus cf. G.intersitus Harris y Thomas, Glyptograptus austrodentatus austrodentatus Harris y Keble y Didymograptus sp. El reconocimiento de nuevas asociaciones fosilíferas permitió ampliar el biocrón de la unidad, graptolitos en el tope de la misma extienden la edad al Llanvirniano- Caradociano, en tanto que trilobites reconocidos en niveles basales del género Tonkinella sp.y Tonkinella stephensis Kobayashi (Bordonaro y Baldis 1987) señalan el Cámbrico medio. Vaccari y Bordonaro (1993) describen trilobites colectados en bloques exoticos de edad cámbrica contenidos dentro de la Formación Los Sombreros, las taxas identificadas son referibles a Pentagnostus praecurrens (Westergard), Olenellus? sp. Olenoides sp., Kootenia sp., Chilometopus? Tunelensis Vaccaro y Bordonaro, Zacanthoides sp., Prozacanthoides Vaccari y Bordonaro, Sombrerella argentina Vaccari y Bordonaro. Bordonaro y Banchig (1995) completan el registro de trilobites lozalizados en olistolitos cámbricos. La edad de estos bloques abarca la totalidad del Período Cámbrico. Localidad y Sección tipo: Sierra del Tontal, quebrada Seca, inmediaciones del puesto Los Sombreros. Relaciones estratigráficas: sendas fallas inversas, en base y techo de la unidad, la relacionan con la Formación Punta Negra (Devónico) y con el Ordovícico superior?, respectivamente, Cuerda et al., (1983) Observaciones: Un exhaustivo análisis paleoambiental y litofacial de la unidad es llevado a cabo entre otros por Banchig et al. (1990); Banchig (1992) y Vaccari y Bordonaro (1993). Conducen a caracterizar esta formación como un paleoambiente de talud continental con gran movilidad. Son precisamente conceptos relacionados con aspectos litofaciales que llevan a Banchig y Bordonaro (1994) a formular una reinterpretación de la Formación Los Sombreros, la definen como una secuencia de olistostromas formada por cuerpos alóctonos (olistolitos) de edad Cámbrica, contenidos en una secuencia autoctona de edad ordovícica compuesta por facies siliciclásticas y calcáreas. Como los mismos autores aseveran constituye una modificación de la descripción original de la unidad en su sección tipo, que no amerita una redefinición de la misma. Efectúan una correlación de la unidad con otros sectores de la Precordillera. (M. ALFARO)

MALA-MALA (Granito) Ordovícico (Cumbres Calchaquíes, provincia de Tucumán)

GONZALEZ, R., TOSELLI, A. y SORIA, B. 1973. Edades Potasio-Argón de algunos granitos de las Cumbres Calchaquíes (Prov. de Tucumán). Acta Geológica Lilloana, 12 (4): 61-70. Descripción original: “.... Los cuerpos plutónicos de las Cumbres de Tafí o de Mala Mala presentan características que hacen sospechar se trata de cuerpos pequeños o zonas de contacto. En su composición mineralógica interviene el cuarzo (30-32%) que es anhedral con extinción fuertemente ondulosa y con sus bordes suturados; son comunes las inclusiones de rutilo y apatita. El microclino, en cantidades muy variables (7-25%) se presenta generalmente subhedro a anhedro, con pertitas bien desarrolladas y con incipiente alteración en caolinita. También en cristales subhedros a anhedros, la plagioclasa, que es oligoclasa (31-39%) está zonada concéntricamente y alterada en caolinita y sericita, alteración que es más marcada en el centro de los cristales que en sus bordes. Por efecto de reacción con el microclino se producen a veces mirmequitas. Entre los minerales ferromagnésicos se destaca la biotita (10-17%) presente en paquetes de laminillas con extremos deflecados y a menudo como una alternancia de láminas de biotita y muscovita. Epidoto y zircón son accesorios comunes; los opacos suelen estar incluidos o en los bordes.....” Descripción: granodiorita con variaciones composicionales. Textura equigranular de grano grueso a medio, con plagioclasa tabular de hasta 0,9 cm, cuarzo y microclino. Los accesorios principales son biotita y muscovita secundaria. El cuerpo granítico es atravesado por diques aplíticos y pegmatíticos con turmalina y fluorita. El granito de Mala-Mala constituye la roca de caja de un complejo volcánico cenozoico alterado y mineralizado (El Alisal). Localidad tipo y afloramiento: cumbres de Tafí o de Mala Mala, al sureste de las Cumbres Calchaquíes. A unos 8 Km al este de la localidad de Tafí del Valle, departamento Tafí, provincia de Tucumán. Edad: Los datos radimétricos obtenidos por González et al. (1973) en muestras de granito procedentes de Mala-Mala por el método K/Ar sobre biotita fueron: 479 ± 9, 473 ± 22 y 456 ± 21 Ma. Otras dataciones, usando la misma metodología, arrojaron los siguientes valores: 473 ± 20, 456 ± 20 y 479± 20 Ma (González, 1984). Referencias: Col (1970), Martínez y Chipulina (1996), Toselli y Rossi (1998). (A. TOSELLI, M. BAEZ, F. SARDI) MAZAN (granito) TOSELLI, G.; SAAVEDRA, J.; CORDOBA, G. y MEDINA, M. 1991. Petrología y Geoquímica de los granitos de la zona Carrizal-Mazán, La Rioja y Catamarca. Rev. Asoc. Geol. Argentina, XLVI (1-2): 36-50. Descripción original: “Teniendo en cuenta características texturales y mineralógicas se han reconocido las siguientes variedades de granitoides 1) Granitoide pardo oscuro de grano grueso a medio porfiroide:... es una roca con abundantes

megacristales de feldespato potásico de tamaño variable de 1 a 6 cm de longitud. La tonalidad es gris morado oscuro (pardo oscuro), con abundante biotita y moscovita subordinada.” “2)Granito porfiroide rosado: megascópicamente es una roca con megacristales de feldespato potásico de tamaño variable de 3 a 7 cm y más. El índice de elongación de los mismos varía entre 1,4 y 3,2. la matriz es abundante siendo su granulometría entre mediana y gruesa, reconociéndose cristales de cuarzo grisáceo, feldespato potásico rosado a blanco grisáceo, plagioclasa y laminillas de biotita pequeñas no mayores a los 5 mm de longitud. Por acción tectónica la roca posee una débil foliación con disposición paralela de los feldespatos y las micas se encuentran formando delgadas pestañas curvas o convexas coincidentes con la estructura planar de la roca....”3) Granitoide gris rosado cordierítico de grano medio: poca porfiroide con megacristales de feldespato potásico con frecuentes inclusiones de laminillas de biotita y granos de cuarzo. Estos megacristales son de tamaño variable desde 2 hasta 10 cm de largo, con elongaciones entre 1,3 y 2,7. En ocasiones el cuarzo se presenta en masas globulares de unos 5 cm de diámetro, perfectamente límpidos exentos de inclusiones. Los minerales de la matriz son de granulometría mediana no superando en general los 5 mm de diámetro, reconociéndose cuarzo, plagioclasa, feldespato potásico, prismas cortos de cordierita de color pardo oscuro y laminillas de biotita....” ”4) Granito de grano grueso a muy grueso con estructura foliada: posee características similares a la variedad de granito porfiroide rosado, con mayor grado de alteración sericítico-caolinítica y tonalidad rosada a gris verdosa...” ”5)Granito leucocrático: de grano mediano a grueso de tonalidad blanco grisácea, estructura débilmente foliada y textura granular. Macroscópicamente se reconocen cuarzos grises algo elongados de hasta 1 cm de longitud. Los feldespatos son blancos grisáceos muy abundantemente con tamaños desde pocos milímetros hasta 2 o 3 cm de longitud. El mineral máfico es biotita en láminas pequeñas que se agrupan a modo de nidos de hasta 1 cm de diámetro.” Afloramientos: Las Angosturas aflora el Granito pardo oscuro de grano grueso a medio porfiroide; en Las Angosturas, al norte de la quebrada ed Arauquito y en el borde SW de la quebrada de Lss Pozuelos, el Granito porfiroide rosado; en la quebrada de Mazán y quebrada de El Arauquito aflora Granitoide gris rosado cordierítico de grano medio; el Granito de grano grueso a muy grueso con estructura foliada, en el flanco occidental, al norte de la Puerta de Cachiyuyal y el Granito leucocrático aflora en el borde norte de la sierra de Upinango Relaciones de campo: los granitoides se encuentran en contacto de tipo tectónico con la Formación La Cébila, con el desarrollo de rocas cataclásticas. Edad: fase Guandacol, Ordovícico. (J.P. LOPEZ.)

METAMÓRFICA (Serie...) DE ROMER (H.S.), 1964. véase METAMÓRFICO (Complejo... de la Cordillera Frontal) METAMÓRFICO (Complejo... de la Cordillera Frontal) Proterozoico superior-Paleozoico inferior (Cordillera Frontal, Provincia de Mendoza, 32º 10’ y 34º 30’ lat. S y 69º39’ y 69º long.W) POLANSKI, J. 1958. El bloque varíscico de la Cordillera Frontal de Mendoza. Revista Asociación Geológica Argentina XII (3):165-193.Buenos Aires. Descripción original: “Está constituído por rocas de origen clástico, metamorfizadas regionalmente, de composición arcillosa hasta arenosa que totalizan tres facies metamórficas a saber: “1.Facies de esquistos verdes con dos subfacies ambas relativamente raras en el borde oriental de la serranía.: a) Subfacies de muscovita-clorita b) Subfacies de biotita-clorita

2. Facies de albita-epidoto-anfibolita, muy común. 3. Facies de anfibolita ,relativamente rara. Aparte, se han observado con frecuencia las siguientes rocas: a. Calizas cristalinas, puras e impuras. b .Para y Ortoanfilbolitas. c.Cuerpos concordantes ultrabásicos constituídos principalmente por peridotitas, ahora más o menos serpentinizadas y en gran parte convertidas en esteatita y talco.” Descripción ampliada: En el perímetro de la Hoja 24 a-b cerro Tupungato (Polanski 1972) “el basamento cristalino está integrado por dos complejos diferentes, uno de origen sedimentario y otro de origen eruptivo, ambos metamorfizados por variable intensidad”: a. Paraectinitas (Metamorfitas de origen sedimentario sin aporte ígneo) con 3 unidades o miembros : “1. Esquistos de secuencia arcillo-arenosa, arenosa pura e impura y arcósica compleja.” Estas rocas corresponden a dos facies metamórficas: la de esquistos verdes y la de albita-epidoto-anfibolita. 2. Rocas metamórficas de secuencia carbonosa (grafito y esquistos grafíticos)

3. Rocas metamórficas de secuencia carbonatada (esquistos calcáreos y mármoles)” b. Ortoectinitas (ortoanfibolitas y esquistos anfibólico-albítico-epidóticos) se incluyen las rocas básicas alteradas y metamorfizadas que se pueden clasificar como ortoanfibolitas y esquistos anfibólico-albítico-epidóticos.

c. Asociación Plutonítica Ultrabásica: rocas intrusivas máficas básicas metamorfizadas en distintos grado, y pequeños restos de rocas ultrabásicas . integrantes del Basamento cristalino” véase ULTRAMÁFICA (Faja). En el Cordón del Plata los principales componentes del basamento son filitas grises verdosas formadas por cuarzo, moscovita, clorita y albita. Los sedimentos originales fueron probablemente areno-arcillosos ricos en cuarzo. No hay biotita. Esporádicamente aparecen esquistos calcáreos originados po el metamorfismo de sedimentos arcillo-carbonáticos. (Caminos, 1965, 1979). En el Cordón del Portillo, con un mayor grado metamórfico aumenta la proporción de biotita y aparecen esquistos biotíticos granatíferos, bancos de mármol y cuerpos serpentinicos talcoso.Al sur del Cordón del Portillo se han reconocido paragénesis comparables o de grado más alto por la presencia de esquistos con sillimanita (Villar 1969) o anfibolitas con plagiosa y hornblenda (Caminos et al..1979).

Localidad tipo: Falda sur-oriental del Cordón del Plata y las estribaciones septentrionales y orientales de los Cordones de Santa Clara y del Portillo Argentino, Cordillera Frontal. Espesor: desconocido. Relaciones estratigráficas: En el Cordón del Plata, la Formación El Plata se apoya en discordancia angular sobre el Complejo metamórfico. Extensión geográfica: laderas sudorientales del Cordón del Plata y contrafuertes del Cordón del Portillo, al sur del río de las Tunas. Hacia el norte, el Complejo se va acuñando por las laderas del cordón del Plata, cruza el río Mendoza y penetra en el ámbito de la Precordillera. Aproximadamente 90 km de largo por 19 km de ancho máximo.

Edad: Stappenbeck (1917) especifica en el Cordón del Plata una única y extensa formación que habría sido metamorfizada en las aureolas de los plutones graníticos posteriores, adjudicándola al Paleozoico inferior. Groeber (1939) supone como posible la edad proterozoica del complejo metamorfizado, conjuntamente con las dioritas cuarcíferas intrusivas.considera que los estratos metamórficos de la Cordillera Frontal y de la Sierra Pintada, representan al Paleozoico inferior (en gran parte

“gotlándico-carbonífero”) modificado por la acción térmica de las intrusiones de granito permo-triásico. Posteriormente Groeber (1951) atribuye el Palozoico inferior metamorfizado de la Hoja Tupungato, a su Antracolítico y Antracolítico metamorfizado por contacto. Otros autores, Polanski, (1958, 1964 y 1972), González Díaz, (1958); Fidalgo, (1959) y Zardini, (1959,1962) le han atribuido una posible edad proterozoica. Mientras que Dessanti y Caminos (1967); Borrello (1969); Rolleri y Criado Roqué (1970) y Caminos (1979) lo asignan a la parte baja del Paleozoico inferior. Dataciones radimétricas de metamorfitas (Caminos et al.,1979) sugieren un episodio tectono-térmico principal ocurrido en el Proterozoico superior o en el Paleozoico inferior temprano (aproximadamente límite Cámbrico-Ordovícico) seguido por eventos más jóvenes ubicables en el Ordovícico-Silúrico (?) y en el Devónico superior. Observaciones: El complejo metamórfico corresponde al antiguo Paleozoico inferior metamorfizado de Stappenbeck (1917) o basamento metamórfico pre-carbonífero, que con una amplia distribución se extiende desde el límite con la provincia de San Juan hasta el curso del río Mendoza en la Precordillera, penetra en la Cordillera Frontal y reaparece en la Sierra Pintada del Bloque de San Rafael. Si se acepta la correlación litológica y de aparente continuidad del Complejo metamórfico con el basamento de la Precordillera donde el proceso metamórfico ha sido esencialmente dinámico, los conjuntos metamórficos de Farallones, Bonilla y Buitre (Keidel, 1939) y sus equivalencias al norte de la sierra de Uspallata, las metagrauvacas y filitas asociadas de los cordones de La Cortadera y del Alojamiento, son partes integrantes de este Complejo. Hacia el sur del río de las Tunas, en la Cordillera Frontal, con un mayor grado de metamorfismo, constituye el basamento pre-carbonífero de los cordones del Plata y del Portillo, denominado “Complejo metamórfico de la Cordillera Frontal” por Polanski (1958). En el borde oriental del Bloque de San Rafael reaparecen rocas metamórficas de probable edad proterozoica, de la Formación Cerro la Ventana (Criado Roque, 1972) y hacia el oeste del bloque afloran metasedimentitas de bajo grado de la Formación La Horqueta (González Díaz, 1981). Rocas metamórficas fueron reconocidas en el basamento de las subcuencas de Alvear y Cacheuta y al sur de la subcuenca de Alvear en la provincia de La Pampa (Criado Roque, 1979). Referencias: Caminos, R. (1964); Fidalgo, F. (1959); González Bonorino, F. (1946); González Díaz (E.(1957,1958); Polanski, J., (1958, 1964 y 1972); Keidel, J.,(1939); Stappenbeck, R., (1917); Villar, L., (1959,1965,1968); Zardini, R.A., (1958, 1959, 1960, 1962). (¿¿¿¿¿¿¿????????) MICROZARKODINA PARVA (Zona de Intervalo de...) Arenigiano superior temprano (Precordillera de San Juan)

ALBANESI, G.L., M.A. HÜNICKEN & C.R. BARNES. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “La Zona de Microzarkodina parva se extiende desde el nivel de la primera aparición de la especie nominal, hasta el primer registro de Periodon gladysi”. Si bien Baltoniodus parvidentatus (Sergeeva) aparece en la sección del cerro Potrerillo, es raro en el intervalo correspondiente a la Zona de M. parva. Algunas formas típicas como Erraticodon balticus, Cornuodus bergstroemi y Polonodus galerus aparecen por primera vez en esta biozona, yScolopodus oldstockensis tiene su último registro. Estratotipo: La sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 29º59’LS-68º36’LW). Los límites inferior y superior de la Zona de M. parva se sitúan a 294 m y a 309 m, respectivamente, de la base de la Formación San Juan. El espesor local de esta biozona es de 15 m. Edad: Arenigiano superior temprano. Observaciones: Es posible correlacionar tentativamente la Fauna E definida por Serpagli (1974) para la sección de Pachaco con esta biozona en razón de que el último registro de la especie guía T. brevibasis (= Scandodus brevibasis sensu Serpagli) ocurre en su Fauna D. Según los registros de Lehnert (1993) esta especie aparece hasta el nivel cuspidal de la Formación San Juan en la sección de Niquivil, hecho que demostraría su culminación en niveles precedentes a los de la Zona de M. parva. La especie H. altifrons que caracteriza la biozona norteamericana homónima, parcialmente correlacionable con la Zona de M. parva, ha sido documentada para la Precordillera Argentina en el perfil de Niquivil, en la sección del cerro La Silla y en la localidad del puesto Los Potrerillos de la sierra Chica de Zonda (Lehnert, 1995a); no obstante, sus registros son puntuales y no permiten determinar una correspondencia bioestratigráfica precisa. La Zona de M. parva ha sido reconocida en el estratotipo de la Formación Gualcamayo, en el norte de la Precordillera de San Juan (Albanesi et al., 1999a). Referencias: Albanesi et al. (1998, 1999a), Serpagli (1974), Lehnert (1993, 1995a). (G. L. ALBANESI) MOGOTES NEGROS VEASE: RINCONADA, FM.

MOLLES (Formación) Arenigiano (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja)

HARRINGTON, H.J. in HARRINGTON, H.J. & LEANZA, A.F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. Descripción original: Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) describió formalmente a esta unidad como constituida por “reddish-pink to dark red, thick-bedded, massive, fine-grained shaly sandstones, alternating with similarly colored sandy shales sandstones formed of angular quartz grains, some orthoclase, plagioclase and femic minerals altered into iron oxides; shaly and chloritic matrix everywhere abundant....The lower third has yielded Maclurites sp., Orthis sp. nov., Hebertella sp. nov., and the single trilobite Proetiella tellecheai” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 16). Localidad tipo: Quebrada del río Los Molles en las proximidades del río Cachiyuyo, Departamento Famatina, provincia de la Rioja. Aproximadamente 28º 45´ lat. S y 67º 50´ long. O. Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: La Formación Molles se encuentra bien representada en el tramo final del arroyo Saladillo Grande y en la quebrada del río Los Molles, en las cercanías del río Cachiyuyo. Según Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) en esta región, la Formación Molles sobreyace a las sedimentitas de la Formación Suri y presenta un espesor de 300 m. El pasaje entre ambas formaciones es arbitrario y se ubicaría en la base de los primeros niveles rojizos (Astini, 1998b). Hacia el techo la formación es cubierta en suave discordancia por vulcanitas de la Formación Morado. Paleontología y edad: Sobre la base de la presencia de Proetiella tellechea en niveles de la Formación Molles, Harrington (in Harrington y Leanza, 1957) y Turner (1960a, 1964b) asignaron dicha unidad al Llanvirniano. Levy y Nullo (1973) reafirmaron esta edad a partir del estudio de una fauna de braquiópodos hallada en asociación con el trilobite Proetiella tellecheai. Según estos autores, los taxones a nivel genérico corresponden a formas reconocidas en el Ordovícico medio de los Apalaches (Orthambonites y Mimella) y un género endémico (Famatinorthis). Recientemente, Sánchez (2001) da a conocer una fauna de bivalvos (Redonia riojana, Notonychia emmae, Famatinodonta gonzaloi, Colpomya elongata) en los niveles basales de esta unidad para la localidad tipo. Debido a la proximidad estratigráfica de estos niveles fosilíferos con capas portadoras de una asociación de conodontos correspondientes a la Biozona de Paroistodus originalis (Arenigiano medio), Sánchez (2001) considera una edad similar para la fauna de la base de la Formación Molles. Referencias: Astini (1998b, 1999b); De Alba (1979); Durand et al. (1994); Esteban et al. (1999); Harrington y Leanza (1957); Levy y Nullo (1973); Sánchez (2001); Tortello et al. (1996); Turner (1960a, 1964b). (S. B. ESTEBAN)

MORADO (Formación) Ordovícico medio (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja). TURNER, J.C.M. 1964. Descripción geológica de la hoja 15c Vinchina (Provincia de La Rioja). Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 100: 81p. Buenos Aires. Localidad tipo: región de río Cachiyuyo-arroyo Saladillo Chico, cubriendo los cerros Morado y Negro.de la sierra de Famatina (provincia de La Rioja) en donde. 28º 45´ lat. S. y 67º 45´ long.O. Descripción original: “...complejo de rocas efusivas integrado por riodacita y ortófido....La riodacita es la roca predominante en todos los afloramientos...Estas rocas son de color morado, rosado claro, amarillento y gris claro, macizas, compactas, duras, de fractura irregular, de pasta afanítica y con fenocristales”. Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: Las vulcanitas de la Formación Morado se encuentran bien representadas en las laderas oriental y occidental de la sierra de Famatina, en donde se apoyan en suave discordancia angular sobre las sedimentitas del Grupo Famatina y subyacen al Paganzo. Según Turner (1960a, 1964b) este complejo volcánico adquiere su máximo desarrollo en la región de cerro Morado-Cumbre Baya donde alcanza un espesor de 400 m. Eda y correlación: En base a las relaciones estratigráficas, Turner (1960a, 1964b) ubica a las rocas de la Formación Morado en el lapso comprendido entre el Ordovícico superior y el techo del Devónico. Trabajos recientes, han considerado una edad más vieja para esta unidad ubicándola en el Llanvirniano o inclusive Arenigiano superior junto con la Formación Las Planchadas, con la cual es equivalente (Astini, 1998b, 1999b). Referencias: Aceñolaza y Toselli (1986); Astini (1998b, 1999b), De Alba (1979); Durand et al. (1994); Mannheim y Miller (1996); Turner (1960a, 1964b). (S.B. ESTEBAN) NEMAGRAPTUS GRACILIS (Zona de Asociación de...) Caradociano bajo (Precordillera, Provincia de Mendoza) TURNER, J.C., 1959.- Faunas graptolíticas de America del Sur. Revista Asociación Geológica Argentina 14 (1-2):5-168. Buenos Aires. ALFARO, M. y FERNÁNDEZ, R., 1985. Una graptofauna del Ordovícico superior (Caradociano) de Estancia Canota (Provincia de Mendoza) Ameghinina Revista de la Asociación Paleontológica Argentina 22(1-2):299-303. Buenos Aires. Descripción: Se describen graptolitos procedentes de la comarca de Canota, que concurren en la Zona de Nemagraptus gracilis. La fauna no contiene a la especie

nominal. Se determinó Climacograptus antiquus Lapworth y Glyptograptus aff. G. angustifolius (Hall). Cuerda et al. 1987, reconocen el género Nemagraptus sp. en sedimentitas de la “Facies normal” del Grupo Villavicencio, aflorante en el área de Santa Clara. Referencias: Alfaro; M. y Fernández; R., (1985); Cuerda; A. et al. (1987). (M. BERESI y S. HEREDIA)

NEMAGRAPTUS GRACILIS (Zona de Asociación de ...) Caradociano temprano (Precordillera sanjuanina) BRUSSA, E.D. 1996. Las graptofaunas ordovícicas de la Formación Las Aguaditas, Precordillera de San Juan, Argentina. Parte I: Familias Thamnograptidae, Dichograptidae, Abrograptidae y Glossograptidae. Ameghiniana, 33 (4), p. 425-426. Descripción: “En el tramo comprendido por encima de la brecha carbonática (Horizonte B), 45 m por encima del techo de la Formación San Juan, los fósiles son muy escasos; solamente fueron reconocidos restos de Leptograptus? sp. y fragmentos mal preservados de metacladias de posibleNemagraptus? sp. A pesar de no contar con el registro de ningún fósil guía se puede precisar un hiato a partir del horizonte B, ya que es abrupto el cambio de la fauna. Sin embargo es imposible indicar la exacta ubicación de la base de la Biozona de N. gracilis. El primer registro de N. gracilis se da en el horizonte 7. Los graptolitos son más abundantes y diversos en el horizonte 8 y corresponden, además de la especie guía, a especímenes de los géneros Pseudoclimacograptus, Glossograptus y Dicranograptus. Representantes de los géneros Dicellograptus, Corynoides, Didymograptus y Thamnograptusaparecen asociados a la especie guía en el horizonte 12. En los últimos metros de esta unidad fueron hallados fragmentos de metacladia que recuerdan a N. gracilis asociados a los géneros Dicellograptus, Dicranograptus, Reteograptus y Orthograptus. El techo de esta unidad se encuentra en discordancia con la Formación La Chilca (Ordovícico tardío-Silúrico)”. Edad: Caradociano temprano Observaciones: Esta graptofauna fue referida a la Subzona de N. gracilis (parte inferior de la zona del mismo nombre), siendo la quebrada de Las Aguaditas uno de los pocos lugares de la Precordillera donde la misma ha sido hallada (Brussa, 1994). Posteriormente, esta fue elevada a la categoría de zona siguiendo esquemas globales (Ortega, & Albanesi, 1998). La base de esta biozona no ha sido hallada hasta el presente en la Precordillera. La misma puede considerarse una zona de asociación caracterizada por la presencia del taxón nominal, dicranográptidos y biseriados. La aparición de Climacograptus bicornis, taxón que define la biozona inmediata superior, indicaría el techo de la Zona de N. gracilis. Sin embargo, este horizonte tampoco ha sido localizado en la Precordillera hasta el momento, existiendo generalmente un hiatus entre las dos

biozonas citadas (Ortega, 1995). Peralta (1998) sugiere que los graptolitos presentes en la Formación Los Azules en el cerro La Chilca, también pertenecerían a esta biozona. Es importante destacar que la mayor parte de las asociaciones con N. gracilis de la Precordillera corresponden a la Zona de Climacograptus bicornis (Ortega & Albanesi, 1998) (ver Zona de C. bicornis). Referencias: Brussa, E.D. (1996); Peralta, S. (1998); Ortega G. y Albanesi G.L. (1998). (G. ORTEGA) NOTOPELTIS ORTHOMETOPA (Zona de Asociación de...) Tremadociano superior alto (Cordillera Oriental - provincias de Salta y Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. y LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Págs. 27-29). Descripción original: “The zone...may be styled the Notopeltis orthometopa zone, in accordance with the predominant species.” “The assemblage witnesses the disappearance of all Cambrian elements and is characterized by a culmination of Tremadocian-European alliances. Such “old” Lower Tremadocian types as Leiagnostus, Angelina, Parabolinella, Parabolinopsis, and Pseudokainella have finally gone, while typical Tremadocian forms attain great importance. Some were already present in the preceding zone (Triarthrus tetragonalis-Shumardia minutula zone) but here they reach widespread distribution: among them are Geragnostus callaveiformis...Shumardia minutula..., Asaphellus jujuanus... and, above all, Ceratopyge forficuloides and Apatokephalus serratus. New Tremadocian forms, however, are added to this cohort: Trinodus jujuyensis...T.? saltaensis... Orometopus pyrifrons...Triarthrus rectifrons. The assemblage, however, is characterized by the great abundance and widespread occurrence of two asaphids, Notopeltis orthometopa and Basiliella carinata...” “Table 2, Zonal Distribution of Upper Tremadocian Fossils in Argentina, Notopeltis orthometopa zone: Geragnostus (Micragnostus) callaveiformis Harrington & Leanza, Trinodus jujuyensis Harr., T.? saltaensis Harr. & Leanza, Shumardia minutula Harr., Acerocarina? sp., Parabolinella triarthroides Harr., Triarthrus rectifrons Harr., Mekynophrys nanna Harr., Apatokephalus serratus (Boeck), Asaphellus catamarcensis Kobayashi, A. jujuanus Harr., Notopeltis orthometopa (Harr.), Basiliella carinata Harr., Dolerasaphus laevis Harr. & Leanza, Ceratopyge forficuloides Harr. & Leanza, Orometopus pyrifrons Harr., Orometopus notatifrons Harr. & Leanza, Protopliomerops rossi Harr. & Leanza,Pliomeroides deferrariisi (Harr.), Metapilekia bilirata Harr., Colpocoryphoides trapezoidalis (Harr.), Nannopeltis modesta (Harr.)...”.

Extensión: La Zona de Notopeltis orthometopa se encuentra representada en el ámbito de la Cordillera Oriental, en las localidades clásicas del río Santa Victoria (niveles superiores de la Formación Santa Rosita, Turner, 1960), quebrada de Humahuaca (Pocoy Shales; Formación Santa Rosita), quebradas de Coquena y Chalala (Coquena Shales), cabecera del Angosto de Lampazar (Formación Saladillo, Keidel in Harrington, 1937; Keidel, 1943) y cerro San Bernardo. Un detalle de las localidades específicas puede consultarse en Harrington y Leanza (1957: 44, 50-51, 229-251), con información adicional en Harrington (1938), Ramos et al. (1967), Amengual y Zanettini (1974), Aceñolaza y Baldis (1987), Moya (1988, 1998), Moya et al. (1994), Ortega et al. (1996), Tortello (1996a), Aceñolaza y Albanesi (1996). Asimismo, la biozona también se encuentra en la región austral de Bolivia (ej. Suárez Soruco, 1976; Pribyl y Vanek, 1980). Observaciones: De acuerdo a Moya (1988, 1999), la Biozona de Notopeltis orthometopa está mejor representada en el área occidental de la Cordillera Oriental argentina. En el sector occidental, correspondiente a una región más somera y protegida situada al oeste del umbral de Lipán (Moya, 1988, véase discordancia Tumbaya), habrían actuado procesos de erosión y/o no depósito de sedimentos marinos de edad tremadociana tardía (Moya, 1999; Moya et al., 1997). Referencias: Aceñolaza y Albanesi (1996), Aceñolaza y Baldis (1987), Amengual y Zanettini (1974), Harrington (1937, 1938), Harrington y Leanza (1957), Keidel (1943), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. (1994), Ortega et al. (1996), Pribyl y Vanek (1980), Ramos et al. (1967), Suárez Soruco (1976), Tortello (1996a), Turner (1960). (M. F. TORTELLO) ÑUÑORCO (Formación) TURNER, J.C.M. 1962. Estratigrafía del tramo medio de la Sierra de Velasco y región al oeste (La Rioja). Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, 43 (1), p. 16-18. Descripción original: “Se considera que las rocas plutónicas que afloran en la fracción occidental de la región, pertenecen a una misma fase intrusiva, con un plutón principal del cual parten apófisis; el conjunto se tratará como una sola entidad: La Formación Ñuñorco. El plutón no es homogéneo, observándose que las rocas graníticas presentan diferencias entre sí, sea por su color, por el tamaño de los granos como por su composición. A continuación se reseñarán los distintos tipos de rocas que integran la Formación Ñuñorco. i) Granito. El cuerpo granítico principal (granito hornblendífero biotítico)....es de

color rosado claro, macizo, holocristalino, de grano fino a mediano, integrado por cuarzo, ortosa, plagioclasa (albita oligoclasa) y minerales fémicos (hornblenda y biotita). Predomina la ortosa sobre los demás minerales..... En la quebrada de la Batea se recogió una muestra que resultó ser de una tonalita. Corresponde a una roca color gris verdoso claro, compacta, holocristalina, de grano fino a mediano, distinguiéndose cuarzo, ortosa, plagioclasa (oligoclasa) y minerales fémicos (hornblenda y diópsido). Predomina la plagioclasa sobre la ortosa. ii) Granito aplítico. El granito aplítico es de color rosado claro, con puntos brillantes, de textura granosa y de grano mediano a fino. Sus componentes principales son cuarzo, ortosa, microclino, plagioclasa (andesina) y biotita. iii) Microgranodiorita. El afloramiento está constituido por una roca de color gris oscuro, de textura granular, con cuarzo de individuos pequeños, ortosa, microclino, plagioclasa (andesina) y biotita, como componentes principales. Corresponde a una roca de cristalización intermedia entre plutónica e hipabisal, con la asociación mineralógica de una granodiorita. iv) Apófisis pegmatíticas. La roca es de color claro, de textura granosa y de grano grueso, reconociéndose individuos de cuarzo, ortosa y biotita como componentes principales. Area tipo: Turner (1962) no designó un área tipo, pero de acuerdo con su trabajo esta unidad se halla representada característicamente en la sierra de Famatina. Edad y correlación: Turner (1962) asignó a las rocas graníticas de la Formación Ñuñorco, junto con las rocas metamórficas de la Formación Negro Peinado, al Precámbrico, aunque no descartó la posibilidad de que algunos de los plutones menores correspondan a intrusiones del Paleozoico inferior.Rapela et al. (1999) establecen una edad U-Pb SHRIMP sobre circones en un granito porfírico de dos micas en 479± 3 Ma. Se correlaciona con la Formación Guacachico (Turner, 1964) y la Formación Narváez (Turner, 1967). (J. ROSSI de TOSELLI, M. BAEZ y F. SARDI) ÑUÑORCO GRANDE (Granito) Veáse LOMA PELADA – GRANITO OEPIKODUS EVAE (Zona de Intervalo de...) Arenigiano medio temprano

O. evae-Juanognathus variabilis (Subzona de Asociación de...). O. evae-Scolopodus oldstockensis (Subzona de Asociación de...). (Precordillera de Mendoza, San Juan y La Rioja) ALBANESI, G.L; HÜNICKEN, M.A. Y BARNES, C.R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San

Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “El límite inferior de la Zona de Oepikodus evae se define en el nivel de la primera aparición de la especie nominal. El límite superior de esta biozona corresponde al nivel de último registro de la misma especie”. Subzona de O. evae-J. variabilis: “La base de esta unidad corresponde al límite inferior de la zona. El límite superior está dado por la primera aparición de Scolopodus oldstockensis. J. variabilis se destaca por su alta frecuencia relativa de aparición”. Subzona de O. evae-S. oldstockensis: “El límite inferior de esta subzona coincide con el primer registro de S. oldstockensis, y su límite superior corresponde al límite análogo de la zona”. En el estratotipo de la Zona de O. evae, además de la especie epónima tienen su primera aparición: Acodus gladiatus, Ansella jemtlandica, Drepanoistodus forceps, Juanognathus jaanussoni, Oepikodus intermedius, Paroistodus originalis, Periodon flabellum, Scolopodus oldstockensis yTropodus australis. Los rangos de P. adami, Stolodus n. sp. A y S. stola quedan acotados dentro de esta biozona. Las especies Oelandodus costatus, O. elongatus, Oepikodus communis, Paltodus subaequalis, Paracordylodus gracilis, Prioniodus elegans, Protopanderodus leonardii, Reutterodus andinus y Tropodus sweeti tienen sus últimos registros en este espacio bioestratigráfico. Estratotipo: La sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 29º59’LS-68º36’LW9). Los límites inferior y superior de la Zona de O. evae se localizan a 74,5 m y 120 m, respectivamente, de la base de la Formación San Juan. El espesor local de esta biozona es de 45,5 m. A 98,5 m de la base de la Formación San Juan se encuentra el contacto entre las Subzonas de O. evae-J. variabilis y O. evae-S. oldstockensis. En consecuencia, considerando los límites de la Zona de O. evae, la subzona inferior presenta un espesor de 24 m, y a la subzona superior le corresponde un espesor de 21,5 m. Edad: Arenigiano medio temprano. Observaciones: La Fauna B de Serpagli (1974) es definida por el rango estratigráfico de O. evae en la Formación San Juan de la Precordillera Argentina. La subzona inferior de Albanesi et al. (1998) se reconoce por la aparición de la especie epónima y una frecuencia significativamente alta deJuanognathus variabilis. En la subzona superior tienen sus primeros registros las especies Scolopodus oldstockensis, Oepikodus intermedius y Paroistodus originalis. Dado que las dos primeras especies son frecuentes en Norteamérica, y los primeros registros de P. originalis en el área baltoescandinava ocurren en la parte alta de la Zona de O. evae, la subzonación que se establece para esta biozona tendría representación intercontinental. La Zona de Asociación de O. evae establecida por Lehnert (1993, 1995a) para la misma unidad litoestratigráfica en la sección de Niquivil es enteramente correlacionable con la subzona inferior de Albanesi et al. (1998). La subzona superior de la Zona de O.

evae, según la definición de estos autores, se corresponde precisamente con la Zona de Asociación de O. evae/O. intermedius del autor citado. Algunos niveles de distintos perfiles de la Formación San Juan, a través de la comarca precordillerana, han brindado colecciones abundantes de conodontes referibles a la biozona que caracteriza la especie cosmopolita O. evae (e.g. Lemos, 1981; Hünicken, 1982; Hünicken & Sarmiento, 1982, 1985; Bultynck & Martin, 1982; Rao, 1988; Di Prinzio & Hünicken, 1990; Sarmiento, 1990). Estratos fértiles de la Formación Acoite expuesta en el área de Purmamarca, Cordillera Oriental de Jujuy, han proporcionado una fauna de conodontes de baja divesidad específica probablemente asignable a la Zona de O. evae (Rao et al., 1994). La presencia de Baltoniodus crassulus en la Formación Suri, ha permitido atribuir sus niveles de procedencia, por correlación estratigráfica con los estratos tipo de la región baltoescandinava, a la Zona de Oepikodus evae (Lehnert et al., 1997a). Referencias: Albanesi et al. (1998), Serpagli (1974), Lemos (1981), Hünicken (1982), Hünicken & Sarmiento (1982, 1985), Bultynck & Martín (1982), Rao (1988), Di Prinzio & Hünicken (1990), Sarmiento (1990), Lehnert (1993, 1995a), Lehnert et al. (1997a). (G. L. ALBANESI) OEPIKODUS EVAE (Zona de...) Arenigiano medio (Precordillera, Provincia de Mendoza)

HEREDIA, S.; GALLARDO, G. y MALDONADO, A. 1990. Conodontes caradocianos en las calizas alóctonas del Miembro superior de la Formación Empozada (Ordovícico medio y superior), San Isidro (Mendoza, Argentina). Ameghiniana 27 (3-4): 197-206. Buenos Aires. BORDONARO, O.; KELLER, M. y LENHERT, O. 1996. El Ordovícico de Ponón Trehué en la Provincia de Mendoza, Argentina: redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 1: 541-550.Buenos Aires. BERESI M.; HEREDIA, S. y HÜNICKEN; M. 1998. El Ordovícico calcáreo de la Sierra de la Higuera, Precordillera de Mendoza. VII Reunión argentina de Sedimentología: 102-110. Salta. Descripción: Esta zona corresponde a una “biozona de intervalo basada en una taxón”, se encuentra representada en la Precordillera y en la Sierra Pintada del Bloque de San Rafael. En la Precordillera ha sido registrada en la Quebrada de San Isidro, margen sur, en clastos de la litofacies de Paraconglomerado calcáreo, 20 m de espesor, del Miembro superior de la Formación Empozada, margen sur de la Quebrada de San Isidro. Las especies halladas incluyen O. evae (Lindström, 1955) y Protopanderodus gradatus (Serpagli). En la Sierra de la Higuera, Salagasta, fue registrada en la Litofacies de calizas margosas, 6 m de espesor, de la Formación San Juan. No hay cita sobre los componentes de esta biozona. En la Formación Ponón Trehué, Sierra Pintada, San Rafael se menciona la presencia de elementos de Periodon flabellum en el tope del perfil, lo que permite una datación de los estratos no más antiguos que la zona de O.evae (Bordonaro et al.1996). Referencias: Heredia, S.; Gallardo, G. y Maldonado, A., (1990); Bordonaro, O.; Keller ,M. y Lenhert ,O., (1996); Beresi, M.; Heredia ,S. y Hünicken ,M., (1998). (M. BERESI y S. HEREDIA)

OEPIKODUS EVAE-J. VARIABILIS (Subzona de Asociación de... ) Arenigiano medio (Precordillera, Provincia de Mendoza)

VILLEGAS, M. 1982. Geología del Cerro La Cal, Departam. Las Heras, Provincia de Mendoza, Rep. Arg. Univ. Nac. Río Cuarto, Dep. de Geología. Trabajo final de Licenciatura, 90 pág. (Inédito). Descripción: La base de esta subzona de Asociación corresponde al límite inferior de la zona de O. evae. Las especies citadas incluyen a O. intermedius, Reuterodus andinus, Bergstroemognathus extensus, Protopanderodus leonardii, Protopanderodus gradatus. Aparecen dentro de olistolitos de calizas provenientes de la Formación San Juan, entre las sedimentitas de la Formación Villavicencio, Cantera del Cerro La Cal. Observaciones: Actualmente los depósitos estudiados no están aflorando, ya que fueron procesados por la cementera que opera en el cerro. Referencias: Villegas, M., (1982). (M. BERESI y S. HEREDIA) OEPIKODUS INTERMEDIUS (Zona de Intervalo de...) Arenigiano medio temprano (Precordillera de San Juan)

ALBANESI, G.L.; HÜNICKEN, M.A Y BARNES, C.R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “El límite inferior de la Zona de Oepikodus intermedius está indicado por el último registro de Oepikodus evae, y el límite superior de la misma coincide con la primera aparición de Tripodus laevis”. Estratotipo: La sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 29º59’LS-68º36’LW). Los límites inferior y superior de la Zona de O. intermedius se localizan a 120 m y 147 m, respectivamente, de la base de la Formación San Juan. El espesor local de esta biozona es de 27 m. Edad: Arenigiano medio temprano. Observaciones: “O. intermedius es diagnóstico para la biozona que nomina cuando no aparece vinculado a O. evae o T. laevis”. En el estratotipo de la biozona el único taxón cuyo rango se restringe a la misma es Paroistodus n. sp. A Albanesi. El intervalo bioestratigráfico caracterizado por la alta frecuencia relativa de O. intermedius en la Precordillera Argentina, permite relacionarlo con la parte más alta de la Zona de O. evae, de distribución cosmopolita a través del Arenigiano medio, donde el taxón nominal está ausente. La Fauna C que definió Serpagli (1974) para la Precordillera está representada porO. intermedius en toda su extensión. El autor la comparó, en base a la

presencia de algunos integrantes comunes, con la Zona de Baltoniodus navis de la biozonación baltoescandinava. El preciso control biostratigráfico que ofrece el estudio de Albanesi et al. (1998) demuestra que la Zona de O. intermedius se sitúa en niveles cronoestratigráficos más antiguos que los de la biozona aludida. La Fauna C fue homologada por Lehnert (1993, 1995a) con su Zona de Asociación IV, definida en la sección de Niquivil. La Zona de Asociación V (Juanognathus jaanussoni/ Oistodus aff. O. lanceolatus) de Lehnert (1993, 1995a) también se corresponde con la Zona de O. intermedius. Referencias: Albanesi et al. (1998), Serpagli (1974), Lehnert (1993, 1995a). (G. L. ALBANESI) ONCOGRAPTUS (Zona de Intervalo de ...) Yapeeniano (Ya 1-Ya 2) (Precordillera de La Rioja) ORTEGA, G. et al., 1993. Las zonas de graptolitos de la Formación Gualcamayo (Arenigiano tardío-Llanvirniano temprano) en el norte de la Precordillera (Provincias de La Rioja y San Juan), Argentina. Revista Española de Paleontología, 8 (2), p. 211-212. Descripción: “Inmediatamente por encima de los niveles que contienen la Zona de Isograptus victoriae maximus se encuentra una graptofauna caracterizada por la abundancia de rabdosomas del género Oncograptus, que aquí ha sido utilizado para denominar la segunda biozona de la Formación Gualcamayo ... Entre las nuevas formas cabe citar a. Pseudophyllograptus sp., Oncograptus upsilon upsilon Hall, O. u. biangulatus Harris & Keble, Isograptus victoriae n. ssp? Pseudisograptus sp., Apiograptus crudus (Harris & Thomas) y Xiphograptus sp.” Edad: Los fósiles que integran esta biozona indican una edad yapeniana (Ya1-Ya2), equivalente a las Zonas de Oncograptus upsilon y Cardiograptus morsus de Australasia. Observaciones: Esta biozona fue definida en las quebradas Potrerillos y Los Sapitos, ubicadas al suroeste de Guandacol, Precordillera riojana. La real extensión de la zona no pudo medirse debido a problemas tectónicos en las secciones involucradas. La misma equivale a las Zonas de Oncograptus upsilon y Cardiograptus morsus erigidas posteriormente en la quebrada de Los Sapitos (Ortega & Albanesi, 1999). La biozona puede considerarse de intervalo, ya que se extiende desde los niveles con la primera aparición de O. upsilon, hasta los que contienen los primeros registros de Paraglossograptus tentaculatus. Referencias: Ortega, G. et al. (1993). (G. ORTEGA)

ONCOGRAPTUS UPSILON (Zona de Intervalo de ...) Yapeeniano temprano (Ya1) (Precordillera de La Rioja) ORTEGA, G. y ALBANESI, G.L. 1999a. Graptolite biostratigraphy of the Gualcamayo Formation (Middle Ordovician) at the Los Sapitos Creek section, Argentina Precordillera. En Kraft (P.) & Fatka (O.), eds., Quo vadis Ordovician?, Short papers of the Eight International Symposium on the Ordovician System, Praha, Acta Universitatis Carolinae, Geologica, 43 (1-2): 50. Descripción: “The O. upsilon Zone base is marked by the FAD of the eponymous species ... The graptolite fauna is characterized by a rich association, mainly represented by isograptid and manubriated species ranging from the preceding biozone. Several taxa make their appearances and extend throughout the biozone: Thamnograptus sp., Etagraptus sp. cf. E. harti, Isograptus victoriae divergens, I. caduceus australis, I. horridus and Pseudophyllograptus sp. A ”. Edad: Esta biozona, equivalente a la misma unidad en Australasia, representa una edad yapeeniana temprana (Ya1). Observaciones: La Zona de O. upsilon fue definida en las quebrada de Los Sapitos, al suroeste de Guandacol, Precordillera riojana, localizándose en el miembro inferior de la Formación Gualcamayo. La zona se extiende ca. 9 m desde los primeros registros de la especie epónima hasta la aparición deCardiograptus morsus. Referencias: Ortega, G. y Albanesi, G.L. (1999 a). (G. ORTEGA) ORCOMATO (Formación...) Cámbrico Superior-Ordovícico Inferior (Sierras Subandinas, provincia de Salta). RICCI H.I. y VILLANUEVA, A. 1969. La presencia de Paleozoico inferior en la Sierra de La Candelaria (Pcia. de Salta). Acta Geológica Lilloana 10 (1): 1-16. Tucumán. Descripción original: “Sobre el Grupo Mesón se dispone un reducido afloramiento de limolitas y lutitas. Las primeras siguen a las areniscas infrayacentes en aparente concordancia; son de color gris oscuro hasta casi negro y constituyen bancos no mayores de 12 cm de espesor con una grosera fisilidad; poseen una laminación fina muy marcada que varía de 2 a 5 mm, de color amarillento, imprimiéndole la apariencia de un delgado bandeamiento.” Descripción: Localidad tipo: Sector austral de la Sierra de La Candelaria, provincia de Salta. Extensión geográfica, relaciones estratigráficas y espesor: La serie estratigráfica se desarrolla sobre el flanco occidental de la Sierra de la Candelaria, y constituye asomos puntuales en los cauces de los arroyos que bajan de la misma, sin observarse el contacto inferior ni superior por la abundante cobertera del área. A pesar de ello, Ricci y Villanueva (1969) mencionan una aparente concordancia con las areniscas cuarcíticas del Grupo Mesón. Estos últimos autores le asignan a la unidad un

espesor calculado 38 metros, mientras que Tortello et al. (1996) sólo contabilizan 18,4 m.

Paleontología y edad: Ricci y Villanueva (1969) asignan estos afloramientos al Tremadociano Inferior dada la presencia de Parabolina (N.) frequens argentina, sin embargo actualmente se considera que el rango de aparición de la misma va desde el Cámbrico Superior al Ordovícico Inferior. Tortello et al. (1996) localizan material asignable al género Pseudokainella, sin que ello aporte en la definición de la edad de estos afloramientos. Actualmente se los considera como incluídos en el lapso que va del del Cámbrico Superior al Ordovícico Inferior, sin poder acotar más su edad dada la escasez fosilífera de estos afloramientos. Observaciones: Tortello et al. (1996) siguen el esquema propuesto por Dores (1972) y Ruiz Huidobro (1975), categorizando a estos afloramientos como Miembro Orcomato incluído en la Formación Mojotoro. (G.F. ACEÑOLAZA) ORTHOGRAPTUS QUADRIMUCRONATUS QUADRIMUCRONATUS (Zona de Asociación ...) Caradociano superior alto (Precordillera, Provincia de Mendoza) ALFARO, M. 1988. Graptolitos del Ordovícico superior (Caradociano) de la Quebrada Agua de La Cruz, Precordillera de Mendoza. Ameghiniana Rev. Asoc. Pal. Arg. 25(4):299-303. Buenos Aires. Descripción: Biozona descripta para el Miembro Inferior de la Formación Empozada (¿litofacies de pelitas negras?, 25 m de espesor), Quebrada Agua de La Cruz, San Isidro. Caracterizada por la presencia de Climacograptus sp. Esta litofacies aparece desde la Quebrada San Isidro hasta la Quebrada de Los Bueyes y en la Región de la Chilca aparece nuevamente en el Cerro Bayo. También se encuentra representada en el área de Villavicencio-Canota, en la Formación Villavicencio sensu Cuerda et al., 1989 (actualmente Formación Empozada). Observaciones: En la contribución de Alfaro (1988) no se brinda el perfil estratigráfico, descripción litológica de los niveles muestreados o espesores de la biozona o ubicación precisa del material estudiado.

Referencias: Alfaro M. (1988). (M. BERESI y S. HEREDIA)

ORTHOGRAPTUS TRUNCATUS INTERMEDIUS- ORTHOGRAPTUS QUADRIMUCRONATUS QUADRIMUCRONATUS (Biozona de Asociación...) Caradociano

Descripción: En los 30 metros superiores del Miembro Pelítico superior (Cuerda et al., 1989) de la Formación Villavicencio, en pelitas negras con intercalaciones de baritina singenética (minas: La Pirucha, Don Manuel, Ramoncito y otras) Alfaro y Fernández (1985) y Cuerda y Alfaro (1993) reconocieron una graptofauna. Las formas identificadas

según estos aurores son las siguientes: formas: Hallograptu mucronatus mucronatus (Hall), “Hallograptus” bimucronatus (Nicholson), Climacograptus minimus (Carruthers,) Glyptograptus angustifolius (Hall), Orthograptus truncatus socialis(Lapworth), “Climacograptus” brevis Elles y Wood, Climacograptus antiquus antiquus (Lapworth), Climacograptus cf. C. modestus meridionalis (Ruedemann), Orthograptus cf. O. withfieldi (Hall), Amplexograptus aff. A. confertus (Lapworth) Referencias: Cuerda A. et al., (1989); Alfaro M. y Fernández, (1985) ; Cuerda A. y Alfaro M. (1993). (M. BERESI y S. HEREDIA)

PAGANZO (granitos)

SAAL, A.E. 1988. Los granitoides de la Sierra de Paganzo, La Rioja, Argentina. 5º Congreso Geológico Chileno, Santiago, Tomo III: I1-I15. Descripción: según Saal (1993) se reconocen distintos tipos litológicos: Complejo Granítico-Granodiorítico: comprende el borde occidental de la sierra en un ancho de 3 a 4 km, predominando en el sector sur. Las rocas más abundantes corresponden a monzogranitos con biotita y biotita-muscovita. Granodioritas y tonalitas biotítico-hornbléndicas son subordinadas siendo la variaciones de unos a otros transicionales. El complejo presenta una foliación de rumbo submeridional, coincidente con la orientación S2 de las metamorfitas y con los planos de cizalla de las milonitas regionales del flanco occidental de la sierra. las granodioritas y tonalitas están constituidas por cuarzo, plagioclasa (An28-An35) y microclino algo pertítico. Los accesorios principales son biotita, hornblenda y más raramente muscovita. Otros accesorios presentes son epidoto, allanita, titanita, apatito, circón y opacos. Estas rocas son cortadas por diques e intrusiones gabrodioríticas, que suelen generar pasillos de enclaves con fenómenos de mingling. Son también notables los enclaves dioríticos a tonalíticos. Granito Central: es de forma elíptica elongada en sentido meridional. es dominantemente biotítico y cambia gradualmente hacia el sur a sienogranito y a granodiorita hacia el norte. Existen fases porfíricas con fenocristales de feldespato potásico de hasta 2 cm, orientados con la estructura regional , probablemente como resultado de flujo magmático. Esta constituido por cuarzo, microclino en dos generaciones y plagioclasa (An26-An30) zonada y con bordes mirmequíticos. La biotita es el principal accesorio junto a opacos,titanita, epidoto, allanita y circón. El cuerpo es intrusivo en el Complejo Granítico-Granodiorítico, con contactos poco netos, lobulados y cuspidados indicando que la intrusión se habría producido antes de la total

cristalización del hospedante. Contiene escasa cantidad de enclaves, pero los diques e intrusiones máficas son comunes. Cuerpos graníticos menores: intruyen a los anteriores en cuerpos pequeños lenticulares elongados en sentido submeridional, de granulometría mediana y colores rojizos. Los contactos son netos a trasicionales indicando un largo periodo intrusivo desde antes de la total cristalización del hospedante hasta después de su total cristalización. El mecanismo de intrusión habría sido por stoping englobando restos de la caja metamórfica y de las fases granitoides previas.. mineralogicamente son similares al graito central, del cual se diferencias por la composición de la plagioclasa (An21-An30). La biotita es muy escasa y la muscovita llega a un 3%. Localidad tipo: Sierra de Paganzo, provincia de La Rioja. Afloramientos: constituyen la mayor parte de la sierra. Relaciones de campo: en el sector SW de la sierra, afloran gneises pelíticos que forman el techo del plutón, en donde aparecen también como tabiques y colgajos de techo. Edad: las dataciones corresponden a Saal (1993) y fueron realizadas por Rb-Sr sobre biotita y roca total. Granito Central y Complejo Granítico-Granodiorítico: 450,7 [U1]± 28 ma. Granito Central, tonalita-granodiorita y diques máficos: 456,9 ± 18 Ma y 453,4 ± 13 Ma. Granitos menores: 404, 37 ± 23 Ma. Observaciones: Referencias: Saal (1988, 1993) (A.J.TOSELLI, M.A. BAEZ, L.I.BELLOS) PAIMAN (granitos)

TURNER, J.C.M. 1962. Estratigrafía del tramo medio de la sierra de Velasco y región oeste (La Rioja). Boletín Academia Nacional de Ciencias de Córdoba, 43 (1): 5 - 54. Descripción original: definido originalmente como Formación Paimán, constituida por granitos equigranulares a porfíricos, color gris rosado. Descripción: afloran dominantemente granodioritas y monzogranitos porfiroides de grano grueso con porcentaje de fenocristales que oscilan entre 4 y 26 % de felddespato potásico. La plagioclasa se observa en unos casos como megacristales y microcristales homogeneos y en otros con un núcleo alterado rodeado de un borde más sódico. Son comunes los desarrollos de simplectitas de biotita-cuarzo, muscovita-cuarzo y cuarzo-plagioclasa (mirmequitas) en los contactos entre granos de microclino y plagioclasa, con engolfamientos hacia el feldespato potásico. Afloramientos de gabros y dioritas cuarcíferas froman pequeños plutones zonados y diques en el norte, este y sur de la sierra. las rocas intermedias muestran evidencias de "mingling" y "mixing". Localidad tipo: Co. Potrerillos y las Qdas. La Aguadita y Tazoquebrada en la sierra de

Paimán. Afloramientos: constituyen la mayor parte de la sierra. Relaciones de campo: el granito Paimán intruye en metamorfitas de muy bajo a bajo grado del Precámbrico superior - Cámbrico inferior. A su vez sobre el granito se asientan sedimentitas continentales del Carbonífero y más modernas. Edad: Pérez y Kawashita (1992) obtuvieron para el granito de Paimán una isócrona de referencia de Rs/Sr de 450 Ma. Las rocas máficas de la zona de transición entre gabros y granitos del extremo norte de la sierra dan edades de 459 ± 29 Ma. El principal control estratigráfico de la edad de intrusión está dado por la microflora Westfaliana de los sedimentos que se superponen mediante discordancia con el granito. Además la milonitización no afecta a los sedimentos carboníferos. Por ello el evento granítico debe restringirse al ciclo Famatiniano, pudiendo llegar la intrusividad básica y la milonitización a tener lugar, como máximo en el Carbonífero inferior. Observaciones: el emplazamiento del granito se produjo en niveles altos de la corteza, evidenciados por los vestigios de andalucita y cordierita como así también por la mineralización de wolframio en las áreas de las corneanas. En el borde oriental del granito existe una faja de deformación cataclástica de carácter regional, de dirección NNW-SSE, paralela a la elongación de la sierra. Referencias: Perez, W. A. (1991), Toselli, et al. (1996) ( A.J. TOSELLI, L.I. BELLOS, M.A. Báez) PALTODUS DELTIFER (Zona de Asociación de...) Tremadociano superior (Precordillera, Provincia de Mendoza) HEREDIA, S. 1995.- Conodontes cámbricos y ordovícicos en los bloques alóctonos del conglomerado basal de la Formación Empozada, Ordovícico medio-superior, San Isidro, Precordillera de Mendoza, Argentina. Descripción: La Zona de P. deltifer constituye una biozona de intervalo basada en primeros registros, sin embargo para el presente caso, se registró una asociación de especies cuya superposición de rangos estratigráficos se restringiría a la biozona mencionada. Especies diagnosticadas: Acodus sp., Drepanodus arcuatus (Pander), Drepanodussp., Drepanoistodus sp. cf. D. basiovalis (Sergeeva), Drepanoistodus sp. cf. D. suberectus (Branson y Mehl), Paroistodus ? sp., Scolopodus sp. cf. S. filosus (Ethington y Clark), Scolopodus sp. cf. S. floweri (Repetski), Variabiliconus sp. Formacion Empozada, Miembro inferior, bloque de 4 m de espesor, margen sur de la Quebrada de San Isidro. Referencias: Heredia S. (1995). (M. BERESI y S. HEREDIA)

PALTODUS DELTIFER (Zona de Intervalo de...) Tremadociano superior tardío (Precordillera de San Juan y Mendoza, Cordillera Oriental de Jujuy) ALBANESI, G.L.; HÜNICKEN, M.A Y BARNES, C.R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72.

Descripción original: “El límite inferior de la Zona de Paltodus deltifer está marcado por la primera aparición del taxón nominal. El límite superior coincide con el primer registro de Paroistodus proteus. La presencia de Paltodus deltifer es determinante para definir la biozona homónima; sin embargo, en esta unidad dominan las especies del género Colaptoconus, i.e. C. quadraplicatus, C. priscus y C. cf. propinquus. Escasos especímenes de Parapanderodus striatus y Oneotodus variabilis se registran solo en esta biozona. Las especies Paroistodus numarcuatus y Scolopodus cf. Floweri, determinadas por Lehnert (1995a) para niveles contemporáneos de la Formación La Silla, son componentes significativos de esta biozona...” Estratotipo compuesto: “En la sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 68º36’W-29º59’S), se define el estratotipo de límite superior, el cual se encuentra en la Formación La Silla...El estratotipo de límite inferior se podría determinar en la localidad tipo de la Formación La Silla, i.e. cerro La Silla de la Precordillera Central de San Juan (Keller et al. 1994, Lehnert 1995a,b)...” Edad: La Zona de Paltodus deltifer se corresponde con las faunas de “Ceratopyge Limestone” (Piso AIII del Oelandiano inferior) de Västergötland y Öland, Suecia, que se correlaciona con el Tremadociano superior temprano, transición entre los Pisos Cressagiano y Migneintiano de la cronoestratigrafía británica. Observaciones: Para la región baltoescandinava se definen dos subzonas de la Zona de P. deltifer. Una característica destacable que diferencia ambas unidades es la ausencia del género Cordylodus en la subzona superior, hecho que comparten los estratos superiores de la Formación La Silla en la Precordillera Argentina. Un intervalo bioestratigráfico asignable a la Zona de P. deltifer fue documentado por primera vez en la Precordillera de San Juan por Keller et al. (1994), en la sección del cerro La Silla. Lehnert (1995a,b) describe los taxones que integran la Zona de Asociación C. quadraplicatus/P. striatus,correspondiente al intervalo referido, y reconoce una posible correlación con la Zona de P. deltifer. Otro hallazgo significativo sobre conodontes de la Zona de P. deltifer, ha sido publicado por Heredia (1995) en relación al conglomerado basal de la Formación Empozada, área de San Isidro, Precordillera de Mendoza. La presencia de la Zona de P. deltifer también ha sido reconocida en distintas unidades del Grupo Santa Victoria de la Cordillera Oriental del noroeste argentino. Manca et al. (1995) asignaron parte de la Formación Santa Rosita, aflorante en la localidad de Nazareno, provincia de Salta, a esta biozona. Aceñolaza & Albanesi (1997) recuperaron una variada fauna de conodontes de los niveles cuspidales de la misma formación expuesta en el área de Chucalezna, provincia de Jujuy. Los autores identificaron a Paltodus deltifer en asociación con especies de los géneros Drepanodus, Drepanoistodus, Rossodus, Teridontus, Tropodus y Utahconus. Rao & Flores (1998) documentaron una fauna similar, procedente de los niveles superiores de la Formación Acoite, en la sierra de El Aguilar, Cordillera Oriental de Jujuy.

Referencias: Albanesi et al. (1998), Keller et al. (1994), Lehnert (1995a,b), Heredia (1995), Manca et al. (1995), Aceñolaza & Albanesi (1997), Rao y Flores (1998). (G. L. ALBANESI) PARABOLINA (NEOPARABOLINA) FREQUENS ARGENTINA (Zona de Asociación de...) Cámbrico Superior alto-Tremadociano inferior (Cordillera Oriental, Puna, Sierras Subandinas y Sistema de Famatina - provincias de Jujuy, Salta y La Rioja ) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Págs. 23-26). Descripción original: An association characterizing a well defined zone which, according to the predominant species, may be styled Parabolina argentina zone: “The fauna of the lowermost Tremadocian zone, designated as the Parabolina argentina zone, is distinguished by a most peculiar mixture of Atlantic, Pacific, and endemic trilobite genera of Acadian, Postdamian, Gasconadian, Tremadocian, and even Llanvirnian affinities...” “...Table 1 gives a complete list of the fossil species heretofore identified... Machairagnostus tmetus Harrington & Leanza, Geragnostus maurii Harr. & Leanza, Geragnostus nesossii Harr. & Leanza, Geragnostus (Micragnostus) tilcuyensis (Kayser), G. (M.) vilonii Harr. & Leanza, G. (M.) micropeltis Harr. & Leanza, G. (M.) calviformis Harr. & Leanza, Pseudoperonopsis zuninoi Harr. & Leanza, Ciceragnostus iruyensis (Kayser), Leiagnostus turgidulus Harr. & Leanza, L. perinflatus Harr. & Leanza, Gallagnostus bolivianus (Hoek), Shumardia erquensis Kobayashi, Parabolina argentina (Kayser), P. pheidolopyge Harr., P. kobayashii Harr. & Leanza, Protopeltura mesembria Harr. & Leanza, Beltella ulrichi (Kayser), Parabolinopsis mariana Hoek, Jujuyaspis keideliKobayashi, Angelina hyeronimi (Kayser), A. punctolineata Kobayashi, Parabolinella argentinensis Kobayashi, P. coelatifrons Harr. & Leanza, Plicatolina scalpta Harr. & Leanza, Triarthrus tetragonalis (Harr.), T. shinetonensis Raw, Kainella conica Kobayashi, Pseudokainella pustulosa Harr. & Leanza, Apatokephalus exiguus Harr. & Leanza, Asaphellus catamarcensis Kobayashi, A. riojanus Harr. & Leanza, Niobina taurina Harr. & Leanza, Illaenopsis stenorhachis (Harrington), Onychopyge riojana Harr., O. plagiacantha Harr. & Leanza, O. argentina Harr. & Leanza, O. longispina Harr. & Leanza, Australoharpes depressus Harr. & Leanza, Hapalopleura clavata Harr. & Leanza, H. longicornis Harr. & Leanza, Rhadinopleura eurycephala Harr. & Leanza, Bodenbenderia longifrons Harr. & Leanza, Sphaerocare globifrons Harr. & Leanza, Deltacare prosops Harr. & Leanza...”.

Extensión: La Zona de Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina se encuentra mejor representada en la Cordillera Oriental argentina, en una amplia franja que limita al norte con Bolivia y que se extiende hasta el tramo austral de la sierra de Mojotoro (Salta). Su distribución comprende numerosas localidades asignables a la Formación Lampazar (Harrington in Harrington y Leanza, 1957) y a la porción inferior de la Formación Cardonal (Keidel in Harrington, 1937; Keidel, 1943), así como a los tramos inferiores de la Formación Santa Rosita (Turner, 1960) y sus equivalentes (ej. Casayok Sandstones, Casa Colorada Shales, Purmamarca Shales, San José Shales). Un detalle de las localidades específicas puede consultarse en Harrington y Leanza (1957: 42-45; 229-251), con información adicional en Harrington (1938), Aceñolaza (1968), López y Nullo (1969), Méndez (1973), Zanettini (1973), Amengual y Zanettini (1974), Benedetto (1977a), Aceñolaza y Baldis (1987), Cortés et al. (1987), Fernández (1987), Manca (1992), Alonso et al. (1982), Salfity et al. (1984), Martín et al. (1986), Moya (1988, 1998), Moya et al. (1994), Rao y Hünicken (1995), Ortega y Rao (1995), Tortello et al. (1999), Moya (1999), Tortello y Rao (en prensa). Asimismo, la biozona ha sido identificada en algunos perfiles de la Puna (Cangrejillos, Formación Santa Rosita, Harrington y Leanza, 1957; oeste del Salar del Rincón, Formación Las Vicuñas, Moya et al., 1993, Moya, 1999; quebrada del río Taique, Formación Taique, Vaccari et al., 1999); en el ámbito de Sierras Subandinas (sierra de La Candelaria, Formación Orcomato, Ricci y Villanueva, 1969; sierra de Santa Bárbara, base del Grupo Tamango, Aceñolaza y Toselli, 1981) y en el Sistema de Famatina (perfil del río Volcancito, Miembro Inferior de la Formación Volcancito, Harrington y Leanza, 1957; Toselli, 1977; Tortello y Esteban, 1997, 1999). Fuera del país, también ha sido identificada formalmente en la Cordillera Oriental de Bolivia (ej. Branisa, 1965; Suárez Soruco, 1976; Pribyl y Vanek, 1980), en Venezuela (Frederickson, 1958) y ?Colombia (véase Aceñolaza, 1992). Observaciones: La Zona de Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina fue originalmente referida, en su totalidad, al Tremadociano temprano. Posteriores estudios demostraron que sus tramos inferiores son asignables al Cámbrico Tardío (Benedetto, 1977a, b; Aceñolaza, 1983; Salfity et al., 1984). Jujuyaspis keideli Kobayashi constituye un elemento de vital importancia para determinar la posición del límite Cámbrico-Ordovícico, ya que su distribución estratigráfica se restringe al Tremadociano basal (Aceñolaza, 1983; Aceñolaza y Aceñolaza, 1992). En las clásicas localidades de Santa Victoria (Salta), sierra de Cajas (Jujuy) y río Volcancito (La Rioja), algunos taxa de la biozona han sido registrados por debajo de la primera aparición de Jujuyaspis keideli y, por lo tanto, son asignados al Cámbrico Tardío (véase Tortello y Aceñolaza, 1993; Ortega y Rao, 1995; Tortello et al., 1999; Tortello y Esteban, 1999). Entre los mismos, se destacan Lotagnostus sp., L. zuninoi (Harr. y Leanza), Micragnostus calviformis Harr. y Leanza, Strictagnostus? micropeltis (Harr. y Leanza), Gymnagnostus perinflatus (Harr. y Leanza), G. bolivianus (Hoek), Pseudorhaptagnostus (Machairagnostus) tmetus Harr. y Leanza, P. (M.) cf. tmetus Harr. y Leanza y Leiagnostus turgidulus Harr. y Leanza. Por su parte, otras especies se encuentran

representadas en la totalidad de la biozona, en niveles del Cámbrico Tardío y del Tremadociano temprano [ej. Parabolina frequens argentina (Kayser), Angelina hyeronimi(Kayser), Parabolinella argentinensis Kobayshi]. Sobre la base de material procedente de la quebrada de Pinguiyal (Pinguiyal Shales, sierra de Castillejo), Harrington y Leanza (1957) refirieron ¨Leiagnostus turgidulus¨ (parte; = L. ceibalitensis Tortello, 1998), Geragnostus nesossii Harr. y Leanza, Geragnostus maurii Harr. y Leanza, Bienvillia shinetonensis (Raw), Apatokephalus exiguus Harr. y Leanza, Niobina taurina Harr. y Leanza e Illaenopsis stenorhachis (Harrington) a la Zona de Parabolina frequens argentina. No obstante, recientes estudios sugieren que los niveles portadores de esas especies podrían ser reasignados a la Zona de Bienvillia tetragonalis-Shumardia minutula (Tremadociano superior bajo) (González, 1983; Tortello, 1996b, 1998, en prensa). Referencias: Aceñolaza (1968, 1983, 1987, 1992), Aceñolaza y Aceñolaza (1992), Aceñolaza y Baldis (1987), Aceñolaza y Toselli (1981), Alonso et al. (1982), Amengual y Zanettini (1974), Benedetto (1977a,b), Branisa (1965), Cortés et al. (1987), Fernández (1987), Frederickson (1958), González (1983), Harrington (1937, 1938), Harrington y Leanza (1957), Keidel (1943), López y Nullo (1969), Manca (1992), Martín et al. (1986), Méndez (1973), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. (1993), Moya et al. (1994), Ortega y Rao (1995), Pribyl y Vanek (1980), Rao y Hünicken (1995), Ricci y Villanueva (1969), Salfity et al. (1984), Suárez Soruco (1976), Tortello (1996b, 1998), Tortello y Aceñolaza (1993), Tortello y Esteban (1997, 1999), Tortello y Rao (en prensa), Tortello et al. (1999), Toselli (1977), Turner (1960), Vaccari et al (1999), Zanettini (1973). (M. F. TORTELLO) PARAGLOSSOGRAPTUS TENTACULATUS (Biozona de Asociación de...) Llanvirniano inferior (Precordillera, Provincia de Mendoza) CUERDA, A. y ALFARO, M. 1993. Faunas Graptolíticas. XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos. Geología y Recursos Naturales de Mendoza- V.A. Ramos (Ed.), Relatorio, II (5):287-292., Mendoza. HEREDIA, S. 1993. El Llanvirniano de la Precordillera de Mendoza. Argentina. XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas I: (138-141).Mendoza. Descripción: Definida en la Litofacies de pelitas verdes silicificadas, 65 m de espesor, Miembro Inferior de la Formación Empozada, sobre la margen norte de la Quebrada de San Isidro, aparece hasta la Quebrada de La Cruz, y en la Región de La Chilca desde la Quebrada de Las Chilcas (margen sur) hasta el Cerro Bayo hacia el

norte, se registró una asociación de especies cuya superposición de rangos estratigráficos se restringiría a la biozona mencionada. Compuesta por las siguientes formas: Amplexograptus aff. A. confertus Lapworth, Glossograptus hincksii hincksii (Hopkinson), Oelandograptus austrodentatus cf. austrodentatus (Harris y Keble), fragmentos varios de cf. Glyptograptus y otros referibles a cf. Climacograptus. Referencias: Cuerda, A. y Alfaro, M. (1993); Heredia S.(1993). (M. BERESI y S. HEREDIA)

PARAGLOSSOGRAPTUS TENTACULATUS (Zona de Intervalo de ...) Darriwiliano temprano (Da1-Da2?) (Precordillera de La Rioja y San Juan) CUERDA, A.J. y ALFARO, M. 1986. Las graptofaunas de la Formación Gualcamayo en su localidad tipo, Precordillera de La Rioja. Actas IV Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía, Mendoza, Simposio Bioestratigrafía del Paleozoico Inferior, 1, p. 39. ORTEGA, G. 1995. Graptolite zones of the Los Azules Formation (Middle Ordovician) from Precordillera, Western Argentina. Graptolite News, 8, p. 58. Descripción: La graptofauna descripta para la Formación Gualcamayo en la quebrada Potrerillos (Cuerda & Alfaro, 1986) contiene Loganograptus logani, Zygograptus sp., Tetragraptus amii, T. cf. reclinatus, T. bigsbyi, T. quadribrachiatus, Pseudotrigonograptus ensiformis, Isograptus del grupo de I. caduceus, Cryptograptus antennarius, Paraglossograptus tentaculatus y Undulograptus austrodentatus, entre sus formas más características. Edad: Darriwiliano temprano (Da1-Da2) Observaciones: La Zona de P. tentaculatus ha sido corrientemente usada para nominar las asociaciones de graptolitos del Da1-Da2 en la Precordillera desde que Cuerda & Furque (1975) destacaran la presencia del taxón nominal y U. austrodentatus en las formaciones Gualcamayo y Los Azules. La extensión de esta biozona es de ca. 87 m en la quebrada Potrerillos, al suroeste de Guandacol, donde Ortega et al. (1993) reconocieron dos asociaciones: una inferior que contiene formas primitivas del género Undulograptus (Cryptograptus? inutilus de acuerdo al citado trabajo), y otra superior, dominada porU. austrodentatus, P. tentaculatus, dicográptidos y glossográptidos. De acuerdo al estudio efectuado por Ortega et al. (1993) se puede considerar a la Zona de P. tentaculatus de la Precordillera como una biozona de intervalo, marcada por el rango del taxón nominal. La aparición de U. austrodentatus fue considerada recientemente como un biohorizonte de referencia global para la base del Darriwiliano (Ordovícico Medio). Siguiendo este criterio, algunos autores en Argentina han utilizado la Zona de U. austrodentatus en reemplazo de la Zona de P. tentaculatus(ver Zona de U. austrodentatus).

Referencias: Cuerda. A.J. & Alfaro, M. (1986); Cuerda, A.J. (1986); Peralta, S. (1986); Ortega, G. et al. (1991, 1993, 1995); Ortega, G. (1995); Brussa, E.D. (1996, 1997 a,b,c); Ortega, G. en Ottone et al. (1999). (G. ORTEGA) PARCHA (Formación...) Salta)

Arenigiano inferior (Cordillera Oriental - provincia de

KEIDEL, J. in HARRINGTON, H. J. 1937. On some ordovician fossils from northern Argentina. Geological Magazine 74 (873): 97-124. (Pág. 101). Descripción: Keidel (in Harrington, 1937; Keidel, 1943) describió con detalle esta unidad. Posteriormente Harrington (in Harrington y Leanza, 1957), sobre la base de los trabajos de Keidel y observaciones propias, proporcionó una descripción de la clásica sección de la quebrada de Incamayo en la localidad de Pascha “...Thinly bedded, splintery dark green shales, with interspersed thin layers of yellowish-brown and violet-brown sandstones and shales. Cone-in-cone structures abundant in many levels, either as lenses or as crusts covering ellipsoidal marly concretions flattened along bedding planes, measuring up to 50 cm. in diameter, both shales and cone-in-cone concretions highly fossiliferous...(800 meters)” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 5). Extensión geográfica y relaciones estratigráficas: La Formación Parcha aflora a lo largo de la quebrada de Incamayo (provincia de Salta). La misma ocupa una franja de rumbo norte-sur que comprende la cabecera de la quebrada de Carachi, Sococha, Pascha, Incahuasi y parte del tramo distal de la quebrada de Incamayo (Keidel, 1943; Vilela, 1956; Harrington in Harrington y Leanza, 1957; Moya, 1988; Moya et al., 1994). En el perfil de Pascha, la unidad apoya sobre la Formación Saladillo y es sobreyacida en contacto tectónico por el Grupo Salta (Vilela, 1956; Albanesi et al., 1997). Paleontología y edad: Los trilobites de esta unidad comprenden diversos olénidos, asáfidos y trinucleinos que, en conjunto, definen la "Fauna de Thysanopyge”: Thysanopyge argentina Kayser, Kayseraspis brackebuschi (Kayser), Bienvillia parchaensis (Harr. & Leanza), Kayseraspis asaphelloides Harr., Hypermecaspis inermis Harr. & Leanza, Hypermecaspis armata Harr. & Leanza, Ogygiocaris araiorhachis Harr. & Leanza, Araiopleura reticulata Harr. & Leanza, y Raphiophorus? lamasi Harr. & Leanza (véase Harrington, 1937, 1938; Harrington y Leanza, 1942, 1957).Conodontes del tramo inferior, en la localidad tipo, pertenecen a la parte alta de la Zona de Paroistodus proteus, sugiriendo una edad arenigiana temprana (Albanesi et al., 1997). A lo largo de la mitad inferior de la unidad se registran los graptolitos Araneograptus murrayi (Hall) y Clonograptus

multiplex(Nicholson). Por encima, se coleccionaron formas representativas de la Zona de Tetragraptus phyllograptoides y la Zona de Didymograptus balticus (Albanesi et al., 1997). Finalmente, en los niveles superiores de la formación se registra el trilobite Psilocara (Tortello, 1999). Las faunas citadas indican una edad arenigiana temprana. Observaciones: La Formación Parcha se corresponde con la “Lutita 3” (L3) definida por Moya (1988) (véase también Moya, 1998, 1999). Referencias: Albanesi et al. (1997), Harrington (1937, 1938), Harrington y Leanza (1942, 1957), Keidel (1943), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. (1994), Tortello (1999), Vilela (1956). (M. F. TORTELLO) PAROISTODUS PROTEUS (Zona de Intervalo de...) Tremadociano superior tardío – Arenigiano inferior temprano. P. proteus-Prioniodus oepiki (Subzona de Asociación de...). Oelandodus elongatus-Acodus deltatus (Subzona de Asociación de...). (Precordillera de San Juan y La Rioja, Cordillera Oriental de Salta) ALBANESI, G.L., HÜNICKEN, M.A Y BARNES, C.R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “El límite inferior de la Zona de Paroistodus proteus está indicado por el primer registro de la especie epónima. El límite superior de la misma está marcado por la primera aparición de Prioniodus elegans”...”Paroistodus proteus en asociación con Prioniodus oepiki caracterizan la división inferior de la Zona de P. proteus. La parte superior de este intervalo bioestratigráfico está representada por la aparición conjunta de la especie epónima, Acodus deltatus y Oelandodus elongatus. Entre los taxones de amplia distribución geográfica que se encuentran en esta biozona, cabe destacar la presencia de Diaphorodus russoi, Paracordylodus gracilis, Periodon selenopsis, Polonodus corbatoi, Protopanderodus leonardii, Tropodus comptus y T. Sweeti” Subzona de P. proteus-P. oepiki: La base de esta unidad está marcada por la primera aparición de Paroistodus proteus, y el techo por la primera aparición de Oelandodus elongatus. El intervalo acotado se caracteriza por la aparición de P. oepiki asociado a P. proteus. Subzona de O. elongatus-A. deltatus: El nivel basal de esta unidad coincide con el nivel de la primera aparición conjunta de O. elongatus y A. deltatus. El límite superior es el correspondiente al de la zona. Estratotipo: La sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la

sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 68º36’W-29º59’S). El espesor local de esta biozona es de 17 m, a través de las formaciones La Silla y San Juan. El contacto entre estas unidades es tectónico y podría suprimir parte del espesor total. La Subzona de P. proteus-P. oepiki presenta un espesor de 9 m, y la Subzona de O. elongatus-A. deltatus se extiende verticalmente por 8 m. Edad: En las secciones tipo de la región baltoescandinava se asume que la base de la Zona de P. proteus (para la cual se reconocen cuatro subzonas) coincide con el límite entre las dos primeras series del Ordovícico (Tremadociano-Arenigiano). La distribución vertical de conodontes y graptolitos en las dos secciones tipo de Terranova, para este intervalo bioestratigráfico, revela que los estratos de la mayor parte de la “Serie Hunnebergiana”, i.e. Zona de P. proteus, se correlacionan con el Tremadociano tardío, quedando solo su parte más alta para el Arenigiano basal. En virtud de la ausencia de graptolitos en las facies calcáreas de la Formación San Juan, Albanesi et al. (1998) proponen adoptar la base de la Subzona O. elongatus-A. deltatus como indicadora del límite entre las Series Tremadociana y Arenigiana para la Precordillera Argentina. Observaciones: “La presencia de la Zona de P. proteus fue detectada por primera vez en la Precordillera Argentina en las secciones más septentrionales de la Formación San Juan, en el área del río Guandacol (Hünicken & Mazzoni, 1994). En la sección del cerro La Silla se ha relevado detalladamente el intervalo de transición entre las Series Tremadociana y Arenigiana en los niveles inferiores de la Formación San Juan (Keller et al., 1994). Para la misma sección Lehnert (1995a,b) propuso un esquema bioestratigráfico conformado por las Zonas de Asociación de P. striatus-C. quadraplicatus, P. proteus-A.?deltatus y P. elegans-O. communis”. Albanesi et al. (1997) hallaron conodontes representativos de la Zona de P. proteus en la secuencia basal de la Formación Parcha, en su estratotipo de las proximidades del Angosto de Lampazar, en la Cordillera Oriental de Salta. La asociación registrada incluye a P. proteus, Acodus deltatus y representantes de los géneros Teridontus y Coelocerodontus.” Referencias: Albanesi et al. (1998), Hünicken & Mazzoni (1994), Keller et al. (1994), Lehnert (1995a,b), Albanesi et al. (1997). (G. L. ALBANESI)

PAVÓN (Formación...) Caradociano inferior (Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza, aproximadamente 34º 35’ Lat. S y 68º 00’ Long.W) CUERDA A.J. y CINGOLANI C. 1998. El Ordovícico de la región del cerrro Bola en el Bloque de San Rafael, Mendoza: sus faunas graptolíticas. Ameghiniana 35 (4): 427-448, Buenos Aires

Descripción original: “Sucesión de psamitas del tipo wackes líticas cuarzosas a subfeldespáticas y pelitas en estratos macizos y continuos de tonos verde oscuros, grises,

rojizos, localmente impregnados con pigmentos hematíticos, con esquistosidad definida. Estratos de pelitas de tonos grises oscuros dominantes se localizan en los niveles inferiores de la unidad. Evidencias de metamorfismo de bajo grado.” Descripción: “ En los niveles inferiores del estratotipo predominan las facies más finas de pelitas negras en un intervalo de aproximadamente 60 m. En éste fueron reconocidos varios niveles con fósiles. En los bancos superiores de la sucesión los estratos se tornan progresivamente más arenosos a la vez que las pelitas son reemplazadas por limolitas de tonos verdosos. Los estratos tienden a ser grano y estratocrecientes. Las rocas psamíticas son de grano fino a mediano. Están bien seleccionadas, son subangulosas a redondeadas con abundante matriz. Predominan el cuarzo mono y policristalino, plagioclasas y feldespatos alcalinos. Estas rocas se clasifican como wackes cuarzo-feldespáticos. La presencia de cristales de pirita es común en los estratos psamíticos.” (Cingolani et al., 1999) Localidad tipo: Perfil de la quebrada de Los Baños, flanco oriental del cerro Bola, Bloque de San Rafael. Relaciones estratigráficas: Limite inferior en contacto por falla con vulcanitas triásicas. Los estratos cuspidales son gradualmente cubiertos por depósitos de gravas cuaternarias aterrazadas. Espesor: máximo de aproximadamente 700 m. Extensión geográfica: 4 km de longitud y 1.5-2 km de ancho de afloramientos al sur del río Diamante y a unos 7 km al sureste de la localidad de 25 de Mayo, dentro de la Hoja Geológica 27-c Cerro Diamante (Dessanti,1956). Paleontología y edad: Los únicos fósiles corresponden a graptolitos y escasos icnogéneros de estructura simple. Sobre la base de la presencia de Climacograptus bicornis bicornis tridentatus, la edad de esta secuencia ha sido asignada al Caradociano inferior, parte alta de la zona de Nemagraptus gracilis (subzona de Climacograptus bicornis (Cuerda et al., 1998). Observaciones: Holmberg (1948) denominó “Grupo de Estratos del Arroyo Pavón, a la faja de sedimentitas aflorantes en el flanco oriental del cerro Bola y refiriéndolos con dudas al Carbonífero. Dessanti y Caminos (1967) describen al conjunto sedimentario de este sector como “Grupo La Horqueta” asignándolo al Paleozoico inferior. Marquat y Menéndez (1985) determinaron en una secuencia de pelitas negras una graptofauna caradociana que denominaron “Lutitas del cerro Bola”. Cuerda y Cingolani (1998) reconocieron exclusivamente al este del cerro Bola la “Facies del cerro Bola-arroyo Pavón” (Formación Pavón) integrada por psamitas macizas y pelitas subordinadas con fauna de graptolitos ordovícicos y afectadas por un leve metamorfismo.

La Formación Pavón (parcialmente Grupo de Estratos del Arroyo Pavón, Holmberg (1948) con sus faunas de graptolitos es en parte equivalente cronológicamente a las Formaciones Empozada, Alcaparrosa, Los Sombreros (parte superior), Cántaro de Oro, Los Azules y Las Plantas de la Precordillera. La secuencia pelítica del Cerro Bola, podría corresponderse con las facies de la Formación La Horqueta, propuesta como subdivisión de la “Serie de la Horqueta” según González Díaz (1981). Referencias: Cingolani, C. y Cuerda, A., (1994, 1995); Cuerda, A. y Cingolani, C., (1998);. Dessanti ,R. y Caminos, R.,(1967); Cingolani, C., et al. (1999).; González Díaz E.,(1981); Núñez , E., (1962, 1979); Holmberg, E., (1948); Marquat, F. y Menéndez, A., (1985). (M. S. BERESI y S. E. HEREDIA)

PELADAR (Pórfiro Riodacítico) Ordovícico medio-Silúrico.(Puna, provincia de Jujuy)

ZAPPETTINI, E. 1990. Geología y Metalogénesis de la Puna Oriental entre los 23´y 23 ´45"de latitud sur, provincias de Jujuy y Salta. República Argentina.En: Contribuciones al conocimiento de la Mineralogía y Geología Económica de la República Argentina. Homenaje al Prof. Ing. Victorio Angelelli. Asociación Argentina de Geólogos Economistas (Publicación Especial). Pág. 120-127. Buenos Aires. Descripción original: “ ... Está constituida por una roca de textura porfírica foprmada por fenocristales de ortosa, cuarzo, plagioclasa Ácida Y biotita, en una matriz holocristalina de feldespato, cuarzo, clorita y minerales opacos...” Localidad tipo: región central de Puna, provincia de Jujuy. Afloramientos: en la región central de la Puna, al norte de Santa Ana, provincia de Jujuy. Relaciones de campo: Intruye en la Formación Acoite (Ordovícico). Edad y correlación: Ordovícica. Referencias: Zappettini (1990). (A. TOSELLI, M. BAEZ) PELETAY (Miembro...) Arenigiano inferior

véase PONON TREHUE (Formación) BORDONARO, O.; KELLER, M. y LEHNERT, O. 1996. El Ordovícico de Ponón Trehué en la provincia de Mendoza (Argentina): Redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas I:541-550, Mendoza.

Descripción original: En “contacto sobre granitoides...los tramos basales de este miembro se componen de arcosas y arcosas conglomerádicas macizas, que ocasionalmente contienen clastos de calizas gruesa. Estos clastos tabulares alcanzan 40 cm de longitud y 5 de diámetro y están compuestos de crinoideos y braquiópodos (grainstone)...pasan gradualmente hacia calizas gruesas de la misma composición de los clastos descriptos...son cuerpos lenticulares que pasan a bancos finos y medios. Las calizas que poseen un alto contenido en feldespato, lateralmente desaparecen dando paso a cuarcitas blancas. En las calizas, el contacto con el Miembro Los Leones se caracteriza por un hardground y un cambio brusco a la sedimentación silicoclástica fina, mientras que en el tope de las cuarcitas se ha encontrado una zona de cementación ferrífera con clastos grandes de cuarzo”. Localidad tipo: Perfil tipo a 900 m al sur del Puesto Peletay. Espesor: En el perfil tipo 15.6 m. Relaciones estratigráficas: “Es posible reconocer en el perfil tipo un contacto sedimentario sobre granitoides cuya edad se desconoce”. El contacto superior con el Miembro Los Leones “se caracteriza por una secuencia de hardground o una zona

de cementación ferrífera de 40cm.de espesor.” Extensión geográfica: Los afloramientos se extienden 1 km al sur del cerrro Lindero. Paleontología y edad: Conodontes, crinoideos y braquiópodos. La conodontofauna hallado en los grainstones del tope del miembro se compone de elementos de Pygodus serra, Baltoniodus praevariabilis y Eoplacognathus reclinatus, entre otros. E. reclinatus es el elemento guía de la segunda subzona de la Zona de Pygodus serra e indica una edad llanvirniana superior/llandeiliana inferior para el tope del Miembro Peletay. Observaciones: En la Formación Lindero los autores reconocen una unidad inferior denominada Miembro Peletay y una unidad superior Miembro Los Leones. Referencias: Bordonaro, O., Keller, M. y Lehnert, O. (1996). (M. S. BERESI y S. E. HEREDIA)

POCOY (Lutitas) Tremadociano superior (Quebrada de Huichaira, Cordillera Oriental, Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 14). Descripción original: "Greenish-gray, dark gray and black shales (exposed near headwater of the Quebrada de Huichaira, a little east of the gap known as Abra de Pocoy), fossils Orometopus pyrifrons, Apatokephalus serratus, Triarthrus rectifrons, Notopeltis orthometopa, Nannopeltis modesta, Asaphellus sp." Area y sección tipo: En la zona de Puerta Chañarcito, al oeste de la estación de tren Purmamarca. Espesor: conforme a Harrington y Leanza (1957) es de 35metros, estando definida en su base por fracturas. Edad: Originalmente se la atribuyó al Tremadociano superior

Referencias: Harrington y Leanza (1957). (F. G. ACEÑOLAZA) PONÓN TREHUÉ (Formación...) Llanvirniano alto - Caradociano bajo (Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza, aproximadamente 35°11´ Lat.S y 68°18´ Long.W) CRIADO ROQUÉ, P. e IBÁÑEZ, G. 1979. Provincia geológica san rafaelino-pampeana. In: J.C. Turner (ed.) Segundo Simposio de Geología Regional Argentina. Academia Nacional de Ciencias I: 837-869, Córdoba BORDONARO, O.; KELLER, M. y LEHNERT; O. 1996.- El Ordovícico de Ponón Trehué en la provincia de Mendoza

(Argentina): Redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas I:541-550, Mendoza.

Descripción original: “La litología de esta unidad se caracteriza por calizas blanquecino grisáceas, en partes brechosas y altamente diaclasadas; calcarenitas y calizas de color gris a gris azulado... Incluye el conjunto además limolitas cloríticas y esquistos cloríticos–sericíticos, arcosas, arcosas calcáreas rosadas y verdosas y protocuarcitas de colores pardo rojizo claro y pardo grisáceo”( Criado Roqué, & Ibáñez, G., 1979). Descripción: Bordonaro, O. et al., (1996) describen la Formación Ponón Trehue para el estratotipo del cerro Aisol. El conjunto carbonático está compuesto por 4 unidades litológicas: una basal de dolomías esparíticas macizas (22 m) una segunda unidad compuesta por calizas microbialíticas macizas y laminadas, de colores gris claros a rosados (32m), una tercera unidad de calizas fosilíferas de tonalidades grisáceas oscuras con biohermos de algas y esponjas que pasan hacia arriba a calizas nodulosas y culmina con un conjunto biostromal de receptaculites (Fischerites camacho) y esponjas (17 m) y la cuarta unidad de calizas nodulosas gris oscuras (wackestone a grainstone con crinoideos) muy silicificadas (6 m). Heredia (1996) reconoce tres arreglos litológicos diferentes aparentemente desconexos entre sí que caracterizan los afloramientos ordovícicos al sur del arroyo Ponón Trehue y de una delgada faja hasta el río Seco de los Leones, integrados en la Formación Ponón Trehue. Los tres arreglos son: “1. Conglomerados, areniscas cuarzosas y pelitas verdes (115m); 2. Megaconglomerado conformados por bloques de calizas grises en una matriz conglomerádica gruesa (87m); 3. Conglomerados y areniscas cuarzosas con delgados bancos de calizas negras y pelitas (25m).” Espesor: variable, entre 80 a 25 m. Localidad tipo: Proximidades del arroyo Ponón Trehué y hasta 2 km al sur del mismo. Bordonaro et al (1996) definen como estratotipo el perfil del cerro Aisol, ubicado 1.4 km al norte del arroyo Ponón Trehué.

Relaciones estratigráficas: Límite inferior dado por discordancia angular con las metamorfitas supuestamente proterozoicas de la Formación Cerro La Ventana. Límite superior dado por falla con la Formación Cerro La Ventana o de discordancia angular con la serie vulcanítica permo-triásica. Extensión geográfica: Las rocas ordovícicas se distribuyen en tres pequeños afloramientos ubicados uno al norte entre las coladas del cerro Chinches y las rocas del Basamento, otro en ambas márgenes del Arroyo Ponón Trehué y el tercero en una estrecha faja extendida por 2 km, al sur del cerro Lindero hasta algo al norte del río Seco de los Leones, mapeados en la Hoja Geológica 28-d. Paleontología y edad: Una macrofauna de trilobites (Baldis y Blasco, 1973), braquiópodos, ostrácodos (Rossi de García,1974) además de briozoarios y crinoideos permitió asignar esta formación al Llanvirniano-Caradociano?. En base a una fauna de conodontes Heredia (1982) determinó la presencia del Llandeiliano. Bordonaro et al. (1996) sobre la presencia de una asociación de conodontes comparables con la zona de Oepikodus evae asignan a la Formación Ponón Trehue una edad arenigiana inferior.

El esquema bioestratigráfico de estos afloramientos fue posible gracias a la abundante fauna de conodontes que se encuentran en estas rocas y que ha permitido determinar la Zona de Pygodus serra, Subzonas de Eoplacognathus robustus y de Eoplacognathus lindstroemi y la Zona de Pygodus anserinus /Cahabagnathus sweeti (Heredia, 1996; Lehnert et al. 1999). Observaciones: Las rocas ordovícicas de Ponón Trehué fueron denominadas en forma simultánea con dos nombres formacionales, Formación Ponón Trehué (Criado Roque e Ibáñez,1979) y Formación Lindero (Núñez, 1979), (véase), referidas a los mismos afloramientos e incluyendo una muy variada diversidad litológica. Posteriormente Bordonaro et al., 1996, reconocieron en estos depósitos, dos formaciones denominando Formación Ponón Trehué al conjunto carbonático y Formación Lindero a la secuencia calcárea-siliciclástica de edad llanvirniana superior-caradociana inferior. Heredia (1996) integra a los depósitos ordovícicos en una única secuencia, la formación Ponón Trehué e interpreta que el proceso dominante fueron flujos de gravedad altamente concentrados que culminan en flujos turbidíticos diluidos para los tramos inferiores e intermedios y una acumulación lenta para los niveles superiores. La Formación Ponón Trehué sensu Bordonaro ubicada en los alrededores del Cerro Chinches, correspondería a olistolitos inmersos en arcosas y desconexos entre sí cuyas dimensiones impiden su mapeo como formación (Heredia, 1996; Beresi y Heredia, 2000). La transición entre las unidades 2 y 3 de la Formación Ponón Trehué podrían correlacionarse con el lapso comprendido entre la Fomación La Silla y la Formación San Juan. Referencias: Beresi, M. y Heredia, S., (2000); Criado Roqué, P. e Ibáñez, G.,(1979), Heredia, S., (1996); Bordonaro, O., Keller, M.; Lehnert, O., (1996); Lehnert, O et al, (1999); Núñez, E., (1979). (M. S. BERESI y S. E. HEREDIA)

PORTEZUELO DE LAS MINITAS (Formación) Arenigiano inferior (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja) LAVANDAIO, E. 1973. Geología del sector Cerro Tolar-Cuchilla Negra, Sierra del Famatina, La Rioja, Argentina. 5º Congreso Geológico Argentino, Actas 4: 41-54. Localidad tipo: Filo de Las Minitas, flanco occidental de la sierra de Famatina, provincia de La Rioja. Aproximadamente 29º de lat. S y 68º de long. O. Descripción original: Según Lavandaio (1973) esta unidad corresponde a “una secuencia psamítico-psefítica con importante participación de rocas volcánicas (meso-silícicas a básicas) y menor cantidad de lutitas y rocas silíceas...En la parte centro-oriental del filo de Las Minitas, afloran potentes conglomerados de hasta 200 m de espesor y de color pardo morado oscuro. Los clastos dominantes son de pórfiros dacíticos a riodacíticos, en menor cantidad participan granitos y rocas esquistosas.

Asociadas a los conglomerados hay subgrauvacas, gris oscuras, estratificadas en bancos de hasta 1 m de espesor...En el extremo occidental del filo de Las Minitas (Portezuelo de Las Minitas) afloran limolitas oscuras, finamente estratificadas, portadoras de graptolitos...Constituyendo intercalaciones de espesor variable se presentan vulcanitas de color verde oscuro y composición generalmente andesítica”. Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: La Formación Portezuelo de las Minitas constituye diversos afloramientos ubicados en el flanco occidental de la sierra de Famatina, entre la Pampa Tambillos por el norte, y el filo de las Minitas en el sur. El espesor de la formación, medido a la altura de la quebrada de Las Ollas, es de 1.500 m, en tanto que sus límites son tectónicos (Lavandaio, 1973). Paleontología y edad: Los tramos pelíticos de esta unidad contienen una abundante fauna de graptolitos. El material paleontológico fue primeramente estudiado por Aceñolaza (in Lavandaio, 1973), quien identificó entre las formas presentes a Tetragraptus cf. T. aproximatus; Didymograptus cf. D. hirundo y Didymograptus cf. D. v-deflexus. En base a dicha fauna se asignó a la Formación Portezuelo de las Minitas una edad arenigiana. Recientemente, Aceñolaza y Gutiérrez-Marco (2000) llevaron a cabo la revisión taxonómica del material coleccionado por Lavandaio, mencionando la presencia deTetragraptus akzharensis, Didymograptus (Expansograptus) cf. constrictus y Didymograptus sp. Esta asociación fue referida por dichos autores a la Biozona de Tetragraptus akzharensis del Arenigiano temprano (Moriduniano). En base a la graptofauna la Formación Portezuelo de las Minitas se considera correlacionable con la Formación La Alumbrera (Aceñolaza et al., 1976; Aceñolaza y Gutiérrez-Marco, 2000) y parcialmente equivalente con los niveles de lutitas negras del tramo basal de la Formación Suri en la región de Cachiyuyo (Astini, 1998b, 1999b). Referencias: Aceñolaza y Gutiérrez-Marco (2000); Astini (1998b, 1999b); De Alba (1979); Durand et al. (1994); Esteban et al. (1999); Lavandaio (1973). (S.B.ESTEBAN) PRIONIODUS ELEGANS (Zona de Intervalo de...) Arenigiano inferior. P. elegans-Tropodus sweeti (Subzona de Asociación de...). P. elegans-Oepikodus communis (Subzona de Asociación de...). (Precordillera de San Juan y La Rioja, Sistema de Famatina) ALBANESI, G.L.; HÜNICKEN, M.A Y BARNES, C.R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “El límite inferior de la Zona de Prioniodus elegans está indicado por la primera aparición del taxón epónimo. El límite superior de esta biozona lo

constituye el primer registro de Oepikodus evae”. P. elegans aparece asociada a T. sweeti en la parte inferior, y O. communis en la parte superior de este intervalo bioestratigráfico. Solamente Diaphorodus tovei se encuentra restringida a esta biozona, y algunas especies útiles para correlación intercontinental aparecen con alta frecuencia en esta unidad, e.g. Bergstroemognathus extensus, Paracordylodus gracilis, Protopanderodus leonardii, P. rectus, Reutterodus andinus, Scolopodus krummi y Tropodus comptus. Las especies Paroistodus proteus y Oelandodus elongatus, que caracterizan la biozona subyacente, aún mantienen su registro. Subzona de P. elegans-T. sweeti: “El límite basal de esta unidad está dado por el análogo de la zona, y el límite superior se corresponde con la primera aparición de Oepikodus communis.” Subzona de P. elegans-O. communis: “El límite inferior de esta subzona es el nivel del primer registro de O. communis. El límite superior es el correspondiente al análogo de la zona.” Estratotipo: La sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 29º59’LS-68º36’LW). Los límites inferior y superior de la Zona de P. elegans se sitúan a 8 m y 74,5 m, respectivamente, de la base de la Formación San Juan. El espesor local de esta biozona es de 66,5 m. El contacto entre las Subzonas de P. elegans-T. sweeti y P. elegans-O. communis, se encuentra a 46 m de la base de la Formación San Juan. La subzona inferior presenta un espesor de 38 m, y a la subzona superior le corresponde un espesor de 28,5 m. Edad: Arenigiano inferior. Observaciones: Si bien Serpagli (1974) no registró la especie epónima, propuso una correspondencia entre la Zona de P. elegans y su Fauna A de la sección de Pachaco en base a la presencia de taxones comunes a ambas. El primer registro de P. elegans en Argentina fue publicado por Hünicken & Sarmiento (1980), para el perfil del río Guandacol, Precordillera de La Rioja. Posteriormente, la especie fue documentada para la misma unidad en la localidad de Los Berros, Precordillera de San Juan (Hünicken & Rao, 1988). Lehnert (1993, 1995a) ilustró ejemplares procedentes de los niveles basales de la Formación San Juan en las secciones de Niquivil y cerro La Silla de la Precordillera de San Juan, definiendo la Zona de Asociación de P. elegans - O. communis. La composición taxonómica de su biozona es básicamente la misma que la definida por Albanesi et al. (1998), verificándose una correspondencia fiable. Sin embargo, en el esquema formal introducido por estos autores se propone una división precisa de la unidad en dos subzonas claramente distinguibles en el contexto precordillerano a partir de la aparición de O. communis; por cuya razón se sugiere mantener esta definición bioestratigráfica. La presencia de la Zona de P. elegans también ha sido reconocida en la Formación Suri del Sistema de Famatina, a través de especies asociadas cuya superposición de rangos se restringe a la misma (Lehnert et al., 1997a).

Referencias: Albanesi et al. (1998), Hünicken & Sarmiento (1980), Hünicken & Rao (1988), Lehnert (1993, 1995a), Lehnert et al. (1997a). (G. L. ALBANESI) PROETIELLA TELLECHEAI (...Zone) Arenigiano superior-Llanvirniano basal (Precordillera, Provincia de Mendoza) RUSCONI, C. 1953. Trilobites ordovícicos y cámbricos de Mendoza. Boletín Paleontológico de Buenos Aires 25:1-8. Buenos Aires.

Descripción: en calizas de la Formación San Juan, aflorantes en el área de Salagasta, norte de Mendoza, Rusconi (1953) determinó una fauna de trilobites compuesta por Annamitella (ex-Proetiella) tellecheai y Mendolaspis salagastensis pertenecientes a la Zona de Proetiella tellecheai del Llanvirniano superior descripta por Harrington (1957). Observaciones: Vaccari (1993) describe tres especies de Annamitella y sugiere que la Zona de Annamitella puede ser dividida en tres subzonas: A. harringtoni, A. tellecheai y A. fortey. La subzona de A. tellecheai es indicativa del Arenigiano superior. Referencias: Rusconi, C., (1953); Harrington, H.J. y Leanza,A.F. (1957); Vaccari,N., (1993). (M. BERESI y S. HEREDIA)

PTEROGRAPTUS ELEGANS (Zona de Intervalo de...) Darriwiliano tardío (Da3?) (Precordillera de San Juan) ORTEGA, G. 1995. Graptolite zones of the Los Azules Formation (Middle Ordovician) from Precordillera, Western Argentina. Graptolite News, 8, p. 58. ORTEGA, G. en OTTONE, E.G. et al., 1999. Plant microfossils and conodonts from the Ordovician Los Azules Formation, Central Precordillera, Argentina. Micropaleontology, 45 (3), p. 228. Descripción original: “In the basal part of the middle member of the Los Azules Formation, inmediately above the P. tentaculatus Zone occurs a graptolite association integrated by Pterograptus elegans, Didymograptus sp., Pseudophyllograptus sp., Cryptograptus schaeferi, Reteograptus geinitzianus, Wuninograptus spp., Kalpinograptus sp., Glossograptus sp. and abundant biserial rhabodosomes which was assigned to the P. elegans Zone. Moreover, these strata contain a conodont fauna with Pygodus anitae indicating the upper part of the E. suecicus Zone of early Llanvirn age”.

Edad: Esta asociación de graptolitos es referible al Darriwiliano tardío (Da3). Observaciones: La biozona tiene un espesor de ca. 70 m en el perfil del cerro Viejo, Huaco, y también ha sido identificada en el cerro Potrerillo, en la sierra de Perico-Potrerillo, donde el techo de la unidad está truncado por erosión. La misma se inicia con los primeros registros del taxón nominal, el cual se extiende a través de todo su espesor. Referencias: Ortega G., (1995); Ortega, G. en Ottone E.G. et al., (1999), Ortega G. & Albanesi G.L., (1999 a,b). (G. ORTEGA) PUNTA PETREA (Miembro) provincia de Catamarca)

Arenigiano superior (Sistema de Famatina,

MANGANO, M.G. y BUATOIS, L.A. 1994a Estratigrafía y ambiente de sedimentación de la Formación Suri en los alrededores del río Chaschuil, Ordovícico del Sistema del Famatina, noroeste argentino. - Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología, 1: 143-169. Descripción original: “Los afloramientos del Miembro Punta Pétrea comprenden una franja que se extiende al norte del río Chaschuil y presentan una fisonomía distinta a los del sector sur. Mientras este último está caracterizado por lomadas bajas con afloramientos discontinuos, los afloramientos del norte presentan mayor continuidad y son de mayor relieve. Las sucesiones adyacentes al río Chaschuil son homoclinales y presentan un azimut variable entre 75º y 90º e inclinan de 10º a 20º hacia el NE”.

“En el Miembro Punta Pétrea se han identificado cuatro facies sedimentarias (Cuadro 3): brechas finas líticas basandesíticas (facies A), areniscas y brechas finas volcánicas gradado-estratificadas (facies B) (fig. 21), brechas finas líticas andesíticas (facies C) y brechas finas, tobas y areniscas tobáceas fosilíferas (facies D). Esta unidad está caracterizada fundamentalmente por sedimentitas de grano grueso y marcado aporte volcanigénico. Algunas capas de areniscas y tobas que se presentan hacia el tramo superior del miembro exhiben extensos bancos de braquiópodos articulados (fig. 22)”. “El bajo grado de metamorfismo sufrido por estas rocas está evidenciado por la asociación de epidoto calcita y clorita, asi como por una profusa albitización. Estos fenómenos pueden en algunos casos llegar a obliterar caracteres texturales primarios dificultando una aproximación genética”. “Los fragmentos líticos que constituyen entre el 90 y el 95% de la fracción clástica de las brechas muestran un rango composicional estrecho, dominando netamente los términos andesíticos, si bien la facies D se caracteriza por la presencia significativa de componentes líticos de afinidades básicas (basandesitas o basaltos?). Los líticos andesíticos presentan diversas texturas, predominando la textura pilotáxica con base devitrificada a material criptocristalino y la porfírica con fenocristales de plagioclasa en pasta pilotáxica. Los líticos con afinidades básicas pueden presentar textura porfírica con fenocristales de plagioclasa inmersos en pasta intergranular formada por plagioclasa y clinopiroxeno obliterada por óxidos de hierro o estructura amigdaloide y textura microlítica en pasta ferritizada con amígdalas rellenas por clorita o calcita. Por su parte, las andesitas que se interdigitan en el tramo cuspidal presentan textura brechosa. Los fragmentos, con contornos sumamente irregulares, exhiben estructura amigdaloide y textura porfírica con muy escasos fenocristales de plagioclasa, inmersos en una pasta ferritizada formada por tablillas o microlitos de plagioclasa orientados. Las amígdalas son muy irregulares y están rellenas por clorita o carbonato”. “El tramo inferior de la sucesión en Punta Pétrea, está integrado por la alternancia de las distintas facies gruesas. Una secuencia tipo se inicia con brechas basandesíticas, seguidas por areniscas y brechas finas gradado-estratificadas, y puede culminar con un depósito de brechas finas andesíticas. El tramo superior de la columna está integrado por sucesivos paquetes de delgadas brechas canalizadas, areniscas y tobas fosilíferas (fig. 22). Algunas areniscas muy finas tobáceas del tramo superior presentan una difusa estratificación entrecruzada de muy bajo ángulo sugiriendo retrabajo por olas de tormenta. Asociadas a estas capas, se disponen las andesitas brechosas pobremente seleccionadas antes mencionadas, que conforman al mezclarse con el sedimento la matriz en la que se preservan moldes de braquiópodos”.

Area tipo: En la comarca homónima, ubicada al norte del río Chaschuil, levantándose la sección tipo en un área que enfrenta aproximadamente a la localidad de Loma del Kilómetro que se dispone al sur del río. Extensión geográfica: Los afloramientos del Miembro Punta Pétrea se dispone formando una franja al norte del río Chaschuil. Espesor: El espesor de la sucesión correspondiente al Miembro Punta Pétrea es ligeramente superior a los 100 m Relaciones estratigráficas: El límite inferior del Miembro Punta Pétrea se ubica donde las brechas finas y areniscas volcaniclásticas de esta unidad reemplazan a los depósitos finos del Miembro Loma del Kilómetro, observándose claramente ste contacto a norte del Río Chaschuil. El límite superior no ha sido observado.

Paleontología: La fauna del Miembro Punta Pétrea está integrada mayoritariamente por braquiópodos articulados, si bien aparecen asociados como elementos minoritarios gastrópodos y fragmentos de trilobites. El braquiópodo más abundante en esta asociación es Famatinorthis turneri y se presenta asociado a ejemplares de Monorthis aff. M. menapiae (Benedetto, 1994). Edad y correlación: Famatinorthis turneri es una forma endémica que muestra afinidades con formas del Ordovícico tardío (cf. Havlicek, 1971). Monorthis es un género típico del Arenigiano y de distribución restringida a unas pocas localidades célticas, y en particular la especie M. menapiae esta restringida al Arenigiano temprano (Benedetto, 1994). Sin embargo, las relaciones estratigráficas indican que el Miembro Punta Pétrea tendría una edad más joven que el Miembro Loma del Kilómetro, es decir al menos más joven que arenigiana media (Mángano y Buatois, 1994a). El Miembro Punta Pétrea ha sido correlacionado por Astini (1998) con la Formación Molles aflorante en la región del Río Cachiyuyo. Referencias: Mángano y Buatois, (1990a, 1992a, 1994a, 1996b); Esteban et al., (1999).

(M. G. MANGANO , L. A. BUATOIS) PURMAMARCA (Lutitas) Tremadociano inferior (Quebrada de Purmamarca, Cordillera Oriental, Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 13). Descripción original: "Thinly bedded black shales, stained ochre-yellow and bownish-red (exposed on east side of Quebrada de Humahuaca directly east of Purmamarca railway station) fossils include hundreds of complete specimens of Jujuyaspis keideli and Parabolinella argentinensis." Area y sección tipo: En el flanco occidental de la sierra de Tilcara, frente a la estación de tren de Purmamarca. Espesor: conforme a Harrington y Leanza (1957) es de 250 metros, estando definida en su base y techo por fracturas.

Edad: Originalmente se la atribuyó al Tremadociano inferior

Referencias: Harrington y Leanza (1957). (F. G. ACEÑOLAZA) PYGODUS ANSERINUS (Zona de...;...Zone) Llandeiliano-Caradociano (Bloque de San Rafael, Provincia de Mendoza) HEREDIA, S. 1982. Pygodus anserinus Lamont & Lindström (Conodonto) en el Llandeiliano de la Formación Ponón Trehué, Provincia de Mendoza, Argentina. Ameghiniana XIX:229-233.

HEREDIA, S. 1996. El Ordovícico del Arroyo Ponón Trehué, sur de la provincia de Mendoza. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 1: 601-605. Buenos Aires. BORDONARO, O.; KELLER, M. y LENHERT, O. 1996. El Ordovícico de Ponón Trehué en la Provincia de Mendoza, Argentina: redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 1: 541-550. Buenos Aires. LEHNERT, O. ; BERGSTRÖM, S. ; KELLER, M. y BORDONARO, O. 1999. Ordovician (Darriwilian-Caradocian) conodonts from the San Rafael Region, west-central Argentina: biostratigraphic, paleoecologic, and paleogeographic implications. Bolletino della Societá Paleontologica Italiana, 37(2-3):199-214. Módena.

Descripción: Esta zona aparece en calizas y pelitas negras alternantes de 12 m de espesor, en la Formación Ponón Trehué aflorante en la Sierra Pintada del Bloque de San Rafael Heredia, (S.) 1996. En calizas y pelitas negras del Miembro Los Leones de la Formación Lindero, en la Sierra Pintada, Lehnert et al.(1999) definieron los siguientes géneros y especies: Pygodus anserinus, Baltoniodus variabilis, Eoplacognathus lindstroemi, Cahabagnathus sweeti, Ansella biserrata, Coelocerodontus sp., Strachanognathus parvus, Protopanderodus varicostatus, Drepanoistodus suberectus, Walliserodus ethingtoni, Periodon aculeatus and Panderodus sp. Espesor de la zona no discriminado. Observaciones: La zona de Asociación de Pygodus anserinus incluye la especie nominal Pygodus anserinus (Lamont et Lindström) y una asociación compuesta por Baltoniodus prevariabilis (Fåhræus), Periodon aculeatus (Hadding), Strachanognathus parvus (Rhodes), Ansella nevadensis (Ethington et Schuhmacher). (Heredia S.) en prensa.

Referencias: Heredia, S., (1982); Lehnert, O., Bergström, S., Keller, M. y Bordonaro, O., (1999). (M. BERESI y S. HEREDIA)

PYGODUS ANSERINUS (Zona de Intervalo de...) Llanvirniano superior tardío – Caradociano inferior temprano (Precordillera de San Juan, Bloque de San Rafael)

HEREDIA, S.E. 1982. Pygodus anserinus Lamont & Lindström (Conodonto) en el Llandeilian de la Formación Ponón Trehué, Provincia de Mendoza,

Argentina. Ameghiniana, 19 (3-4): 229-233. LEHNERT, O. 1995A. Ordovizische Conodonten aus der Präkordillere Westargentiniens: Ihre Bedeutung für Stratigraphie und Paläogeographie. Erlanger Geologische Abhandlungen, 125: 1-193. Descripción: La Zona de P. anserinus fue reconocida originalmente por Heredia (1982) en la Formación Ponón Trehué (= Formación Lindero sensu Bordonaro et al., 1996), Bloque de San Rafael, pero no se presenta una descripción para la misma. Lehnert (1995a) identificó esta biozona en la parte superior de la Formación Las Aguaditas, en la Precordillera de San Juan. Este autor determinó las siguientes especies asociadas a la especie epónima: Ansella sinuosa, Ansella n. sp., Ansella sp., Baltoniodus prevariabilis, Belodina sp., Dapsilodus mutatus, Drepanoistodus sp., Eoplacognathus lindstroemi(?), E. robustus (?), Eoplacognathus sp., Erismodus sp., Panderodus gracilis, Panderodus serratus, Paraprioniodus? sp., Periodon aculeatus, Protopanderodus sp., Pseudooneotodus mitratus, Pygodus serra y Spinodus spinatus. Edad: Llanvirniano superior tardío – Caradociano inferior temprano.

Observaciones: Los límites de esta biozona no fueron determinados en los trabajos donde se la describe originalmente. No obstante, considerando que el límite inferior de esta unidad queda establecido por la primera aparición de P. anserinus en la Formación Ponón Trehué, Bloque de San Rafael (Heredia, 1998; Lehnert et al., 1999), y el límite superior por la primera aparición de Amorphognathus tvaerensis en la Formación Las Aguaditas, Precordillera de San Juan (Lehnert, 1995a; Albanesi & Ortega, 1998) esta biozona podría tratarse como una biozona de intervalo basada en primeros registros, a través de un estratotipo compuesto. Referencias: Heredia (1982), Lehnert (1995a), Heredia (1998), Albanesi & Ortega (1998), Lehnert et al. (1999). (G. L. ALBANESI) PYGODUS ANSERINUS/ AMORPHOGNATHUS INAEQUALIS ( ...Subzone) (véase Zona de Pygodus anserinus ) Caradociano bajo LEHNERT, O.; BERGSTRÖM, S.; KELLER, M. y BORDONARO, O. 1999. Ordovician (Darriwilian-Caradocian) conodonts from the San Rafael Region, west-central Argentina: biostratigraphic, paleoecologic, and paleogeographic implications. Bolletino della Societá Paleontologica Italiana, 37(2-3):199-214. Módena. Descripción: “The upper member of the Lindero Formation, the Los Leones member contains Pygodus anserinus, Baltoniodus variabilis, Eoplacognathus lindstroemi and Cahabagnathus sweeti clearly shows that the basal part of this member is referable to the Amorphognathus inaequalis Subzone, the upper subzone of the Pygodus anserinus Zone. Additional species recovered from this member include Ansella biserrata, Coelocerontus sp., Strachanognathus parvus, Protopanderodus varicostatus, Drepanoistodus suberectus, Walliserodus ethingtoni, Periodon aculeatus, Parapaltodus cf. simplicissimus and species of Panderodus.”

Observaciones: Lehnert et al, 1999 definen la Subzona de A. inaequalis por la

asociación de conodontes presentes en la Formación Lindero, Miembro Los Leones. La zona de Pygodus anserinus en las unidades de Baltoescandinavia corresponde a la Zona de Cahabagnathus sweeti de las unidades de conodontes de América del Norte. Referencias: Lehnert, O.; Bergström, S.; Keller, M. y Bordonaro, O. (1999). (M. BERESI y S. HEREDIA)

PYGODUS SERRA (Zona de ...) Llandeiliano inferior (Sierra Pintada, Provincia de Mendoza) HEREDIA, S. 1996. El Ordovícico del Arroyo Ponón Trehué, sur de la provincia de Mendoza. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 1: 601-605. Buenos Aires. BORDONARO, O.; KELLER, M. y LENHERT, O. 1996. El Ordovícico de Ponón Trehué en la Provincia de Mendoza, Argentina: redefiniciones estratigráficas. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 1: 541-550. Buenos Aires.

Descripción: Ha sido subdividida en cuatro Subzonas de abajo hacia arriba: Eoplacognathus foliaceous b) E. reclinatus c) E. robustus d) E. lindstroemi (véase). Sobre la base del hallazgo de la especie guía Pygodus serra Heredia (1996) determinó en la Formación Ponón Trehué aflorante en el perfil La Tortuga, la biozona homónima. También fue registrada en sedimentitas del tope del Miembro Peletay de la Formación Lindero, aflorante en la localidad de Ponón Trehué elementos de Pygodus serra, Baltoniodus praevariabilis y Eoplacognathus reclinatus (Bordonaro et al.,1996). Referencias: Heredia, S. (1996). Bordonaro, O.; Keller, M. y Lenhert, O. (1996). (M. BERESI y S. HEREDIA)

PYGODUS SERRA (Zona de Intervalo de...) Llanvirniano inferior tardío - Llanvirniano superior temprano. Eoplacognathus foliaceus (Subzona de...) Llanvirniano inferior tardío. Eoplacognathus reclinatus (Subzona de...) Llanvirniano inferior tardío. Eoplacognathus robustus (Subzona de...) Llanvirniano superior temprano. Eoplacognathus lindstroemi (Subzona de...) Llanvirniano superior temprano. (Precordillera de San Juan, Bloque de San Rafael) HÜNICKEN, M. A. Y ORTEGA, G. 1987. Lower Llanvirn-Lower Caradoc (Ordovician) conodonts and graptolites from the Argentine Central Precordillera. In: Austin, R.L. (ed.). Conodonts: Investigative Techniques and Applications. Ellis Horwood Limited, Chichester, 7: 136-145.

Descripción original: “P. serra...appears in the black shales of the Los Azules Formation, 20 m above the boundary with the San Juan Limestone. Pygodontiform and ramiform elements of P. serra are associated with G. teretiusculus (Upper Llanvirn Series – Llandeilo Series) through almost all this faunal zone. In the Argentine Precordillera, G. teretiusculus appears above the upper boundary of the Paraglossograptus tentaculatus Zone and disappears below the first appearance of N. gracilis”. Edad: Llanvirniano inferior tardío - Llanvirniano superior temprano. Observaciones: Recientemente, la Zona de P. serra fue redescripta con mayor detalle en la sección clásica de la Formación Los Azules, expuesta en el cerro Viejo de Huaco, considerándose su relación con las faunas asociadas de graptolitos y palinomorfos (Albanesi en Ottone et al., 1999). Si bien en la descripción original no se define la clase de esta biozona, se indica el nivel de su límite estratigráfico inferior en la Formación Los Azules, donde queda establecido el estratotipo de límite inferior. Debido a la interrupción estratigráfica que separa el miembro medio del superior de esta unidad, no es posible determinar la extensión total de esta biozona. El estratotipo de límite superior coincidiría con el correspondiente al de la base de la biozona siguiente (ver Zona de Pygodus anserinus), lo cual permite inferir que se trataría de una biozona de intervalo basada en primeros registros de especies guías. En la Formación Yerba Loca de la Precordillera de San Juan fueron identificadas las Subzonas de Eoplacognathus foliaceus y E. robustus, primera y tercera subbiozonas, respectivamente, de la Zona de P. serra en el esquema bioestratigráfico escandinavo (Albanesi et al., 1995a). La Subzona de E. robustus también fue identificada por Heredia (1998) en la Formación Ponón Trehué (= Formación Lindero sensu Bordonaro et al. 1996) de la Sierra Pintada en el Bloque de San Rafael, a través de la especie epónima asociada a P. serra (cf. Heredia, 1996). La Subzona de E. lindstroemi, la más joven de estas unidades en el mismo esquema de biozonación, fue reconocida en la Formación La Cantera de la Precordillera de San Juan por Albanesi et al. (1995b). Esta misma subzona y la Zona de P. serra fueron identificadas en la Formación Lindero por Lehnert et al. (1999). Estos autores también documentaron E. reclinatus, en la misma formación, reconociendo la subzona homónima, segunda subdivisión bioestratigráfica de la Zona de P. serra. Las subzonas de la Zona de P. serra no fueron formalmente definidas; por lo cual, no se las asigna a clases determinadas. P. serra también fue documentado para la Formación Las Aguaditas, Precordillera de San Juan, por Lehnert (1995a). Referencias: Hünicken & Ortega (1987), Albanesi et al. (1995a), Albanesi et al. (1995b), Bordonaro et al. (1996), Heredia (1996), Heredia (1998), Lehnert (1995a), Ottone et al. (1999), Lehnert et al. (1999). (G. L. ALBANESI) QUEPENTE (Granodiorita) Ordovícico medio-Silúrico.(Puna, provincia de Jujuy)

ZAPPETTINI E. 1990. Geología y Metalogénesis de la Puna Oriental entre los 23´y 23 ´45” delatitud sur, provincias de Jujuy y Salta. República Argentina.En: Contribuciones al conocimiento de la Mineralogía y Geología Económica de la República Argentina. Homenaje al Prof. Ing. Victorio Angelelli. Asociación Argentina de Geólogos Economistas (Publicación Especial). Pág. 120-127.Buenos Aires. Descripción original: “ ... Presenta textura gnéisica a hipidiomorfa, compuesta por oligoclasa, microclino, cuarzo y biotita...” Localidad tipo: región central de Puna, provincia de Jujuy. Afloramientos: en la región central de la Puna, en el área del cerro Quepente, provincia de Jujuy. Relaciones de campo: ---------------------------Edad y correlación: Ordovícico medio-Silúrico. Referencias: Zappettini (1990). (A. TOSELLI, M. BAEZ) RINCONADA (=MOGOTES NEGROS) (Formación) Silúrico superior (Precordillera Oriental de San Juan) Formación Rinconada (Amos, 1954) (=Formación Mogotes Negros) Cabeza Quiroga, 1942 vide Borrello, 1969; nom. subst. Peralta, 1993) PERALTA, S.H. 1993. Estratigrafía y relaciones paleoambientales de los depósitos marino-clásticos eopaleozoicos de la Precordillera Oriental de San Juan. 12° Conrgreso Geológico Argentino y 2° Congreso de Exploración de Hodrocarburos, Actas 1: 128-137. San Juan. Descripción: (sensu Peralta, 1993) "Consiste en depósitos de olistostromas o melange sedimentaria, integrados por una mezcla compleja y heterogénea de bloques alóctonos de composición clástica y carbonática, inmersos en una mátrix de trama clástica fina y coloración verdosa, caracterizándose por su estructura caótica o desordenada, que contrasta con la estratificación normal u "ordenada" de las unidades que le infrayacen......Si bien estos depósitos no muestran estratificación normal, esta queda evedenciada por la naturaleza de su fábrica, caracterizada por la orientación preferencial, meridiana a submeridiana, de los bloques de calizas y rellenos de canal psefítico y/o psamítico......." El espesor máximo que alcanza la unidad es de 3.750 metros, en la sierra de Villicúm. Contenido paleontológico y edad: Keidel (1938) identifica los primeros restos fósiles provenientes de la unidad como Atrypina acutiplicata Conrad (coral tipo Rugosa) y Monograptus sp., aseverando la edad Silúrica de estas capas. Asimismo reconoce Maclurites sp. y otros fósiles alóctonos procedentes de las calizas de la

Formación San Juan. Cuerda (1981) describe una asociación de graptolitos colectados en la localidad de La Rinconada, integrada por Climacograptus cf. minutus Carruthers, Diplograptus sp. y Monograptus sp. Asigna a las capas portadoras edad llandoveriana. Peralta (1984, 1986a) estudia una asociación faunística proveniente de niveles inferiores de la unidad, aflorantes en la Sierra de Villicúm, reconoce bloques olistolíticos de composición calcárea con una fauna típica de la Formación San Juan y aproximadamente 150 metros por encima de la base de la formación identifica niveles con braquiópodos: Australina jachalensis Clarke y Strophodonta fascifer, asociado con Monograptus argrntinus Cuerda (Graptolithina) El hallazgo de esta fauna indica una edad Ludloviana. Localidad y sección tipo: Sierra de Villicúm (sensu Peralta, 1993). Relaciones estratigráficas: Yace en discordancia erosiva sobre la Formación San Juan en la Sierra Chica de Zonda y Cerro Pedernal (Amos, 1954; Peralta, 1993), igual relación guarda en la Sierra de Villicúm (Peralta, 1993; Baldis y Peralta, 1999). El límite superior no se conoce. Observaciones: Se adopta el criterio seguido por Peralta (1993), de unificar las Formaciones Mogotes Negros y Rincoinada, atendiendo las razones expuestas por el autor. Cabeza Quiroga en 1942, en su tesis doctoral, denomina Formación Mogotes Negros, al conjunto sedimentario aflorante en el flanco oriental de la Sierra de Villicúm, San Juan. Amos (1954), al definir la Formación Rinconada, adoptando la denominación propuesta por Harrington (trabajo inédito), fija el estratotipo de la unidad en la localidad homónima, sierra Chica de Zonda. Amos (1954), considera a los afloramientos descriptos por Cabeza Quiroga (1942), en la sierra de Villicúm, similares a los de la Formación Rinconada. La unidad fue objeto de diferentes interpretaciones en cuanto a su génesis, Keidel (1938), considera a esta unidad como una "mezcla tectónica" que reune capas Silúricas con calizas Ordovícicas en numerosas cuñas alternantes. Borrello (1969), denomina esta secuencia como "wildflysch La Rinconada". Amos (1954), no vincula esta "mezcla" con un origen tectónico, sino a un simple carácter primitivo de sedimentación, lo relaciona a una "tectónica de ecoulement". Peralta (1993); Peralta y Baldis (1999), reconocen una suite de depósitos gravitatorios, constituídos por elementos alóctonos deslizados, procedentes de la Formación San Juan (olistolitos) y conglomerádicos y / o psamíticos provenientes de unidades clásticas del Ordovícico y del Silúrico. Los depósitos autóctonos están representados por depósitos de flujo de detritos y conglomerados y areniscas de relleno de canal. (M. ALFARO)

RIO DIAMANTE (Facies del...) Proterozoico superior-Paleozoico inferior (Cuerda et al., 1998). véase La Horqueta ( Serie de...Grupo de...Formación...) RUPASCA (Shales ...) Tremadociano

HARRINGTON, H.J., 1957.

Véase: RUPASCA (Formación...)

RUPASCA (Formación...) Tremadociano (Cordillera Oriental de Jujuy, Quebrada de Humahuaca).

LÓPEZ, C.R. y NULLO, F.E. 1969. Geología de la margen izquierda de la Quebrada de Humahuaca, de Huacalera a Maimará. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 24 (3): 173-182. Descripción original: “... está integrada casi exclusivamente por bancos de lutitas algo micáceas, friables, de un espesor de 3 a 6 cm; el color de las mismas es verdoso. En la base se observan algunas intercalaciones de areniscas de grano fino con un espesor medio de dos centímetros.”

Localidad tipo: Quebrada de Rupasca, Cumbres de Alfarcito, provincia de Jujuy. Extensión geográfica, relaciones estratigráficas y espesor: Esta denominación formacional es usada para los afloramientos desarrollados en la comarca de las cumbres de Alfarcito y Quebrada de Humahuaca. Harrington (1957) le asigna 80 metros de potencia, mientras que López y Nullo (1969) señalan 180 metros de espesor máximo para la misma.

Paleontología y edad: Observaciones: Harrington (1957) categoriza a esta unidad informalmente, en un rango menor como lutitas Rupasca (“Rupasca shales”), considerando probablemente que los mismos no reunían los requisitos para ser separados como una entidad diferente con categoría de Formación. Dado el volumen y desarrollo del material agrupado por caracteres litológicos claramente diferenciables es que López y Nullo (1969) le dan categoría de Formación. Esta unidad es parcialmente equivalente a la parte media-superior de la Formación Santa Rosita y equivalente a la “Lutita 2” de Moya (1988, 1999). Referencias: (G.F. ACEÑOLAZA)

SALADILLO (Formación...) Tremadociano inferior alto - Tremadociano superior (Cordillera Oriental y Puna oriental - provincia de Salta -) KEIDEL, J. in HARRINGTON, H. J. 1937. On some ordovician fossils from northern Argentina. Geological Magazine 74 (873): 97-124. (Pág. 101). Descripción: Keidel (in Harrington, 1937; Keidel, 1943) describió con sumo detalle esta unidad. Posteriormente Harrington (in Harrington y Leanza, 1957), sobre la base de los trabajos de Keidel y observaciones propias, proporcionó una descripción de la clásica sección del Angosto de Lampazar: “...Greenish-gray to yellowish-gray shaly sandstones, alternating with greenish-gray, somewhat calcareous, finely banded shales, containing 6 intercalated layers of glaciomarine conglomerates which are structureless, have a very sandy matrix calcareous in places, and contain inclusions up to 1 m. in

diameter formed of quartzites, graywackes, hornfels, and granite...(70 meters)...” “...Thinly laminated, banded greenish-gray, olive-gray and grayish-brown shaly sandstones and sandy shales, with marly clay-balls and interspersed irregular crusts and lenses of cone-in.cone structures...(40 meters)...” “...Thinly bedded, splintery dark green, dark blue and black shales with interspersed thin layers and irregular lenses of massive, dark blue limestones and few intercalations of brownish calcareous sandstones...(400 meters)...” (Harrington in Harrington y Leanza, 1957: 5-6.). Extensión geográfica, espesores y relaciones estratigráficas: La unidad se encuentra representada en varios parajes de las quebradas del Toro e Incamayo (provincia de Salta), en localidades tales como Angosto de la Quesera, cabecera de la quebrada de Barreal, Vega del Saladillo, cabecera del Angosto de Lampazar y cerro Gólgota (Keidel, 1943; Vilela, 1956; Harrington in Harrington y Leanza, 1957). Asimismo, también aflora en la provincia de Jujuy, en el área de El Moreno (Moya, 1988, 1999; Moya et al. 1994). Como consecuencia de fenómenos de corrimientos, Keidel (1943) destacó que los espesores medidos en estos afloramientos son muy variables. En la sección de la cabecera del Angosto de Lampazar, la Formación Saladillo sobreyace en concordancia a la Formación Cardonal y se dispone por debajo de la Formación Parcha. Paleontología y edad: La unidad contiene una rica fauna de trilobites, braquiópodos, conodontes y graptolitos. Los trilobites de la región de las quebradas del Toro e Incamayo pertenecen a la Zona de Kainella meridionalis, Zona de Shumardia minutula-Bienvillia tetragonalis y Zona de Notopeltis orthometopa (Tremadociano inferior alto-Tremadociano superior) (Harrington y Leanza, 1957). Los graptolitos de los niveles basales de la sección de El Moreno son asignables a las “asociaciones III y IV” (ej. Rhabdinopora flabelliformis flabelliformis) de Moya et al. (1994) (Tremadociano temprano tardío), mientras que la suprayacente “Asociación V” (Bryograptus kjerulfi Lapworth), reconocida en El Moreno y, además, en el Angosto de La Quesera y Sococha, señalan el Tremadociano tardío temprano (Moya et al., 1994). Malanca (en prensa) describe una asociación de trilobites de la Zona de Kainella meridionalis al SE de las Salinas Grandes. Por su parte, Ortega et al. (1997) y Tortello y Rao (en prensa) reconocieron graptolitos (Bryograptus) y conodontes (ej. Acanthodus lineatus (Furnish)) que asignan al Tremadociano medio a tardío temprano el tramo inferior de la sección de la cabecera del Angosto de Lampazar. Observaciones: La Formación Saladillo se corresponde con la “Lutita 2” (L2) definida por Moya (1988) (véase también Moya, 1998, 1999). Referencias: Harrington (1937), Harrington y Leanza (1957), Keidel (1943), Malanca (en prensa), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. 1994), Ortega et al. (1997), Tortello y Rao (en prensa), Vilela (1956). (M. F. TORTELLO)

SAN JOSÉ (Shales...) Tremadociano inferior (Cordillera Oriental - provincias de Jujuy y Salta ) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 13). Descripción original: “Greenish to yellowish-green, thinly laminated sandy shales, finely banded with siltstone stringers, bearing interspersed layers of light gray quartzitic sandstones with Cruziana trails (exposed near Finca San José on the road to La Caldera). Sandy-silty layers yield Jujuyaspis keideliand Parabolinella argentinensis. Exposed thickness about ?100 m.” (Harrington in Harrington and Leanza, 1957: 13). Distribución geográfica y relaciones estratigráficas: Moya (1998) (véase también Moya, 1988, 1999; Moya et al., 1994) proporciona una descripción adicional de la Formación San José y un detalle de su distribución. La unidad aflora principalmente en las localidades de Yala-Reyes, San Antonio, ruta 9 (sur de Calderilla) y quebrada de Gallinato, cuesta La Pedrera-abra La Pedrera, Finca Miraflores y área del río Mojotoro (provincias de Jujuy y Salta). La relación con la infrayacente Formación La Pedrera es transicional y consiste en intercalaciones de arenisca y lutita; dicho intervalo es grano y estrato decreciente e intercala aisladas secuencias HCS (términos HM y HFM) (Moya, 1998). Por su parte, la Formación San José pasa a la Formación Caldera a través de una transición consistente en intercalaciones de wackes y lutitas verdes, fosilíferas, y bancos de arenisca gris clara (Moya, 1998). Paleontología y edad: Los trilobites Jujuyaspis keideli Kobayashi y Parabolinella argentinensis Kobayashi, y el graptolito Rhabdinopora flabelliformis (Eichwald), indican una edad tremadociana inferior. Observaciones: La Formación San José se corresponde con la “Lutita 1” (L1) definida por Moya (1988). Referencias: Harrington y Leanza (1957), Moya (1988, 1998, 1999), Moya et al. (1994). (M. F. TORTELLO)

SAN JUAN (Formación) Miembro superior (Espisúa, 1968) ESPISÚA, E. 1968. El Paleozoico inferior del río de Las Chacritas, Dpto. Jáchal, Provincia de San Juan, con especial referencia al Silúrico. Rev. Asoc. Geol. Argent., 23: 297-311. Buenos Aires. Véase Las Chacritas (Formación) (Peralta et al., 1999a). (S. H. PERALTA).

SAN JUAN (Formación) (Furque, 1963; emend. Keller et al., 1994). Descripción original: Si bien Kobayasi (1937) fue quién introdujo el nombre de San Juan “limestones” en su contribución sobre las faunas del Cámbrico y Ordovícico de Sudamérica, siendo el primero en reconocer la edad ordovícica de los términos superiores de la sucesión calcárea. Sin embargo dicho autor no dio ninguna definición litoestratigráfica formal ni, consecuentemente, ninguna descripción litológica de la misma, considerándola sensu lato como del Cámbrico-Ordovícico. Los primeros en registrar faunas cámbricas dentro de las denominada San Juan “limestones”, fueron Harrington y Leanza (1943, 1957), quienes continuaron manteniendo dicha denominación informal. La separación litoestratigráfica de las rocas cámbricas incluidas en las San Juan “limestones” fue realizada por Borrello (1962) quién introduce para los términos cámbricos la denominación de “Formación Caliza La Laja”. Posterioremente Bordonaro (1981) separó los término dolomíticos de la parte superior de la Fm. Caliza La Laja, por lo cual redefine a esta unidad con la denominación de Formación La Laja, mientras que para los términos dolomíticos superiores introduce el nombre de Formación La Flecha, manteniendo para los términos superiores de calizas la denominación de Formación San Juan, ya introducido previamente por Furque (1963), quién reconoció en dicha unidad, una parte inferior no fosilífera, compuesta por bancos gruesos de calizas, y una partes superior fosilífera, con estratificación fina. Descripción: De acuerdo con la redefinición propuesta por Keller et al. (1994), la denominación de Formación San Juan sensu Furque (1963) queda restringida a una sucesión de calizas, dolomías y margas, de unos 350 m de espesor máximo, con abundante fauna marina de mar abierto (“open sea fauna”), cuya edad se extiende desde el Tremadociano-Arenigiano temprano hasta el Llanvirniano temprano (Herrera y Benedetto, 1991). En términos generales, la Formación San Juan está compuesta predominantemente por calizas, con menor participación de “marlstones” en la parte cuspidal, mientras que las dolomías sólo se presentan en pequeños parches microesparíticos de coloraciones parda a amarillenta, bien por presión de disolución o como resultado del relleno de excavaciones (“burrow fillings”). Sin lugar a dudas, que uno de los elementos destacables de la Formación San Juan, son los niveles de K-bentonitas, intercalados en la parte superior de la unidad, y con continuidad en la suprayacente Formación Gualcamayo, los cuales han demostrado ser notables elementos de correlación, a escala regional de la cuenca precordillerana, tal como lo demuestra la presencia de los mismos en los términos superiores de la Formación San Jorge, en el Bloque de las Mahuídas, Provincia de La Pampa, en el ámbito de la Provincia Geológica Sanrafalino-Pampeana. Otros elementos característicos son las construcciones biohermales (“reef mounds”) y arrecifes que caracterizan a la parte superior de la unidad, y que tienen significativa importancia en la interpretación paleoambiental y paleogeográfica de la Formación San Juan. Igual significado en las correlaciones

regionales, alcanzan los elementos de la “shelly fauna”, en especial braquiópodos, trilobites y cefalópodos nautiloideos entre otros, como así también las faunas de conodontes, que han permitido la fina calibración bioestratigráfica para la sucesión completa de la Formación San Juan. "Derivatio nominis”: El nombre de la formación proviene de la Provincia de San Juan (Kayser, 1867; Kobayasi, 1937; Furque, 1963). Localidad Tipo: Secciones aparentemente completas de la Formación San Juan, con base y tope expuestos, y con un excelente desarrollo de sus componentes litoestratigráficos, sólo se reconocen hasta el presente en el flanco occidental del cerro La Chilca y flanco oriental de la sierra de Villicum, en la quebrada de Don Braulio. Esta última sección, sin embargo, debido a lo complejo y difícil de su acceso, no ha sido hasta el presente descrita, mientras que la sección del cerro La Chilca lo ha sido en forma parcial, habiéndose descripto en detalle sólo su parte superior. Por ello, se han propuesto secciones de referencia, como aquella del cerro La Silla, al sureste de Jáchal (Keller et al., 1994; Lehnert, 1995), ámbito de la Precordillera Central de San Juan (sensu Baldis y Chebli, 1969), donde, de acuerdo con estos autores, en esta sección el 80% de la formación está bien expuesta. Aquí, su base se observa en transición, coincidiendo con el techo de la infrayacente Formación La Silla (Cámbrico tardío a Tramadociano superior alto), sin embargo no se observan sus términos superiores debido a erosión. Por esta razón, los mencionados autores propusieron como sección de referencia para la parte y límite superior de la Formación San Juan, la expuesta en el cerro La Silla, donde sus niveles superiores muestran contacto neto con la suprayacente Formación Gualcamayo (Llanvirniano) y presentan excelente grado de exposición. Fósiles y edad: La Formación San Juan, es portadora de una nutrida fauna marina de mar abierto, que permite diferenciarla, además de sus características litológicas, de las facies restringidas de la infrayacente Formación La Silla (Cámbrico superior-Tremadociano inferior). Entre los grupos principales que destacan los braquiópodos, trilobites, cefalópodos nautiloideos, espongiarios, crinoideos, briozoarios, gastrópodos, ostrácodos, conodontes, además de microalgas, entre otros. Sin lugar a dudas que, por sus connotaciones biocronoestratigráficas, los conodontes en primer lugar, luego los braquiópodos y trilobites, constituyen los grupos sobresalientes, con el reconocimiento de biozonas (Herrera y Benedetto, 1991; Albanesi et al., 1998) que han permitido establecer una fina calibración tanto en la edad como en las correlaciones cronoestratigráficas de la Formación San Juan, la que se ubica entre el Tremadociano superior-Arenigiano hasta Llanvirniando, atendiendo al carácter diacrónico de su techo. Relaciones estratigráficas: En la sección tipo, el límite inferior es coincidente con el límite superior de la Formación La Silla, y está definido por la marcada aparición de la clásica fauna de mar abierto característica de la Formación San Juan. El límite superior es un contacto neto (paraconformidad) con los términos inferiores de la Formación Gualcamayo, el cual muestra marcadas características de diacronismo, como consecuencias de variaciones en las edades de los términos cuspidales de la Formación

San Juan, e inferiores de la Formación Gualcamayo. En lla Precordillera, los depósitos de la Formación San Juan se caracterizan por presentar marcada variabilidad de sus relaciones estratigráficas, en particular con las unidades suprayacentes. El límite inferior si bien está expuesto en secciones claves del área precordillerana, no siempre es factible de observar debido al fallamiento que afecta tanto a los términos inferiores de la Formación San Juan como a las unidades cámbricas infrayacentes. Esto teniendo en cuenta que en general, estas unidades, y en mayor grado las calizas de la Formación San Juan, constituyen la superficie de despegue de los corrimientos epidérmicos (“thin-skined overtrusth”) característicos de la Precordillera Central, como así también para la combinación de corrimientos de piel gruesa (“thick-skined overtrust”) y epidérmicos, reconocida en la Precordillera Oriental. De norte a sur, el límite inferior de la Formación San Juan, es una superficie de paraconformidad, que se encuentra bien expuesta principalmente en las áreas de cerro La Silla (sección de referencia sensu Keller et al., 1994) y cerro San Roque, al SE de Jáchal, en las sierras de Villicum y Chica de Zonda, donde suprayace estratos del Cámbrico superior–Tremadociano de la Formación La Silla. El límite superior presenta de norte a sur marcadas variaciones estratigráficas; así en el área de Guandacol y Los Azules, el mismo está representado por una superficie de discontinuidad estratigráfica (paraconformidad) marcada por una superficie de inundación con costrificación (“harground”) a la base de la suprayacente Formación Gualcamayo, o su equivalente Los Azules inferior, en la sección del cerro homónimo. En ambos sitios, la edad del techo de la Formación San Juan, alcanza hasta el Arenigiano medio-superior (Hünicken y Ortega, 1987), mientras que los niveles basales de la Formación Gualcamayo corresponden al Arenigiano superior (Ortega et al., 1985). Una relación estratigráfica similar se observa en la sección del cerro La Chilca, donde los niveles cuspidales de la Formación San Juán, infrayacen depósitos mixtos, calci-pelíticos, de la Formación Gualcamayo. Al SW de Jáchal, en el cordón de los Blanquitos y sierra de la Trampa, la Formación San Juan es cubierta en igual relación que la descripta precedentemente, por depósitos calci-pelíticos de la denominada Formación Las Chacritas (Peralta et al., 1999). Aquí, el techo de la Formación San Juan alcanza el Llanvirniano temprano, mientras que los niveles basales de la unidad suprayacente se inician más tarde, pero dentro del Llanvirniano inferior. Igual relación estratigráfica se observa en el área de Villicum, donde los niveles superiores de la Formación San Juan, alcanzan el Llanvirniano inferior (Zona de Paraglossograptus tentaculatus), en cuyo intervalo también se incluyen los niveles basales de la suprayacente Formación Los Azules (Sarmiento, 1985; Peralta, 1993). Un notable cambio en el límite estratigráfico superior de la Formación San Juan, se observa principalmente en el ámbito de la Precordillera Central, desde las áreas de Gualilán y Talacasto, hacia el sur, incluyendo a la sierra de la Dehesa y secciones del rio San Juan, como del río Sasso, Portezuelo del Tambolar y Pachaco. En estas áreas, los términos superiores de la Formación San Juan, son cubiertos en franca relación de discordancia erosiva, en general por el clásico conglomerado basal con clastos de chert de la Formación La Chilca (Ashgilliano tardío-Wenlockiano temprano), unidad inferior

del Grupo Tucunuco (Ashgilliano tardío a Ludlowiano-Lochkoviano), siendo una excepción a ello, la sección del río Sassito, donde la Formación San Juan es cubierta en discordancia erosiva, por los depósitos mixtos de la Formación Sassito (Astini y Cañas, 1995) asignados por Lehnert (1995a, b) al Caradociano superior-Ashgilliano. Extensión geográfica: las rocas carbonáticas que integran esta unidad, se distribuyen en fajas de rumbo meridiano, en la Precordillera Oriental (sensu Ortiz y Zambrano, 1981) y en la Precordillera Central (sensu Baldis y Chebli, 1969), en las Provincias de La Rioja y San Juan, continuando sus afloramientos, hasta las secciones del sector oriental de la Precordillera mendocina. Más hacia el sur, depósitos calcáreos homologables tanto homotáxica como ccrono y paleobiologicamente con la Formación San Juan, se reconocen en el Bloque de San Rafael con el nombre de Formación Ponhon Trehue, y en el Bloque de las Mahuidas, Provincia de La Pampa, con el nombre de Formación San Jorge. En la Precordillera Oriental de San Juan, sus afloramientos se reconocen principalmente en el faldeo Occidental de la sierra de Villicum, mientras que hacia el sur, en la sierra Chica de Zonda y cerro Pedernal, son muy escasos y saltuarios. En la Precordillera Central, de norte a sur, sus afloramientos se reconocen en la las sierras de La Batea y Huaco, cerros Cumillango y La Chilca, sierras de Talacasto, La Deheza y Portezuelo del Tambolar, entre otras. Más hacia el oeste, se reconocen en las sierras de Los Blanquitos, de La Trampa, cordón de Los Azules, sierras de Gualilán y cerro Blanco de Pachaco, continuando en la precordillera mendocina, en las secciones del cerro La Cal, cerro Pelado, hasta el los Bloque de San Rafael y Las Mahuidas respectivamente. Rocas de esta formación también se encuentran como bloques re-sedimentados (olistolitos), en unidades más moderna, tanto del Ordovícico superior como del Silúrico y Devónico, en distintos ámbitos de la Precordillera y Bloque de San Rafael. Status nomenclatural: Formación San Juan (Furque, 1963; emend. Keller et al., 1994). (S. H. PERALTA) SAN JUAN (limestones), ( Kobayasi, 1937) Véase SAN JUAN (Formación) (Furque, 1963; emend. Keller et al., 1994). (S. H. PERALTA).

SAN JUAN (Formación) Tremadociano superior-Llanvirniano temprano (Precordillera de La Rioja, San Juan y Mendoza) KOBAYASHI, T. 1937. The Cambro-Ordovician Shelly Faunas of South America. Journal of the Faculty of Science Imperial University of Tokio. Section II, 4(4): 369-522. Descripción original: "The San Juan limestone furnishes the largest faunas including ostracods, trilobites, cephalopods, gastropods, brachiopods, and corals in

addition to indeterminable forms of crinoids and sponges. This collection of limestone was made from the four localities of (1) Quebrada de Talacasto, (2) Huaco, (3) quebrada de la Laja, and (4) Quebrada de Juan Pobre. Of these, one-half of the San Juan faunas came from the first mentioned locality..... it may properly be placed somewhere in Middle Ordovician....." Localidad y sección tipo: Al definirse la unidad no se designó el perfil o localidad tipo de la misma. La Formación San Juan tiene una amplia distribución en el ámbito de la Precordillera y fue objeto de descripciones de detalle en las localidades donde presenta su mayor desarrollo. Keller et al.(1994) establecen la sección tipo en el cerro La Silla, miden un espesor entre 300 y 380 metros. Contenido paleontológico y edad: Kayser (1876), determina los primeros fósiles presentes en las calizas, fijando su edad en el Ordovícico. Kobayashi (1937), da a conocer una lista de fósiles, ubicándo la Formación San Juan en el Ordovícico medio. Amos (1954), colecta restos fósiles en las proximidades del arroyo El Molino. Harrington (in: Harrington y Leanza, 1957), mencionan los fósiles presentes en la Caliza San Juan, en las localidades de Huaco, Guandacol y La Rinconada, la asociación está conformada por Proetiella telecheai, Remopleurinoides preandinus, Mendolaspis salagastensis, Nanillaenus gualcamayaensis, Pliomera ? sp. , Cyrtometopus sp., Maclurites sarmientoi, M. avellanedae, Taffia sp, Orthis sp., Monticulipora? argentina, asigna la asociación al Llanvirniano. Se suceden numerosos trabajos de índole paleontológico, cuyo objetivo primordial es la descripción sistemática de las faunas de trilobites, braquiópodos y conodontes presentes. Toro y Monaldi (1981), describen Benedettia huaquensis Toro y Monaldi (Trilobita), en la Quebrada de Huaco, San Juan. Benedetto et al.,(1986), reconocen una fauna colectada en la zona de transición entre las formaciones San Juan y Gualcamayo, en Guandacol, La Rioja, determinan una asociación de tribobites constutuída por Geraznostus? sp., Shumardia riojana Benedetto et al., Bienvillia sp., Carolinites constrictus Benedetto et al., Opsimasaphus sp., Nileus sp., Ampyx sp., y Parapilekia sp. y un braquiópodo, Nanorthis fragilisBenedetto et al., asignan una edad Arenigiana media a superior. Vaccari et al.,(1986), describen una colección de trilobites provenientes de distintas localidades de la Precordillera, reconocen nuevas formas que asignan a Hillyarnina? sp., Parabasilicus sp., Selenoharpes sp., Ampyx sp., Cyrtomrtopus sp.,Holia cf. H. cimelia Bradley, atribuyen la edad de los estratos portadores al Arenigiano inferior-medio_Llanvirniano inferior. Vaccari (2001) completa el registro de trilobites con nuevas formas colectadas en el cerro La Silla y en cerro Viejo, proximidades de Jáchal, describe Platillaenus niquivilensis Vaccari, P. jaanussoni Vaccari, Waifeldaspis beatrizae Vaccari, Leiostegium precordilleranus Vaccari y Basilicus (Basiliella) leanzai Vaccari. La asociación indica una edad comprendida entre el Tremadociano tardío y el Lanvirniano temprano. El estudio de los braquiópodos fue abordado entre otros, por Benedetto y Herrera (1986, 1987b), determinan: Taffia anómala Benedetto y Herrera, Ahtiella argentina Benedetto y Herrera, ?Leptellina sp., Petroria rugosa

acuta Benedetto y Herrera, P. r. elevata Benedetto y Herrera, Platystrophia minuta Benedetto y Herrera y P. Fasciculata Bededetto y Herrera. Benedetto (1987), da a conocer nuevas especies de los géneros Tritoechia y Pomatotrema, colectados en el área de Huaco-cerro Viejo y en la sierra de Villicúm, la fauna asociada indica una edad Arenigiana tardía-Llanvirniana temprana. Herrera y Benedetto (1989), describen los Órthidos presentes en esta unidad, con el reconocimiento de nuevos taxones. Benedetto y Herrera (l993), refieren braquiópodos de la subfamilia LEPTELLINAE. Brindan una lista de los braquiópodos identificados en la Formación San Juan. Las faunas de conodontes fueron estudiadas, entre otrois investigadores, por Hünicken (1982); Ortega et al.,(1995). Sarmiento (1987) identifica en los niveles cuspidales de la Formación San Juan y en la "zona de transición", que suprayace a esta unidad, la Biozona de Amorphognathus variabilis-Eoplacognathus pseudoplanus. El hallazgo de estas formas permite fijar la edad del techo de la Formación San Juan, en la sierra de Villicúm, en el Llanvirniano inferior. Albanesi et al.,(1998) reconocen las Zonas de Oelandodus elongatus-Acodus deltatus, en la base de la Formación San Juan (Arenigiano inferior temprano), hasta la Zona de Microzarcodina parva (Formación San Juan, Arenigiano superior)-Zona de Lenodus variabilis (Formaciónes San Juan-Gualcamayo, Arenigiano superior tardío), región de cerro Potrerillo. La Formación San Juan posee también una abundadte fauna de crinoideos, esponjas, briozoos y moluscos, estudiados, entre otros investigadores por Sánchez (1986); Carrera (1991, 1995, 1997); Sánchez et al., (1996). Relaciones estructurales: En la quebrada de Las Lajas, sierra de Zonda, la relación de la Formación San Juan con la infrayacente Formación La Flecha (Cámbrico) es transicional, en techo está truncado por falla (Beresi y Bordonaro, 1984). El límite superior es concordante con las Formaciones Gualcamayo en el área de Guandacol (Benedetto et al., 1986); cerro Potrerillo (Ortega et al., 1995) y Los Azules, en la región de cerro Viejo (Vaccari, 2001). Observaciones: Amos (1954) menciona las "Calizas San Juan", constituyendo la masa principal de la sierra Chica de Zonda. Harrington (In: Harrington y Leanza, 1957), brinda una descripción suscinta sobre la distribución de la unidad y el origen del nombre, confirmando la edad Ordovícica de la misma. Espisúa (1968), reconoce dos miembros dentro de la unidad. Beresi y Bordonaro (1984), realizan una descripción estratigráfica detallada de la Formación San Juan en la quebrada de Las Lajas, establecen cuatro miembros informales integrando la unidad. Keller et al., (1994), definen como Formación La Silla, al miembro inferior de la Formación San Juan y fijan el estratotipo de esta última unidad en el cerro la Silla. Son numerosos los trabajos de índole paleoambiental y paleoecológicos de los que ha sido objeto esta unidad, se mencionan los realizados por Beresi (1981); Sánchez el al., (1996) y Carrera (1997). (M. ALFARO)

SAN RAFAEL (GRUPO DE...) Paleozoico inferior

vease: LA HORQUETA (Serie de...Grupo de ...Formación...) BORRELLO, A.V., SCANAVINO, R., GUICHON, M., Y MENDEZ, E. 1973. Mapa tectónico de Mendoza (escala 1:500.000). Vº Congreso Geológico Argentino (Carlos Paz, 1972). Actas V:3-9, 1 mapa, Buenos Aires. (M.S. BERESI y S.E. HEREDIA)

SAN ROQUE (Formación), (Baldis et al., 1981) BALDIS B. A., BORDONARO, O., BERESI, M. y ULIARTE, E., 1981. Zona de dispersión estromatolítica en la secuencia calcáreo dolomítica del Paleozoico inferior de San Juan. 8vo Congr. Geol. Argent., 2: 419-434. San Luis. Véase La Flecha (Formación) emend. Keller et al. (1994). Descripción original: De acuerdo con la definición introducida por Baldis et al. (1981), “...en su zona tipo la formación San Roque se caracteriza por poseer tres miembros de composición carbonática, con estructuras ciclotemáticas hacia la base que se pierden progresivamente hacia el techo, culminando con calizas masivas estériles en un espesor total de 320 m mínimo”. Así, los tres miembros reconocido por Baldis et al. (op. cit.) son, de abajo hacia arriba, los siguientes: Miembro Agua Negra de calizas ciclotemáticas: Miembro bayo estromatolítico Los Diaguitas: Miembro superior gris El Refugio: Descripción emendada: De acuerdo con la redefinición estratigráfica realizada por Keller et al. (1994), actualmente en uso entre los investigadores del tema, el denominado Miembro El Refugio de Baldis et al. (1981), y los términos inferiores de la Formación San Juan, constituyen la actualmente reconocida Formación La Silla (Keller et al., 1994), mientras que los dos miembros restantes; Agua Negra y Los Diaguitas constituyen la actualmente reconocida Formación La Flecha. Desde el punto de vista litológico, esta unidad consiste esencialmente de una sucesión de estromatolitos, trombolitos y laminitas cryptalgales, en todo similar a la descripto para la Formación La Flecha, razón por la cual se remite para mejor referencia, al item correspondiente a esta última formación. “Derivatio nominis”: el nombre de la unidad deriva del cerro San Roque, ubicado al SSE de la localidad de Jáchal, Precordillera Central de San Juan. Sección tipo: Baldis et al. (1981) definen como localidad tipo para esta unidad la sección ubicada sobre el flanco oriental del cerro San Roque, 10 km al SSE de la ciudad de Jáchal, en el ámbito de la Precordillera Central de San Juan. Extensión geográfica: Los afloramientos de la Formación San Roque se reconocen en el

cerro homónimo, al S de la localidad de Jáchal, ámbito de la Precordillera Central de San Juan, de acuerdo con la descripción aportada por Baldis et al. (1981). Sin embargo teniendo en cuenta el estudio de revisión realizado por Keller et al. (1994), la extensión de dicha formación se corresponde con la reconocida por estos últimos autores para la Formación La Flecha, con la cual se la homologa parcialmente, razón por la cual el uso del nombre de Formación San Roque ha sido discontinuado. Fósiles y edad: Principalmente estromatolitos y trombolitos. Por correlación con los depósitos de la Formación La Flecha, la cual incluye a los Miembros Agua Negra y El Refugio, la parte inferior y media de la Formación San Roque se asigna al Cámbrico superior sensu lato, mientras que su Miembro superior, ahora incluido en la parte inferior de la suprayacente Formación La Silla, por correlación con está ultima, se asigna al Cámbrico superior-Tremadociano, de acuerdo con los argumentos aportados por Keller et al. (1994) Status nomenclatural: Los depósitos de esta unidad, correspondientes a los miembros Agua Negra y Los Diaguitas, se homologan con la denominación de Formación La Flecha, mientras que el Miembro superior El Refugio se incluye junto con la parte inferior de la Formación San Juan, en la denominada Formación La Silla (Keller et al., 1994), por lo que el uso del nombre de Formación San Roque debe discontinuarse. (S. H. PERALTA). SANTA ANA (Complejo Espilítico-queratofírico) .Ordovícico.

(Puna, provincia de Jujuy)

ZAPPETTINI E. 1990. Geología y Metalogénesis de la Puna Oriental entre los 23´y 23 ´45” de latitud sur, provincias de Jujuy y Salta. República Argentina.En: Contribuciones al conocimiento de la Mineralogía y Geología Económica de la República Argentina. Homenaje al Prof. Ing. Victorio Angelelli. Asociación Argentina de Geólogos Economistas (Publicación Especial). Pág. 120-127. Buenos Aires. Descripción original: “ ... Comprende queratófiros constituidos por diópsido, prehnita, albita-oligoclasa, tremolita-actinolita, epidoto y calcita, originados por modificación metamórfica de dioritas y diabasas. Las espilitas presentan textura subnofítica a variolítica constituidas por albita, piroxenos alterados totalmente a clorita y tremolita-actinolita, opacos, epidoto y ojos constituidos por calcita, clorita y cuarzo. El quimismo de las rocas permite caracterizarlas como una serie tholeítica...” Localidad tipo: Alrededores de la localidad de Santa Ana, provincia de Jujuy. Afloramientos: comprende un conjunto de filones capa intruídos en la Formación Acoite, con potencias de 2 a 500 m y longitudes de hasta 5 Km, dispuestos en una faja meridiana en la parte central del área estudiada Relaciones de campo: comprende un conjunto de filones capa intruídos en la Formación Acoite, Edad y correlación: Ordovícica. En el extremo sur del área investigada se presentan

diques dacíticos y riolíticos metamorfizados vinculados con este magmatismo. Referencias: Zappettini (1990). (A. TOSELLI y M. BAEZ) SANTA CRUZ (Formación...) Tremadociano inferior alto - Tremadociano superior (Cordillera Oriental - provincias de Salta y Jujuy -) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 9). Descripción original: “Dark gray shales, usually marly, with abundant intercalations of shaly sandstones and thin beds of dark blue limestones; fossils: Kainella meridionalis, Parabolinopsis mariana, Pseudokainella lata, Asaphellus catamarcensis, Shumardia erquensis. A thin layer of dark gray shales yields Dictyonema flabelliforme (525 m). Dark gray shales with few intercalations of dark gray marls and greenish shaly sandstones; fossils scarce: Apatokephalus serratus, Parabolinopsis mariana, Pseudokainella lata (300 m). Dark gray and dark greenish-gray shales with abundant intercalations of dark gray marls and bluish-gray limestones, and a few beds of greenish-gray shaly sandstones near the top; fossils very abundant: Apatokephalus serratus, Protopliomerops rossi, Ceratopyge forficuloides, Notopeltis orthometopa, Basiliella carinata, Orometopus pyrifrons, etc. (575 m)” (Harrington inHarrington y Leanza, 1957: 9). Distribución geográfica y estratigráfica: La unidad se encuentra representada en las laderas occidental y oriental de la sierra de Santa Victoria y en sus áreas de influencia, en el norte de las provincias de Salta y Jujuy. La sección tipo se localiza en la quebrada del río Santa Victoria, Departamento de Santa Victoria, provincia de Salta (Harrington in Harrington y Leanza, 1957), con un espesor de 1400 metros. Siguiendo el criterio de Harrington (in Harrington y Leanza, 1957), la Formación Santa Cruz se apoya en concordancia sobre las lutitas de la Formación Angosto y se dispone en concordancia por debajo de la Formación Acoite. Paleontología y edad: Sobre la base de los trilobites mencionados en la descripción original (véase también Harrington y Leanza, 1957: 10-11), la unidad es asignable al Tremadociano temprano tardío-Tremadociano tardío (Biozona de Kainella meridionalis, Biozona de Bienvillia tetragonalis-Shumardia minutula y Biozona de Notopeltis orthometopa) (Beder, 1928; Brackebusch, 1883; Harrington y Leanza, 1957; Turner 1960, 1964). Observaciones: Turner (1960, 1964) (véase también Turner y Mon, 1979) unificó las formaciones Santa Cruz y Angosto (Harrington in Harrington y Leanza, 1957) en una nueva unidad, a la que denominó Formación Santa Rosita (Cámbrico

tardío-Tremadociano tardío) (véase Formación Santa Rosita). Referencias: Beder (1928), Brackebusch (1883), Harrington y Leanza (1957), Turner (1960, 1964), Turner y Mon (1979). (M. F. TORTELLO) SANTA ROSITA (Formación...) Cámbrico Superior alto - Tremadociano (Cordillera Oriental - provincias de Salta y Jujuy -) TURNER, J. C. 1960. Estratigrafía de la sierra de Santa Victoria y adyacencias. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, 41(2): 163-196. (Págs. 174-177). Descripción original (parte): “La roca que predomina es una lutita de color gris oscuro a castaño; desde lejos presenta tonalidades verdosas...” “...La Formación está integrada por una potente sucesión de lutitas. Comienza con un conglomerado, un verdadero conglomerado basal que ocasionalmente puede faltar...” “Los clastos del conglomerado son de tamaño mediano, predominando fenoclastos de un diámetro de 1 a 2 cm, en una matriz areniscosa de grano fino. Los rodados, de forma redondeada, son de cuarzo de vetas, de color blanco lechoso, areniscas silicificadas, granodiorita y esquistos derivados de la Formación Puncoviscana. El conglomerado basal se presenta con un espesor de 30 a 40 m. Sobre el conglomerado se apoyan en perfecta concordancia capas de arenisca, de grano fino a mediano, con una potencia de 10 m. Hacia arriba pasa paulatinamente a lutitas de color gris oscuro, hasta casi negro, con pocas intercalaciones de areniscas lutíticas de color gris verdoso y potentes bancos de areniscas silicificadas, de color blanquecino, grisáceo, con un espesor de 1,5 a 2 m. Continuando arriba, se pasa a lutitas de color gris oscuro, a veces algo margosas, con intercalaciones más frecuentes de areniscas lutíticas y delgadas capas de calcáreo azul oscuro. Hacia arriba se intercalan con mayor frecuencia bancos de areniscas lutíticas de color verde y margas de color gris oscuro. Las lutitas constituyen bancos de 5 a 10 cm de espesor y ocasionalmente hasta 30 o 40 cm...” (Turner, 1960: 174). Localidad tipo: Quebrada del río Santa Victoria, Departamento de Santa Victoria, provincia de Salta. Esta sección es considerada un perfil tipo del Ordovícico Inferior latinoamericano. Extensión geográfica, espesores y relaciones estratigráficas: La Formación Santa Rosita se encuentra bien representada en las laderas occidental y oriental de la sierra de Santa Victoria y en sus áreas de influencia, en el norte de las provincias de Salta y Jujuy. Su afloramiento más característico es el de la quebrada del río Santa Victoria, desde Acoite hacia el naciente (Turner, 1960, 1964). El espesor de esta unidad en el perfil tipo es de 2300 m. Según se observa en distintas localidades de la región (ej. quebradas de los ríos Santa Rosa, Santa Victoria, Mesón, Cañaní, abra Chalhualmayoc y

al sudeste de Rincón de Cajas), la Formación Santa Rosita se apoya en discordancia angular sobre las areniscas silicificadas de la Formación Cajas (véase Grupo Mesón) y se disponen en concordancia por debajo de la Formación Acoite (Turner, 1960). La Formación Santa Rosita fue reconocida en muchas otras localidades de la Cordillera Oriental: ej. sierra de Zenta (Amengual y Zanettini, 1973), Iruya (Vilela, 1960), Tres Cruces (Zanettini, 1973), Cajas-Mina Aguilar (Méndez, 1973; Turner y Salfity, 1977), Hornaditas (Aceñolaza, 1996), Chucalezna (Aceñolaza y Albanesi, 1997), Perchel (Manca, 1992), Purmamarca (Mángano et al., 1996). En varios casos, la asignación a esta formación se realizó con el fin de no agregar nombres formacionales a la litoestratigrafía del norte argentino. Paleontología y edad: Con posterioridad a los primeros hallazgos de Brackebusch (1883) y Beder (1928), Harrington y Leanza (1957) estudiaron colecciones de trilobites procedentes de distintas localidades fosilíferas. El minucioso muestreo del Ing. Nesossi (YPF) en la quebrada del río Santa Victoria permitió realizar un análisis bioestratigráfico de detalle de esta sección, identificándose las siguientes zonas de trilobites: Biozona de Parabolina frequens argentina, Biozona de Kainella meridionalis, Biozona de Bienvillia tetragonalis-Shumardia minutula y Biozona de Notopeltis orthometopa (Harrington y Leanza, 1957: 10-11) (véase también Tortello, 1996a,b). Asimismo, la unidad contiene, en diversas localidades, trilobites de la parte inferior de la Biozona de P. frequens argentina (Manca, 1992), graptolitos del grupo de Rhabdinopora flabelliforme (Turner, 1959, 1960, 1964; Moya et al., 1994; Aceñolaza, 1996), conodontes (Rao et al., 1994; Aceñolaza y Albanesi, 1997), trazas fósiles (ej. Mángano et al., 1996), gastrópodos, bivalvos, cefalópodos y equinodermos. La edad de la Formación abarca el lapso Cámbrico tardío-Tremadociano superior. Observaciones: De acuerdo a Turner (1960, 1964), los caracteres litológicos de las Formaciones Angosto (Harrington in Harrington y Leanza, 1957) y Santa Cruz (Harrington in Harrington y Leanza, 1957) no pueden distinguirse adecuadamente en el campo. En consecuencia, estas unidades fueron unificadas bajo el nombre de Formación Santa Rosita (Turner, 1960; Turner y Mon, 1979). Referencias: Aceñolaza (1996), Aceñolaza y Albanesi (1997), Amengual y Zanettini (1973), Beder (1928), Brackebusch (1883), Harrington y Leanza (1957), Manca (1992), Mángano et al. (1996), Méndez (1973), Moya et al. (1994), Rao et al. (1994), Turner (1959, 1960, 1964), Turner y Mon (1979), Turner y Salfity (1977), Tortello (1996a, b), Vilela (1960), Zanettini (1973). (M. F. TORTELLO) SANTA VICTORIA (Grupo...) Cámbrico Superior alto - Arenigiano medio (Cordillera Oriental - provincias de Salta y Jujuy -) TURNER, J. C. 1960. Estratigrafía de la sierra de Santa Victoria y

adyacencias. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, 41(2): 163-196. (Pág. 173). Descripción original: “...está representado por sedimentos marinos, predominantemente pelíticos y conglomerádicos en su base, constituidos por lutitas con pocas intercalaciones de areniscas silicificadas y calcáreos. En base a los fósiles encontrados y a la litología se ha dividido este complejo en dos formaciones ...” “Formación Santa Rosita y Formación Acoite (Harrington in Harrington y Leanza, 1957)”... “El perfil más característico y mejor desarrollado se encuentra a lo largo del río Santa Victoria, en una longitud de unos 20 km” (Turner, 1960: 173). Localidad tipo: Quebrada del río Santa Victoria, Departamento de Santa Victoria, provincia de Salta. Extensión geográfica. El Grupo Santa Victoria se encuentra bien representado en las laderas occidental y oriental de la sierra de Santa Victoria y adyacencias, en el norte de las provincias de Salta y Jujuy, así como en diversas localidades de la Cordillera Oriental y Puna (véase Formaciones Santa Rosita y Acoite). Paleontología y edad: De acuerdo a su abundante contenido fosilífero, consistente principalmente en trilobites, graptolitos, conodontes y braquiópodos, el Grupo Santa Victoria abarca el lapso Cámbrico tardío-Arenigiano medio. Referencias: Harrington y Leanza (1957), Turner (1960), y referencias correspondientes a las Formaciones Santa Rosita y Acoite. (M. F. TORTELLO) SEÑOR DE LA PEÑA, (Granito)

TOSELLI, A.; ROSSI, J.; SARDI, F.; LOPEZ, J. y BAEZ, M. 2000. Caracterización petrográfica y geoquímica de granitoides de la sierra de Velasco, La Rioja, Argentina. 17 Geowissenschaftliches Lateinamerika-Kolloquium (17 LAK). Revista Profil 18:38. Actas publlicadas en CD (6 páginas). Stuttgart (Alemania). (ISSN 0941-0414). Descripción: granitos cordieríticos de grano medio, de color gris rosado y de textura equigranular o porfírica definida por fenocristales de microclino pertítico de 2 a 10 cm, con frecuentes inclusiones de biotita y cuarzo. La matriz es de granulometría mediana y constituida por cuarzo, plagioclasa, microclino, cordierita, sillimanita, andalusita, granate y biotita-muscovita. Localidad tipo: paraje homónimo en la sierra de Velasco Afloramientos: paraje homónimo y diversos sectores restringidos de la sierra, como así también en la sierra de Mazán. Relaciones de campo: son de características postectónicas y se asocian con los granitos porfíricos normales. Observaciones: ----Referencias: -----

(TOSELLI, A.J., BAEZ, M.A., BELLOS, L.I.) SEPULTURAS (Calizas) Arenigiano (Quebrada de Purmamarca, Cordillera Oriental, Jujuy) HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. & LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (Pág. 13). Descripción original: "Light to dark gray limestones and maarly limestones, with interbedded dark gray shales (exposed in the upper Quebrada de Purmamarca), fossils include Hoekaspis schlagintweiti, cephalopods, pelecypods, braqchiopods". Area y sección tipo: En la zona de superior de la quebrada de Purmamarca. Espesor: conforme a Harrington y Leanza (1957) es de 50 metros, estando definida en su base y techo por fracturas. Edad: Originalmente se la atribuyó al Llanvirniano, pero los conodontes señalan una antiguedad de edad arenigiana medio-alto.

Referencias: Harrington y Leanza (1957). (F. G. ACEÑOLAZA) SURI (Formación)

Arenigiano-Llanvirniano? (Sistema de Famatina, provincias de La Rioja y Catamarca)

HARRINGTON, en HARRINGTON y LEANZA, 1957. Ordovician trilobites of Argentina. University of Kansas, Special Publication, Kansas, 259 pp. Descripción original: Turner (1964) caracterizó a la Formación Suri como integrada por "areniscas silicificadas muy duras, lutitas, de color verde, limolitas, con intercalaciones de bancos delgados de margas y tobas". Estudios estratigráficos y sedimentológicos efectuados en la región del río Chaschuil documentan una mayor complejidad en la litología de esta formación (Mángano y Buatois, 1994a, 1996a,b, 1997). Area tipo: En su definición original, no fue caracterizado ningún perfil tipo para la Formación Suri. Extensión geográfica: La Formación Suri aflora en distintos sectores del Sistema del Famatina, a ambas laderas de la sierra homónima y en la ladera occidental de la sierra de Narváez. Los afloramientos localizados en la hoja Chaschuil (sector norte del Sistema del Famatina) constituyen una faja continua ubicada sobre el flanco occidental del cuerpo principal de la sierra de Narváez. Esta amplia faja de rumbo submeridional se extiende desde la Ciénaga Larga al norte hasta las proximidades del Portillo (NE del Cerro Aspero) al sur (Turner, 1967). También en el extremo septentrional del Sistema del Famatina, pero en la hoja Cerros Cuminchango, la Formación Suri constituye dos afloramientos desconectados que se disponen en la prolongación hacia el sur de la sierra de Narváez y en el extremo norte de la sierra de Famatina (Maisonave, 1979). En la hoja Vinchina, ubicada al sur de la anterior, los afloramientos son discontinuos y se ubican a ambos lados de la sierra de Famatina (Turner, 1964). Edad y correlación: Harrington y Leanza (1957) asignaron los estratos de la Formación Suri en el área del Río Cachiyuyo al Llanvirniano (zona de Hoekaspis megacantha), basándose en el análisis de la trilobitofauna, edad también sustentada por Aceñolaza y Rábano (1990). Más recientemente, Toro y Brussa (1997) incluyeron en la Zona deBaltograptus deflexus, de edad arenigiana inferior, a la graptofauna presente en el tramo inferior de la sección de la Formación Suri en la quebrada del río Saladillo, mientras que la asociación superior fue asignada a la Zona de Didymograptellus bifidus, de edad arenigiana

media. Los intervalos portadores de graptolites en la sección del río Saladillo se ubican por debajo de los portadores de trilobites en el río Cachiyuyo. En la región del Río Chaschuil, la mayor parte de la fauna descripta proviene del Miembro Loma del Kilómetro. Aceñolaza y Toselli (1977) propusieron una posible edad arenigiana, teniendo en cuenta la asociación de Hoekaspis megacantha (= Merlinia megacantha) y Proetiella tellecheai (= Annamitella longulosa), como asi también los nautiloideos ortocónicos. Más recientemente, sobre la base del análisis de la trilobitofauna de la región de Chaschuil, Vaccari y Waisfeld (1994) sugirieron una edad arenigiana media (Whitlandiano) para la asociación inferior de trilobites y señalaron que la asociación superior aporta datos poco definidos sobre la edad. Una edad arenigiana media es sugerida también por los conodontes, los cuales corresponden a la zona de Baltoniodus navis (Albanesi y Vaccari, 1994). La fauna de braquiópodos y bivalvos es también indicadora de una edad arenigiana (Benedetto, 1994; Sanchez y Babin, 1993, 1994). Contrariamente, los estudios paleomagnéticos realizados en la sección de Loma del Kilómetro por Valencio et al. (1980) son coherentes con el período de polaridad reversa registrado para el Llanvirniano temprano. En el área de Cuchilla Negra, la Formación Suri contiene braquiópodos y trilobites (Turner, 1964; Lavandaio, 1973). En particular, Lavandaio (1973) mencionó el hallazgo de braquiópodos órtidos indeterminados y de los trilobites Merlinia megacantha y Asaphelus sp. Desafortunadamente, no se cuenta con secciones detalladas en esta región. La región del Río Chaschuil es la que cuenta con mayores estudios sobre el contenido fósil de la Formación Suri. Esta unidad contiene trilobites, braquiópodos articulados e inarticulados, bivalvos, gastrópodos, cefalópodos, poríferos y conodontes. Esta fauna se analiza con mayor detalle en la descripción de cada uno de los miembros definidos en esta área (ver Miembro Vuelta de Las Tolas, Miembro Loma del Kilómetro y Miembro Punta Pétrea).

Referencias: Harrington y Leanza (1957); Turner (1958, 1960, 1964, 1967); Maisonave (1973); Lavandaio (1973); Levy y Nullo (1973, 1980); Aceñolaza y Toselli, (1977, 1984, 1986); De Alba (1979); Valencio et al. (1980); Aceñolaza y Rábano (1990); Aceñolaza y Mángano (1990); Mángano y Buatois (1990a,b, 1992a,b,c 1994a,b, 1995, 1996a,b, 1997); Sanchez y Babin (1992, 1993); Vaccari et al. (1993); Vaccari y Waisfeld, (1994); Benedetto (1994); Albanessi y Vaccari (1994); Mángano et al. (1996); Astini (1998); Esteban et al. (1999). (M. G. MANGANO y L. A. BUATOIS)

TETRAGRAPTUS APPROXIMATUS (Zona de Asociación...) Arenigiano basalArenigiano inferior (Precordillera de Mendoza) BORDONARO, O. y PERALTA, S. 1987. El Arenigiano Inferior de la Formación Empozada en la localidad de San Isidro, Mendoza, Argentina. Anales, X Congreso Geológico Argentino, San Miguel de Tucumán, Tucumán, Argentina 2:81-84.

Descripción: Biozona de asociación de especies cuya superposición de rangos estratigráficos se restringiría a la biozona mencionada. Determinada para el Miembro Inferior de la Formación Empozada, en bloques y clastos del techo de la Litofacies 2: Conglomerados oscuros (conglomerado basal de Harrington, 1957), Quebrada de San Isidro. Los bloques de pelitas negras de 0,5 m de largo por 0,30 m de espesor, contienen la siguiente graptofauna: Tetragraptus approximatus (Nicholson), T. fruticosus (Hall), T. aff. bigsby, T. quadribrachiatus (Hall), T. pendens (Elles), Tetragraptus sp.,Didymofgraptus sp., Dichograptus sp., Caryocaris sp., Clonogr aptus cf. C. tenellus. Observaciones: La asociación de graptolitos corresponde a una fauna alóctona ya que fue determinada en clastos resedimentados en la Formación Empozada, Quebrada de San Isidro, Mendoza.

Referencias: Bordonaro, O. y Peralta, S. 1987. (M. BERESI y S. HEREDIA)

TETRAGRAPTUS FRUTICOSUS (Biozona de Asociación...) Arenigiano BORDONARO, O. y PERALTA, S. 1987. El Arenigiano Inferior de la Formación Empozada en la localidad de San Isidro, Mendoza, Argentina. Anales, X Congreso Geológico Argentino, San Miguel de Tucuman, Tucuman, Argentina 2:81-84.

Descripción: Asociación intermedia integrada por: T. fruticosus (Hall), T. pendens (Elles), T. quadribrachiatus (Hall), Tetragraptus sp., Didymofgraptus sp., Dichograptus sp., Caryo caris sp., Clonograptus cf. tenellus. Observaciones: La asociación de graptolitos corresponde a una fauna alóctona ya que fue determinada en clastos resedimentados en la Formación Empozada, Quebrada de San Isidro, Mendoza. Referencias: Bordonaro, O. y Peralta, S. 1987. (M. BERESI y S. HEREDIA)

TOLOMBON (Complejo) Ordovícico (Sierra de Quilmes, Salta, Tucumán y Catamarca) TOSELLI, A.J.; ROSSI DE TOSELLI, J.N.; RAPELA, C.W. El Basamento Metamórfico de la Sierra de Quilmes, República Argentina. Asociación Geológica Argentina, Revista, XXXIII (2): 105-121. Buenos Aires. Descripción original: ..."Las zonas septentrional y austral se caracterizan por mostrar un claro incremento del grado metamórfico hacia el oeste, según se refleja en las secuencias litológicas observadas. En la zona austral las cuarcitas constituyen los primeros afloramientos en el flanco oriental de la sierra, formando bancos masivos o suavemente esquistosos con espesores que individualmente no sobrepasan los 40 cm, en los que se intercalan delgados bancos de dolomitas con abundante tremolita. Con el aumento de los filosilicatos se pasa a cuarcitas filíticas y finalmente a esquistos filíticos. Continuando hacia el oeste comienzan a aflorar filitas nodulosas y finalmente, al oeste de la quebrada del Mendocino, se observa una transición brusca de filitas a gneises de grano medio a grueso. Localmente se observan bancos potentes de conglomerados cuarcíticos, fuertemente diagenizados, de posición estratigráfica incierta. En la zona septentrional, a la altura de Cafayate, la secuencia se inicia con escasos y aislados afloramientos de esquistos nodulosos que pasan paulatinamente a gneises, prdominando éstos en el borde oriental, desde Cafayate hasta Tolombón. En la quebrada

de Tolombón, los gneises pasan transicionalmente a migmatitas de diverso tipo hacia el oeste"......"En el Complejo Tolombón es conveniente distinguir dos grandes grupos litológicos espacial y genéticamente relacionados entre sí: 1.- Ectinitas, y 2.- Migmatitas en sentido amplio. Dentro del grupo 1 encontramos los siguientes tipos:

1.1. Cuarcitas filíticas. 1.2. Esquistos filíticos. 1.3. Esquistos nodulosos cordieríticos. 1.4.1. Gneises cordieríticos. 1.4.2. Gneises cordierítico-hipersténicos. 1.5.Granulitas hipersténicas. 1.6. Noritas anfibolitizadas. En el grupo 2 identificamos: 2.1. Migmatitas oftálmicas. 2.2. Migmatitas granítico-cordieríticos. 2.3. Migmatitas metablasticas. 2.4. Migmatitas bandeadas. 2.5. Migmatitas agmatíticas y nebulíticas. Localidad Tipo: quebrada de Tolombón. Afloramientos: este complejo fue identificado en tres zonas dentro de la sierra de Quilmes, a las que se denominó septentrional, austral y occidental. La mas extensa de ellas es la zona septentrional, que aflora desde aproximadamente la altura del El Pichao al sur, separada del Complejo Agua del Sapo por la falla regional de Chusca y extendiéndose hacia el norte hasta las cabeceras de la quebrada de Yacochuya. La zona austral comprende comprende la punta sur de la sierra desde la localidad de Punta Balasto. La zona occidental está constituida por una serie de afloramientos situados en ambas márgenes del rio Toroyacu hasta la altura del Puesto Saladillo.

Relaciones de campo: esta unidad tiene contacto tectónico o gradacional con el Complejo Agua del Sapo. Edad y correlación: Rapela (1976) establece edades K-Ar de gneises biotíticos de Tolombón y Cafayate entre 430±15 y 455±15 Ma. Becchio (2000) determina por Sm-Nd en migmatitas del río Anchillo y quebrada de Quilmes 442±9 Ma. Y en granulitas 412±18 Ma. Edades modelo de Nd (tDM) varían entre 1,69 y 1,96 Ga. Referencias: Toselli et al. (1978); Lucassen et al. (2001); Becchio (2000) Determina por Sud-Nd en magmatico del río Anchillos y Qda de Quilmes 442mMa y en granulitos 412m 18 Ma elementos que por K-Ar sobre biot. Determino 374m Ma. Asimismo las edades modelos de Nd (tDM) varian entre 1,69 y 1,96 Ga. (A.TOSELLI Y J.N. ROSSI) TOLOMBON (Tonalita) Ordovícico, (Sierra de Quilmes, Salta). RAPELA, C.W. 1976. Las rocas granitoides de la región de Cafayate, Provincia de Salta. Aspectos petrológicos y geoquímicos. Asociación Geológica Argentina, Revista, XXXI(4): 260-278. Buenos Aires.

Descripción original: ..."Dicho afloramientos tiene una extensión N-S de 500 m, con un espesor aproximado de 200m."......."La roca predominante es una tonalita biotítica-muscovítica de color gris claro a gris verdoso claro, de tamaño de grano variable."....."El aspecto general de la roca - color, composición y tamaño de grano - es muy semejante al de las porciones mas básicas (tonalitas y granodioritas) del Granito Cafayate, por lo que resulta sumamente dificultoso individualizarlos en rocas de mano. Composición mineralógica y textura: los minerales félsicos presentes son plagioclasas, feldespato alcalino (microclino) y cuarzo. Como mafitos se encuentran biotita y muscovita. Accesorios: apatita y circón. Secundarios: sericita, epidotos (zoicita y pistacita), magnetita, clorita y productos arcillosos. La textura es granuda hipidiomórfica"..... Localidad Tipo: Ruta nacional nº 40, 10 km al sur de Cafayate. Afloramientos: en la quebrada del río Tolombón y hacia el norte, en afloramientos dispersos, aunque siempre relacionados con rocas migmáticas, en forma de cuerpos irregulares de escaso tamaño, generalmente lenticulares. Relaciones de campo: las tonalitas constituyen cuerpos irregulares pequeños, generalmente lenticulares, dispersos dentro de las rocas migmáticas, del Complejo Tolombón. Edad y correlación: Rapela (1976b) estableció edades K-Ar para los gneises biotíticos de 455±15 y 445±15; para los gneises con muscovita de 430±20 Ma. Y para una tonalita biotítica 320±10 Ma. Referencias: Toselli et al. (1978). (¿¿TOSELLI, SARDI, BELLOS, BAEZ??) TRAPICHE (Grupo, Formación) Caradociano-Ashgilliano inferior (Precordillera de la Rioja y san Juan) Formación Trapiche (Furque, 1963; nom. transl. por Furque, 1972 para "Estratos de Trapiche"). FURQUE, G.,1963. Descripción geológica de la Hoja 17b, Guandacol. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 92, 72 p. Buenos Aires. Descripción original: ...."Entran en su composición una variedad muy grande de rocas, entre las que se cuentan areniscas y conglomerados, hasta grauvacas, cuarcitas y esquistos metamorfizados.." Su espesor supera los 800 m. Astini (1994)brinda un detallado análisis litofacial y composicional de la unidad. Localidad y sección tipo: curso medio del río Gualcamayo entre el Puesto de El Trapiche y en Los Alamos. Relaciones estratigráficas: Furque (1963, 1972), esta unidad yace en forma concordante sobre la Formación las Plantas y mediante contacto tectónico con la Formación

Guandacol (Carbónico). Astini (1998) la relación con la infrayacente Formación Las Vacas (sensu Astini, 1998) es de discordancia angular. Contenido paleontológico y edad: Furque (1963, 1972) asigna a la Formación Trapiche una esdad caradociana por la presencia de un graptolito Dicellograptus divaricatus salopiensis Elles y Wood, determinado por Turner (1959). Benedetto y Herrera (1987b) colectan en niveles cuspidales de la unidad, en la quebrada Gualcamayo, una asociación de braquiópodos y trilobites compuesta por Dalmanella aff. D. testudinaria (Dalman), reasignada por Benedetto (1999) a Trucizetina chanarensis Benedetto, Holtedahlina ? sp., Cyphomena sp., Eohomalonotus aff. E. villicunensis Baldis y Blasco, que evedencia una edad ashgilliana, completa esta fauna Conularia sp. Sánchez (1990) describe una valvifauna, procedente del Puesto El Salto, quebrada río Gualcamayo, integrada por Modiolopsis cf. M. cuyana Sánchez y Colpomya sp., formas del Ashgilliano. Albanesi et al. (1995), dan a conocer restos deAmorphognathus aff. superbus (Rhodes) (Conodonta) procedentes del flanco occidental del cerro Potrerrillos, refieren los niveles portadores al lapso Caradociano superior-Ashgilliano inferior. Benedetto (1999), completa el registro fósil con la descripción de un conjunto de braquiópodos que refiere a Trenastissp., Destombesium argentinum Bebedetto, Reuschella sp. y Rinchotrema sp., indican una edad caradociana. Observaciones: Furque (1963) define la "formación Trapiche", constituyen depósitos ordovícicos de gran desarrollo, reconoce dentro de esta unidad tres conjuntos de capas que de base a techo, denomina "Conglomerado de Las Vacas", "lutitas de Las Plantas" y "Estratos de Trapiche" , cabe consignar, que Furque (1958) anticipa esta unidad. El mismo autor, en 1972a cambia el rango estratigráfico de las unidades, designando formalmente el Grupo Trapiche y elevendo a la categoría de Formaciones al Conglomerado de Las Vacas, Lutitas de las Plantas y Estratos de Trapiche. Astini (1998) modifica el cuadro estratigráfico establecido por Furque (op.cit.) al redefinir el Conglomerado de Las Vacas, crea la Formación Las Vacas, conformada con las dos unidades basales del Conglomerado Las Vacas sensu Furque (1972a) y excluye la Formación Trapiche. (M. ALFARO) TRAPICHEANO

(Piso )

Ordovícico medio-superior

ACEÑOLAZA, F. G. 1992 El Sistema Ordovícico de Sudamérica In GutierrezMarco et al Paleozoico inferior de Ibero-América. Publicación especial Universidad de Extremadura 85-118. Descripción original: "En términos globalesel Ordovícico medio incluye al lappso Llanvirniano-Llandeiliano de la estratigrafía inglesa que incluyen los niveles que van desde D. Bifidus hasta laparte alta de Nemagraptus gracilis, aunque para nuestra

conceptualización bioestratigráfica debe incluir hastaDicranograptuas clingani, o sea parte del Caradociano (Aceñolaza, 1987). La sección bioestratigráfica normal en la que puede asentarse este concepto tiene muy buena representación en la Precordillera argentina, particularmente integrando el Grupo Trapiche y los términos estratigráficos equivalentes (TRAPICHEANO: Fig. 2) pudiendo reconocerse, aunque en términos parciales, en diferentes partes de Sudamérica.". Referencias: Aceñolaza (1992).

TRIPODUS LAEVIS (Zona de Intervalo de...) Arenigiano medio -Whiterockiano basal-.(Precordillera de San Juan y La Rioja) ALBANESI, G.L.; HÜNICKEN, M.A Y BARNES, C.R. 1998. Bioestratigrafía de conodontes de las secuencias ordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Actas XII Academia Nacional de Ciencias, Córdoba: 7-72. Descripción original: “La Zona de Tripodus laevis se extiende desde el nivel estratigráfico que registra la primera aparición de la especie epónima, hasta el nivel más bajo que contiene Baltoniodus navis”. “El taxón característico de esta biozona, T. laevis, está acompañado por especies de extenso rango estratigráfico que están muy bien representadas en la unidad homónima del continente norteamericano, e.g. Cornuodus longibasis, Drepanodus arcuatus, Jumudontus gananda, Oepikodus intermedius, Oistodus lanceolatus, Parapaltodus simplicissimus, Parapanderodus paracornuformis, Paroistodus originalis, Periodon flabellum, Protopanderodus elongatus, P. gradatus, Protoprioniodus simplicissimus, Pteracontiodus cryptodens y Texania heligma”. Estratotipo: La sección del portezuelo Yanso, situada en el extremo septentrional de la sierra de Potrerillo-Perico, Precordillera Central de San Juan (ca. 29º59’LS-68º36’LW). El límite inferior de la Zona de T. laevis se encuentra a 147 m de la base de la Formación San Juan, y el límite superior se localiza a 248 m del mismo nivel de referencia. El espesor local de esta biozona es de 101 m. Edad: Arenigiano medio -Whiterockiano basal-. Observaciones: En el estratotipo de la Zona de T. laevis la secuencia de calizas esqueletales y nodulares es escasamente productiva en conodontes. Esta característica ha sido observada en otras localidades precordilleranas, e.g. en los estratos de procedencia de la Fauna D de Serpagli (1974), en el perfil de Pachaco sobre el río San Juan, y en la sección de Niquivil, a través de la Zona de Asociación de Conodontes VI (“Parapanderodus”nogamii, Parapanderodus gracilis, Ansella jemtlandica) de Lehnert (1993, 1995a). Estas características y las especies asociadas que se comparten, en particularParapanderodus paracornuformis y Semiacontiodus potrerillensis (= “Parapanderodus” nogamii y P. gracilis,

respectivamente, sensu Lehnert -para estos niveles-), Periodon flabellum, Juanognathus jaanussoni, Ansella jemtlandica, Paroistodus originalis, Oistodus lanceolatus y O. striolatus,permitirían referir tentativamente las extensas unidades establecidas por los autores citados a la Zona de T. laevis según la definición de Albanesi et al. (1998). Sin embargo, la presencia del taxón Triangulodus brevibasis (Sergeeva), documentada tanto en la sección de Pachaco (= Scandodus brevibasis sensuSerpagli, 1974) como en la sección de Niquivil (= Trigonodus brevibasis sensu Lehnert, 1993), permitiría correlacionar las partes media a superior de sus respectivos intervalos con la Zona de Baltoniodus navis, dado que T. brevibasis aparece en la parte superior de esta biozona en las secciones con muestreos detallados de la región baltoescandinava. La Zona de T. laevis también ha sido documentada en diversas secciones comprendidas entre los ríos Gualcamayo y Guandacol del norte de la Precordillera de San Juan y La Rioja (Albanesi et al., 1999a). Referencias: Albanesi et al. (1998), Serpagli (1974), Lehnert (1993, 1995a), Albanesi et al. (1999a). (G. L. ALBANESI) TUCUNUCO (Grupo) (Cuerda, 1965). CUERDA, A. J. 1965. Monograptus leintwardinensis var. incipiens Wood en el Silúrico de la Precordillera. Ameghiniana, IV(5): 171-178. Buenos Aires. Descripción original: Cuerda (op. cit.) instituyó la denominación de Grupo Tucunuo para reunir el conjunto integrado por las Formaciones La Chilca (Ashgilliano tardío-Llandoveriano a Wenlockiano temprano) y Los Espejos (Ludlowiano a Lochkoviano), definidas por el mismo autor, y cuyas localidades tipos se corresponden con la del Grupo Tucunuco, localizándoselas sobre el flanco occidental del cerro La Chilca. Descripción: En la sección tipo el espesor del Grupo Tucunuco es de aproximadamente 550 m, pero este valor aumenta considerablemente hacia el norte, área circundantes al río Jáchal, y disminuye progresivamente hacia el sur, áreas de Talacasto y La Deheza, donde se observa su engranaje lateral con los depósitos equivalentes de la Formación Tambolar (Peralta et al., 1997). El Grupo Tucunuco incluye a la sucesión marina siliciclástica, cuya edad se extiende desde el Ashgilliano tardío (Cuerda et al., 1982; Melendi y Volkheimer 1982 Cuerda et al., 1988) al Ludlowiano tardío (Cuerda, 1965), Pridoliano a Lochkoviano (Benedetto, et al., 1992). “Derivatio nominis”: el nombre proviene de la localidad de Tucunuco, ubicada unos 60 km al sur de la ciudad de Jáchal, Precordillera Central de San Juan. Localidad tipo: Flanco occidental del cerro La Chilca, al S de Jáchal y W de Tucunuco, en la Precordillera Central de San Juan. Las coordenadas geográficas aproximadas del lugar son : 68° 48’ W y 30° 36’ S (Cuerda, 1965).

Relaciones estratigráficas: El Grupo Tucunuco está limitado a la base por una

discordancia erosiva de carácter regional, ubicada a la base de la Formación La Chilca, que en el sector norte, áreas de Jáchal y Tucunuco, la separa de rocas silicicláticas y mixtas (calci-pelíticas) del Ordovícico medio. Sin embargo hacia el sur, áreas de Gualilán, Talacasto, La Dehesa, el mencionado conglomerado sobreyace a las calizas de la Formación San Juan, evidenciando una mayor magnitud del hiato y de arrasamiento de los términos interpuestos entre ésta última unidad y el conglomerado. El límite superior del Grupo Tucunuco, es una superficie de discontinuidad estratigráfica, paraconformidad, que la separa de los término pelíticos de la base de la Formación Talacasto, del Devónico inferior, cuya extensión se verifica esencialmente en todo el ámbito de la Precordillera Central de San Juan. Extensión geográfica: Las rocas del Grupo Tucunuco, se reconocen exclusivamente en el ámbito de la Precordillera Central de San Juan, donde su extensión se verifica desde el norte del río Jáchal hasta la sierra de la Dehesa (Peralta, 1990; Peralta et al., 1997). Hacia el sur, extremo meridional de la sierra de La Dehesa y áreas adyacentes al río San Juan, estos depósitos engranan lateralmente con los de la Formación Tambolar, mientras que hacia el sector occidental de la Precordillera Central, este engranaje lateral se verifica con los depósitos pelíticos de la Formación Tambolar (Facies Pachaco de la Formación Tambolar sensu Peralta y León, 1994), y olistostrómicos de la Formación Corralito (Pitaluga et al., 1997). Fósiles y edad: Las unidades que integran el Grupo Tucunuco, son portadoras de una rica fauna marina y trazas fósiles asociadas. La Formación La Chilca es portadora principalmente de graptolitos y palinomorfos que han permitido precisar su edad entre el Asghilliano tardío y el Wenlockiano temprano. Así, inmediatamente por encima del conglomerado basal con clastos de chert, de la base de la Formación La Chilca, se encuentra una nivel de fangolitas portadoras de graptolitos de las Zonas de Normalograptus persculptus, que indica al Ashgilliano cuspidal, y de la Zona de Parakidograptus acuminatus, que indica al Llandoveriano basal. De lo expuesto se deduce que la edad del mencionado conglomerado corresponde al Ashgilliano tardío, mientras que el límite Ordovícico-Silúrico se ubica en el nivel de pelitas que le suprayacen. La Formación Los Espejos es portadora de una abundante “shelly fauna”, trazas fósiles, palinomofos, conodontes y graptolitos, que han permitido precisar su edad desde el Wenlockiano (?), Ludlowiano, Pridoliano y Lochkoviano (Cuerda, 1965; Benedetto et al., 1992) Status nomenclatural: Grupo Tucunuco (Cuerda, 1965). (S. H. PERALTA). ULTRAMÁFICAS (Faja de rocas...) Ordovícico ? (Provincia de Mendoza) HALLER, M. J. y RAMOS, V. 1993. Las ofiolitas y otras rocas afines. XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos. Geología y Recursos Naturales de Mendoza. V.A. Ramos (Ed.). Relatorio I (4) 31-39.

Descripción original: “La distribución areal de las rocas ultramáficas de Mendoza es de tipo lineal lo que ha llevado a distintos autores a referirse a la misma como faja de rocas ultramáficas” Descripción ampliada: La faja ultramáfica de Mendoza reúne varios tipos litológicos, que corresponden a rocas peridotíticas, su cortejo asociado y rocas gábricas. Las rocas presentan distintos grados de serpentinización, en algunos casos muy avanzada que oblitera completamente la textura original ( Haller y Ramos, 1993 ). En el segmento septentrional sobre el flanco occidental de la sierra de la Cortadera, afloran peridotitas tectonizadas ( tectonitas ), peridotitas, piroxenitas, dunitas, gabros y en forma subordinada rodingitas, plagiogranitos y manifestaciones de talco ( Diaz y Zanoni de Tonel, 1987 y 1992 ). Las metabasitas y rocas ultramáficas de Cortaderas y Bonilla ( Davis et al 1999 ) descriptas por Dias y Zanoni de Tonel forman según Davis cuatro unidades; una comprende gabro, microgabro, diabasa y está interpretada como una sección mafica crustal. Otra consiste en la peridotita serpentinizada, cumulatos ultramáficos, gabros estratificados y granulitas que representan la corteza continental profunda. La terecer unidad incluye coladas basalticas interestratificadas con rocas clásticas metasedimentarias de bajo grado. En el segmento central de la faja ubicado en la sierra de Uspallata y su continuación sur el cordón de Bonilla, asoman así mismo rocas que presentan un alto grado de serpentinización, constituidas exclusivamente por antigorita en diferentes variedades texturales, laminar y fibrosa acompañadas por venillas de crisotilo y actinolita (Zardini 1961 a ). La ubicación de cuerpos gábricos en el faldeo oriental del Cordón del Plata tiene continuación geográfica y geológica con las manifestaciones de Portillo ( Caminos 1965: 378 )... En el segmento austral ubicado al sur del río Mendoza, en Cordillera Frontal la faja aflora en el faldeo oriental del Cordón del Portillo. En el área del río de las Tunas, en las cercanías del Refugio Coronel de la Plaza (Zardini, 1959) el cuerpo ultrabásico se compone de serpentinitas de texturas masivas de... Al microscopio se observan agregados de antigorita con clorita, pequeños cristales relícticos de olivina, acompañados de magnetita y en ocasiones de augita...Aguas arriba del Río de las Tunas en el faldeo occidental de la Cuchilla de Guarguaraz (Ggregori y Bjerg, 1997) establecieron la existencia de rocas máficas serpentinizadas asociadas a gabros y basaltos con estructuras almohadilladas...; conjunto que denominaron Faja Metales... (Gregori y Bjerg 1997). Hay esquistos antofilíticos, talcosos, tremolíticos y serpentiníticos y rocas olivínicas alteradas. Estas serpentinitas son rocas negras, oscuras y la roca de caja está constituida por calizas cristalinas, esquistos granatíferos, cuarcitas, anfibolitas. Además están cortadas por cuerpos intrusivos filónicos correspondientes al gran pluton intercarbónico del Cordón del Plata (Zardini,1962 ) En la falda oriental del cordón del Portillo, se encuentra la faja homónima en la cual de norte a sur el complejo Los Gateados está constituido por peridotitas metamorfizadas en facies de anfibolitas. Las metamorfitas presentan asociaciones de facies de anfibolita alta y esquistos granatíferos (Villar y Escayola, 1999). Las serpentinitas están mineralizadas por sulfuros de níquel, hierro y cobre, espinelos cromíferos, blenda y chispas de oro y plata. Los gabros están constituidos por

bandas de minerales máficos formados por diópsido y sulfuros; están afectados por metamorfismo regional y de contacto además de procesos hidrotermales. En la región de Los Gateados (Villar 2000). Las serpentinitas son metamórficas constituidas por lizardita, forsterita, enstatita, antofilita y clorita . En la región de la Mina la Barrera se encuentran preservados extensos cumulatos de olivina, serpentinizados Al sur en el Complejo de Novillo Muerto las rocas ultramáficas son metaperidotitas recristalizadas en facies anfibolita de alto grado contienen protolitos ígneos de augita y forsterita... Se reconocen dos facies metamórficas en el basamento, la facies de anfibolitas y la facies de esquistos verdes (Caminos, 1993 ). En este paraje los autores Haller y Ramos (1993) refiriéndose a Villar 1969, sintetizan “ En este paraje esta investigadora describe un complejo diferenciado donde participan dunitas, harzburgitas, piroxenitas, wherlitas y carbonatitas subordinadas. La serpentinización que aumenta en la periferia de los cuerpos se manifiesta por la presencia de brucita, crisotilo, magnetita, antigorita...” Al sur del Arroyo Barrquero existe otro conjunto de afloramientos de rocas ultramáficas...(Gonzales Diaz, 1858) (Haller y Ramos, 1993)...Estos cuerpos constituyen gran parte de la estructura del Cerro Don Rocha. Gonzalez Diaz describe afloramientos de esquistos talcosos tremolíticos serpentínicos y rocas con olivina..... Los afloramientos de ultramafitas se extienden hacia el sudoeste en forma lineal .hasta el Cerro Portillo. El mas próximo se encuentra cerca del Portezuelo de los Cueros y está formado según Polanski, (1964 b) por una peridotita serpentinizada de color negro cruzada por vetillas de anfíbol fibroso... sobre la Cuchilla del Guindo en el cause del arroyo homónimo aflora una roca compuesta por restos de piroxenos y anfibol fibroso ( Haller y Ramos 1993)..... Los gabros cumulares del Nihuil, con escasos diferenciados ultramáficos, asociados con diques de diabasas porfíricas, y cortados por diques calcoalcalinos constituyen el extremo austral de la faja de la Cordillera Frontal.(Cingolani et. al.) 2000. Estos gabros cumulares son los de Loma Alta mencionados previamente por Gonzalez Diaz (1981). Localidades tipo: presenta las siguientes secciones o áreas que han sido mapeadas en distintos trabajos y algunas descriptas en el relevamiento geológico regional de las hojas al 200.000 : 22c Ramblón ( Harrington 1971); 24 a y b(Cerro Tupungato (Polanski1972) y, 25 a Volcán San José (Polanski 1964) y 27d San Rafael( Gonzalez Diaz 1972) de la Dirección Nacional de Geología y Minería.y en el relevamiento geológico regional del SEGEMAR en escala 250.000 de la hoja Cerro Aconcagua 3369-I (Ramos Cortés y Caminos. 1998) Son localidades el flanco occidental de la sierra de Cortaderas, sierra de Uspallata, cordón de Bonilla, cordón del Plata, (Precordillera) alto Río de las Tunas, ladera oriental del cordón del Portillo (Cordillera Frontal), El Nihuil (Bloque de San Rafael ). Extensión geográfica: La faja ultramáfica de la provincia de Mendoza está formada por afloramientos discontinuos que asoman a lo largo de aproximadamente 600 kilómetros, con rumbo preponderantemente meridional a partir del límite interprovincial con la provincia de San Juan. Hacia el norte de este se continúa en la Sierra de Tontal .Hacia el sur esta faja de cuerpos máficos y ultramáficos caracteriza a la vertiente occidental de

la Precordillera, en la sierras de Cortaderas, Uspallata y en el cordón de Bonilla, Al sur del río Mendoza continúa por los contrafuertes septentrionales y orientales del cordón del Portillo en la Cordillera Frontal Se incluyen en esta faja los intrusivos gábricos deformados aflorantes en Loma Alta en las inmediaciones del dique El Nihuil, al oeste de San Rafael (Gonzáles Díaz, 1972, 1981) (Cingolani et al 2000) que constituirían el extremo austral de la misma. Edad: La faja de rocas ultramáficas de Mendoza está constituida por cuerpos de peridotitas asociados a metabasitas como parte de secuencias ofiolíticas, en cordillera Frontal, cortan a los complejos ultramáficos Desde el punto de vista geoquímico y tectónico, las metabasitas asociadas a las rocas ultramáficas de la Cordillera Frontal se pueden comparar con los basaltos y gabros de la Precordillera de Mendoza y San Juan, relacionados todos con la acreción del terreno alóctono Chilenia (Ramos et al. 1984) y forman parte de los eventos ofiolíticos famatinianos. Edades medias de las metabasitas por el método Rb/Sr tomadas en la Cordillera Frontal oscilan entre 577 y 330 M.a. ( siendo la última edad del metamorfismo) (Basei et al. 1998 ). Las metabasitas datadas intruyen las ultramafitas y son posteriores. Las rocas ultramáficas aún no han sido datadas. En Precordillera las ultramafitas se encuentran alojadas en metasedimentitas de protolito ordovícico, las ultramafitas no han sido datadas.pero son evidentemente mas antiguas. Los intrusivos básicos de Loma Alta (Gonzalez Diaz, 1981) datados en 474-484 Ma. son evidentemente ordovícicos. Observaciones: Al reconstruirse la faja de rocas ultramáficas puede establecerse una secuencia ofiolítica desmembrada con casi todos los tipos litológicos que caracterizan a la misma. (Conferencia Penrose, 1972): tectonitas harzburgiticas, peridotitas y dunitas con estructura cumular; gabros estratificados, gabros homogéneos, diques gábricos y basálticos, y basaltos con estructuras almohadilladas. Los rasgos geoquímicos de esta secuencia corresponden a los de rocas generadas en un ambiente de corteza oceánica (Haller y Ramos, 1993). Referencias: Anónimo. Conferencia Penrose, 1972; Basei, M. Victor A. Ramos, Graciela I. Vujovich y Stella Poma 1998; Ramos, V.A., Cortés, J. .M.Caminos, R.L. 1998;.1998; Caminos R. L., 1993; Davis, J.S., Roeske, S.M. McClelland, W.C. and Snee, L.W.. 1999; Dias H. D.y M. Zanoni de Tonel 1987, 1992; Haller M.J. y Ramos, V.A., 1984; 1993; Harrington, H. J. 1971; Gregori y Bjerg 1997, Cingolani C.A., Llambías ,E.J., Ortiz, R. L,. 2000; Gonzalez Diaz, E. F.. 1958, 1972, 1977, 1981; Polanski, J. 1964 b, 1972; Villar,L.M. 1969, 2000; Villar, M .L. y Escayola, M. P. 1999; Zardini, R.A.1959, 1961 a; 1962. (L. M. VILLAR y M. BERESI)

UNDULOGRAPTUS AUSTRODENTATUS (Zona de Intervalo de...) Darriwiliano temprano (Da1) (Precordillera de La Rioja y San Juan)

BRUSSA E.D. et al. 1998. Late Yapeenian to Early Darriwilian graptolite faunas from Nazareno Creek, Guandacol region, Precordillera, Argentina. En Gutiérrez Marco J.C. & Rabano I. (eds.), Proceedings 6th International Graptolite Conference (GWG-IPA) & 1998 Field Meeting, IUGS Subcommission on Silurian Stratigraphy, Temas Geológicos y Mineros ITGE, 23, 158-159. ORTEGA G. y ALBANESI G.L. 1999a. Graptolite biostratigraphy of the Gualcamayo Formation (Middle Ordovician) at the Los Sapitos Creek section, Argentina Precordillera. En Kraft P. & Fatka O. (eds.), Quo vadis Ordovician?, Short papers of the Eight International Symposium on the Ordovician System, Praha, Acta Universitatis Carolinae, Geologica, 43 (1-2): 51.

Descripción: Brussa et al. (1998) reconocen la presencia de dos graptofaunas en la Formación Gualcamayo, aflorante en la quebrada Nazareno. La primera con Undulograptus cf. sinodentatus y Arienigraptus zhejiangensis en el nivel LP10 indicaría la presencia de la Subzona de Arienigraptus zhejiangensis (parte inferior de la Zona de Undulograptus austrodentatus). La otra asociación se registra en LP12, a 30 m por encima del contacto con la Formación San Juan, con la aparición de Undulograptus austrodentatus, U. sinicus y U. cf. formosus, sugiriendo el comienzo de la Subzona deUndulograptus sinicus (parte superior de la Zona de U. austrodentatus). La base de la biozona es indicada por la aparición de U. austrodentatus, taxón que se extiende a través de toda su extensión (Ortega & Albanesi, 1999 a). Edad: Darriwiliano temprano (Da1). Observaciones: La Zona de U. austrodentatus tiene una amplia distribución en la Precordillera de La Rioja y San Juan. La misma es aproximadamente equivalente a la Zona de P. tentaculatus, tradicionalmente usada en Argentina, pero este último taxón aparece antes en la Precordillera, en la parte superior de la Zona de Cardiograptus morsus y se extiende por encima, presumiblemente hasta la Zona de Undulograptus dentatus. Ortega & Albanesi (1999 a) reconocen un espesor de aprox. 8 m para la Subzona de A. zhejiangensis en la Formación Gualcamayo, quebrada de Los Sapitos. La misma aflora en varias localidades entre los ríos Guandacol y Gualcamayo, al suroeste de Guandacol. El espesor de la Subzona de U. sinicus no se ha podido medir en las secciones donde ésta ha sido estudiada debido a problemas tectónicos o a exposiciones incompletas. Esta subzona se reconoce desde el norte de la Precordillera (río Guandacol) hasta el sur del río San Juan (Formación Rinconada). Referencias: Brussa et al. (1998); Mitchell et al. (1998), Brussa & Astini (1998); Cuerda, A.J. et al. (1998); Ortega & Albanesi (1999 a,b). (G. ORTEGA) UNDULOGRAPTUS DENTATUS (Zona de ...) Darriwiliano temprano (Da2) (Precordillera de San Juan)

MITCHELL, C.E. et al. 1998. A diverse Da2 fauna preserved within an altered volcanic ash fall, Eastern Precordillera, Argentina: implications for graptolite paleocology. En Gutiérrez Marco (J.C.) & Rabano (I.), ed., Proceedings 6th International Graptolite Conference (GWG-IPA) & 1998 Field Meeting, IUGS Subcommission on Silurian Stratigraphy, Temas Geológicos y Mineros ITGE, 23, 222. Descripción original: “The fauna from 0,5 m above the 3,44 m K-bentonite, in contrast, includes many new species such us Undulograptus dentatus, Cryptograptus schaeferi, Hustedograptus n. sp. 1 (sensu Mitchell, 1992), “Climacograptus pungens”, and Archiclimacograptus sp. cf. A. confertus. These species clearly represent a youngest assemblage referable to the Da2, or dentatus Zone...” Edad: Darriwiliano temprano (Da2). Observaciones: Esta graptofauna ha sido registrada en la parte basal del miembro medio de la Formación Los Azules, en el faldeo occidental del cerro Viejo de Huaco, San Juan, pero su real extensión no ha sido precisada. Referencias: Mitchell, C.E. et al., 1998. (G. ORTEGA) VILISMÁN-ALBIGASTA (Faja granítica) Ordovícico (sierra de Ancasti, Catamarca)

ACEÑOLAZA, F.G.; MILLER, H. y TOSELLI, A. 1981. Geología de la sierra de Ancasti. Nuevos aportes al conocimiento geológico regional y estructural. VIII Cong. Geol. Arg, III:75-88. San Luis. Localidad tipo: localidades de Vilismán y Albigasta, al norte y noreste de la sierra de Ancasti, provincia de Catamarca. Afloramientos: idem y además, entre ambas localidades. Descripción original: “.... Tanto el cuerpo de Vilismán como el de Albigasta son de grano medio, con algunos sectores porfíricos, de color grisáceo a rosado. En partes presentan restos no asimilados de la caja. El cuerpo de Vilismán está encajado en la Formación Ancasti y tiene un rumbo general NE. Hacia el Este, entre El Río y Flor Amarilla, existen una serie de cuerpos menores de tipo granodiorítico, que también están encajados en el Complejo Ancasti. También de tipo granodiorítico, es el cuerpo que se encuentra inmediatamente al Este de Cruz Chiquita, limitando con el intrusivo gábrico de Mina Podestá. Esta rocas, al igual que la de los cuerpos de Albigasta, se alojan en rocas del Complejo Sierra Brava....” Descripción: Toselli et al (1983) describen a ambos cuerpos de la siguiente manera: el intrusivo de Vilismán es un granito de dos micas de color claro, de grano medio a grueso y que muestra en toda su extensión una composición homogénea. Raramente se

han encontrado xenolitos que se conservan como pequeños relictos. La estructura es parcialmente porfiroide, con feldespato potásico idiomórficos, pertíticos que alcanzan los 4 cm y están parcialmente quebrados y/o torsionados. El cuerpo de Albigasta es un plutón de composición monzogranítica a cuarzomonzonítica, diferenciandose sustancialmente de las otras rocas plutónicas de la sierra de Ancasti por el bajo contenido relativo de cuarzo. El color es rojo suave, de grano medio a grueso y lleva fenocristales de feldespato potásico pertítico. La riqueza de xenolitos de esquistos es notoria, reconociéndose formas ovales alargadas a angulares en las cuales las estructuras primarias de la roca metamorfica se puede reconocer claramente; no se ha observado que las inclusiones guarden una orientación predominante. Relación de campo: el cuerpo de Vilismán es un stock elongado NE-SO que intruye a esquistos de la Formación Ancasti. En los contactos este y oeste del cuerpo se comprueba un aumento de la esquistosidad debido a fallas jóvenes que acompañan al contacto. Una débil esquistosidad visible sólo en partes del cuerpo indica que hubo deformación una vez finalizado el emplazamiento. En el de Albigasta los contactos con los esquistos del Miembro El Jumeal del Complejo Sierra Brava no son netos y muestran estructuras diatécticas, lo cual permite considerar que existe una fuerte mezcla de la roca de caja con el magma intrusivo. Edad: una isocrona de Rb/Sr de 12 muestras de roca total del granito Albigasta da una edad de 468 ± 80 Ma y una relación inicial de 0,7052 ± 0,0013 y otra isocrona Rb/Sr de biotita y roca total arroja un fechado de 454,4 ± 9,1 Ma y relación inicial de 0,7058 ± 0,0005 (Knüver, 1983). Observaciones: también integra esta faja granítica el plutón del Puesto de la Banda de Los Pedraza de composición granítica normal (Nullo, 1981). Referencias: Aceñolaza et al (1983). (A. TOSELLI, F. SARDI y M. BAEZ)

VILLAVICENCIO (Grupo...; Formación...) Llanvirniano; Devónico (Precordillera, Provincia de Mendoza, 32º00’ y 33º 15’ Lat.S y 68º45’ y 69º10’ Long.W)

HARRINGTON, H. 1953. Descripción geológica de la hoja 22c, Ramblón, Provincias de Mendoza y San Juan. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín Nº 114, Buenos Aires. Editada en 1971. Descripción original: “a) La facies típica leptometamórfica consiste en una potente sucesión de metagrauvacas, metacuarcitas, pizarras y filitas de color azul obscuro a verdoso obscuro.las rocas psamíticas se disponen en bancos grueso y macizos. Son por lo general de grano fino y muy tenaces, observándose a veces estratificación gradada. Se

meteorizan con tonos verdosos y verde-amarillentos. Las pizarras, pizarras filíticas son por lo común de color azul, con lustre sedoso o satinado. La alternancia de metasedimentitas psammíticas y pelíticas es irregular. “b) Facies Alojamiento: Se caracteriza por la aparición de potentes intercalaciones de calizas entre metasedimentitas clásticas... Todas estas intercalaciones son lenticulares y terminan, tanto hacia el sur como hacia el norte, por acuñamiento entre las metasedimentitas clásticas verdosas y azuladas. Se trata de rocas finamente laminadas...por lo común de color gris obscuro, aunque con frecuencia se observan tonalidades gris celeste y gris blanquecino. A veces contienen abundante hematita según pirita en cristales pseudomorfos dispersos y por lo común las rocas están auto-inyectadas por numerosas y finas vetillas de calcita blanca. “c) Facies Cortaderas: caracterizada por un mayor grado de metamorfismo, por la aparición de numerosas vetas de cuarzo, ..y por la presencia de grandes cuerpos lenticulares de rocas básicas y ultrabásicas, por lo general muy serpentinizadas, alojadas en las metasedimentitas. Entre estas últimas predominan las filitas de colores azulados hasta gris acerado brillante. Raras son las intercalaciones de metacuarcitas. Más abundantes son las intercalaciones de rocas calcáreas idénticas en un todo a las de las Facies Alojamiento, pero constituyendo paquetes mucho más delgados. Estas rocas están atravesadas por numerosas vetas de cuarzo, blanco. Las metasedimentitas mencionadas tienen intrusiones de cuerpos lenticulares de gabbros y peridotitas, por lo general completamente serpentinizados y diques menores de anfibolitas alteradas. Las rocas básicas y ultrabásicas están ocasionalmente cortadas por diques también longitudinales de andesitas, de fecha probablemente terciaria”. Descripción: Cucchi (1972) separó los afloramientos de la “Facies Cortaderas” y “Facies Alojamiento” de Harrington (1953) del resto de la Formación Villavicencio, reduciendo a ésta a las grauvacas gris verdosas y pelitas gris oscuras a negras que afloran en el margen oriental de la Precordillera de Mendoza. Para los depósitos aflorantes en la Precordillera mendocina central, Cuerda et al., (1988) segregaron al Grupo Villavicencio en dos unidades: la Formación Villavicencio, al oeste, de edad ordovícica y la Formación Canota, al este, de edad devónica. Esta división se fundamentó en que los afloramientos del sector oriental se asignaban al Devónico por correlación con los depósitos de edad devónica de la Quebrada de San Isidro (Cuerda et al.1987) y los afloramientos del sector oeste al Ordovícico por la determinación de graptolitos caradocianos en pelitas mineralizadas de Estancia Canota (Lavandaio,1986). Posteriormente Cuerda et al., (1993) definen como Formación Villavicencio a una unidad integrada por más de 2000 m de espesor intensamente plegada y fracturada sin base conocida y con dos miembros: un “Miembro psamo-pelítico inferior” al que Cuerda et al. (1987) habían asignado una edad arenigiana inferior y un “Miembro pelítico superior” con asociaciones de graptolitos que sugieren una edad llandeiliana-caradociana (Lavandaio, 1986; Alfaro y Fernández, 1985; Cuerda, 1988).

Localidad tipo: desde la Sierra de Villavicencio en el sur, hasta el flanco oriental del cerro del Cielo en el Norte. Caracoles de Villavicencio. Relaciones estratigráficas: Límite inferior dado por contacto tectónico con la Formación Potrerillos (Triásico). Límite superior dado por falla con diversas unidades carboníferas o triásicas. Espesor: entre 2000 y 3000m Extensión geográfica: la mayor extensión regional ocurre en el sector central de la Precordillera mendocina, desde el límite con la provincia de San Juan, y sigue por los cordones de Cortaderas, Alojamiento y sierras de Villavicencio y Mal País; por el oeste llegan hasta la estancia de Villavicencio, en Canota y por el sur hasta el valle del río

Mendoza. Paleontología y edad: La Formación Villavicencio fue asignada a lo largo del tiempo a distintos periodos, aunque la mayoría de los autores se inclinó por una edad devónica inferior. Harrington (1971) asigna el grupo Villavicencio al Paleozoico inferior dudoso, tanto en su facies normal leptometamórfica como en las facies Alojamiento y Cortaderas y aceptando que el grupo pasa en transición gradual al Complejo de Punta Negra con restos de plantas determinadas como devónicas. Cuerda et al.,1987 colectaron en la base de las pelitas gris-verdosas oscuras de la Formación Villavicencio aflorante en la quebrada de San Isidro, fragmentos de plantas vasculares primitivas de (Lycophyta), comparables al género Baragwanathia. En base a este hallazgo, la edad de la formación fue referida al Devónico inferior (Siegeniano-Emsiano). En la misma quebrada de San Isidro, Rubinstein (1993) dio a conocer el primer registro de una microflora y microplancton. La asociación de mioesporas indica una edad devónica inferior (entre el Siegeniano y el Emsiano). En depósitos de la Facies normal del Grupo Villavicencio aflorantes en la quebrada de Santa Clara, Pothe de Baldis e Ichazo (1987) describieron una asociación de quitinozoos que asignan al Silúrico aunque sin descartar la extensión al Ordovícico superior y Cuerda et al. (1987) determinaron una asociación de graptolitos de edad llandeiliana-caradociana. Kury (1999), reinterpreta que las pelitas fétidas mineralizadas (Lavandaio,1986) y de pelitas con graptolitos caradocianos (facies normal del Grupo Villavicencio) en Canota como en Santa Clara, son escamas de la Formación Empozada (Etcheverry et al. 1983) intercaladas tectónicamente en la Formación Villavicencio, asignando una edad devónica para la Formación Villavicencio. Los restos plantíferos de Lycophytas y las mioesporas permiten asignar una edad silúrica superior a devónica inferior al menos para los afloramientos de la quebrada de San Isidro. Observaciones: Los clásicos afloramientos de las sierras de Villavicencio y Mal País identificados como Paleozoico, en su mayor parte Devónico (Harrington, 1941) corresponden en parte al Grupo Villavicencio según fuera definido por Harrington (1953). Las sedimentitas clásticas graptolíticas de edad ordovícica superior asignadas a la Formación Villavicencio por Cuerda (1988), han sido reinterpretadas por diversos autores como escamas tectónicas de la Formación Empozada (Ordovícico), entre las sedimentitas de la Formación Villavicencio (grauvacas gris verdosas y pizarras gris-verdosas oscuras a negrassensu Cucchi, 1972). Mientras que la Formación Canota datada como devónica sobre la base de un resto de Baragwanathia (Cuerda et al., 1987) correspondería a depósitos clásticos finos verdosos sin grauvacas descriptos para la quebrada de San Isidro. Bordonaro et al. 1998, describen en la Quebrada de San Isidro, una unidad integrada por pelitas y areniscas con olistolitos que se sobrepone tectónicamente a la Formación Villavicencio (o Formaciones Canota o Las Heras) y que asignan tentativamente a la Formación Villavicencio. Esta unidad con olistolitos fue citada anteriormente por Borrello (1969), asignándola al Ordovícico medio como “Flysch Villavicencio”. En el ámbito de la provincia de Mendoza, Borrello (op.cit) describió varios ciclos de “flysch” entre ellos el “orthoflysch de Villavicencio” de edad ordovícica media que engloba olistolitos carbonáticos, citando como ejemplos el Arroyo Las Carditas donde olistolitos de las calizas del Cerro Pelado aparecen contenidos dentro del “flysch Villavicencio”. Regionalmente, la Precordillera Mendocina puede ser identificada como parte de la Precordillera Occidental (Ramos, 1993),

por lo que la Formación Villavicencio representa la continuación austral de los afloramientos ordovícicos de la Formación Los Sombreros y los devónicos de la Formación Punta Negra de la vecina provincia de San Juan, los cuales se resuelven hacia el sur de la provincia de Mendoza en las Formaciones La Horqueta/Pavón y Río Seco de Los Castaños, de edades y paleoambientes similares. Las metasedimentitas de la Cordillera Frontal que aparecen bajo el nombre de “Complejo metamórfico” representarían estas mismas rocas con un metamorfismo más intenso. Referencias: Bordonaro (O) & Banchig (A.), 1996, 1998; Borrello (A) 1969; Cucchi (R.) 1972; Cuerda (A.) 1988; Cuerda (A.) et al., 1987, 1989; Kury (W.) 1999; Etcheverry (R.) et al. 1983; 1969; Harrington (H.) 1941, 1953, 1971; Lavandaio (E.), 1986; Pothe de Baldis (D) e Ichazo (G.),1987; Ramos (V), 1993; Rubinstein (C), 1993. (M. BERESI, T. VILLAR)

VOLCANCITO (Formación) Cámbrico Superior alto-Tremadociano (Sistema de Famatina, provincias de Catamarca y La Rioja)

HARRINGTON, H. J. in HARRINGTON, H. J. and LEANZA, A. F. 1957. Ordovician trilobites of Argentina. Department of Geology University of Kansas Special Publication, 1: 1-276. Lawrence. (,pág. 15-16). Descripción original: “ 2. Bluish-black to dark greenish-blue, thinly laminated shales, lower part yielding Dictyonema flabelliforme, Dictyonema sp.,Callograptus sp. cf. C. salteri, Aspidograptus sp. cf. A.implicatus, A. sp. cf. A. minor, Anisograptus sp. cf. A. flexuosus, A. sp. cf. A. richardsoni ............. meters 100. 1. Dark green and dark greenish-blue, thinly bedded, silty shales, in places somewhat marly abundant intercalations of dark blue and marly limestones, normally a few cm. thick individually. About 60 m. below the Dictyonema–bearing shales, these beds yield abundant remains of Obolus sp., Lingullela sp., Nanorthis sp., Finkelnburgia samensis, Ctenodonta famatinensis, Geragnostus calviformis, G. Micropeltis, Gallagnostus bolivianus, Machairagnostus tmetus, Australoharpes depressus, Kainella conica, Onychopyge riojana, O. Plagiacantha, Rhabdinopleura eurycephala, Parabolina argentina, P. Pheidolopyge, Parabolinella argentinensis, Plicatolina scalpta, Jujuyaspis keideli, Angelina punctolineata, Shumardia erquensis, Asaphellus catamarcensis, A. riojanus, Bodenbenderia longifrons, Sphaerocare globifrons, and Protopliomerops? sp.; no associated graptolites............. meters 250.”

Localidad tipo: quebrada del río Volcancito en el flanco oriental de la sierra de Famatina, departamento Famatina, provincia de La Rioja. Extensión geográfica, espesor y relaciones estratigráficas: Además del área tipo la Formación Volcancito aflora en el curso superior del río Achavil, en la localidad de la Peña Negra, ubicada 4 km al norte de la primera. Con respecto al espesor de esta unidad se han mencionado distintos valores; así para Harrington y Leanza (1957), y de acuerdo a lo establecido en la descripción original, el mismo alcanzaría los 350 m, pero para Turner (1964b) y Toselli (1975, 1977) dicho espesor es superior al mencionado (600 m para Toselli, 1977). Estudios realizados en los últimos años indican que en el área tipo (región de Volcancito-Peña Negra), esta unidad alcanzaría un espesor aproximado de 430 m. (Esteban, 1999 a). La Formación Volcancito se apoya mediante una falla sobre las metamorfitas de la Formación Negro Peinado y es cubierta en discordancia por sedimentos carboníferos de la Formación Agua Colorada. Paleontología y edad: Restos de trilobites y braquiópodos provenientes del perfil de río Volcancito, fueron descriptos e ilustrados por Harrington (1938); Harrington y Leanza

(1957); Toselli (1975) o bien solamente listados como en el caso del trabajo de Turner (1964b) y Toselli (1977). El estudio de la trilobitofauna fue retomado en la última década por Tortello (1995); Tortello y Esteban (1997, 1999) bajo un punto de vista más bioestratigráfico. En cuanto a los afloramientos de la región de Cuesta de Miranda, los mismos han proporcionado una fauna de trilobites la cual fue mencionada por primera vez por de Alba (1956) y Alderete (1968) y luego estudiada en detalle por Tortello y Esteban (1995, en prensa) y Esteban (1992, 1996, 1999 b). La fauna de graptolitos de la Formación Volcancito fue objeto de menos estudios; no obstante se deben destacar los trabajos de Turner (1959); Toselli (1975); Aceñolaza y Durand (1984) y Tortello y Esteban (1999) en donde se lleva a cabo un estudio taxonómico de esta fauna o bien los de Harrington y Leanza (1957); Turner (1964b); Toselli (1977) y Esteban y Gutiérrez-Marco (1997) que contienen distintos listados de la misma. Recientemente, esta unidad ha proporcionado una importante fauna de conodontes tanto en el perfil de río Volcancito (Albanesi et al., 1999, 2000 a y b) como en el de la Cuesta de Miranda (Hunicken y Esteban, 1997, Albanesi et al., 2000 b) y de esponjas hexactinélidas en la Peña Negra (Esteban y Rigby, 1998). Algas calcáreas correspondientes a los géneros Nuia y Girvanella han sido descriptas por Astini (2001) en el perfil de río Volcancito. Harrington y Leanza (1957) y Turner (1959) asignaron la Formación Volcancito al Tremadociano inferior a partir de la fauna de trilobites y graptolitos por ellos estudiada. Respecto al contexto estratigráfico de los horizontes con graptolitos, Harrington (en Harrington y Leanza, 1957) los adscribe a la parte inferior de un tramo de 100 m de pizarras negras que sobreyace a una sucesión de pizarras silíceas y calizas margosas de 250 m de potencia, las cuales libraron a 60 m del techo abundantes restos de trilobites, braquiópodos y moluscos pertenecientes a la "Zona de Parabolina argentina" del Tremadociano temprano. De acuerdo con su posición estratigráfica Turner y Harrington (en Harrington y Leanza 1957, p. 26) atribuyen la asociación graptolítica al Tremadociano inferior alto, aproximadamente equivalente en edad y posición a la "Zona de Kainella meridionalis". Sin embargo, Turner (1959) correlaciona los niveles graptolíticos del Famatina con la parte media de la "Zona de Dictyonema flabelliforme" de otras áreas mundiales y los interpretó como equivalentes a la parte superior de la "Zona de Parabolina argentina". Toselli (1975, 1977) reemprende el estudio de los graptolitos y de los trilobites del Ordovícico Inferior del Famatina y asigna el material por él hallado a la "Zona de Dictyonema flabelliforme" y a la "Zona de Parabolina argentina-Kainella meridionalis" respectivamente; indicando además que la primera de las zonas mencionadas estaría ubicada por encima de la segunda zona. Aceñolaza y Durand (1983, 1984) al hacer una revisión de las secciones graptolíticas del Tremadociano de Famatina concluyen una probable edad "parte alta del Tremadociano inferior" para el conjunto de la sucesión graptolítica, y ponen en duda las relaciones estratigráficas de la misma con el tramo que contiene trilobites de la "Zona de Parabolina argentina", considerado como infrayacente y

por tanto más antiguo por trabajos anteriores. Recientemente, Tortello y Esteban (1997) han indicado que la edad de la Formación Volcancito estaría ya representando el Cámbrico alto teniendo en cuenta la presencia de una abundante fauna correspondiente al tramo inferior de la Biozona de Parabolina (N.) frequens argentina, el cual es considerado de edad Cámbrico superior alto. Asimismo, Esteban y Gutiérrez-Marco (1997) al realizar la primera revisión taxonómica de las especies de Rhabdinopora representadas en la Formación Volcancito llegan a la conclusión que en su conjunto, las asociaciones estudiadas se correlacionarían con la “parte media a relativamente tardía del Tremadoc inferior (Cressagiense)”. La edad cámbrica superior alta a tremadociana de la Formación Volcancito es reconfirmada mediante los datos de conodontes hallados en el perfil de río Volcancitoen donde se ha reconocido una sucesión de cinco biozonas caracterizadas por Cordylodus proavus, C. “intermedius”, C. lindstromi, Iapetognathus y Cordylodus angulatus (Albanesi et al. 1999, 2000 a) y en donde estaría representado el límite Cámbrico-Ordovícico para el Sistema de Famatina (Tortello y Esteban, 1998, 1999; Albanesi et al., 1999). La relevante similitud observada entre la fauna de trilobites de las sierras de Famatina (La Rioja) y Cajas (Jujuy) (Tortello y Esteban, 1997) como así también en el contenido microfaunístico (Albanesi et al., 1999) hacen pensar en un correlación al menos faunística, entre las formaciones Volcancito y Lampazar y posiblemente Cardonal. Referencias: Aceñolaza y Durand (1983, 1984); Albanesi et al. (1999 b, 2000 a y b); Alderete (1968); Astini (2001 a y b); Astini y Dávila (2000); de Alba (1956); Clemens (1993); Esteban (1989, 1992, 1996, 1999 a y b); Esteban y Gutiérrez-Marco (1997); Esteban y Rigby (1998); Esteban et al. (1999); Harrington (1938); Harrington y Leanza (1957); Hunicken y Esteban (1997); Toselli (1975, 1977); Tortello (1995); Tortello y Esteban (1995, 1997, 1998, 1999, en prensa); Tortello et al. (1996); Turner (1959, 1964b); Zimmermann y Esteban (2002). (S. B. ESTEBAN) VUELTA DE LAS TOLAS (Miembro) Arenigiano inferior (Sistema de Famatina, provincias de La Rioja y Catamarca) MANGANO, M.G., y BUATOIS, L.A. 1994 a. Estratigrafía y ambiente de sedimentación de la Formación Suri en los alrededores del río Chaschuil, Ordovícico del Sistema del Famatina, noroeste argentino. - Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología, 1: 143-169. Descripción original: “A la altura del Puesto Chaschuil, el río homónimo atraviesa con rumbo E-W los depósitos ordovícicos hasta la localidad de Vuelta de Las Tolas donde cambia abruptamente su rumbo hacia el N, limitando por el oriente la faja ordovícica hasta la localidad de Las Angosturas. Los afloramientos asignados al Miembro Vuelta de Las Tolas se disponen preferentemente al sur del citado río, donde comprenden numerosos asomos discontinuos en lomadas de poco relieve. Este miembro es el mejor representado en la comarca estudiada. Aquí las secuencias ordovícicas se presentan mayormente como sucesiones homoclinales buzantes entre 20º y 35º hacia el N-NE y con un azimut variable de 100º a

155º. Asimismo, en el área de Vuelta de Las Tolas se ha identificado un gran pliegue de tipo volcado que presenta la charnela erodada quedando expuesto un núcleo volcánico, conformado por andesitas muy alteradas (propilitizadas), moderadamente vesiculares y localmente con textura brechosa. Coladas de andesitas se intercalan también en el tramo basal de la sucesión sedimentaria formando capas inferiores a 0.8 m. Al microscopio, estas vulcanitas exhiben textura microporfírica, con escasos fenocristales de plagioclasa (