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ISSN 1514 - 4186ISSN 1666 - 9479 en líneaINSTITUTO SUPERIOR DE CORRELACIÓN GEOLÓGICA(INSUGEO)Serie Correlación Geológica 27TEMAS DE CORRELACIÓNGEOLÓGICA I-IIConsejo Nacional de Investigaciones Científicas y TécnicasFacultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel LilloUniversidad Nacional de TucumánSan Miguel de Tucumán2011

CONSEJO NACIONAL DE INVESTIGACIONES CIENTIFICAS Y TECNICASUniversidad Nacional de TucumánInstituto Superior de Correlación Geológica (INSUGEO)Director: Dr. Florencio G. AceñolazaSubdirector: Dr. Alejandro ToselliEditor: Dr. Florencio G. AceñolazaCoordinador Editorial: Dr. Carlos A. Cónsole GonellaConsejo Editor: Dr. Alejandro J. Toselli (INSUGEO), Dr. Alfredo Tineo (INSUGEO), Dr. Rafael Herbst (INSUGEO),Dra. Juana N. Rossi de Toselli (INSUGEO), Dra. Susana B. Esteban (INSUGEO), Dr. Guillermo F. Aceñolaza(INSUGEO), Dr. M. Franco Tortello (UNLa Plata), Dr. Carlos Cingolani (UN La Plata), Dr. Roberto R. Lech (CENPAT-Trelew), Dr. Ricardo Alonso (UN Salta); Dr Ricardo Omarini UNSalta);Dra Beatriz Coira (UN Jujuy), Dr. Juan CarlosGutierrez-Marco (CSIC-España), Dra. Isabel Rábano (IGME-España), Dr. Julio Saavedra Alonso (CSIC-España), Dr.Hübert Miller ( U. München-Alemania), Dr. Alcides N. Sial (U. Pernambuco-Brasil), Dra. Valderez Ferreira. (U.Pernambuco-Brasil), Dra. Renata Guimaraes Netto (UNISINOS, Brasil).Dirección: Instituto Superior de Correlación Geológica. Miguel Lillo 205. 4000 San Miguel de Tucumán. Argentina. E-mail: insugeo@csnat.unt.edu.ar - http://www.insugeo.org.arSerie Correlación GeológicaEs una serie periódica editada por el INSUGEO. Tiene por objeto dar a conocer información de interés geológico, siendolos trabajos allí publicados originales (entendiéndose que no hayan sido publicados ni sometidos simultáneamente a otraspublicaciones). En ella se incluyen artículos temáticos como asimismo trabajos monográficos. Todas las contribucionestienen revisión siendo puestas en consideración de miembros del Consejo editor y de árbitros especialistas (verInstrucciones a los autores).El contenido de los artículos es de responsabilidad de cada autor. Integra el Núcleo Básicode Revistas Científicas Argentinas y se registra indizada en Scielo Argentina, Directory of Open Access Journals(DOAJ), Latindex, Master Journal List de Thomson Reuters ISI, Ulrich's Înternational Periodical Directory,Zoological Record, Informe Académico de Gale Cencage, GeoRef, Scirus, Geodoc y Journalseek.Serie Correlación Geológica 1: Segunda Reunión del Proyecto 192 IGCP-UNESCO.Serie Correlación Geológica 2: Geología de América del Sur.Serie Correlación Geológica 3: Procesos Metalogenéticos.Serie Correlación Geológica 4: El Ciclo Pampeano en el Noroeste Argentino.Serie Correlación Geológica 5: Eventos del Paleozoico Inferior en Latinoamérica.Serie Correlación Geológica 6: Cuencas Sedimentarias Argentinas.Serie Correlación Geológica 7: Actas del V Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafia.Serie Correlación Geológica 8: El Magmatismo del Noroeste Argentino.Serie Correlación Geológica 9: El Paleozoico Inferior en Latinoamérica y la Génesis del Gondwana.Serie Correlación Geológica 10: Geología del Noroeste 2da Edición (En prensa).Serie Correlación Geológica 11: Hidrogeología Subterránea.Serie Correlación Geológica 12: El Paleozoico Inferior en el Noroeste del Gondwana.Serie Correlación Geológica 13: II Congreso Argentino de Hidrogeología.Serie Correlación Geológica 14: El Neógeno de Argentina.Serie Correlación Geológica 15: Geología de los Cuerpos Igneos.Serie Correlación Geológica 16: Aspects of the Ordovician System in Argentina.Serie Correlación Geológica 17: Ordovician from the Andes.Serie Correlación Geológica 18: Proceedings of the 7th. International Graptolite Conference.Serie Correlación Geológica 19: Simposio Bodenbender.Serie Correlación Geológica 20: Hidrogeología del Valle de Santa María.Serie Correlación Geológica 21: Temas de la Geología Argentina 1 y 2Serie Correlación Geológica 22: Geología y Recursos Geológicos de la MesopotamiaSerie Correlación Geológica 23: Historia de la MineralogíaSerie Correlación Geológica 24: Los Geólogos y la Geología en la Historia ArgentinaSerie Correlación Geológica 25: Temas de Paleontología ISerie Correlación Geológica 26: Ediacarano-Cámbrico en Gondwana Occidental IFoto de tapa: Flanco sur en el sector medio de la Quebrada del Toro, Cordillera Oriental, Provincia de Salta.Instituto Superior de Correlación GeológicaMiguel Lillo 205 - 4000 - San Miguel de TucumánRepública Argentina

INDICE007 | - LECH, R.R.- A Review of Orbiculoidea saltensis Reed, Brachiopoda: Discinidae, of the Upper Carboniferous ofArgentina.018 | - HEREDIA, S.; BERESI, M.; y MESTRE, A.- Estratigrafía y bioestratigrafía del Ordovícico Medio del río LasChacritas, Precordillera Central de San Juan.028 | - MESTRE, A.- Brechas intraclásticas (tsunamitas?) en el tope de la Formación San Juan (Darriwiliano),Precordillera de San Juan, Argentina. Microfacies y Conodontes.037 | - CARLOROSI, J.- La Zona de Trapezognathus diprion en la ¨Formacion Sepulturas¨, Espinazo del Diablo, CordilleraOriental Argentina.045 | - CÓNSOLE GONELLA, C.A..- Nuevo registro de gasterópodos en la Formación Yacoraite (Maastrichtiano-Daniano) Cordillera Oriental de Jujuy, Argentina. Sistemática, bioestratigrafía y correlación geológica.066 | - PÉREZ, L.M.; GRIFFIN, M.; y GENTA ITURRERÍA, S.F.- Pectínidos de la Formación Paraná (Mioceno) EntreRíos – Argentina.077 | - TOSELLI, A.J.; ROSSI, J.N.; BASEI , M.A.S. y LARROVERE, M.- Controles geoquímicos e isotópicos en lapetrogénesis de los granitos Devónico-Carboníferos Santa Cruz y Asha: Sierra de Velasco, Argentina.100 | - HORTA, L.R.; GEORGIEFF, S.M.; CONSOLE GONELLA, C.A.; BUSNELLI, J.; ASCHERO, C.A.-Registros de fluctuaciones paleobatimétricas del sistema lacustre Pueyrredon-Posadas-Salitroso durante elPleistoceno Tardío? – Holoceno Temprano, noroeste de Santa Cruz, Argentina.111 | - RAMÉ, G.A. y MIRÓ, R.C.- Modelo geofísico de contacto entre el Orógeno Pampeano y el Cratón del Río deLa Plata en las provincias de Córdoba y Santiago del Estero.125 | - UBEID, K.F.- Sand Characteristics and Beach Profiles of the Coast of Gaza Strip, Palestine.

Serie Correlación Geológica, 27 (1): 07-16Temas de Correlación Geológica I Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479A Review of Orbiculoidea saltensis Reed, Brachiopoda:Discinidae, of the Upper Carboniferous of Argentina.Roberto Ricardo LECH 1Abstract. A REVIEW OF ORBICULOIDEA SALTENSIS REED, BRACHIOPODA: DISCINIDAE, OF THE UPPER CARBONIFEROUS OFARGENTINA.-The purpose of this paper is to present a review of O. saltensis Reed, presenting a new diagnosis based in thestudy of some articulated specimens. These fossils were found in the marine sedimentary rocks of the Late Paleozoic ofthe Precordillera of Mendoza and San Juan, Argentina. Also, the species described by Reed is compared with other speciesof discinoid brachiopods from the Paleozoic of South America, and some of the proposals for the taxonomicidentification of them are modified.Resumen. REVISIÓN DE ORBICULOIDEA SALTENSIS REED, BRACHIOPODA: DISCINIDAE, DEL CARBONÍFERO SUPERIOR DEARGENTINA.-Se presenta la revisión de la morfología del braquiópodo perteneciente a la Familia Discinidae: Orbiculoideasaltensis Reed, proponiendo un diagnóstico modificado basado en el estudio de algunos especímenes fósiles articulados.Estos fósiles fueron encontrados en las rocas sedimentarias marinas del Paleozoico tardío de la Precordillera de Mendoza ySan Juan, Argentina. Además, la especie descrita por Reed se compara con otros especímenes pertenecientes a la mismafamilia del Paleozoico de América del Sur.Key words: Brachiopoda, Discinidae, Orbiculoidea saltensis, re-description, Upper Carboniferous, Argentina.Palabras clave: Braquiópodo, Discinidae, Orbiculoidea saltensis, re-descripción, Carbonífero Superior, Argentina.IntroductionThe inarticulate brachiopods of the Family Discinidae Gray (1840) of the Late Palaeozoic ofArgentina are relatively poorly studied, and assigned in all cases to genera Oehlertella Hall andClarke (1890) or Orbiculoidea d´Orbigny (1847), with Oehlertella annae Feruglio (1933) andOrbiculoidea saltensis Reed (in Du Toit ,1927) as unique species. These brachiopods have generally athin-walled shell and lack a solid articulate system. After the death of these brachiopods, bothvalves were separated and the erosion makes it difficult to study.The present study is a revision of one of those species: Orbiculoidea saltensis Reed, proposingan emended diagnosis based on the study of some articulated specimens. Also, O. saltensis iscompared with other species of the genus Orbiculoidea described for the Paleozoic of SouthAmerica and are proposed to belong to other genera of discinoid brachiopods for some of them.Fossils of this study were found in the marine sedimentary rocks of the Late Paleozoic of thePrecordillera of Mendoza and San Juan, Argentina (Figure 1). These were deposited in thepaleontological collections of the “Instituto Superior de Correlación Geológica – CONICET”,Tucumán, Argentina, (PIL “Paleontología de Invertebrados Lillo”) and of the “Centro NacionalPatagónico – CONICET” (CNP-IPPC “Colección Paleontología de Invertebrados e Icnología”,Puerto Madryn, Chubut, Argentina.1 Centro Nacional Patagónico-CONICET. Brown 2915 (U9120ACD), Puerto Madryn, Chubut, Argentina.E-mail: lechrr@yahoo.com.ar

8 REVIEW OF ORBICULOIDEA SALTENSIS REEDFigure 1. A simplified map showing the location of the Carboniferous stratigraphic units here mentioned.

R.R. LECH 9Systematic PalaeontologyThe systematic palaeontology used in this group of invertebrates has been proposed byHolmer and Popov (2000), which little differs from that presented in the first edition of TheTreatise of Invertebrate Paleontology, Part H, Brachiopoda (Rowell, 1965a).Orden: Lingulida Waagen, 1885Superfamily: Discinoidea Gray, 1840Family: Discinidae Gray, 1840GENUS Orbiculoidea d´Orbigny, 1847Type species.- Orbicula forbesii Davidson, 1848; Silurian (Wenlock), England.Diagnosis (emended by Mergl, 2006).- “Shell strongly dorsibiconvex, sub-circular, with subtrapezoidaloutline of the posterior shell part; shell thin walled; ornament of both valvescomposed of regular raised concentric file separated by broader interspaces; dorsal valve conicalto sub-conical with sub-central apex; ventral valve depressed conical with sub-central apex; pedicaltrack narrow, tapering posteriorly, anteriorly closed by shallow listrium; foramen in posterior en oflistrium with short internal tube”.Comparisons.- Orbiculoidea d´Orbigny is a cosmopolitan genus of the Ordovician – Permianand many described species. According to Mergl and Massa (2005) and Mergl (2006), some ofthese species of Orbiculoidea can be attributed to the genus Acrosaccus Willard (1928) or GigadiscinaMergl and Massa (2005), so the biocron and geographical distribution of the genus of d´Orbignycan be modified substantially. Orbiculoidea differs from the other members of the FamilyDiscinidae by the shell strongly dorsibiconvexa and sub-circular, with sub-trapezoidal outline tothe posterior shell part.The genus Acrosaccus Willard (1928), of the Ordovician of U.S.A. and Silurian of England,differs from Orbiculoidea, principally by having their valves equally convex and the apex dorsal nearthe centre; and with the genus Schizotreta Kutorga (1848) of the Ordovician of Russia and Silurianof England, differs in its elongate oval outline, short pedicle track and long internal pedicle tube.The genus Rugadiscina Mergl (2006), of the Silurian of England, differs from Orbiculoidea,principally by their convexo-concave to convexo-plane valves, and their short pedicle tracksurrounded by a depression; with the genus Roemerella Hall and Clarke (1890), of the Devonian ofU.S.A., differs by having a pedicle track on a broadly elevated area, but shares a high conical dorsalvalve and ornament. Roemerella is poorly known and could be a synonym of Orbiculoidea (Mergl,2006).The genus Gigadiscina Mergl and Massa (2005), of the Lower Devonian of Algeria, differsfrom Orbiculoidea, in its very short pedicle track and its great size, but the ornament shell outlineand convexity indicate the close affinity of both genera.Orbiculoidea saltensis ReedFigure 2; Figure 3. A-G.1927 - Orbiculoidea saltensis Reed. In Du Toit: 132; pl. 13, fig. 1.1972 - Orbiculoidea aff. saltensis Reed. Antelo: 162; pl. 1, fig. 5; pl. 2, fig. 6.1979 - Orbiculoidea aff. saltensis (Reed). Amos: 71; 2 figs.1990 - Orbiculoidea aff. saltensis Reed. Lech: 17; pl. 1, fig. 7.Holotype and paratype.- The specimens are deposited in South African Museum, Nº 7335.Other fossil material: Nº 7340 and Nº 7310.Type horizon and locality. Esquina Gris Formation, Layer 4. Quebrada de Tres Saltos, Barreal,San Juan, Argentina (Mésigos, 1953).

10 REVIEW OF ORBICULOIDEA SALTENSIS REEDRemarks.- The new species proposed by Cowper Reed is based on three specimens depositedat the Museum of South Africa with the numbers 7310, 7335 and 7340, which are described as:“Shell subcircular. Upper valve low, conical, with excentral apex situated at about one-third of thediameter from posterior margin. Surface ornamented with about fifteen coarse roundedsubequidistant concentric liræ, mostly bearing small, low, closely placed, hollow tubercles, thewhole crossed by very delicate radial striæ. Lower valve (incompletely known) flattened or gentlyconcave, with hollow, low, conical apex and a small foramen at the end of a partly in closed broadgroove to posterior margin.” (in Du Toit, 1927: 132-133).However, Arturo J. Amos when studying the specimen N° 7335 (in Du Toit, 1927, plate 13,fig. 1), noted that the ornamentation described as belonging to Orbiculoidea is an overprinting ofthe ornamentation of gastropod Glabrocingulum argentinus (Reed) on the ventral valve of thisbrachiopod. Amos did not study the rest of the specimen collected by Du Toit because these werenot in the collection of the South African Museum (Antelo, 1972).Diagnosis.- (emended in this paper).- Shell dorsibiconvex, sub-circular, with slightly subtrapezoidaloutline of the posterior shell part. Both valves ornamented by concentric fila separatedby broader inter-space, gently concave, and crossed by fine growth lines. Dorsal valve sub-conical,with the apex sub-central. Ventral valve depressed conically, with sub-central apex, posterior flankconvex, anterior flank concave and flanks convex to flat. Pedicle track narrow, taperingposteriorly, formerly closed by the listrium; foramen in posterior end of listrium with shortinternal tube.Material.- Four ventral valves and an external mould of the ventral valve in negative; twointernal moulds of dorsal valves and an external mould of dorsal valve; all specimens in negative(PIL 13209a-l, CNP-PIIc 0269). An internal mould of both valves articulated in negative (PIL13452). An external mould of the ventral valve in negative (PIL 13455). Two dorsal valves andtwo ventral valves (PIL 13464a-d). All specimens partially preserved and with remains of originalshell.Stratigraphy and Geographic Distribution.- PIL 13209a-l, PIL 13452, CNP-PIIc 0269: Agua delJagüel Formation (Harrington, 1971), fossiliferous zone N° 5 (Lech 2002); Agua del Jagüelmountain, Paramillo de Uspallata, Mendoza, Argentina. PIL 13455: Ansilta Formation(Harrington, 1971), perfil A-A´ (Bercowsky et al., 1996) Quebrada del Telégrafo, Ansilta mountain,San Juan, Argentina. PIL 13464a-d, Santa Elena Formation (Yrigoyen, 1967), Seccion I(Rodríguez, 1966), fossiliferous level E (Archangelsky and Lech, 1987); “Quebrada de Uspallata”,Uspallata, Mendoza, Argentina.Extended description.- The shell is large (30-32 mm long in adult forms), dorsibiconvex,rectimarginate, and thin-shelled compared to shell size. The dorsal valve is semi-globose to subconical(12.5 mm to maximum height) and the ventral valve is sub-conical and low (2.5 mm tomaximum height). The outline of the shell is circular in appearance, with less rounded posterioroutline and slightly extended posterior margin, forming a sub-trapezoidal outline in posterior halfof the shell. The length / width ratio is nearly 1, with the maximum width slightly anterior to themid-length. The ornament of both valves consists of concentric rugellae, occasionallydiscontinuous, arranged at regular distances, and separated by broadly U-shaped interspacescovered by growth lines. There are 12 to 14 rugellae per 5 mm in the middle of the anterior slopeof both valves.The dorsal valve is high, semi-globose to sub-conical, with the apex located around themiddle of the shell and slightly turned to the posterior margin. The posterior slope is slightlyconvex and forms an angle of 45° to the commissural plane. The anterior slope and side slopes areconvex. The inside of the dorsal valve is unknown.The ventral valve is low, sub-conical, with the apex located around the middle of the lengthof the shell. The posterior slope is slightly convex and the anterior slope is slightly concave. Thelateral slopes are slightly convex to flat. The pedicle track is narrowly spindle-shaped, occupying

R.R. LECH 11two thirds of the posterior slope. The bottom of the pedicle track is covered by the listrium.The listrial plates are convex, but are not in contact with each other in the center of the pedicletrack, and are covered by the growth lines. The ventral valve interior lacks a distinct visceral areaand the vascular system is poorly impressed.Figure 2. Diagrammatic cross section of Orbiculoidea saltensis based on PIL 13209a-b.Comparisons.- Orbiculoidea saltensis Reed is less globose, the pedicle track is narrower and thesub-trapezoidal profile is less marked than the type species O. forbesii Davidson.Although there are many mentions of the Orbiculoidea genus in sediments of the LatePaleozoic of South America, there are very few species described.Oliveira (1930) described O. guaraunensis (Oliveira) for the Subgrup Itararé, UpperCarboniferous of central Brazil, characterized by its small size and large pedicle track. In the samegeological time, Chronic (in Newell et al., 1953) described to O. prietana Chronic for the TarmaFormation, Cerros de Amotape, northeastern Peru. This species has similar morphologicalcharacteristics from the genus Gigadiscina Mergl and Massa (2005), such as the ventral valve flat toslightly concave and short pedicle track; but differs from Rugadiscina Mergl (2006) because it ownsthe flat ventral valve different mainly in its ornamentation and the small depression of the pedicletrack.Several species attributed to the genus Orbiculoidea were described in the Lower Palaeozoic ofSouth America, some of them re-assigned to the genus Gigadiscina by Mergl and Massa (2005).Among them are: G. bainii (Sharpe), of the Lower Devonian of Argentina (Kayser, 1897; Méndez-Alzola and Sprechmann, 1971; Morris and Sharpe, 1846; Sharpe, 1856; Baker, 1923), and of theDevonian of Bolivia (Schuchert, 1897; Knod, 1908; Branisa, 1965), of Brazil (Ammon, 1893;Clarke, 1913; Kozlowski, 1913) and of Uruguay (Méndez-Alzola, 1934). Also, it is present inAntarctic and South Africa (Rowell, 1965b; Reed 1903, 1925). Other species of Orbiculoideareassigned to the new genus by Mergl and Massa (2005) are: G. bodenbenderi (Clarke), of the LowerDevonian of Argentina (Baker, 1923) and of Brazil (Clarke, 1913) and G. collis (Clarke), of theLower Devonian of Argentina (Leveratto, 1968; Méndez-Alzola and Sprechmann, 1971), of Brazil(Clarke, 1913; Kozlowski, 1913; Boucot et al., 2001), and of Uruguay (Mendez -Alzola, 1934,1938). And it is also present in the Lower Devonian of South Africa (Reed, 1925). Orbiculoideafalklandensis Rowell (1965b) of the Lower Devonian of Argentina, and of Brazil (Boucot et al.,2001) presents similar morphology to O. saltensis. However, this species is smaller than O. saltensisand it has the conical ventral valve low and the dorsal valve depressed. Other species assigned tothe genus Orbiculoidea are: O. keideli, O. crucecita and O. baldisi, described for the Devonian of

12 REVIEW OF ORBICULOIDEA SALTENSIS REEDFigure 3. A-G, Orbiculoidea saltensis Reed. Agua del Jagüel Formation: A, PIL 13209a, lateral view of both valves partiallypreserved; B, ventral valve of the same specimen; C, PIL 13,209b, ventral valve partially decortication; D, PIL 13209c,latex cast of a fragment of ventral valve with details of the ridges. Santa Elena Formation: E, PIL 13.464a, interior ofventral valve. Ansilta Formation: F-G, PIL 13455, fragment of dorsal valve with a detail of the ridges and the side profile.(Graphic Scale 1 cm).Argentina by Méndez-Alzola and Sprechmann (1971). These authors based their diagnosis ofthe first two species only in the respective dorsal valves, while the morphometry of the ventral anddorsal valves of O. baldisi are more similar to Rugadiscina Mergl (2006) than of the Orbiculoideagenus.

R.R. LECH 13Stratigraphic distribution and geological age.- Although Orbiculoidea saltensis Reed is mentioned indifferent geological units of the Neopaleozoic of Argentina, this study confirms its presence in theAgua del Jagüel, Ansilta and Santa Elena Formations. In addition to the fossil localities mentionedin this work, O. saltensis was described for the Esquina Gris Formation, Barreal (in Du Toit, 1927),and for the Quebrada Larga Formation, Punilla mountain (Antello, 1972), both formationsoutcropping in the province of San Juan, Argentina.The outcroppings of these formations are in the Precordillera of the provinces of San Juanand Mendoza, Argentina. Also, the abundant fossiliferous record present in these formations iswhat allows us to propose different biozones, and more than one interpretation regarding thegeological ages attributed to them (see Azcuy et al. 2007; Césari et al. 2007; Gutiérrez 2006, 2008).In the Esquina Gris Formation, Orbiculoidea saltensis is present in the Biozone Balakhoniaperegrina – Geniculifera tenuiscostata, with an Upper Carboniferous age estimated by Taboada (1997).Instead, O. saltensis is in the Quebrada Larga Formation with other marine invertebrates referringto the Biozone Tivertonia jachalensis – Streptorhynchus inaequiornatus (Sabattini et al., 1991) with anestimated age late Late Carboniferous to early Early Permian (Archangelsky et al., 1996a).O. saltensis is also present in Agua del Jagüel Formation, in the fossiliferous zone N° 5, withHistosyrinx jaguelensis (Lech), Costatumulus sp., Spiriferellina sp., Streptorhynchus inaequiornatus Leanza,and Crurithyris sp. This fossiliferous association is in the upper terms of the Agua del JagüelFormation, approximately 320 meters above the pillow lavas dated at 307.2 ± 5.2 million years,estimating its age in the late Late Carboniferous by Lech (2002).Koukharsky et al. (2005, 2009) confirmed this latest geological information provided by Lech(2002) and discovered new outcrops of volcanic rocks contemporaneous with the sedimentationof the Agua del Jagüel Formation. Also, they analyzed the geochemical and isotopic data of thevolcanic rocks and suggested that were deposited in an ensialic retroarc marine basin during theUpper Carboniferous age.Instead, Taboada (2006) discarded the submarine magmatic events, also presupposes anunusual condition to the radiometric data presented in Lech (2002) and based on the similaritybetween species in another region of Gondwana gives a younger age (Early Permian) to theBiozone Costatumulus amosi Taboada (1998) present in Agua del Jagüel Formation. This youngerage assigned to this formation is based on comparison with the marine invertebrates described forthe Permian of Australia, where there are not geological records to the "Late Pennsylvaniano" (cfr.Azcuy et al., 2007).One of the brachiopod associated to the Biozone Costatumulus amosi in the Agua del JagüelFormation is Coolkilella keideli Taboada (1998), with a Lower Permian age for comparison withsimilar species from the Permian of Australia (Taboada, 1998).Also, it may be present in the fossiliferous Zone 2 (= Cancrinella? sp. in Lech et al., 1998) tothe Ciénaga Larga del Tontal Formation (Banchig et al., 1998; Barredo and Ottone, 2003), TontalMountain, San Juan. The estimated age of this formation is late Early Carboniferous to late LateCarboniferous, based both in the marine invertebrate fossils associations (Banchig et al., 1998;Lech and Milana, 2006), as in the palinological association sub-biozone A of the BiozoneRaistrickia densa - Convolutispora muriornata as reported by Barredo and Ottone (2003), of the earlyLate Carboniferous age (Césari and Gutierrez, 2000).Lech and Raverta (2005) suggested that the association of brachiopod fossils in the Agua delJagüel Formation are a mixture of species of the biozones of Tivertonia jachalensis - Streptorhynchusinaequiornatus and Costatumulus amosi. Instead, Taboada (2006) considered that there isbiocronological contiguity between the biozones by the occurrence of taxa in common. It is alsopossible that the mixture of these biozones is due both to the biostratigraphic contiguity, as wellas by environmental factors as suggested by Cisterna et al. (2006).Other brachiopod associated to the Biozone of Costatumulus amosi also present at the Aguadel Jagüel Formation, is Tivertonia leanzai Taboada (2006). This species is similar to T. jachalensis(Leanza) but both are attributed different geologic ages. Tivertonia jachalensis with Streptorhynchusinaequiornatus Leanza are indicative of the Biozone T. jachalensis – S. inaequiornatus (Sabattini et al.1991), which restrained the presence of both species in this biozone by Archangelsky et al. (1996a,

14 REVIEW OF ORBICULOIDEA SALTENSIS REED1996b) and Taboada (2006).ConclusionsIn this paper, a review of the morphology of the brachiopod discinoid is presented:Orbiculoidea saltensis Reed, proposing an amended diagnosis based in the study of some articulatedspecimens.This species described by Reed has been compared with other species discinoid of thePaleozoic of South America, and some of the taxonomic identifications of these inarticulatebrachiopods have been modified. O. guaraunensis (Oliveira, 1930) and O. prietana Chronic (Newell etal., 1953), both species from the Carboniferous of Peru and Brazil, respectively, have similarmorphological characteristics of the genus Gigadiscina Mergl and Massa (2005) and probablycorrespond to this last genus.O. saltensis has been mentioned in different geological units of the Neopaleozoic ofArgentina, and this study confirms its presence in Agua del Jagüel and Santa Elena formations,Province of Mendoza, as well as Ansilta, Quebrada Larga and Esquina Gris formations, San Juanprovince, with an age estimated in the Upper Carboniferous.ReferencesAmos, A.J. 1979. Guía Paleontológica Argentina. Parte 1: Paleozoico. Sección 5. Faunas Carbónicas. Sección 6. Faunas pérmicas.Publicación del Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas. 158 pp.Antelo, B. 1972. Los braquiópodos del Carbonífero Superior de la Quebrada Larga, en las Cabeceras del Río Blanco,Provincia de San Juan. 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Serie Correlación Geológica, 27 (1): 18-26Temas de Correlación Geológica I Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Estratigrafía y bioestratigrafía del Ordovícico Medio delrío Las Chacritas, Precordillera Central de San Juan.Susana HEREDIA¹, Matilde BERESI² y Ana MESTRE¹Abstract: STRATIGRAPHY AND Y BIOSTRATIGRAPHY FROM THE MIDDLE ORDOVICIAN OF LAS CHACRITAS RIVER, SAN JUANCENTRAL PRECORDILLERA.-Two Ordovician carbonate formations are recognized in the Las Chacritas Creek (Sierra de LaTrampa, Central Precordillera ). The lithostratigraphic nomenclature is analyzed and revised, the Las Aguaditas Formationis proposed for the carbonate succession that is overlying the San Juan Formation. The middle Darriwilian conodontfaunas recovered from the studied stratigraphic interval allowed the usage of the Baltic biostratigraphic chart: theEoplacognathus pseudoplanus and the Eoplacognathus suecicus zones. The contact between the San Juan and Las Aguaditasformations is analyzed and correlation is possible with several localities of the Central Precordillera.Resumen: ESTRATIGRAFÍA Y BIOESTRATIGRAFÍA DEL ORDOVÍCICO MEDIO DEL RÍO LAS CHACRITAS, PRECORDILLERACENTRAL DE SAN JUAN.- Se reconocen dos unidades carbonáticas ordovícicas en la Quebrada del río Las Chacritas (Sierrade La Trampa, Precordillera Central). Se analiza y revisa la nomenclatura litoestratigráfica proponiéndose Formación LasAguaditas para la sucesión carbonática que sobreyace a la Formación San Juan. Se da a conocer la bioestratigrafía deconodontes de la sucesión carbonática darriwiliana media, especialmente la del tope de la Formación San Juan y de la parteinferior de la Formación Las Aguaditas. Se analiza el pase entre la Formación San Juan y la transición calcáreo-pelítica(Formación Las Aguaditas), y se lo correlaciona con otras localidades de la Precordillera Central.Keywords: Ordovician, Central Precordillera, stratigraphy, conodonts, biostratigraphyPalabras clave: Ordovícico, Precordillera Central, estratigrafía, conodontes, bioestratigrafíaIntroducciónEn el ámbito occidental de la Precordillera Central, en la Sierra de La Trampa, aflorandepósitos del Paleozoico Inferior que han sido estudiados en las últimas décadas por diversosespecialistas (Espisúa, 1968; Astini, 1994; Peralta y Baldis, 1995; Astini y Carrera, 1998; Peralta etal., 1999 a, b; Heredia et al., 2005 a, b) (Figura 1). De este sector se dieron a conocer depósitoscarbonáticos de edad ordovícica cuya mejor exposición se encuentra en la Quebrada del río LasChacritas y fueron descriptos en sentido amplio por Espisúa (1968), como Formación San Juan.Sobre la base de la estratofábrica observada en las calizas ordovícicas, este autor reconoció unMiembro inferior de calizas macizas, con base no expuesta por fallamiento inverso, y un Miembrosuperior de calizas lajosas con estratificación delgada. El Miembro inferior fue homologado a laFormación San Juan en sentido estricto por Peralta y Baldis (1995) y por Carrera y Astini (1998 El¹ CONICET- Instituto de Investigaciones Mineras, Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional de San Juan. Urquiza yLibertador, (5400) San Juan, Argentina. E-mail: sheredia@unsj.edu.ar; amestre@unsj.edu.ar² CONICET – CCT- MENDOZA, Av. Ruiz Leal s/nº, Parque Gral. San Martín, 5500, Mendoza.E-mail: mberesi@mendoza-conicet.gov.ar

19 ESTRATIGRAFÍA DEL ORDOVÍCICO DE LAS CHACRITAScontacto basal esta dado por falla y los niveles más bajos corresponden a calizas de edad floianaconteniendo conodontes que indican la Zona de Oepikodus evae (colección propia), de ampliadispersión en la Precordillera, mientras que el techo de esta unidad porta conodontes indicativosde la Zona de Eoplacognathus pseudoplanus (Mestre, 2010).Figura 1. Ubicación de la localidad de estudio.El Miembro superior lajoso ha sido objeto de interpretaciones diversas, recibiendodiferentes denominaciones formales e informales. Peralta y Baldis (1995), a través del estudiolitoestratigráfico y de la fauna de graptolitos y trilobites homologan el Miembro superior calcáreopelíticode Espisúa (1968) con la Formación Las Aguaditas (sensu Baldis et al., 1982). Estaformación presenta dos miembros en la sección de estudio: el inferior compuesto por bancoscalcáreos delgados con estratofábrica tabular de edad “Llanvirniana” (Darriwiliano) y el miembrosuperior, representado por paraconglomerados calcáreo y calcipelitas negras, que contienegraptolitos indicativos de la Zona de H. teretiusculus y trilobites asignados a Incaia deormaecheaiarrojando el conjunto una edad “Llandeiliana tardía” (Darriwiliano tardío).Astini (1994) en las secciones del Río Las Chacritas y Quebrada Las Tunas, reconoce doslitosomas para estos mismos niveles: el inferior de 65 m de espesor promedio constituido “porcalizas lajosas, muy fosilíferas con indicios de somerización al tope que sería correlativa con laAloformación Gualcamayo y el superior compuesto por calizas margosas negras con abundantesgraptolitos”, análogas a las del Miembro superior de la Formación Las Aguaditas, que se incluiríaen la Aloformación las Plantas. Carrera (1997) denomina informalmente al Miembro superior deEspisúa en la Quebrada Las Tunas como “Unidad Calcárea las Tunas”.Peralta et al. (1999a) definen una nueva unidad equivalente al Miembro superior lajoso deEspisúa (1968) como Formación Las Chacritas, con un espesor de 54 metros dividida en dosmiembros. El Miembro inferior integrado por bancos finos a medios de mudstones de coloración

S. HEREDIA et al. 20negro-grisácea, con intercalaciones de niveles de “slump”, doloesparitas y margas, bancos dechert y capas de K-bentonitas. El Miembro superior se apoya en forma transicional sobre elinferior y está compuesto por bancos finos de grainstones bioclásticos, wackestones esqueletales ymudstones arcillosos en un arreglo general estrato-creciente y con un marcado incremento en elcontenido de fósiles y material arcilloso bentonítico hacia el tope. La edad de esta unidad esdarriwiliana en base al registro de tres biozonas y dos subzonas de conodontes: Lenodus variabilis,Subzona de Paroistodus horridus (Peralta et al., 1999 a, b), Eoplacognathus pseudoplanus/Dzikodustablepointensis y Eoplacognathus suecicus, Subzona de Histiodella kristinae (Heredia et al., 2005a).Nuevos estudios de campo en este sector y colecta de material para rescatar microfósilespermitieron arribar a nuevas interpretaciones estratigráficas. En 4 perfiles estratigráficos de detallesobre la Quebrada del río Las Chacritas y 1 sobre una quebrada secundaria denominadaQuebrada de La Brecha (Mestre, 2010) ubicada aproximadamente 500 m al norte de la anterior, seanalizaron en detalle los últimos metros de la Formación San Juan y la totalidad del Miembrosuperior lajoso de Espisúa (1968) concluyendo que este miembro corresponde a la FormaciónLas Aguaditas.Esta contribución tiene como objetivos presentar una revisión estratigráfica ybioestratigráfica de la sucesión del Ordovícico Medio que aflora en el Río Las Chacritas,Precordillera Central de San Juan; reorganizar nominalmente las unidades en el sector de estudio;y correlacionarlas con secuencias unidades similares de la Precordillera de San Juan.EstratigrafíaFormación San JuanEstá constituida por wackestones, packstones y grainstones, con macro y microfauna que incluyegastrópodos, trilobites, braquiópodos, esponjas, artejos de crinoideos, nautiloideos, ostrácodos,conodontes y microalgas calcáreas. El espesor aproximado de esta unidad en el sector de estudioes de unos 240 metros. El techo de la Formación San Juan está conformado por grainstones ypackstones encriníticos gruesos con abundantes nautiloideos (ca. 1 m) sin orientación preferencial,en la Quebrada de La Brecha, y por packstones y grainstones encriníticos de grano más fino en laQuebrada del río Las Chacritas. En el tope de esta unidad, en la Quebrada de La Brecha, sedesarrolla un hardground, ya mencionado por Astini (1994), el que está caracterizado por un nivelcon intensa bioturbación. El material de relleno de las trazas consiste en una marga ferruginosaque confiere una coloración rojiza al plano sobre el que se deposita el primer nivel de mudstones dela Formación Las Aguaditas.En los últimos 4 m del techo de la Formación San Juan se rescataron numerosos conodontesen buen estado de preservación los que indican el Darriwiliano (Figura 2). Se registró la presenciade Eoplacognathus pseudoplanus (Viira) y de Dzikodus tablepointensis (Stouge) (Heredia et al., 2005a;Mestre, 2010), conodontes guías del Darriwiliano medio (Zhang, 1998; Löfgren y Zhang, 2003).Otras especies de conodontes recuperadas son Ansella jemtlandica Löfgren, Baltoniodus medius Dzik,“Bryantodina” aff. typicalis (Stauffer), Drepanodus gracilis Branson y Mehl, Drepanoistodus basiovalis(Sergeeva), Drepanoistodus bellburnensis Stouge, Drepanoistodus pitjanti Cooper, Dzikodus hunanensisZhang, Erraticodon balticus (Dzik), Fahraeusodus marathonensis (Bradshaw), Histiodella kristinae Stouge,Histiodella holodentata Ethington y Clark, Paltodus? jemtlandicus Löfgren, Parapaltodus simplissimusStouge, Paroistodus horridus Barnes y Poplawski, Periodon aculeatus zgierzensis (Dzik), Polonodus clivosusViira, Polonodus galerus Albanesi, Protopanderodus calceatus Bagnoli y Stouge, Protopanderodus graeai(Hamar), Rossodus barnesi Albanesi, y Scolopodus oldstockensis Stouge. La presente conodontofauna esindicadora de aguas oceánicas, asociadas a una rampa distal. Heredia et al. (2005b) definieron lasbiofacies e introdujeron una modificación al esquema bioestratigráfico de conodontesdarriwilianos.Es imperativo consignar que la proveniencia de las muestras portadoras de los conodontesestudiados por Heredia et al. (2005 a y b) sufrieron una revisión exhaustiva y detallada,comparando con nuevos muestreos sobre los 5 últimos metros en la sección del río Las Chacritas.

21 ESTRATIGRAFÍA DEL ORDOVÍCICO DE LAS CHACRITASFigura 2. Sección estratigráfica del Ordovícico del río de Las Chacritas. Formación Las Aguaditas, Miembro inferior yFormación San Juan, Miembro superior.Formación Las AguaditasEstá caracterizada por mudstones y pelitas negras, brechas bioclásticas, calcarenitas gradadas ygrainstones bioclásticos, y pelitas negras, exhibiendo unos 70 m de espesor en afloramiento (Figura2). En el presente trabajo se definen dos miembros: uno inferior de composición mixta y nivelesde paraconglomerados y uno superior de wackestones y clásticos finos al tope. Entre los fósilespredominan fragmentos de trilobites, esponjas y braquiópodos bien conservados. Estadescripción resulta coincidente con los dos miembros definidos por Peralta y Baldis (1995) yAstini (2003), quien redescribe estos afloramientos como Formación Las Chacritas, con unmiembro inferior de calcilimolitas, brechas carbonáticas, calcarenitas gradadas, calcipelitasdeformadas, y el superior de floastones bioclásticos, mudstones y pelitas negras alternantes.Entre los fósiles presentes hay mudas de trilobites, abundantes ostrácodos, espículas deporíferos, braquiópodos inarticulados y artejos de crinoideos. En la mayoría de las muestras serecuperaron conodontes, a excepción de las pelitas negras laminadas (calcilutitas) del Miembrosuperior, que no es tema del presente estudio (Figura 2).

S. HEREDIA et al. 22La fauna de conodontes de la Formación Las Aguaditas resulta escasa comparada con laabundante población de los últimos metros de la Formación San Juan. El género Eoplacognathus,taxón guía del Darriwiliano ha sido registrado para la Formación Las Aguaditas por Heredia yMestre (2010). Los niveles más bajos resultaron estériles estando el primer nivel fértil que portaconodontes en el metro 2 (Lag 8) de la base de la Formación Las Aguaditas, de donde serescataron numerosos conodontes de la Zona de Eoplacognathus pseudoplanus, tales comoEoplacognathus pseudoplanus, Microzarkodina cf. ozarkodella Lindström, Ansella jemtlandica, Baltoniodusmedius, “Bryantodina” aff. typicalis, Drepanodus gracilis, Drepanoistodus basiovalis, Drepanoistodusbellburnensis, Erraticodon balticus, Histiodella kristinae, Histiodella holodentata, Paltodus? jemtlandicus,Parapaltodus simplicissimus, Paroistodus horridus, Periodon aculeatus zgierzensis, Rossodus barnesi, Scolopodusoldstockensis y Spinodus spinatus (Hadding).En el conjunto de conodontes obtenidos de las muestras Lag 7 y Lag 7’ se identificaronejemplares (elementos Pa y Pb) de Eoplacognathus suecicus Bergström y se rescató un elemento P(forma tardía) de Pygodus anitae Bergström (Lag 5). Las muestras provenientes de los niveles másaltos (Lag 0, 1, 2 y 3), arrojaron también un gran número de conodontes de la Zona de E. suecicus(Heredia y Mestre, 2010) donde aparecen fragmentos de “Polonodus” magnun Albanesi, el queconfirma la Subzona de Pygodus anitae (Albanesi, 1998). Entre éstos se observaron ademásconodontes reelaborados de niveles más antiguos (Lag 0) con elementos de E. pseudoplanus yDzikodus hunanensis Zhang (Figura 2). Los conodontes que acompañan a E. suecicus son Ansellajemtlandica, Baltoniodus sp., “Polonodus” magnun Albanesi, Pygodus anitae Bergström, Histiodella sp.,Paroistodus horridus, Periodon aculeatus, Protopanderodus sp., y “Bryantodina” aff. typicalis, entre los másfrecuentes.BioestratigrafíaEn los últimos metros de la Formación San Juan se identificaron conodontes quecaracterizan la Zona de Eoplacognathus pseudoplanus (o Eoplacognathus pseudoplanus/ Dzikodustablepointensis en Heredia et al., 2005a) (Figura 3).En la base de la Formación Las Aguaditas, 2 metros por arriba del pase con Formación SanJuan (Lag 8), los conodontes son indicativos de la Zona de E. pseudoplanus, mientras que en elmetro 7 de la base de la unidad, se registraron elementos de E. suecicus Bergström (Figura 2). Alpresente no se han discriminado los FAD de las biozonas mencionadas.La diagnosis de M. cf. ozarkodella en muestra Lag 8 permite inferir la Subzona de M.ozarkodella, o la parte superior de la Zona de E. pseudoplanus, coincidiendo con los caracteresmorfológicos de E. pseudoplanus que permiten interpretarlo como forma tardía. Algo similarocurre con los elementos Pa de Eoplacognathus suecicus de las muestras Lag 7’ en adelante (Zona deE. suecicus), donde esta especie co-existe con Pygodus anitae y “Polonodus”magnun indicando laSubzona de Pygodus anitae, los caracteres morfológicos de los elementos Pa de E. suecicus puedenser interpretados como formas intermedias a tardías de acuerdo con los criterios de Zhang (1999).De este análisis se desprende que entre los niveles de donde se obtuvieron las muestras Lag8 y Lag 7’ de la Formación Las Aguaditas, está representado el pase entre las zonas de E.pseudoplanus a E. suecicus, o está manifestado un hiato por la ausencia en el registro de formastempranas y quizás intermedias de E. suecicus. Este hiato resultaría equivalente a la Subzona dePygodus lunnensis (parte inferior de la Zona de E. suecicus), coincidente con la Zona deNicholsonograptus fasciculatus (Webby et al., 2004). Brussa et al. (2003), Ortega y Rickards (2003) yMáspero Castro et al. (2003) reconocieron un hiato regional en Precordillera representado por laausencia manifiesta de graptolitos de la Zona de Nicholsonograptus fasciculatus.Las biofacies de las poblaciones de conodontes de la Formación San Juan (Heredia et al.,2005a; Mestre, 2010) y de la Formación Las Aguaditas en el sector del río Las Chacritas estánsugiriendo un claro ambiente oceánico, con libre circulación marina, de rampa distal a talud,respectivamente. Las poblaciones de conodontes presentes en el sector de estudio y las biozonasdescriptas se han comparado con aquellas de las regiones de Báltica (Löfgren, 1978, 2003;

23 ESTRATIGRAFÍA DEL ORDOVÍCICO DE LAS CHACRITASFigura 3. Cuadro bioestratigráfico del Darriwiliano medio propuesto para la Precordillera Central.Rasmussen, 2001; Löfgren y Zhang, 2003), Newfoundland (Stouge, 1984) y del centro-sur deChina (Zhang, 1998), sugiriendo que la mayoría de los elementos de conodontes recuperados enlas secciones del río Las Chacritas exhiben estrechas similitudes con las poblaciones de Báltica ycon el centro-sur de China (Heredia et al., 2005a; Mestre, 2010).Según estos datos se considera entonces a las poblaciones de conodontes darriwilianos delsector de estudio vinculadas al Reino Noratlántico (Bergström, 1983) o al Dominio de AguasTempladas en el sentido de Zhen y Percival (2003).Análisis de datos bioestratigráficos del Darriwiliano medio en laPrecordillera Central y Oriental de San JuanDiversos esquemas bioestratigráficos se han propuesto para el Ordovícico de Precordillera,siendo los más utilizados los basados en la biozonación de conodontes y de braquiópodos. Elesquema bioestratigráfico basado en conodontes propuesto por Albanesi y Ortega (2002)contempla el lapso temporal definido por las zonas de Lenodus variabilis y E. suecicus (Figura 3).Según el esquema propuesto para Báltica y centro-sur de China (Löfgren, 1978; Löfgren y Zhang,2003; Zhang, 1998), L. variabilis incluye a las zonas de Lenodus variabilis, Y. crassus y E. pseudoplanus(Figura 3). El reconocimiento de las especies guías que definen las zonas de E. pseudoplanus y E.suecicus en el sector del río Las Chacritas permite refinar y aplicar el esquema Báltico en laPrecordillera (Figura 3).La especie E. suecicus Bergström, indicativa de la zona homónima en la Precordillera,descripta y figurada por Lehnert (1995) (pl. 10, figs. 10 y 14) en la sección del Cerro La Chilca odel río Las Chacritas, fue posteriormente reconsiderada por Lofgrën y Zhang (2003) en sinonimiacon Yangtzeplacognathus crassus (Chen y Zhang). Los ejemplares de E. suecicus descriptos e ilustradosen Sarmiento (1990) se corresponden tentativamente a E. pseudoplanus. Los elementos de E.suecicus provenientes de Formación San Juan ilustrados en Hünicken y Ortega (1987) (pl 7.1, pág.143) parecen corresponderse a Y. crassus y a L. variabilis. Los conodontes mencionados porAlbanesi y Astini (1994, 2000) para el rio Las Chacritas podrían corresponder a especies de

S. HEREDIA et al. 24conodontes guías aunque se desconocen los niveles de procedencia. El elemento figurado enAlbanesi y Ortega (2002) (pl. 1, fig. 9) como Polonodus magnun Albanesi parece corresponderse alelemento Pb de Dzikodus tablepointensis (Stouge) y permitiría identificar la Zona de E. pseudoplanus(Figura 3), lo que resulta consistente con los datos vertidos en el presente aporte.CorrelaciónEl techo de la Formación San Juan (Zona de E. pseudoplanus) y el Miembro inferior de laFormación Las Aguaditas expuestos en la Quebrada del río de Las Chacritas permiten sercorrelacionados con el techo de la Formación San Juan y con las unidades calcáreo-pelitícassuprayacentes que aparecen en el Cerro La Chilca, Precordillera Central (Mestre, 2010).El reconocimiento del lapso temporal (Zonas de E. pseudoplanus y E. suecicus) de la FormaciónLas Aguaditas, permite su correlación con la Formación Los Azules (Hünicken y Ortega, 1987;Ortega et al., 2007) y con la Formación Las Aguaditas expuesta en su localidad tipo: Quebrada deLas Aguaditas (Peralta y Baldis, 1995; Astini, 1995), en función del contenido de graptolitos yconodontes registrado en estas localidades de la Precordillera Central.DiscusiónLos datos estratigráficos y bioestratigráficos de detalle del presente estudio permitenproponer una interpretación que difiere de las anteriores realizadas por Carrera y Astini (1998) yPeralta et al. (1999a). De acuerdo a los datos del presente estudio se reconocen sólo dos unidadesordovícicas formales: la Formación San Juan y la suprayacente Formación Las Aguaditas. LaFormación San Juan está representada por términos litológicos diferentes a los descriptos paraotras secciones tal como el Cerro La Chilca donde las edades del tope de la unidad son sincrónicasy corresponden a la Zona de E. pseudoplanus (Mestre, 2010).La Formación Las Chacritas sensu Astini (1998), se corresponde con el Miembro inferior dela Formación Las Aguaditas, ya definida anteriormente por Peralta y Baldis (1995) para losdepósitos carbonáticos y mixtos aflorantes en el flanco occidental de la Sierra de la Trampa.Según el principio de prioridad (art. 17) definido por el Código Argentino de Estratigrafía, sepropone sostener la denominación de Formación Las Aguaditas en el sentido original de Peralta yBaldis (1995), para los depósitos darriwilianos de la región occidental de la Precordillera Central.En el caso de la Formación “Las Chacritas” en el sentido de Peralta et al. (1999a), luego deexhaustivos análisis estratigráficos de campo y bioestratigráficos (conodontes), se deduce quecarece de representación real como unidad formal.ConclusionesEn la Quebrada del río Las Chacritas se reconocen dos unidades carbonáticas darriwilianas:la Formación San Juan y la Formación Las Aguaditas. La Formación San Juan comprendedepósitos de calizas cuya base está dada por falla, siendo los términos más antiguos de edadfloiana alta (Zona de Oepikodus evae) y sus términos más jóvenes se refieren al Darriwiliano medio(Zona de Eoplacognathus pseudoplanus).Se propone denominar formalmente a las calizas oscuras y pelitas negras ó litosoma superior(Miembro superior de Espisúa, 1968) como Formación Las Aguaditas. Se da a conocer labioestratigrafía de conodontes, zonas de E. pseudoplanus y E. suecicus del Miembro inferior de laFormación Las Aguaditas de edad darriwiliana media alta y su relación temporal con el techo de lasubyacente Formación San Juan. El pase entre la Formación San Juan y la transición calcáreopelítica(Formación Las Aguaditas), se verifica durante la Zona de Eoplacognathus pseudoplanus.

25 ESTRATIGRAFÍA DEL ORDOVÍCICO DE LAS CHACRITASAgradecimientosAl CONICET. A la técnica química M. González por su labor en laboratorio y a la licenciada M. C. Rodríguezpor su colaboración en las tareas de campaña.BibliografíaAlbanesi, G. Hünicken, M. y Barnes, C.1998. Bioestratigrafía, Biofacies y Taxonomía de conodontes de las secuenciasordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Boletín de la Academia Nacional deCiencias, 12: 253 pp, Córdoba.Albanesi, G. y Astini, R.A.1994. Conodontofauna de los niveles cuspidales de la Formación San Juan (Llanvirniano) en elperfil de Las Chacritas, Provincia de San Juan. VI Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía ResúmenesPaleoinvertebrados: 48–49. Trelew.Albanesi, G. y Astini, R.A. 2000. Bioestratigrafía de conodontes de la Formación Las Chacritas, Precordillera de San Juan,Argentina. Reunión de Comunicaciones de la Asociación Paleontológica Argentina. Mar del Plata. 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Serie Correlación Geológica, 27 (1): 28-35Temas de Correlación Geológica I (1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Brechas intraclásticas (tsunamitas?) en el tope de laFormación San Juan (Darriwiliano), Precordillera deSan Juan, Argentina. Microfacies y Conodontes.Ana MESTRE¹Abstract: INTRACLASTIC BRECCIAS (TSUNAMITES) ON THE TOP OF SAN JUAN FORMATION (DARRIWILIAN), SAN JUANPRECORDILLERA, ARGENTINA. MICROFACIES AND CONODONTS.-This paper describes for the first time intraclastic breccias bedsin the last meter of the San Juan Formation, Central Precordillera (San Juan, Argentina). The microfacial features,lithofacial relations and variations in conodont population linked with the conglomerate allow us to defineinterpreting thatthese deposits were produced by a great eroding event, possibly generated by a tsunami or storms out of series which hasaffected the carbonate ramp during the Middle Darriwilian.Resumen: BRECHAS INTRACLÁSTICAS (TSUNAMITAS?) EN EL TOPE DE LA FORMACIÓN SAN JUAN (DARRIWILIANO),PRECORDILLERA DE SAN JUAN, ARGENTINA. MICROFACIES Y CONODONTES.-Se describen por primera vez niveles de brechasintraclásticas en el último metro de la Formación San Juan, Precordillera Central (San Juan-Argentina). Las característicasmicrofaciales, relaciones litofaciales y las variaciones en las poblaciones de conodontes asociadas a las mismas permiteninterpretarlas como depósitos producidos por eventos erosivos de gran magnitud que habrían sido generados portsunamis o tormentas fuera de serie que afectaron la rampa carbonática durante el Darriwiliano medio.Keywords: Breccias- San Juan formation-Precordillera-Tsunami.Palabras clave: Brechas-Formación San Juan- Precordillera- Tsunami.IntroducciónEn el techo de la Formación San Juan se han descripto facies de wackestones y packstonesesqueletales bioturbados, grainstones biointraclásticos y mudstones y wackestones nodulares, que fueroninterpretados como depósitos de rampa media a distal (Cañas, 1995). Estos niveles han sidoobjeto de numerosos trabajos tanto bioestratigráficos (Herrera y Benedetto, 1991; Lehnert, 1995;Albanesi et al,. 1998; Heredia et al., 2005; Ortega et al,. 2007, y referencias en estos trabajos), comopaleoecológicos (Sánchez et al., 1996; Carrera, 2001; Sorrentino et al., 2009, referencias en estostrabajos) y sedimentológicos (Cañas, 1995; Cabaleri et al., 2002).Generalmente, los depósitos gruesos (brechas) en ambiente de rampa media son atribuidos atormentas de diversa intensidad que interrumpen la sedimentación normal de fondo (Cañas,1995). Sorprendentemente, la posibilidad de la acción de tsunamis casi nunca se evalúa a pesar deque deberían haber sido frecuentes en diferentes regiones durante el Ordovícico.Un tsunami es un tren de olas de largo período provocado por un sismo, un derrumbesubmarino, vulcanismo o el impacto de un bólido extraterrestre que provoca un impulso deenergía que desplaza a una gran masa de agua (Pratt y Bordonaro, 2007). En un caso típico lacosta es barrida por sucesivas olas de varias decenas de metros altura, las que movilizan grandes¹ CONICET- Instituto de Investigaciones Mineras, Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional de San Juan. Urquiza yLibertador, (5400) San Juan, Argentina. E-mail: amestre@unsj.edu.ar

29 BRECHAS INTRACLÁSTICAS EN EL TOPE DE LA FORMACIÓN SAN JUANvolúmenes de material en suspensión que son arrastrados mar adentro a través de corrientes de“backwash” (Fujiwara et al. 2000; Nanayama et al. 2000; van den Bergh et al. 2003). Las estructurasgeneradas por el tsunami pueden ser atenuadas por procesos cotidianos, como la bioturbación, loque produce que solo un pequeño número de depósitos gruesos hayan sido atribuidos conconfianza a los tsunamis en depósitos de zonas someras (Massari y d ' Alessandro, 2000; Rossettiet al., 2000; Dypvik y Jansa, 2003; Schnyder et al., 2005; Fujino et al., 2006). Por otro lado, enambientes de rampa media, distinguir entre depósitos de tormenta (''tempestitas'') (Aigner, 1985;Myrow et al., 2004; Di Benedetto y Grotzinger, 2005) y depósitos de tsunami (''tsunamitas'') (Pratt,1998a; 1998b; 2001; 2002) representa un reto particular, principalmente por la escasez deinformación sobre los depósitos de tsunami en mares modernos (Dypvik y Jansa, 2003, Fujino etal., 2006) y la incertidumbre sobre la mecánica de la ola del tsunami (Schnyder et al., 2005).En la Precordillera, Pratt y Bordonaro (2007) son los únicos autores que han interpretadobrechas intraclásticas como tsunamitas, las que se encuentran intercaladas con margas depositadasen un ambiente de rampa interna de la Formación La Laja (Cámbrico Medio).En el presente trabajo se dan a conocer, por primera vez, niveles de brechas carbonáticasque aparecen en el último metro de la Formación San Juan en dos secciones de la PrecordilleraCentral, las mismas podrían ser interpretadas como depósitos producidos por eventos erosivosgenerados por posibles tsunamis o tormentas fuera de serie, que afectaron a la rampa carbonáticadurante el Darriwiliano medio.Estratigrafía y BioestratigrafíaSe ha trabajado sobre dos clásicas secciones de la Precordillera Central: sección del Cerro LaChilca (CCh) y sección de la Quebrada de la Brecha (QdB) (Figura 1), donde afloran sucesionescontinúas desde el Cámbrico al Devónico.Figura 1. Mapa de ubicación de las secciones estudiadas, 1- Cerro La Chilca, 2- Quebrada de la Brecha.La Formación San Juan está representada por depósitos carbonáticos cuya edad se extiendedesde el Tremadociano tardío hasta el Darriwilano medio. La misma presenta un pase transicionala sucesiones mixtas calcáreo-pelíticas de las formaciones Los Azules (sección CCh) y LasAguaditas (QdB). Este cambio de facies habría sido generado por una variación en el régimensedimentario, que propició un aumento en la afluencia de silicoclásticos finos a la cuenca, los queprovocaron el cierre de la rampa carbonática (Mestre, 2010). El último metro de la Formación SanJuan en CCh, está constituido por una sucesión de wackestones y mudstones bioclásticos entre los quese intercala una brecha intraclástica de 15 cm de espesor, en cambio en la sección QdB estáconformado por depósitos de grainstones biointralitoclásticos asociados a un nivel de brechaintraclástica de 7 cm de espesor. Desde el punto de vista de la bioestratigrafía de conodontes,

A. MESTRE 30estos depósitos fueron estudiados a escala centimétrica, lo que permitió determinar la Biozona deEoplacognathus pseudoplanus para el techo de la Formación San Juan en ambas secciones (Mestre,2010). También se analizaron las variaciones poblacionales de los conodontes determinándoseimportantes diferencias en la cantidad de elementos dispersos en un kg de roca tratada.Descripción de las litofaciesSe procederá a describir los niveles de brechas y las litofacies asociadas a los mismos sobrelos dos perfiles de detalle relevados en las secciones estudiadas.Sección Cerro la Chilca (CCh)Wackestones bioclástico: Presenta estratofábrica tabular continua lateralmente con un espesor de15 cm, sin estructura interna, con una elevada concentración de macrofauna mayormentedesarticulada y sin orientación preferencial incluida en una matriz fangosa (Figura 2, A). Loselementos aloquímicos están compuestos exclusivamente por bioclastos, siendo los artejos decrinoideos el constituyente más abundante, seguidos por braquiópodos, trilobites, espículas deporíferos, larvas de gastrópodos y bivalvos. La microfacies, por lo general, no presenta fábricasorientadas ni granoclasificación, y el grado de fragmentación de los bioclastos, aunque variable, esnormalmente escaso.Grainstones intrabioclástico: Se trata de una brecha clasto sostén, sin selección, con clastossubangulosos. La misma se presenta en un manto lateralmente discontinuo con un espesorpromedio de 15 cm, presenta una rudimentaria gradación interna negativa. Su contacto basal eserosivo, onduloso e irregular (Figura 2, B). Su contacto cuspidal es neto y presenta una superficiefuertemente cementada en el tope (Figura 3, A). Desde un punto de vista litológico constituye unabrecha monomíctica, ya que solo incluye intraclastos caracterizados por mudstones-wackestones decolor gris medio a oscuro con tamaños que oscilan entre 2 a 10 cm (Figura 3, B), los que incluyenbioclastos representados por espículas de poríferos, crinoideos y fragmentos indeterminados. Lamatriz de la brecha está constituida por esparíta de color gris medio en la que se observancrinoideos y restos fragmentarios de fauna bentónica diversa, tales como, braquiópodos, trilobites,crinoideos.Mudstones-Wackestones bioclástico: Se presentan en bancos delgados de 5 a 10 cm de espesor conbase y techo onduloso, bioturbados, sin estructura interna y con una baja concentración demacrofósiles, los que aparecen aislados y sin ninguna orientación preferencial (Figura 2, C), y estánrepresentados por espículas de poríferos, crinoideos, trilobites y braquiópodos. Los intraclastos sepresentan como constituyentes secundarios y se encuentran subredondeados. La selección de loscomponentes es de moderada a buena y el empaquetamiento abierto, se observa un aumento en larelación matriz/grano hacia el tope de la microfaciesSección Quebrada de la Brecha (QdB)Grainstones-Packstones biointralitoclástico: Está representada por calizas bioclásticas gruesas decolor gris oscuro que se presentan en bancos continuos con espesor promedio de 20 cm. Losbioclastos están constituidos principalmente por crinoideos y de forma subordinada se reconocenbraquiópodos, trilobites y larvas de gastrópodos, los mismos se encuentran desarticulados y enalgunos casos fragmentados (Figura 2, D); como componente secundario se observan intraclastosrepresentados por mudstones gris claro, con bordes irregulares y tamaños que oscilan entre 5 a 10mm. En algunos casos es posible observar fragmentos de bioclastos indeterminables en losmismos. Los litoclastos se encuentran en una proporción inferior al 5% y están representadosmayoritariamente por granos fosfáticos subredondeados y láminas de biotita subredondeada.Intercalada con estas calizas gruesas se desarrolla una brecha intraclástica con un espesorpromedio de 7 cm, monomíctica, matriz sostén con intraclastos subredondeados, mal

31 BRECHAS INTRACLÁSTICAS EN EL TOPE DE LA FORMACIÓN SAN JUANseleccionados y con estructura caótica, que sóloincluye intraclastos de margas verdes con un tamañopromedio de 2 a 10 cm. Su contacto basal es erosivo,onduloso e irregular. Su contacto cuspidal estransicional, gradando a calizas bioclásticas gruesas(Figura 2, D).ConodontesFigura 2. Litofacies asociadas a las brechasintraclásticas del último metro de la Formación SanJuan. A- Wachestones bioclásticos; B- Grainstonesintrabioclástico; C- Mudstones-Wackestonesbioclásticos, Sección CCh; D- GrainstonesIntrabiolitocalásticos, Sección QdB.Se han tomado 4 muestras (dos de cadasección), tanto por debajo como inmediatamente porencima de los niveles de brecha, con el fin de evaluarla existencia de conodontes (Figura 2). Unos 8 kg demuestra de calizas fueron procesados según la técnicaconvencional, recuperándose cerca de 2020elementos de conodontes. Las muestras fuerontratadas con una solución de ácido fórmico industrialal 10% (Stone, 1987). El residuo insoluble obtenidofue recuperado mediante tamices Nº 40, 80 y 120(IRAM) y luego se separaron los conodontes bajolupa binocular. La conservación de los mismos esbuena a regular y los ejemplares de mayor tamañoaparecen fragmentados. Para la determinación de losvalores porcentuales de la cantidad de micropiezaspresentes en cada kilo de muestra, en este trabajo seutilizó como metodología el conteo de los elementosconodontales por muestra, lo que permite unacomparación directa de las frecuencias relativas deaparición y las relaciones existentes entre las mismascon el fin de determinar las variaciones de laspoblaciones entre las muestras sucesivas.En QdB se observa (Figura 2), que la muestra(QdB1) que se encuentra por debajo de la brechapresenta una población de 520 conodontes x kg y lamuestra que se encuentra inmediatamente porencima de la brecha (QdB2) contiene 110conodontes x kg, lo que representa una reducción del80% de la población de conodontes. En CCh (Figura2) la muestra por debajo de la brecha (CCh1)presenta una población de conodontes de 370conodontes x kg y la muestra por encima de lamisma (CCh2) exhibe 115 conodontes x kg, lo quemuestra una reducción de un 70% en la población deconodontes.Estos datos están evidenciando un cambiodentro de las condiciones ambientales, el queprovocaría una migración de estos organismos haciaotras áreas de la cuenca. El muestreo de detalleutilizado en este trabajo, permite apreciar estas sutilesvariaciones en la distribución de la condontofauna.Es importante resaltar que sobre la distribución ypreservación de la macrofauna no se observanalteraciones, lo que deja de manifiesto el potencial de

A. MESTRE 32Figura 3. A- Se observa la superficie fuertemente cementada en eltope brecha intraclástica, en la sección CCh. B- Intraclástoscaracterizados por mudstones-wackestones de color gris medio a oscurocon tamaños que oscilan entre 2 a 10 cm, Sección CCh.indicadores de cambios en las condicionesambientales.InterpretaciónEl análisis de facies en las secciones hapermitido establecer ambientes diferentes paracada una de ellas. La CCh está caracterizada poruna asociación que presenta un conjunto defaunas típicas de un ambiente marino abierto, concirculación y salinidad normal, que puedecircunscribirse a una rampa media dentro de lazona fótica, en condiciones mayoritariamente debaja energía hidrodinámica.La mezcla heterogénea decomponentes (espículas de poríferos,braquiópodos, crinoideos, trilobites,etc.) que presentan los wackestonesbioclásticos, así como la naturalezapoco fragmentada de los mismos,hace pensar que se trata de unasedimentación en condicionesenergéticas alternantes que provocanla fracturación, escaso transporte yredepositación de los bioclastos por laacción de flujos turbulentos asociadosa tormentas (Speyer y Brett, 1988) yen las etapas posteriores de calma seproduce la infiltración-decantación dela micrita entre los poros. La brechaintraclástica representaría el registrode un evento erosivo de mayorenergía que los generados por losflujos turbulentos asociados a laseventuales tormentas que afectaban aesta zona de la rampa. Dicho procesoerosivo podría vincularse con ondasde gran magnitud generadas portsunamis o tormentas fuera de serie.Este fenómeno produciría laruptura de niveles de mudstoneswackestonesbioclásticos, yacementados, la reología exacta deestos mudstones-wackestones esdesconocida, pero eransuficientemente rígidos, especialmentealrededor de las bioturbaciones, parasobrevivir al transporte de lascorrientes oscilantes.La angularidad de los intraclastosimplica que, por lo general, no fueronexpuestos a un gran transporte.Durante el Ordovícico, lacementación temprana del sustratocarbonático en mares someros fue unfenómeno común, dando origen a unhardground que sería el producto de laprecipitación de carbonato con bajocontenido de Mg derivado de ladisolución de las conchillasaragoníticas de bioclastos tales comogastrópodos, nautiloideos y bivalvos,así como por la precipitación directade calcita pobre en Mg, favorecidapor las altas concentraciones de ionesde bicarbonato en los maresordovícicos (Palmer y Wilson, 2004).

33 BRECHAS INTRACLÁSTICAS EN EL TOPE DE LA FORMACIÓN SAN JUANabruptamente indica que esta brecha no implica un cambio en las condiciones batimétricas, lo quepodría ocurrir por causas tales como los cambios en el nivel del mar o variaciones en la pendiente.Por lo tanto, se considera que un tsunami o una tormenta fuera de serie serían los únicos agentesposibles para producir dicha erosión. Presumiblemente, las olas más grandes del tren de ondalogran romper los niveles superiores de los mudstones-wackestones y colocar los intraclastos ensuspensión, para ser posteriormente trasportados, por poca distancia, y depositados en áreaspróximas en el ambiente de rampa media (Pratt, 2002; Pratt y Bordonaro, 2007). El caráctermonomíctico de esta brecha es típico de este tipo de depósitos (Ruffer, 1996). Por otro lado, laausencia de material alóctono significa que esta parte de la rampa no se vio afectada por lascorrientes de backwash. Estas habrían sido atenuadas por la distancia a la costa, o no sedesarrollaron debido a la geomorfología costera.Con respecto a la sección QdB las facies caracterizan una rampa media distal a rampaexterna, de energía moderada a alta, influenciada por tormentas que producen eventos episódicosde rápida depositación (Reboulet et al., 2003; Hips, 2006), dando origen al tempestitas de borde derampa media (Flügel, 2004). La brecha intraclástica presente en esta sección exhibe intraclastosque reflejan un cierto transporte y retrabajo debido al grado de redondeamiento yempaquetamiento de los mismos, lo que permite interpretarla como un depósito de tormenta. Lalitología de los litoclastos pone en evidencia que los mismos provienen de ambientes someros.Probablemente estos fueron arrancados de zonas más someras de la rampa mediante unfenómeno erosivo de gran magnitud asociado a un posible tsunami o tormenta fuera de serie yposteriormente arrastrados hacia áreas más profundas mediante flujos turbulentos asociados atormentas.ConclusionesLos niveles de brechas intraclásticas descriptos por primera vez para el último metro de laFormación San Juan, en dos secciones de la Precordillera Central, se habrían depositado enambientes diferentes de rampa. El origen de los intraclastos estaría relacionado con un importanteevento erosivo, que podría vincularse con ondas de gran magnitud generadas por tsunamis otormentas fuera de serie, que afectaron a la rampa carbonática durante el Darriwiliano medio. Lareducción en la población de conodontes asociada a las brechas es una evidencia contundente deque existió un cambio desfavorable en las condiciones ambientales que generó una migración deestos organismos hacia otras áreas de la cuenca.AgradecimientosLa autora desea agradecer a CONICET por el apoyo económico recibido. Se agradece a la Dras. Susana Heredia,Matilde Beresi y a la Lic. M. Cecilia Rodríguez por la lectura crítica del trabajo y sus valiosas sugerencias, al Dr. Brian Prattpor la bibliografía sobre el tema, y a la Téc. Quím. Mercedes González por las tareas del laboratorio micropaleontológico.BibliografíaAigner, T. 1985. Storm depositional systems. Dynamic stratigraphy on modern and ancient shallow-marine sequences.Lecture Notes in Earth Science 3: 174.Albanesi, G.; Hünicken, M. y Barnes, C. 1998. Bioestratigrafía, Biofacies y Taxonomía de conodontes de las secuenciasordovícicas del cerro Potrerillo, Precordillera Central de San Juan, R. Argentina. Boletin de la Academia Nacional deCiencias de Córdoba 12: 1-74.Cabaleri, N.;Armella, C.; Cagnoni, M.; Oanarello, H.; Ramos, A. y Valencio, S.2002. Microfacies y condicionespaleoambientales durante la depositación de la sección superior de la Formación San Juan (Llanvirnianotemprano) en la región de Huaco, San Juan, Argentina.XV Congreso Geológico Argentino. 776-781. Cafayate.Cañas, F.L.1995b. [Estratigrafía y evolución paleoambiental de las sucesiones carbonáticas del Cámbrico tardío –Ordovícico temprano de la Precordillera Septentrional, República Argentina. Tesis Doctoral inédita. .UniversidadNacional de Córdoba. 177 pp.]Carrera, M.G.2001. Análisis de la distribución y comparación de las biofacies de la Formación San Juan (Ordovícicotemprano), Precordillera Argentina. Ameghiniana, 38: 169-184.

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35 BRECHAS INTRACLÁSTICAS EN EL TOPE DE LA FORMACIÓN SAN JUANVan Den Bergh, G.D., Boer, W., De Haas, H., Van Weering, T.C.E., y Van Wijhe, R.2003. Shallow marine tsunamideposits in Teluk Banten (NW Java, Indonesia), generated by the 1883 Krakatau eruption: Marine Geology, v. 197: 13–34.Recibido: 15 de marzo de 2011Aceptado: 23 de mayo de 2011

Serie Correlación Geológica, 27 (1): 37-43Temas de Correlación Geológica I (1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479La Zona de Trapezognathus diprion en la ¨FormacionSepulturas¨, Espinazo del Diablo, Cordillera OrientalArgentina.Josefina CARLOROSI¹Abstract: THE TRAPEZOGNATHUS DIPRION ZONE IN THE ¨SEPULTURAS FORMATION¨OF ESPINAZO DEL DIABLO¨, CORDILLERAORIENTAL, ARGENTINA.- For the first time is reconized the Trapezognathus diprion Zone in the ¨Sepulturas Formation¨at theEspinazo del Diablo area, the asociation is complete with: Gothodus costulatus, Drepanoistodus pitjanti, Drepanoistodus basiovalis,Drepanodus arcuatus, Oistodus sp among others. This finding allows recording an upper Floian age for the ¨SepulturasFormation¨cropping out at the Espinazo del Diablo. Furthermore, the presence of Trapezognathus diprion allows torecognize for Andean Basin affinities with the Atlantic Realm, Temperate Domain.Resumen: LA ZONA DE TRAPEZOGNATHUS DIPRION EN LA ¨FORMACIÓN SEPULTURAS¨, ESPINAZO DEL DIABLO, CORDILLERAORIENTAL ARGENTINA.- Se registra por vez primera la Zona de Trapezognathus diprion en los estratos de la ¨FormaciónSepulturas¨ en el Espinazo del Diablo, las especies acompañantes son: Gothodus costulatus, Drepanoistodus pitjanti,Drepanoistodus basiovalis, Drepanodus arcuatus, Oistodus sp. entre otros. Este hallazgo permite determinar una edad floianasuperior para la ¨Formación Sepulturas¨ en el Espinazo del Diablo. A su vez la presencia de Trapezognathus diprion permitereconocer para la cuenca Andina una afinidad con el Reino Atlántico, Dominio Templado.Keywords: Trapezognathus diprion Zone. Floian. Sepulturas Formation. Espinazo del Diablo. Cordillera Oriental.Palabras clave: Trapezognathus diprion. Floiano. Formación Sepulturas. Espinazo del Diablo. Cordillera Oriental.IntroducciónLa ¨Formación Sepulturas¨ es una unidad Ordovícica de amplia distribución en el flancooccidental de la Cordillera Oriental Argentina. Originalmente fue definida por Harrington (enHarrington y Leanza, 1957) para la región de la Ciénaga, Purmamarca (Provincia de Jujuy).Posteriormente fue identificada en diferentes sectores de Cordillera Oriental principalmente en eloccidente de los Altos de Lipán; región de Los Colorados (Benedetto, 1976, Waisfeld, 1996, 1997;Astini y Waisfeld, 1993; Astini, 1994, 2003; Astini et al., 2004; entre otros.).En la región del Espinazo del Diablo, Aceñolaza (1966, 1968) adscribe a la FormaciónSepulturas a un afloramiento de 80 metros de espesor caracterizándola como una secuenciacompuesta por lutitas verde-amarillentas con abundantes intercalaciones arenosas, calcáreas, pocofosilíferas, con variaciones laterales en la composición del cemento y, concordantemente, lutitasrojo violáceas con capas de anhidrita. Además este autor destaca para la sección areniscas calcáreasy calizas fosilíferas conteniendo Synhomalonotus kobayashii Harrington y Leanza, Hoekaspisschlagintweiti Harrington y Leanza, Orthis calligramma (Dalman), Paracyclostomiceras floweri Cecioni, etc.La edad de esta unidad formacional fue asignada inicialmente por Harrington (1957) alLlanvirniano Inferior mientras que estudios posteriores de su contenido faunístico (conodontes,¹ Instituto Superior de Correlación Geológica (CONICET-UNT)Miguel Lillo 205, 4000, San Miguel de Tucumán. E-mail: josefinacarlorosi77@gmail.com

38LA ZONA DE TRAPEZOGNATHUS DIPRION EN LA FORMACION SEPULTURASmoluscos y trilobites) permitieron reasignarla al Arenigiano (Gutiérrez Marco y Aceñolaza, 1992;Rao, 1994,1999; Waisfeld, 1996, 1997; etc.).En la presente contribución se realiza un análisis de los conodontes recuperados de la¨Formacion Sepulturas¨, aflorante en la región del Espinazo del Diablo, lo que permite incorporarnueva información bioestratigráfica para esta sección de Cordillera Oriental; además de evaluar lasafinidades de estos conodontes con los de otras provincias faunísticas reconocidas para elOrdovícico Inferior.Marco GeológicoEsta sección aflora en el flanco occidental del Espinazo del Diablo en el departamentoHumahuaca, aproximadamente a 3 kilómetros del molino El Aguilar. Sus coordenadas geográficasson 23º 12´57.0´´ S y 65º 36´ 34.4´´ O, con una altura promedio de 3690 msnm (Figura 1).Figura 1. Mapa ubicación de las localidades de La Ciénaga, Purmamarca y del Espinazo del Diablo, Humahuaca, NoroesteArgentino.

J. CARLOROSI 39En este sector Aceñolaza (1966, 1968) describió la ¨Formación Sepulturas¨ separada de losafloramientos de la Formación Acoite por una discontinuidad de naturaleza tectónica. Hacia eltecho esta unidad se encuentra truncada por una discordancia erosiva ligeramente angular que lasepara de los afloramientos cretácicos correspondientes al Grupo Salta.En las observaciones propias de campo se pudo determinar que en el tramo inferior delafloramiento, en los alrededores del Arroyo de Las Colas, aparecen pelitas verde a verdeamarillentas y areniscas gris plomizas a verdosas oscuras de la Formación Acoite, las que pasan deforma neta a areniscas grises oscuras con abundante cemento carbonático, que constituyen lostramos más bajos de la sección relevada (Figura 2). Hacia la mitad y parte superior de la sección seevidencia un cambio de color, pasando de verdoso a un rojizo intenso-morado (Figura 2).Las areniscas presentes a lo largo de toda la sucesión poseen laminación paralela y enalgunos casos HCS (hummocky cross stratification). Muchos de estos niveles de areniscas sondiscontinuos (desaparecen lateralmente) con geometrías lenticulares, se encuentran ademásintensamente bioturbados en su techo mientras que su base exhiben acumulaciones de conchillasde braquiópodos fragmentadas, ofreciendo en conjunto una gradación normal. Constituyenverdaderas tempestitas depositadas por debajo del nivel de olas de tormenta. Hacia la mitadsuperior estos bancos de areniscas exhiben un aumento del tamaño de los lito y bioclastos (Figura2) y se tornan más continuos lateralmente en afloramiento, sugiriendo un ambiente de depósitomás proximal y por encima del nivel de base de olas de tormenta.Corona la sección un conglomerado rojizo perteneciente al Grupo Salta que conforma elllamado ¨Espinazo del Diablo¨.Figura 1.Perfil estratigráfico de la sección aflorante en el Espinazo del Diablo, ¨Formación Sepulturas¨.

40MetodologíaLA ZONA DE TRAPEZOGNATHUS DIPRION EN LA FORMACION SEPULTURASCon el objetivo de estudiar el material micropaleontológico de esta unidad se tomaron cincomuestras con un peso variable entre 800 y 1500 gramos marcadas en el perfil como ED1 – 5.Estas muestras fueron reducidas en tamaño y procesadas mediante métodos convencionales deácidos débiles (Stone, 1987). De cada nivel muestreado el residuo obtenido brindó conodontes,los que presentan un excelente estado de preservación y exhiben un CAI (Color Alteration Index,Epstein et al., 1977) que varia entre los 2 y 3, exhibiendo algunos elementos modificacionestexturales debido a mineralización.Todos los conodontes recuperados están depositados en la colección de Microfósiles Lillo-Conodontes (CML-C) del INSUGEO- Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo.ConodontesDe esta sección se ha obtenido una importante colección de conodontes, algunos de ellosdiagnósticos para determinar la edad de la “Formación Sepulturas” aflorante en este sector. Es poresta razón se hará mención de aquellas especies significativas para el objetivo de la presentecontribución.El primer registro de conodontes en esta sección fue realizado por Rao (1994, 1999) quiendetermina una asociación de conodontes constituida por Baltoniodus crassulus andinus Rao yHünicken y Drepanoistodus pitjanti Cooper, mientras que entre los conodontes acompañantesregistra a Trapezognathus argentinensis Rao y Hünicken, Drepanoistodus sp., Oistodus sp., entre otros,asignando estos afloramientos al Arenigiano inferior (en el sentido de las Series Británicas).En la presente contribución se menciona por primera vez el hallazgo de Trapezognathusdiprion (Lindström) en la “Formación Sepulturas” (Figura 4, A-D) en el Espinazo del Diablo, elque permite ajustar la edad de la sucesión así como ofrecer una discusión sobre sus afinidades conotras regiones. Los conodontes que acompañan a esta especie son: Drepanoistodus pitjanti, Gothoduscostulatus Lindström, Drepanodus arcuatus Pander, Drepanoistodus basiovalis (Sergeeva), Drepanoistodussp., Oistodus sp., entre otros.Se recuperaron numerosos elementos de T. diprion, encontrándose los elementos Pa, Pb, My la serie de transición S. De éstos el reconocimiento y la posterior inserción del elemento Pacondujo a modificar el aparato propuesto por Bagnoli y Stouge (1997). Luego de una minuciosacomparación con los materiales figurados por Rao (1999) se desprende que parte del aparatomultielemental definido como Trapezognathus argentinensis (Rao, 1999, pag. 47, lam. 9, fig. 6) permiteser reasignado a T. diprion.T. diprion aparece distribuido en toda la sección relevada en el Espinazo del Diablo (Figura2), sin embargo un análisis de la morfología de los elementos Pa obtenidos de las sucesivasmuestras permite interpretar que esta especie exhibiría formas tardías en los niveles más cuspidalesde la misma.Consideraciones BioestratigráficasA nivel global la Zona de Trapezognathus diprion se corresponde con la parte superior de laZona de Oepikodus evae del clásico esquema Baltoescandinavo (Lindström, 1971; Löfgren, 1978).Bagnoli y Stouge (1997) determinan las zonas de Oepikodus evae, Trapezognatus diprion yMicrozarcodina sp A. para el intervalo de Oepikodus evae del esquema de Lindström (Figura 3). Enesta colección no está presente la especie nominal de la Zona de Oepikodus evae, sin embardo elregistro de Trapezognathus diprion y Gothodus costulatus permite señalar estas especies como referentestípicos de la parte superior de la Zona de Oepikodus evae a nivel global (Figura 3). El registro de lasespecies Microzarcodina sp A, Baltoniodus sp. cf. B. triangularis Wang et al. y Gothodus contulatus en lasección tipo de Huanghuachang en China (Wang et al., 2009) permite identificar la Zona de M. sp.A (en el sentido de Bagnoli y Stouge, 1997) como la biozona más joven del Ordovícico Inferior,por lo que en general T. diprion Lindström es un conodonte guía para el Floiano alto (Figura 3).

J. CARLOROSI 41El FAD de Trapezognathus diprion comprende desde el tope de la Zona de Oepikodus evae ydesaparece (LAD) en la parte más baja de la Zona de Baltoniodus triangularis, la cual representa labiozona más joven del Ordovícico Medio (Stouge y Bagnoli, 1990) (Figura 3).La Zona de Trapezognathus diprion ha sido mencionada con anterioridad por Aceñolaza et al.(2008) para los estratos del Miembro Sepulturas de la Formación Cieneguillas. En el NoroesteArgentino esta misma biozona fue atribuida a los afloramientos de la Sierra de Zenta por Herediay Aceñolaza (2005). Albanesi y Astini (2000) asignan la Formación Suri en Famatina a la partesuperior de la Zona de O. evae, por lo cual sería correlativa de la “Formación Sepulturas”.En Gondwana esta biozona es registrada por Gutiérrez Marco et al. (2008) para estratos dela Cordillera Oriental de Perú, encontrando la misma asociación de conodontes que la mencionadaen este trabajo (Figura 3).Figura 3. Cuadro de correlación bioestratigráfica del área de estudio y de las mencionadas en el texto.ProvincialismoEn este sentido Rao (1999) propuso una provincia de conodontes independiente, basada enel alto porcentaje de taxones arenigianos endémicos en el ámbito de la Cuenca Andina. Enfunción de la asociación de conodontes aquí mencionada y a pesar de su baja diversidad, seidentifican especies reconocidas en otras partes del mundo. Así el uso de la denominación“Provincia Andina” propuesta por Rao (1999) debe ser discontinuada.A modo de ejemplo, la presencia en esta sección de T. diprion sostiene la afinidad de laCuenca Andina con la Provincia Báltica, por consiguiente al Reino Atlántico de DominioTemplado (Zhen y Percival, 2003). Las especies acompañantes, tal como Drepanoistodus pitjantireflejarían una menor afinidad con la Provincia Australiana, aunque pertenece al mismo reino ydominio. Las especies Gothodus costulatus, Drepanodus arcuatus y Drepanoistodus basiovalis son, encambio, de distribución pandémica. Por lo tanto, la asociación de conodontes de la “FormaciónSepulturas” indicaría vínculos con las faunas del Reino Atlántico de Dominio Templado.ConclusionesA partir de la presente contribución se registra la Zona de Trapezognathus diprion en la¨Formación Sepulturas¨ aflorante en el Espinazo del Diablo, acotando de esta manera la edad deesta unidad al Floiano tardío (Ordovícico Inferior alto). Es de destacar que esta misma biozonafue registrada en el Miembro Sepulturas de la Formación Cieneguillas por Aceñolaza et al. (2008) apartir de lo cual se determina que ambas unidades son sincrónicas. Permite además incluir la

42LA ZONA DE TRAPEZOGNATHUS DIPRION EN LA FORMACION SEPULTURASCuenca Andina dentro del Reino Atlántico de Dominio Templado en función de los taxonesrecuperados, que resultan indicativos de esta afinidad.Figura 4. Microfotográfias de elementos del aparato de Trapezognathus diprion obtenidas mediante Microscopio Electrónicode Barrido. Cada ejemplar presenta una escala grafica, el segmento indica 0,1 mm. Muestras recuperadas de los nivelesmuestreados del Espinazo del Diablo. A-D Trapezognathus diprion, Lindström. A- Elemento Pa, vista superior CML- C 5030(1). B- Elemento Pa, vista lateral CML- C 5030 (2). C- Elemento Pb, vista postero-lateral CML- C 5030 (3). D- ElementoPb, vista lateral CML- C 5030 (4).

J. CARLOROSI 43BibliografíaAceñolaza, F. G. 1966. Contribución al conocimiento geológico y paleontológico de la región del Espinazo del Diablo,departamento Humahuaca, provincia de Jujuy. Universidad Nacional de Córdoba, Facultad de Ciencias Exactas yNaturales. Tesis Doctoral, 148. IneditoAceñolaza, F.G. 1968. Geología Estratigráfica de la Región de Sierra de Cajas, Dpto. Humahuaca (Provincia de Jujuy).Revista de la Asociación Geológica Argentina, 23 (3): 207- 222.Aceñolaza, F.G., Heredia, S. y Carlorosi, J.M.T. 2008. La “Sepulturas Limestone” (Harrington en Harrington y Leanza,1957) en su área tipo, fósiles y edad. Provincia de Jujuy, Argentina: Acta Geológica Lilloana, 20 (2): 147 – 158.Albanesi, G.L. y Astini, R. 2000. Nueva fauna de conodontes de la Formación Suri (Ordovícico Inferior-Medio), Sistemade Famatina, Argentina. Resúmenes de la Reunión anual de comunicaciones de la Asociación PaleontológicaArgentina, Mar del Plata. Ameghiniana, 37(4): 68R.Astini, R.A. 2003: Ordovician basins of Argentina. En: Benedetto, J.L. (Ed.): Ordovician fossils of Argentina. Secretaria deCiencia y Tecnología, Universidad Nacional de Córdoba, Córdoba: 1-74.Astini, R.A. 1994. Interpretación estratigráfica de la Formación Sepulturas (Ordovícico Inferior) y unidades análogas delnoroeste argentino: La Aloformación Sepulturas. 5º Reunión Argentina de Sedimentológica, Tucumán, Actas 1: 9-14.Astini, R.A. y Waisfeld, B.G. 1993. Análisis estratigráfico y paleoambiental del Ordovícico inferior (Formación Acoite ySepulturas) al oeste de Purmamarca, Cordillera Oriental Argentina. XII Congreso Geológico Argentino, Mendoza,Tomo 1: 96-106.Astini, R.A., Waisfeld, B., Toro, B.A. y Benedetto, J.L. 2004. El Paleozoico inferior y medio de la región de Los Colorados,borde occidental de la Cordillera Oriental (Provincia de Jujuy). Revista de la Asociación Geológica Argentina, 59 (2):243-260.Bagnoli, G. y Stouge, S. 1997. Lower Ordovician (Billingenian- Kunda) conodont zonation and provinces based onsections from Horns Udde, Noth Öland, Sweden: Bollettino della Società Paleontologica Italiana, 35 (2): 109-163.Benedetto, J.L. 1976. Una nueva especie del género Hoekaspis Kobayashi de la Provincia de Jujuy, con consideracionesacerca de las faunas Llanvirnianas de Argentina y Bolivia. Ameghiniana, 13: 300- 311.Epstein, A.G., Epstein, J.P. y Harris, L. 1977. Conodont Alteration - An Index to Organic Metamorphism: United StateGeological Survey Professional Paper , 995: 1-27.Gutiérrez Marco, J.C. y Aceñolaza, F.G. 1992. Ribeiria y Tolmachovia (Mollusca, Rostroconchia) en el Ordovícico Inferior dela Cordillera Oriental Argentina. Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, Teil I/6: 1799- 1814.Gutiérrez Marco, J.C., Albanesi, G.L., Sarmiento, G.N. y Carlotto, V. 2008. An Early Ordovician (Floian) Conodont Faunafrom the Eastern Cordillera of Peru (Central Andean Basin). 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Conodontes ordovícicos de la Sierra de Cajas y del Espinazo del Diablo, Departamento Humahuaca, Provincia de Jujuy,República Argentina: Córdoba, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional deCórdoba, Argentina, Tesis Doctoral. pp. 332.Rao, R. I. 1999. Los conodontes cambro-ordovícicos de la Sierra de Cajas y del Espinazo del Diablo, Cordillera Oriental,República Argentina. Revista Española de Micropaleontología, 31 (1): 23-51.Stone, J. 1987. Review of investigative techniques used in the study of conodonts. En: Austin, R., (ed.). Conodonts:Investigative Techniques and Applications, Ellis Horwood Limited, Chichester: 17-34.Stouge, S. y Bagnoli, G. 1990. Lower Ordovician (Volkhovian-Kunda) conodonts from Hagudden, northern Öland,Sweden. Palaeontographia Italica, 77: 1-54.Wang, X., Stouge, S., Chen, X., Li, Z., Wang, C., Finney, S., Zeng, Q., Zhou, Z., Chen, H. y Erdtmann, B. 2009. The globalstratotype section and point for the base of the Middle Ordovician Series and the Third Stage (Dapingian).Episodes, 32 (2): 96-113.Waisfeld, B.G. 1996. Revisión de la Zona de Hoekaspis schlagintweiti Harrington y Leanza, Ordovícico del NoroesteArgentino. Memorias del 12° Congreso Geológico de Bolivia, Tarija, 3: 915- 921.Waisfeld, B.G. 1997. Concentraciones fosilíferas ordovícicas en las formaciones Acoite y Sepulturas, Cordillera Orientaljujeña. Significado tafonómico y paleoecológico. Ameghiniana, 34: 317-332.Zhen, Y. y Percival, I. 2003. Ordovician conodont biogeography reconsidered. Lethaia, 36: 357–370.Recibido: 25 de abril de 2011Aceptado: 20 de mayo de 2011

Serie Correlación Geológica, 27 (1): 45-64Temas de Correlación Geológica I (1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Nuevo registro de gasterópodos en la FormaciónYacoraite (Maastrichtiano-Daniano) Cordillera Orientalde Jujuy, Argentina. Sistemática, bioestratigrafía ycorrelación geológica.Carlos A. CÓNSOLE GONELLA 1Abstract: NEW RECORD OF GASTROPODOS IN THE YACORAITE FORMATION (MAASTRICHTIAN-DANIAN) FROM THE CORDILLERAORIENTAL, JUJUY, ARGENTINA. .SYSTEMATIC BIOESTRATIGRAPHY AND GEOLOGICAL CORRELATION.- We present a new record ofgastropods recovered in limestones of the Yacoraite Formation (Maastrichtian-Danian) in Jueya environs, CordilleraOriental of Jujuy, Argentina. Has been identified 91 fossils, distributed in the genera: Brachycerithium Bonarelli 1921;Bonarelliella n. gen. and Percossmannella n. gen. Has been defined the species Brachycerithium evolutum Bonarelli 1921;Brachycerithium minus Bonarelli 1921; Brachycerithium ferugloi? Bonarelli 1921; Bonarelliella jueyai sp. nov; Bonarelliella ameghinorumBonarelli 1927 (Cónsole Gonella nov. comb.); Bonarelliella brackebuschii sp. nov; Bonarelliella multicosta Bonarelli 1927(Cónsole Gonella nov. comb.) and Percossmannella steinmannii sp. nov. As result of the research, the affinities andbioestratigraphic range of this fauna are still open to highest levels.Resumen: NUEVO REGISTRO DE GASTERÓPODOS EN LA FORMACIÓN YACORAITE (MAASTRICHTIANO-DANIANO) PARA LACORDILLERA ORIENTAL DE JUJUY, ARGENTINA. SISTEMÁTICA, BIOESTRATIGRAFÍA Y CORRELACIÓN GEOLÓGICA. .- Se presenta unnuevo registro de gasterópodos en calizas pertenecientes a la Formación Yacoraite (Maastrichtiano-Daniano) para lalocalidad de Jueya, Cordillera Oriental de la provincia de Jujuy, Argentina. Se identificaron 91 ejemplares, distribuidos enlos géneros: Brachycerithium Bonarelli 1921; Bonarelliella n. gen. y Percossmannella n. gen. Se definieron las especiesBrachycerithium evolutum Bonarelli 1921; Brachycerithium minus Bonarelli 1921; Brachycerithium ferugloi? Bonarelli 1921; Bonarelliellajueyai sp. nov; Bonarelliella ameghinorum Bonarelli 1927 (Cónsole Gonella nov. comb.); Bonarelliella brackebuschii sp. nov;Bonarelliella multicosta Bonarelli 1927 (Cónsole Gonella nov. comb.) y Percossmannella steinmannii sp. nov. Como resultado deesta investigación se dejan en suspenso tanto las asignaciones sistemáticas de esta fauna a niveles superiores, como surango bioestratigráfico.Keywords: Gastropods, Yacoraite Formation, Maastrichtian-Danian, Jujuy.Palabras clave: Gasterópodos, Formación Yacoraite, Maastrichtiano-Daniano, Jujuy.IntroducciónLa malacología de la Formación Yacoraite (Turner, 1959 por designación original deGroeber, 1952) se vincula con la geología del petróleo en Sudamérica. El interés por esta fauna semanifestó ante el reconocimiento de la unidad como parte de una de las regiones petrolíferas demayor importancia en Argentina, la denominada “Zona Subandina que penetra desde Bolivia enlas provincias de Salta y Jujuy” (Hermitte, 1915) que a comienzos del siglo XX presentaba muchasincógnitas, referidas a sus aspectos litoestratigráficos y bioestratigráficos. Si bien fueron muchoslos geólogos y paleontólogos que hicieron referencia a la existencia de gasterópodos fósiles en esta¹ Instituto Superior de Correlación Geológica (CONICET-UNT)Miguel Lillo 205, 4000, San Miguel de Tucumán. E-mail: carlos_console@yahoo.com.ar

46GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITEregión desde finales del siglo XIX, los principales aportes fueron realizados por Guido Bonarelli(1921, 1927) y Maurice Cossmann (1925). Estos autores realizarían un estudio sistemáticodetallado que suscribiría a las ideas originales del gran naturalista francés Alcides d´Orbigny (1842)quién planteara a raíz de sus estudios en Cayara y Potosí (Bolivia) la existencia de una “seriemesozoica triásica”, de origen marino, que se extendería hacia el sur. d´Orbigny basó susasunciones bioestratigráficas en la existencia de una fauna fósil de melánidos, en la cual la especieMelania potosensis d´Orbigny 1842 constituiría el principal elemento para la correlación de esta serieen las cordilleras orientales de Perú, Bolivia y Argentina. Bonarelli y Cossmann apoyaron lapropuesta de d´Orbigny seguramente influenciados por su conocimiento de la malacofauna y elambiente sedimentario de la Formazione di San Cassiano (Triásico Medio-Superior) de los Alpesmeridionales de Italia. En la literatura geológica sobre el Mesozoico del noroeste argentino lainfluencia de estos trabajos fue notoria hasta hace pocos años. Los antecedentes posteriores aBonarelli se limitan a menciones sobre la existencia y posición estratigráfica de gasterópodos“melánidos” o “turritélidos” s.l. (Schlagintweit, 1937, 1941; Vilela, 1951,1960; Aceñolaza, 1968;Alonso, 1980; Palma, 1984; 2000; Alonso y Marquillas, 1986; Marquillas y Salfity, 1994; Marquillaset al., 2005;2007; Ruíz Huidobro, 1955; Turner, 1959; entre otros). Desafortunadamente esta líneade evidencia fue abandonada durante casi cien años. Cónsole Gonella et al. (2009) mencionannuevos registros para la Cordillera Oriental de Jujuy y discuten la afinidad de esta fauna conZygopleuridae. En esta oportunidad presentamos nuevos hallazgos acompañados de un estudiosistemático más detallado. Se discuten los alcances de este registro, y sus implicancias en términosde correlación geológica, bioestratigrafía y paleoambientes.Marco geológicoGeológicamente el área pertenece al sector central de la Cordillera Oriental de Jujuy. Elbasamento está constituido por la Formación Puncoviscana s.l. (Turner, 1960) de edadNeoproterozoico – Cámbrico Temprano (Aceñolaza et al., 1999; Aceñolaza y Aceñolaza, 2005). Setrata de un complejo sedimentario fosilífero, rico en trazas del lapso Ediacarano-Cámbrico, con unmetamorfismo de bajo grado donde las pelitas verdosas y grises oscuras prevalecen, mientras queen menor proporción se encuentran niveles cuarcíticos, conglomerádicos y calcáreos (Turner,1960; Aceñolaza y Toselli, 1973, Turner y Mon, 1979; Aceñolaza et al., 1999).El Mesozoico se encuentra representado por la cuenca de rift del Grupo Salta (Brackebusch,1891 nom. subst. Turner, 1959). Sus depósitos se extienden muy bien en el noroeste argentino, conuna destacada producción de hidrocarburos (Gómez Omil et al., 1989; Marquillas y Salfity, 1988;Salfity y Marquillas, 1994). Es un sistema tectosedimentario característico del Cretácico deSudamérica, por lo que sus equivalentes se encuentran distribuidos en la región de los AndesCentrales (Marquillas et al., 2005). En Jujuy, correspondiente paleogeográficamente a laSubcuenca de Tres Cruces, exhibe características geológicas particulares, y sus facies difieren deotras posiciones de la cuenca (Marquillas et al. 2005). Su unidad inferior, el Subgrupo Pirgua, esindiferenciable a nivel formacional (Sabino, 2002; Marquillas et al. 2005; Sánchez y Marquillas,2010) y el suprayacente Subgrupo Balbuena exhibe una transicionalidad entre sus formacionesinferior y media; Lecho (Turner, 1964) y Yacoraite respectivamente. Esta condición, observada yapor Bonarelli (1921), fue ratificada por Salfity en su tesis doctoral (1980) y apoyada luego pordiversos autores (Boll y Hernández, 1985; Gómez Omil et al., 1989;Boll, 1991; Gómez Omil yBoll, 2005; Marquillas et al., 2005, Hernández et al., 2008; Cónsole Gonella, 2011 entre otros). Eneste sector de la cuenca Salfity (1980) consideró que el ambiente de depósito de ambas unidadesera afín y genéticamente relacionado, “caracterizado por depósitos calcáreos y faunas marinas ycontinentales que revelan intermitencia en la vinculación marina”. Marquillas et al., (2005)observaron consecuentemente que si bien las facies dominantes de la unidad son arenas fluvioeólicasblancas y rojizas, un corto pero amplio evento de inundación sucedió en el inicio de laacumulación, y quedó representado en el tercio inferior de la unidad en la subcuenca de TresCruces por calizas y pelitas negras.Los gasterópodos descriptos en este trabajo han sido extraídos de calizas pertenecientes a laFormación Yacoraite en la localidad de Jueya (Figura 1).

C.A. CÓNSOLE GONELLA 47Figura 1. Mapa geológico del área de estudio. Ubicación de la localidad de Jueya.

48DepósitoGASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITEEl material se encuentra depositado en la Colección Paleontológica de Invertebrados de laFundación Miguel Lillo (PIL) de Tucumán.Paleontología SistemáticaLa clasificación sistemática y terminología siguen a Bandel (1993, 2006); Bouchet y Rocroi(2005); Kaim (2004); Kiel (2001) y Ponder y Lindberg (1997).Clase Gastropoda Cuvier, 1797Orden insertae sedisFamilia insertae sedisGénero Bonarelliella n. gen.Diagnosis.- La teleconcha es similar a la de Zygopleura Koken 1892, de espira cónica, con 5 a 8vueltas, con 8 a 12 costillas axiales fuertes por vuelta, rectas a levemente curvadas, ortoclinas uopistoclinas a veces nodígeras, claviformes o tuberculares que pueden tocar la suturaconformando a veces una hombrera. La sutura es recta, impresa o adpresa, prosoclina uopistoclina, ornamentación espiral ausente, ángulo apical de 22 º a 25º, anfracto convexo,peristoma holostomado. La protoconcha no se ha preservado en ningún ejemplar de la especietipo Bonarelliella jueyai sp. nov.Especie tipo.- Bonarelliella jueyai sp. nov. Maastrichtiano-Daniano de la Formación Yacoraite,Cordillera Oriental Argentina.Derivatio nominis.- Nombre por el Dr. Guido Bonarelli, quién fue el primero en estudiar lasistemática y relaciones filogenéticas de los gasterópodos Maastrichtianos-Danianos del noroesteargentino.Observaciones.- El género Triásico Zygopleura Koken 1892 de la Formación San Cassiano delos Alpes italianos presenta una teleconcha homóloga. La especie tipo de Zygopleura, Turritellahybrida Münster 1841 presenta un peristoma holostomado, carácter típico de Zygopleura. Sediferencia del género Katosira Koken 1892 por la ausencia de ornamentación espiral. Sin embargo,numerosos gasterópodos fósiles de aguas marino someras del Mesozoico Superior y de diferentesafinidades taxonómicas, han desarrollado conchillas de características similares, como los aquellospertenecientes a los grupos Zygopleuridea, Cerithiopsidae o Cerithioidea (Kiel et al. 2008). Laprotoconcha de Zygopleura ha sido detalladamente descripta por Nützel (1998) por lo que sin lapreservación de este elemento es imposible determinar la relación de Bonarelliella n. gen. conZygopleura. Tampoco es posible asignar una posición sistemática, y establecer relacionesfilogenéticas a niveles superiores sin la preservación de protoconchas, como lo han establecidoBandel (1993, 2006); Kaim (2004); Kiel (2001); Ponder y Lindberg (1997) entre otros.Bonarelliella jueyai sp. nov.Lámina 1 (Figs. 1-9)1921? Zygopleura argentina Bonarelli; (pág. 70, lám. IX, fig.19)1927? Zygopleura argentina Bonarelli; (lám. I figs. 8 y 9)Derivatio nominis.- El nombre deriva de su ocurrencia en Jueya, Cordillera Oriental de Jujuy,Argentina.

C.A. CÓNSOLE GONELLA 49Material tipo.- Holotipo: PIL 14.610, teleconcha bien preservada; figurado en Lámina 1Fig.1.Horizonte tipo.- Formación Yacoraite (Maastrichtiano-Daniano).Localidad tipo.- Jueya (Departamento Tilcara) Provincia de Jujuy-Argentina.Otro material.- Diecisiete especímenes provenientes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya,Jujuy-Argentina (PIL 14.610 a PIL 14.626).Diagnosis.- Espira cónica, dextral, costillas nodígeras levemente opistoclinas a fuertementeopistoclinas, con 5 a 7 vueltas. La protoconcha no se ha preservado. Los nudos ornamentan lascostillas de a pares en la parte superior en inferior de los anfractos. El número de costillas porvuelta varía de 10 a 12. Los nudos adapicales se elevan más que los abapicales formando unarampa sutural. En las porciones internodales de cada anfracto se forman pequeñas concavidades.La sutura es recta opistoclina y de levemente a fuertemente incisa. El último anfracto es convexo.La abertura es holostomada de contorno circular a levemente oval.Dimensiones.- Largo máximo: 2,5 cmAncho máximo 0,8 cmLargo de espira máximo: 2,2 cmObservaciones.-Su asignación a niveles superiores es por lo menos problemática, ya que no sehan preservado las protoconchas. Es conocida la convergencia evolutiva observada en losgasterópodos mesozoicos (Bandel, 1993, Ponder y Lindberg 1997 entre otros). A nivel de génerose acepta la homología entre Bonarelliella jueyai con la diagnosis original para Zygopleura de Koken1892. Bonarelliella jueyai sp. nov. se asemeja a Zygopleura argentina Bonarelli 1921. Finalmente se optapor una designación específica nueva en función de la procedencia incierta del material originalestudiado por Bonarelli, recuperado en la localidad de Carbajal?, Salta, además de lasconsideraciones sistemáticas previas.Bonarelliella ameghinorum (Bonarelli 1927) Cónsole Gonella nov. comb.Lámina 2 (Figs. 1-5)1927Goniospira ameghinorum Bonarelli; (Lám. IV, fig. 12)Material.- Seis especímenes provenientes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya, Jujuy-Argentina (PIL 14.604;PIL14.605; PIL 14.606; PIL 14.607; PIL 14.608; PIL 14.609)Descripción enmendada.- Espira cónica dextral, con 5 a 7 vueltas. La protoconcha no se hapreservado. La teleconcha presenta costulación nodígera abapical y adapical axial, levementeopistoclina. El número de costillas por vuelta varía de 10 a 12. Las costillas en la sección abapicalde los anfractos son más grandes y culminan en forma de nudos aplanados agudos. Las costillasadapicales son más pequeñas. La sutura es moderadamente impresa. El último anfracto esconvexo. La abertura es holostomada de forma oval.Dimensiones.- Largo máximo: 2,5 cmAncho máximo 1,8 cmLargo de espira máximo: 3 cmObservaciones.- Bonarelli 1927 definió esta especie en la localidad de Maimará, 15 km al sur dela localidad de Jueya, de donde proceden los ejemplares estudiados en este aporte. Cossmann(1895) y Bonarelli (1927) reconocen la estrecha afinidad del género Goniospira Cossmann 1895 con

50GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITELámina 1. Figuras 1-9 Bonarelliella jueyai sp. nov. Vista apertural o mejor vista. PIL 14.610 a PIL 14.619. La barra es 1 cm.Zygopleura Koken 1892. Si bien en la diagnosis original de Goniospira ameghinorum se menciona lapresencia de estrías espirales (Bonarelli 1927, Lám. IV, fig. 12) hemos tenido la oportunidad de

C.A. CÓNSOLE GONELLA 51analizar el lectotipo y no hemos observado este carácter, tampoco presente en los ejemplares deBonarelliella ameghinorum figurados en este trabajo. Desafortunadamente, al no preservarse lasprotoconchas, su posición sistemática es incierta.Bonarelliella brackebuschii sp. nov.Lámina 3 (Figs. 1-6)1921? Zygopleura paucinodosa Bonarelli;(lám. IV, fig. 3)1921? Zygopleura cfr. nodulosa Bonarelli (non D´Orb.); (lám. IX, fig. 4 y 5)1927? Zygopleura turgida Bonarelli;(lám. I, fig. 1)1927? Zygopleura turgida var. elatior;(lám. I, fig. 2)1927? Zygopleura turgida var.proversicosta Bonarelli;(lám. I, fig. 3)1927? Zygopleura spinicosta Bonarelli;(lám. I, fig. 5)Derivatio nominis.- Nombre por el Dr. Luis Brackebusch, Northeim (Alemania),el primero ensugerir la edad Cretácico-Cenozoico de la Formación Yacoraite en el noroeste argentino.Material tipo.- Holotipo: PIL 14.627, teleconcha con regular preservación; figurado enLámina 3 Fig. 1.Horizonte tipo.- Formación Yacoraite (Maastrichtiano-Daniano).Localidad tipo.- Jueya (Departamento Tilcara) Provincia de Jujuy-Argentina.Otro material.- Doce especímenes provenientes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya, Jujuy-Argentina (PIL 14.627 a PIL 14.639).Diagnosis.- Espira cónica, dextral costillas prosoclinas nodígeras, con 5 a 7 vueltas. Laprotoconcha no se ha preservado. Los nudos ornamentan las costillas de a pares en la partesuperior en inferior de los anfractos. El número de costillas por vuelta varía de 8 a 11. Los nudosabapicales son más pronunciados que los adapicales, que en ocasiones son protuberancias muypequeñas de la conchilla. En las porciones internodales de cada anfracto se forman pequeñasconcavidades. La sutura es impresa leve, opistoclina. Se diferencia de B. Jueyai sp. nov. por sumenor ángulo apical que le da un aspecto más fusiforme, el menor tamaño de los nudos adapicalesy la sutura más leve. El último anfracto es recto a levemente convexo. La abertura es holostomadade contorno circular a levemente oval.Dimensiones.- Largo máximo: 2,6 cmAncho máximo 0,7 cmLargo de espira máximo: 1,8 cmObservaciones.- Al igual que lo observado para Bonarelliella jueyai n. sp. y Bonarelliella ameghinorum(Bonarelli 1927) Cónsole Gonella nov. comb., su asignación a niveles superiores es por lo menosproblemática, ya que no se han preservado las protoconchas. Bonarelliella brackebuschi sp. nov. sibien es homóloga a varias especies de Carbajal? (Bonarelli 1921, 1927) sinonimizadas en estetrabajo, no se aceptan estas denominaciones específicas por la procedencia incierta del materialtipo de Carbajal. Podría aceptarse a la designación de Zygopleura turgida que Bonarelli (1921) refierecomo material propio de Maimará, pero que en su trabajo de 1927 asevera como procedente deCarbajal. Se opta por esto por establecer a Bonarelliella brackebuschi sp. nov.Bonarelliella multicosta (Bonarelli 1927) Cónsole Gonella nov. comb.Lámina 4 (Figs. 1-4)1927 Zygopleura multicosta Bonarelli; (Lám. IV, fig. 4)

52GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITELámina 2. Figuras 1-5 Bonarelliella ameghinorum (Bonarelli, 1927) Cónsole Gonella nov. comb.. Vista apertural o mejor vista.PIL 14.604; PIL14.605; PIL 14.606; PIL 14.607; PIL 14.608. La barra es 1 cm.Material.- Ocho especímenes provenientes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya, Jujuy-Argentina (PIL 14.643; PIL14.644; PIL 14.645; PIL 14.646; PIL 14.647; PIL 14.648; PIL 14.649;PIL 14.650)Descripción.- Espira cónica dextral, telescópica, con 6 a 7 vueltas. La protoconcha no se hapreservado. La teleconcha presenta costulación axial nodígera. El número de costillas por vueltavaría de 10 a 12. Las costillas son opistoclinas rectas y las del último anfracto son más grandes ylevemente curvadas en el contacto adapical con la sutura, donde presentan una pequeñaprotuberancia nodígera. La sutura es impresa, y por la presencia de los pequeños nudos adapicalesse forma una hombrera. El último anfracto es convexo. La abertura es holostomada de formaoval.Dimensiones.- Largo máximo: 2,4 cm

C.A. CÓNSOLE GONELLA 53Ancho máximo 0,8 cmLargo de espira máximo: 1,2 cmObservaciones.- Bonarelli 1927 definió esta especie en la localidad de Maimará, 15 km al sur dela localidad de Jueya, de donde proceden los ejemplares estudiados en este aporte, a partir de unúnico ejemplar en mal estado de preservación. Sin embargo los elementos considerados para sudiagnosis original, enmendada en este aporte, son suficientes para clasificar a estos ejemplares deJueya. Sin bien la morfología de la teleconcha asemeja a algunas especies del género KatosiraKoken 1892 y afines, la ausencia de ornamentación espiral lo excluye.Orden insertae sedisFamilia insertae sedisGénero Percossmannella n. gen.Lámina 3. Figuras 1-6 Bonarelliella brackebuschii sp.nov. Vista apertural o mejor vista. PIL 14.627 a PIL 14.632. La barra es 1cm.Diagnosis.- La teleconcha es similar a la de Katosira Koken 1892, de espira cónica, con 6 a8 vueltas, con 10 a 14 costillas axiales fuertes por vuelta, curvadas simples a sigmoidales, suturaimpresa levemente opistoclina, ornamentación espiral a veces nodígera. ángulo apical de 20 º a

54GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITE25º, anfracto convexo, peristoma holostomado de contorno oval. La protoconcha no se hapreservado en ningún ejemplar de la especie tipo Percossmannella steinmanni sp. nov.Especie tipo: Percossmanella steinmannii sp. nov. Maastrichtiano-Daniano de la FormaciónYacoraite, Cordillera Oriental Argentina.Derivatio nominis.- Nombre por el Dr. Maurice Cossmann, París (Francia), destacadomalacólogo, quién estudió los gasterópodos Maastrichtianos-Danianos del noroeste argentino.Observaciones.- Percossmannella n. gen. es homólogo al género Katosira Koken 1892. KatosiraKoken 1892 se basa en material del Jurásico Inferior (Pliensbachiano) de Francia. En la especietipo Katosira (Chemnitzia) periniana D’Orbigny 1851 no se ha preservado la protoconcha (Bandel(1995). Guarda similitud también con el género Striazyga Nützel 1998, cuya especie tipo esStriazyga angusta Nützel 1998 del Triásico Medio (Carniano) de Italia. La protoconcha de Striazygaangusta Nützel 1998, presenta costillas axiales fuertes y estrías espirales finas (Nützel 1998). Suteleconcha se relaciona a Zygopleura Koken 1892 por la abertura holostomada, pero se diferencia deeste por la presencia de ornamentación espiral. Estas características de la teleconcha de Katosirahan sido observadas en muchos grupos como Ampezzopleurinae (Nützel 1998); Zygopleuridae(Bandel, 1991) y Cerithiidae (Kaim, 2004). Otros géneros posiblemente relacionados aPercossmannella n.gen. pertenecen a la familia Epitoniidae Berry, 1910: Dubariscala Guzhov, 2004 yPlicacerithium Gerasimov 1992 del Jurásico Superior de Rusia del Jurásico Superior de Rusia;Claviscala De Boury 1909 y Confusiscala De Boury 1909 del Cretácico Inferior de Francia, esteúltimo además de presentar ornamentación similar posee un peristoma holostomado. Otro grupoque presenta una morfología similar es el de la familia Familia Hokkaidoconchidae Kaim, Jenkins,y Warén, 2008. Esta familia es común en depósitos marino someros del Mesozoico, con diversosregistros para el Cretácico Superior (Kaim et al. 2008). Los Hokkaidoconchidae poseen afinidadcon la familia Provannidae, aunque estos últimos son abundantes en aguas profundas (Saether etal. 2010). La protoconcha de los Hokkaidoconchidae es multiespiral, no escotada, mientras que lade los Provannidae siempre es escotada cuando es multiespiral (Kaim et al. 2008). El género típicoque motivó la creación de la familia Hokkaidoconchidae es Hokkaidoconcha Kaim, Jenkins, yWarén 2008; y la especie tipo Hokkaidoconcha tanabei Kaim, Jenkins, y Warén, 2008, Cenomaniano(Cretácico Superior), Kanajirisawa, Hokkaido, Japon. Desafortunadamente al no preservarse lasprotoconchas la posición sistemática y afinidades de Percossmannella n. gen. es incierta, por lo quelas similitudes morfológicas entre las teleconchas de Percossmannella n. gen. y otros génerostriásicos. jurásicos y cretácicos puede deberse a convergencia.Percossmannella steinmannii sp. nov.Lámina 5 (Figs. 1-8)1921? Katosira carbajalensis Bonarelli; (pág. 71, lám. IX, figs.32, 33 y 34)1927? Katosira carbajalensis Bonarelli; (lám. II fig. 3)Derivatio nominis.- Nombre por el Dr. Gustavo Steinmann, Strasburg (Alemania), a quién se ledebe el reconocimiento de la equivalencia entre las unidades del Cretácico Superior de lascordilleras orientales de Bolivia y Argentina.Material tipo.- Holotipo: PIL 14.651, teleconcha bien preservada; figurado en Lámina 8 Fig.1Horizonte tipo.- Formación Yacoraite (Maastrichtiano-Daniano).Localidad tipo.- Jueya (Departamento Tilcara) Provincia de Jujuy-Argentina.Otro material.- Quince especímenes provenientes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya, Jujuy-Argentina (PIL 14.651 a PIL 14.666).

C.A. CÓNSOLE GONELLA 55Lámina 4. Figuras 1-4 Bonarelliella multicosta Bonarelli, 1927. Vista apertural o mejor vista. PIL 14.643; PIL14.644; PIL14.645; PIL 14.646. La barra es 1 cm.Diagnosis.- Espira cónica, dextral costillas axiales fuertemente curvadas, opistoclinas, con 6 a8 vueltas. La protoconcha no se ha preservado. Las costillas se curvan en sentido abaxial. Elnúmero de costillas por vuelta varía de 10 a 12. En cada anfracto, en sentido adapical, en contacto

56GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITELámina 5. Figuras 1-8 Percossmannella steinmannii sp. nov. Vista apertural o mejor vista. PIL 14.651 a PIL 14.658. La barra es1 cm.con la sutura de las vuelta precedente se observan protuberancia nodígeras en sentidoespiral. La sutura es recta incisa, levemente opistoclina. El último anfracto es convexo. La aberturaes holostomada de contorno oval.Dimensiones.- Largo máximo: 3,4 cmAncho máximo 0,7 cm

C.A. CÓNSOLE GONELLA 57Largo de espira máximo: 1,1 cmObservaciones.- Esta especie es similar a Katosira carbajalensis Bonarelli 1921.Desafortunadamente la procedencia incierta del material de Carbajal? motiva la nueva designaciónespecífica.Orden insertae sedisFamilia insertae sedisGénero Brachycerithium Bonarelli 1921Diagnosis enmendada (diagnosis original por Bonarelli 1927).- Teleconcha pequeña, ovoidecónica a fusiforme, ángulo apical de 25º a 40º, sutura impresa, anfracto convexo, costillas axiales,el último anfracto puede llegar a representar la mitad de la longitud total. Peristoma holostomadode contorno oval. Teleconcha no preservada en la especie tipo Brachycerithium majus Bonarelli 1921.Especie tipo.- Brachycerithium majus Bonarelli 1921. Maastrichtiano-Daniano de la FormaciónYacoraiteObservaciones.- Brachycerithium Bonarelli 1921. Es ubicado por Bonarelli (1927) como integrantede la Familia Procerithiidae Cossmann 1906; Subfamilia Paracerithinae Cossmann 1906. LosProcerithiidae poseen una protoconcha que presenta una forma triangular con dos o tres costillasfuertes y filas espirales de tubérculos, el margen apertural de la protoconcha se expande, y elcambio en relación a la ornamentación de la teleconcha es drástico (Bandel, 1993, 2006; Gründet,1976; Houbrick, 1980). La familia se basa en el género tipo Procerithium Cossmann 1902. La especietipo de Procerithium es Procerithium quinquegranosum Cossmann, 1902 del Hettangiano, Jurásicoinferior de Francia. Ni el holotipo de Brachycerithium majus, ni los otros ejemplares del géneroBrachycerithium de la colección de Bonarelli hospedada en el Museo Bernardino Rivadavia posee lasprotoconchas, por lo que no es posible contrastar su propuesta sistemática de Bonarelli (1927) aniveles superiores.Brachycerithium evolutum Bonarelli 1921Lámina 6 (Figs. 1-9)1927 Brachycerithium evolutum Bonarelli; (lám. V,fig.12)1921 Brachycerithium evolutum Bonarelli; (lám. XI, figs.26 y 27)1921 Brachycerithium microstoma Bonarelli; (lám. XI, fig.24)1921 Brachycerithium intermedium Bonarelli; (lám. XI, fig.25)Material tipo.- Holotipo: nº 260 Colección Guido Bonarelli, Museo Bernardino Rivadavia deBuenos Aires, teleconcha bien preservada.Otro material.- Veinte especímenes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya, Jujuy-Argentina(PIL 14.667 a PIL 14.687).Descripción.- Espira cónica fusiforme pequeña, dextral, costillas axiales ortoclinas, con 5 a 6vueltas. La protoconcha no se ha preservado. El número de costillas por vuelta varía de 8 a 10.Ángulo apical 35º a 45º. Presenta de cinco a 7 estrías espirales.La sutura es recta levementeopistoclina adpresa por lo que se forma una hombrera. El último anfracto es recto a levementeconvexo. La abertura es holostomada de contorno oval.Dimensiones.- Largo máximo: 1,5 cmAncho máximo 0,5 cmLargo de espira máximo: 0,7 cm

58GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITELámina 6. Figuras 1-9 Brachycerithium evolutum Bonarelli 1921. Vista apertural o mejor vista. PIL 14.667 a PIL 14.675. Labarra es 1 cm.Observaciones.- Las diferencias observadas por Bonarelli entre Brachycerithium evolutum Bonarelli1921, Brachycerithium microstoma Bonarelli 1921 y Brachycerithium intermedium son consideradas nodiagnósticas y propias de la variabilidad natural entre individuos de diferentes clases etarias, por loque sinonimizamos las especies.Brachycerithium minus Bonarelli 1921Lámina 7 (Figs. 1-2)

C.A. CÓNSOLE GONELLA 591921 Brachycerithium minus Bonarelli; (lám. XI,fig.22)1927 Brachycerithium minus Bonarelli; (lám. VI,figs.8 y 9)Material tipo.- Holotipo: nº 277 Colección Guido Bonarelli, Museo Bernardino Rivadavia deBuenos Aires, teleconcha bien preservada.Otro material.- Dos especímenes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya, Jujuy-Argentina (PIL14.688 y PIL 14.689).Descripción.- Espira cónica pequeña, dextral, costillas axiales nodígeras ortoclinas, con 5 a 6vueltas. La protoconcha no se ha preservado. El número de costillas por vuelta varía de 10 a 12.Ángulo apical 40º. La sutura es recta impresa, levemente opistoclina. El último anfracto convexo.La abertura es holostomada de contorno circular a oval.Dimensiones.- Largo máximo: 1, 3 cmAncho máximo 0,5 cmLargo de espira máximo: 0,7 cmObservaciones.- Los ejemplares de Brachycerithium minus PIL 14.688 y PIL 14.689 presentan elúltimo anfracto fracturado, sin embargo por la comparación con el holotipo ratificamos laasignación específica.Brachycerithium ferugloi Bonarelli 1921Lámina 8 (Figs. 1-4)1921 Brachycerithium ferugloi Bonarelli; (lám. XI,fig.22)1927 Brachycerithium ferugloi Bonarelli; (lám. VI,figs.10 a 13)Material tipo.- Holotipo: nº 301 Colección Guido Bonarelli, Museo Bernardino Rivadavia deBuenos Aires, teleconcha mal preservada.Otro material.- Cinco especímenes del Maastrichtiano-Daniano de Jueya, Jujuy-Argentina (PIL14.690-PIL 14.695).Descripción.-Espira cónica telescópica, dextral, costillas axiales fuertes tubercularesopistoclinas, con 4? a 5 vueltas preservadas. La protoconcha no se ha preservado. El número decostillas es de 12?. Ángulo apical mayor a 40º. La sutura es recta impresa, con un prominentehombro abapical. En cada anfracto, en el tercio abapical exhibe estrías espirales fuertes. Cadacostilla termina en el borde adapical del anfracto en un tubérculo .El último anfracto es convexo.La abertura no se ha preservado. Se diferencia de B. multicosta Bonarelli, 1927 porque presentaornamentación espiral en el tercio posterior de los anfractos, y los tubérculos abapicales sonmucho más pronunciados.Dimensiones.- Largo máximo:?Ancho máximo 1,3 cmLargo de espira máximo:?Observaciones.- A pesar de que las aberturas no se han preservados, todos los demás elementosdiagnósticos coinciden con el holotipo.Discusión y consideraciones finalesLos gasterópodos de la Formación Yacoraite representan el mejor registro, por su diversidad

60GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITEy preservación, de moluscos del Grupo Salta. En la región investigada, la localidad de Jueya es laque ha proporcionado los mejores fósiles para su estudio sistemático. Las investigacionesoriginales (Bonarelli, 1921,1927; Cossmann, 1925) de esta fauna fósil han sido actualizadas luegomuchos años, en los cuales los criterios taxonómicos han cambiado radicalmente. Los trabajospioneros de Cossmann (1895-1924), Thiele (1925–26) y Wenz (1938–44), proveyeron de loscriterios de análisis básicos para el ordenamiento sistemático de los gasterópodos fósiles,basándose principalmente en los aspectos morfológicos de las teleconchas.Lámina 7. Figuras 1-2 Brachycerithium minus Bonarelli 1921. Vista apertural o mejor vista. PIL 14.667 a PIL 14.675. Labarra es 1 cm.Actualmente la sistemática de este grupo se basa principalmente en sus partes blandas y loscaracteres de la rádula (Ponder y Lindberg, 1997;Jeffery, 2001) que son inaccesibles en el registrofósil (Kaim, 2004). Muchos de los elementos diagnósticos en la clase Gastropoda han ocurrido demanera independiente en diferentes clados como resultado de convergencia evolutiva (Ponder yLindberg, 1997; Jeffery, 2001). En este sentido los caracteres de la conchilla revisten de pocaimportancia para la taxonomía zoológica (Kaim, 2004). La microestructura de la conchilla exhibeuna diversidad mucho mayor en clados basales, y se hace estable en los taxones más diferenciados,donde es predominantemente laminar aragonítica, a veces cubierta por una delgada capa de calcitahomogénea (Boggild, 1930; Bandel, 1990; Ponder y Lindberg 1997;). Desafortunadamente, esconocido que la microestructura es comúnmente recristalizada por procesos diagenéticos (Boggild,1930; Frisia Bruni y Wenk, 1985; Chateigner et al. 2000) lo que ocurre en los ejemplares ahoraanalizados. Ponder y Lindberg (1997) establecieron que conchillas con espira alta podrían serdiagnósticas para algunos clados del Paleozoico y Mesozoico temprano, aunque hay muchos casosde convergencia en la morfología de las teleconchas, con representantes de cada uno de los cladosmayores de gasterópodos, por lo que la morfología de la protoconcha y la microestructura de laconchilla pueden ser utilizadas para determinar un grupo particular (Kaim, 2004). Para losgasterópodos mesozoicos la morfología de la protoconcha y la microestructura de la conchilla sonelementos taxonómicos fundamentales (Bandel, 1993, 2006; Ponder y Lindberg 1997; Kiel, 2001;

C.A. CÓNSOLE GONELLA 61Lámina 8. Figuras 1-9 Brachycerithium ferugloi Bonarelli 1921. Vista apertural o mejor vista. PIL 14.690 a PIL 14.694. Labarra es 1 cm.Kaim, 2004). Desafortunadamente el grado de retrabajo mecánico sufrido por las conchillas y suposterior recristalización diagenética imposibilitaron la preservación de estos caracteres tanimportantes. Por este motivo se ha optado por efectuar una nueva propuesta sistemática, cuyafinalidad es evitar las sinonimias, alternativa a las de Bonarelli (1921,1927) y Cossmann (1925) conla creación de los géneros Bonarelliella n. gen. y Percossmannella n. gen. los cuales involucran a la

62GASTERÓPODOS DE LA FORMACIÓN YACORAITEmayoría de los ejemplares recuperados, en los que se pondera la morfología de sus teleconchas,aberturas y ornamentación. Con este mismo criterio se mantiene la propuesta de Bonarelli (1921,diagnosis en Bonarelli, 1927) para la creación del Género Brachycerithium. En función de losdiscutido se dejan abiertas las relaciones filogenéticas de estos géneros a niveles superiores. Es poresto, y más allá de las afinidades con otros grupos mesozoicos expuestas en el capítulo sobrepaleontología, que el rango bioestratigráfico de estos gasterópodos es incierto.AgradecimientosAl CONICET por el otorgamiento de una beca doctoral que posibilitó el desarrollo de este trabajo. Unreconocimiento especial a los Dres. F.G Aceñolaza y M. Griffin por su dirección, colaboración y apoyo constante. Al Dr.Rafael Herbst y un anónimo evaluador por las correcciones al manuscrito original.BibliografíaAceñolaza, F.G.1968. 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Serie Correlación Geológica, 27 (1): 66-75Temas de Correlación Geológica I (1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Pectínidos de la Formación Paraná (Mioceno) EntreRíos, Argentina.Leandro M. PÉREZ 1 , Miguel GRIFFIN 1 y Santiago F. GENTA ITURRERÍA 1Abstract: PECTINIDS FROM THE PARANÁ FORMATION (MIOCENE) ENTRE RÍOS - ARGENTINA.-The three species of pectinids(Bivalvia: Pectinidae) from the Paraná Formation (Miocene) in the province of Ente Ríos are described. These areAequipecten paranensis (d´Orbigny, 1842), Amusium darwinianum (d´Orbigny, 1842) and Flabellipecten oblongus (Philippi, 1893).Localities are listed and the importance of these bivalves in the determination of the paleoenvironmental conditions underwhich the bearing unit was deposited is assessed.Resumen: PECTÍNIDOS DE LA FORMACIÓN PARANÁ (MIOCENO) ENTRE RÍOS – ARGENTINA.- Se describen tres especies depectínidos (Bivalvia: Pectinidae) proveniente de la Formación Paraná (Mioceno) de la provincia de Entre Ríos. Estas sonAequipecten paranensis (d´Orbigny, 1842), Amusium darwinianum (d´Orbigny, 1842) y Flabellipecten oblongus (Philippi, 1893). Seenumeran las localidades donde se registran y la importancia de estos bivalvos en la determinación de las condicionespaleoambientales de la unidad cuando ésta se depositó.Keywords: Pectinids, Paraná Formation, Miocene, Entre Ríos.Palabras clave: Pectínidos, Formación Paraná, Mioceno, Entre Ríos.IntroducciónEl registro de macroinvertebrados neógenos de la Argentina reúne un gran número deespecies, del cual solo un pequeño grupo –en su mayor parte moluscos– corresponde aintegrantes de la Formación Paraná (del Río, 1990; 1991). Las primeras investigaciones de la faunaparanense fueron efectuadas durante el siglo XIX por Alcide d´Orbigny, quién realizó el primerestudio de la fauna fósil y de la geología del área (d´Orbigny, 1842). Con posterioridad, CharlesDarwin realizó observaciones estratigráficas en las mismas localidades estudiadas por d´Orbigny alo largo de las barrancas (Darwin, 1846). Las rocas neógenas aflorantes en la región, que fueronestudiadas en reiteradas oportunidades (Frenguelli, 1920; Iriondo, 1973; Aceñolaza, 1976, 2000;2004; Aceñolaza y Aceñolaza, 2000), incluyen principalmente acumulaciones silicoclásticas (arenasy pelitas) y bioclásticas portadoras de restos de organismos que habitaron los mares delTortoniano (sensu Cione, et al. 2000).La malacofauna que integra esta asociación neógena de macroinvertebrados amerita unaespecial atención, por su gran diversidad y la posición geográfica en la que se encuentra dentro delterritorio sudamericano. Los pectínidos son una parte importante de la fauna de invertebrados dela asociación fósil. Estos bivalvos, tan conspicuos en el Neógeno de América del Sur, sonindicadores de mares con salinidad normal por ser organismos típicamente estenohalinos.Este trabajo tiene como objetivo reconocer los taxones de la familia Pectinidae registradosen la Formación Paraná y evaluar su utilidad para el establecimiento de las condiciones¹ División Paleozoología Invertebrados, Museo de La Plata, 1900 La Plata, Argentina pilosaperez@gmail.com

67PECTÍNIDOS DE LA FORMACIÓN PARANÁ (MIOCENO SUPERIOR)paleoambientales del Mar Paranense en relación al contexto paloebiogeográfico (del Río, 2000)corrientemente aceptado para la misma.MétodosEl material analizado incluyó especímenes propios provenientes de las distintas localidadesdonde aflora la Formación Paraná citadas en el texto, como así también ejemplares depositadosen diferentes instituciones. Las fotografías se tomaron con una cámara Panasonic Lumix FZ: 35.Abreviaturas: MAS-Pi (Museo de Ciencias Naturales y Antropológicas “Prof. AntonioSerrano” Paraná, Entre Ríos, República Argentina); DMT-Pi (Centro de InvestigacionesCientíficas y de Transferencia Tecnológica a la Producción CICYTTP-CONICET, Diamante,Entre Ríos, República Argentina); MLP-Pi (Museo de La Plata “Francisco Pascasio Moreno”, LaPlata, Buenos Aires, República Argentina); MACN-Pi (Museo Argentino de Ciencias Naturales“Bernardino Rivadavia”, Ciudad Autónoma de Buenos Aires, República Argentina) y MNHN(Muséum National d´Histoire Naturelle, París, República Francesa).Localidades con registro fósilSe coleccionó material asignable a pectínidos en siete localidades fosilíferas de la provincia deEntre Ríos (Figura 1). Siguiendo un orden de Norte a Sur, los sitios se encuentran ubicados a lolargo del margen izquierdo del Río Paraná, en las siguientes coordenadas geográficas: 1- El Cerrito(EC) 31°32,136 S - 60°15,987 W; 2- Usina Vieja (UV) 31°43,270 S - 60°31,486 W; 3- La Juanita(LJ) 31°52,791 S - 60°38.96,90 W; 4- Punta Gorda Norte (PGN) 32°04,255 S - 60°39,149 W; 5-Punta Gorda Sur (PGS) 32°04,035 S - 60°39,141 W; 6- Salto Steger (SS) 32°05,236 S - 60°28,382W y 7- Cerro La Matanza (CLM) 32°35,840 S - 60°11,368 W.Figura 1. Localidades donde fueron hallados los pectínidos de la Formación Paraná en la provincia de Entre Ríos –Argentina. Indicadas con una estrella: EC “El Cerrito”, UV “Usina Vieja”, LJ “La Juanita”, PGN “Punta Gorga Norte”,PGS “Punta Gorda Sur”, SS “Salto Steger” y CLM “Cerro La Matanza”.

L.M. PÉREZ et al. 68Los especímenes fueron recolectados en los niveles más altos de la unidad, másprecisamente, en los términos bioclásticos de la secuencia. Estos pectínidos fueron halladosasociados a la fauna característica de la Formación Paraná, la que muestra una gran diversidad en elcontenido de fósiles de vertebrados e invertebrados, contándose entre los más conspicuos aAnadara bonplandiana, Chionopsis munsterii, Crassostrea patagonica, Pododesmus papyraceus, Mactrabonariensis, y una variedad importante de peces óseos y cartilaginosos (Cione, 1978).Paleontología SistemáticaFamilia Pectinidae Rafinesque, 1815Género Amusium Röding, 1798Especie tipo.- Ostrea pleuronectes Linné, 1758; designación subsiguiente por Herrmannsen, 1846Amusium darwinianum (d´Orbigny, 1842)Figura 2 (A-B)*1842 PECTEN DARWINIANUS, d’Orb.; d´Orbigny, pág. 133.non 1846 PECTEN DARWINIANUS.-D’ORBIG.; Sowerby, pág. 253, lám. 3, figs. 28 y 29.1858 Pecten Darwinianus d´Orb. Bravard , pág. 37.1858 Pecten Darwinianus; Burmeister , pág. 428.1876 Pecten Darwinianus.; Burmeister , pág. 222.1893 Pecten Darwinianus D’Orb.; Philippi , pág. 12, lám. 3, fig. 4.1897 Amussium Darwinianum d’Orb.; VON IHERING, págs. 329.1901 Pecten Darwinianus D’ORB.; Borchert, pág 190 y 192, lám. 7, figs 1 y 2.1907 Amussium Darwinianus (ORB.).; VON IHERING, pág. 379.1914 Amussium darwinianum Orb.; VON IHERING, pág. 35.1915 Pecten (Amussium) darwinianus D’ORB.; DOELLO JURADO, pág. 597.1920 Amussium Darwinianum (D´ Orb.) Sow.; Frenguelli, pág. 99.1949 Amussium Darwinianum d’Orb.; Cordini , pág. 60.1967 [1966] Amussium darwinianum (d’Orbigny); Camacho, pág. 65, lám. 9, fíg 9a y b.1991 Amusium darwinianum (d'ORBIGNY); del Río , pág. 51 - 53, lám. 1, fig. 4; lám. 2, fig. 1,lám. 4, fig. 2-3.1998 Amusium darwinianum (d’Orbigny, 1842); del Río y Martínez Chiapara, pág. 57, lám. 18,fig. 4.2002 Amusium darwinianum (d’Orbigny, 1842);Martínez Chiapara y del Río, pág. 178, lám. 12, fig.3.2005 Amusium darwinianum; Martínez Chiapara y del Río, pág. 162008 Amusium darwinianum (d’Orbigny, 1842); Griffin y Nielsen, pág. 264 y 266.Material Tipo.- El material tipo existente es un solo espécimen depositado en el Laboratoirede Paléontologie del MNHN de París; en el catálogo figura bajo el nombre Falunien B número11115 como “Pecten Darwinianus”. En el texto original, d´Orbigny, comentó que del material dereferencia solo conocía un fragmento muy incompleto como para ser figurado. Un análisis delespécimen MNHN 11115 permitió comprobar que no concuerda ni con la breve descripción ded´Orbigny ni con los caracteres fácilmente distinguibles de Amusium pleuronectes, la especie tipo delgénero. En realidad, este fragmento puede ser indudablemente asignado a otro taxon, Zygochamysactinodes (Sowerby), tal como fuera sugerido por Griffin y Nielsen (2008). Por lo tanto, por elmomento debe considerarse al único fragmento original de que disponía d´Orbigny comoextraviado.Localidad Tipo.- El ejemplar fragmentario descripto por d´Orbigny provenía del “grès tertiaires dela Bajada, province d´Entre-Rios” (sensu d´Orbigny, 1842). Estos niveles arenosos corresponderían alárea que actualmente ocupa el Parque Urquiza de la ciudad de Paraná.

69PECTÍNIDOS DE LA FORMACIÓN PARANÁ (MIOCENO SUPERIOR)Material Adicional.- Se conocen una serie de ejemplares depositados en antiguas coleccionesdel Museo de La Plata MLP 5630 (Col. Flossdorf). Sumados a estos, se recolectó una nueva valvaen la localidad de (LJ). Estos nuevos ejemplares llevan los números DMT-Pi 254 y al MACN 289.Distribución Geográfica.- Esta especie se presenta en la localidad de La Juanita (LJ). Además hasido citada en las localidades históricas de la Formación Paraná en La Paz, y en sitios clásicos de laciudad de Paraná, como son Puerto Viejo (Col. Flossdorf) y Cantera Garrigó (Bravard, 1858).Procedencia estratigráfica.- El material proviene del nivel discordante de arenas bioclásticasportador de la fauna de macroinvertebrados de la localidad La Juanita y de la localidad Puerto Viejo(sensu Frenguelli, 1920).Descripción.- D´Orbigny (1842) señaló que el fragmento con el que contaba guardaba similitudcon Pecten pleuronectes. Mencionó que la especie de Paraná posee una valva lisa por fuera yfuertemente costulada en el interior. Sin embargo, un examen más detallado revelaba una superficiefinamente estriada radialmente, tal como ocurría en Pecten solea.El material adicional depositado en el MLP y aquel coleccionado por los autores permitemejorar esta diagnosis. Esta especie se caracteriza por presentarvalvas de tamaño mediano agrandes, comprimidas, equivalvas, equilaterales, de contorno circular, muy delgadas y lisas enambas superficies. Externamente, solo presenta líneas comarginales de crecimiento tenuementemarcadas, con costillas internas que irradian desde el umbón pequeño, y que son simples y muyfinas,y que en los laterales se bifurcan en dos, definiéndose como dobles y sumando un totalaproximado de veintidós. Internamente, las valvas muestran costillas radiales de redondeadas queparten desde el umbón y que al llegar al margen ventral se bifurcan volviéndose planas en lasuperficie media. Las aurículas grandes y simétricas presentan externamente, en ambas valvas,líneas de crecimiento sinuosas; internamente, bajo el borde dorsal recto y estriado, llevan un par decruras elongadas y poco desarrolladas formando un reborde delgado. Resilífero triangular, terminaly de posición medial, con un ángulo umbonal aproximado de 100º. Impresión del músculo aductorposterior, de gran tamañopoco marcada, y de gran posición subcentral.Discusión.- Esta especie ha sido muy citada para la Formación Paraná, si bien no es un taxónmuy frecuente en la unidad. A pesar de que el holotipo no ha sido hallado y se encuentraaparentemente extraviado, la especie es fácilmente reconocible en base a la breve descripciónoriginal. Esta descripción permite asignar el taxón de la Formación Paraná al género Amusium, queestá basado en Ostrea pleuronectes. Los caracteres descriptos para esta especie, concuerdan en sumayoría con aquellos presentes en A. darwinianum. Sin embargo, la especie de Entre Ríos tiene lascostillas internas dobles hacia los márgenes anterior y posterior, mientras que estas costillas sonsimples a lo largo del margen ventral de las valvas. En cambio, en la especie tipo las costillas sondobles a lo largo de todo el margen de las valvas. Además, se difernecian por las valvas muydelgadas y prácticamente planas de A. darwinianum. Amusium paris del Río, 1994 (p. 23-24, lám. 2,fig. 3-4 y lám. 3, fig. 1-2) es una especie muy similar en cuanto a dimensiones, ángulo umbonal yconvexidad de las valvas. Sin embargo, se diferencia de A. darwinianus por poseer costillas doblessobre toda la superficie interna de las valvas y aurículas más pequeñas.Género Aequipecten Fischer, 1886Especie tipo.- Ostrea opercularis Linné, 1758; por monotipiaAequipecten paranensis (d´Orbigny, 1842)Figura 2 (C-D)*1842 PECTEN PARANENSIS, d’Orb.; D’ORBIGNY, pág. 132, lám. 7, figs. 5-9.non 1846 PECTEN PARANENSIS.-D’ORBIG.; SOWERBY, pág. 253, lám. 3, fig. 30.1858 Pecten Paranensis d´Orb.; BRAVARD, pág. 37.

L.M. PÉREZ et al. 701858 Pecten paranensis; BURMEISTER, pág. 428.1876 Pecten paranensis.; BURMEISTER, pág. 222.1897 Pecten paranensis d’Orb.; VON IHERING, págs. 328 y 329.1901 Pecten paranensis D’ORB.; BORCHERT, pág 190.1907 Myochlamys paranensis ORB.; VON IHERING, pág. 376 y 377.1914 Myochlamys paranensis Orb.; VON IHERING, pág. 32.1915 Pecten (Myochlamys) paranensis D’ORB.; DOELLO JURADO, pág. 597.1920 Myochlamys paranensis D´ Orb.; FRENGUELLI, pág. 99.1939 Myochlamys paranensis d’Orb.; WAHNISH, pág. 151, lám. 2, figs 2a–2b.1949 Myochlamys paranensis d’Orb.; CORDINI, pág. 60.1967 [1966] Chlamys paranensis (d’Orbigny); CAMACHO, pág. 65, lám. 9, fig 11; lám. 10, fig. 2.1988 Aequipecten paranensis (d’Orbigny); DEL RÍO, lám. 4, fig. 7.1991 Aequipecten paranensis paranensis (d’ORBIGNY); DEL RÍO, pág. 54 - 57, fig-text. 17 a-b-c, fig-text. 18.1992 Aequipecten paranensis paranensis (d’Orbigny); DEL RÍO, pág. 32 - 37, lám. 7, figs. 1–2, text-fig.3a, 9–10, 14, 17:1, 19:1.1992 Aequipecten paranensis pennatus n. subsp.; DEL RÍO, pág. 37–40, lám. 6, figs 3–5; text-figs 15,17:2, 19:2.1998 Aequipecten paranensis paranensis (d’Orbigny, 1842); DEL RÍO Y MARTÍNEZCHIAPPARA, pág. 58, lám. 5, figs. 4 – 5, lám. 8, fig. 13, lám. 18, fig. 7, lám. 25, fig. 8.1998 Aequipecten paranensis pennatus del Río, 1992; DEL RÍO Y MARTÍNEZ CHIAPPARA, pág.58 y 59, lám. 4, figs. 2 – 3.2000 “Aequipecten” paranensis (d’Orbigny); DEL RÍO, pág. 84.2002 Aequipecten paranensis (d’Orbigny); MARTÍNEZ CHIAPPARA Y DEL RÍO, pág. 183.2005 Aequipecten paranensis; MARTÍNEZ CHIAPPARA Y DEL RÍO, pág. 16.2008 Aequipecten paranensis (d’Orbigny, 1842); GRIFFIN Y NIELSEN, pág. 264 y 266, lám. 10, figs. 1-8.Material tipo.- Existe una serie de sintipos recolectados por d´Orbigny y depositados en elMNHN de París, agrupados bajo diferentes números en la Typothéque del Laboratoire dePaléontologie: MNHN-B33485 (1 valva), MNHN-B63971 (1 valva), MNHN-B63972 (4 valvas),MNHN-B63973 (16 valvas). Bajo este último número existe una valva izquierda que corresponde aFlabellipecten oblongus (Griffin y Nielsen, 2008; lám. 10, figs. 3 y 4). Además, sumados a estos existencinco sintipos adicionales en la Typothéque del Laboratoire de Géologie bajo el número MNHN-Gg2005/7. La designación de lectotipo por inferencia de holotipo es inválida según los términosdel Art. 74.5 del ICZN (1999).Localidad tipo.- El ejemplar fragmentario designado como “holotipo” por del Río (1991)proviene de “La Bajada, province d’Entre Ríos (république Argentine), a cent lieues au dessus de Buenos-Ayres”(sensu d´Orbigny, 1842). El área original probablemente sea la actual ciudad de Paraná, pero laurbanización ocurrida desde los tiempos de la colección original impiden establecer con mayorprecisión la localidad tipo.Material adicional.- Material adicional se coleccionó en las localidades LJ [MAS-Pi 487 - 489]PGN [MAS-Pi 490]; PGS [MAS-Pi 491 – 499 y DMT-Pi 243 y 244]; SS [MAS-Pi 500] y CLM[DMT-Pi 245 y 246]. Estos nuevos ejemplares se suman a los conocidos de las colecciones delMuseo de La Plata MLP 5635, 5647, 5651 y 5636 (Col. Frenguelli y Flossdeorf) y del MuseoArgentino de Ciencias Naturales MACN 257 non 5070 (Col. Bicego) y MACN 258 (Col. Roth).Distribución Geográfica.- Esta especie se presenta en las localidades de El Cerrito (EC), UsinaVieja (UV), La Juanita (LJ), Punta Gorda Norte (PGN), Punta Gorda Sur (PGS), Salto Steger (SS) y CerroLa Matanza (CLM). Además esta especie se cita la especie A. paranensis para la mayoría de laslocalidades históricas de la Formación Paraná.Procedencia Estratigráfica.- El material proviene de los niveles de arenas bioclásticas del tope dela secuencia, aflorantes en las localidades analizadas; siempre asociados a la fauna característica de

71PECTÍNIDOS DE LA FORMACIÓN PARANÁ (MIOCENO SUPERIOR)la unidad y en los depósitos de tormenta, que se registran discordantes con los términos limososde la parte superior de la Formación Paraná.Descripción.- Conchilla de tamaño mediano, equivalva, inequilateral, de contorno circular yaurículas asimétricas. Superficie externa con costillas muy desarrolladas que irradian desde elumbón ortogiro. Costillas de sección convexa con escamas bien desarrolladas sobre la superficie.Aurícula derecha alargada lateralmente con una escotadura bisal muy pronunciada y desarrollo dectenolio en el seno de la misma con seis dentículos. Aurícula derecha de forma triangular y con lamitad del largo de la anterior. Internamente en la superficie se observan las costillas muy marcadasy planas en la superficie, a diferencia de la vista externa. Resilífero pequeño de forma triangular concruras laterales poco desarrolladas.Discusión.- Entre los taxones más representativos de la Formación Paraná, se encuentra laespecie A. paranensis. Ésta, también es abundante en niveles de las formaciones Puerto Madryn(sudeste de Río Negro y noreste de Chubut) y Camacho (margen izquierdo del Río Uruguay). Losespecímenes coleccionados fueron comparados con el material tipo y ejemplares mencionadosanteriormente depositados en el MACN y MLP, comprobándose la gran variabilidad mostrada poreste taxón. Del Río (1994) describió Aequipecten paranensis pennatus en base a la mayor longitud de lasaurículas, a la mayor convexidad de la valva derecha, pliegues más altos y de secciónsubrectangular, con tres costillas secundarias planas cada una, de la cuales la central es la másancha. Esta subespecie solo aparece en los niveles superiores de la Formación Puerto Madryn(“Rionegrense”) y la validez de la misma debe ser aún confirmada.Género Flabellipecten Sacco, 1897Especie tipo.- Ostrea flabelliformis Brocchi, 1814; OD.Flabellipecten oblongus (Philippi, 1893)Figura 2 (E-F)*1893 Pecten oblongus Brav.; Philippi, pág. 13, lám. 2, fíg. 4.1897 Pecten oblongus Ph.; von Ihering, págs. 333.1901 Pecten oblongus (BRAV.) PHIL.; Borchert, pág 192 y 193.1907 Pecten oblongus (BRAVARD).; von Ihering, pág. 375.1914 Pecten oblongus Brav.; von Ihering, pág. 36.1967 [1966] Chlamys oblongus (Bravard); Camacho, pág. 66, lám. 10, fig 1.1991 Flabellipecten oblongus (PHILIPPI); del Río, pág. 49-51, lám. 3. figs. 1 y 2; figs.-text. 15y 16.1998 Flabellipecten oblongus (Philippi, 1893); del Río y Martínez Chiappara, pág. 56, lám. 18,fig. 5.2002 Flabellipecten oblongus (Philippi, 1893); Martínez Chiappara y del Río, pág. 178. lám. 12, fig. 8.2003 Flabellipecten oblongus (Philippi); del Río, pág. 5. lám. 3, fig. 4.2005 Flabellipecten oblongus; Martínez Chiappara y del Río, pág. 16.Material tipo.- El material original descripto por Philippi (1893) se encuentra extraviado.Localidad tipo.- “La Bajada” (sensu Phillipi, 1893). Esta localidad fue publicada originalmentecomo perteneciente a la provincia de Corrientes, a la orilla del Río Paraná; el mismo lugar donded´Orbigny había hallado algunos años antes algunas conchas fósiles. Con este comentario, Philippi,estaría indicando que el sitio debió tratarse de la actual ciudad de Paraná, en el área del paseourbano del “Parque Urquiza”, donde se encuentran perdidas las exposiciones originales observadasen el siglo XIX, debido al crecimiento de la ciudad.Material Adicional.- Existen ejemplares de F. oblongus en las colecciones del Museo Bernardino

L.M. PÉREZ et al. 72Rivadavia MACN 2568 non 5039 y MACN 291 non 5078 [2 valvas] (Col. Roth). En el marco deeste trabajo fueron recolectados nuevos ejemplares de la especie PGS [MAS-Pi 503 – 506 y DMT-Pi 247-253] y CLM [MAS-Pi 501 y 502]. Por otro lado, existe un ejemplar correspondiente a unavalva izquierda de Flabellipecten oblongus dentro de un lote de 16 valvas de A. paranensis que lleva elnúmero MNHN-R63973, este material se encuentra ilustrado en Griffin y Nielsen (2008; lám. 10,figs. 3 y 4).Distribución Geográfica.- Esta especie se encuentra en las localidades de Punta Gorda Norte(PGN), Punta Gorda Sur (PGS), Salto Steger (SS) y Cerro La Matanza (CLM). Los ejemplares de lascolecciones de MACN (Col. Roth), provienen de La Paz.Procedencia Estratigráfica.- Al igual que para la especie anterior, el material proviene de losniveles de arenas bioclásticas del tope de la secuencia, aflorantes en las localidades analizadas;siempre asociados a la fauna característica de la unidad y en los depósitos de tormenta que seregistran discordantes con los términos limosos de la parte superior de la Formación Paraná.Descripción.- Cochilla de gran tamaño, inequivalva, equilateral, de contorno circular y muycostulada. Disco central circular a flabelado, con aurículas simétricas y costillas con crestas lisas. Lavalva derecha, es marcadamente cóncava y con la superficie externa con costillas de secciónconvexa que se van agrandando hacia el margen ventral. Umbón pequeño ortogiro, y aurículastriangulares con el borde dorsal recto que unen a ambas dorsalmente al umbón. Cara interior lisacon las costillas planas y la cicatriz del músculo aductor poco visible. Resilífero pequeño rodeado aambos lados por las aurículas que presentas cruras y en el margen dorsal un área triangular conestriaciones bien desarrolladas.La valva izquierda es plana a levemente cóncava, de contorno subcircular a flabelado,presenta costillas en ángulo recto y caras planas a cada lado. En la zona por debajo del umbón seobserva una depresión marcada que se hace menos pronunciada hacia la periferia del disco.Aurículas triangulares rodeando a un pequeño umbón poco visible. Internamente la superficie de lavalva es lisa y muestra las costillas poco marcadas en la zona cercana al umbón, volviéndose muynotorias hacia la parte externa del disco cercano al borde, donde las costillas se tornan más anchasy aplanadas.Discusión.- Como fuera mencionado anteriormente, este taxón carece actualmente de unespécimen tipo, los ejemplares descriptos por Philippi (1893) se encuentran actualmenteextraviados quedando solo como referencia la publicación original con las ilustraciones. En ladiagnosis de P. oblongus los caracteres mencionados en el texto coinciden plenamente con losobservables en los materiales recolectados por los autores en la Formación Paraná. Asimismo, lasláminas de la publicación muestran claramente los rasgos más sobresalientes de la especie, los quetambién son reconocibles en los nuevos individuos, sumado a la fidelidad en las imágenes, lascuales permiten diferenciar a la especie de los otros pectínidos de la unidad. Los caracteresdiagnósticos de la especie, como son las forma convexa de la valva derecha con costillas másanchas que sus intersticios y cóncava de la valva izquierda con costillas cortantes, angostas yseparadas por intersticios, son reconocibles en el material de las colecciones del MAS y del DMT.Los restos mejor preservados de esta especie, se encuentran depositados en el Museo Argentino deCiencias Naturales bajo el número MACN 2568 (3 especímenes, Col. Roth). Por la fragilidad de laspiezas, es prácticamente imposible recuperar material completo, sobre todo los correspondientes alas valvas derechas que suelen romperse fácilmente.Discusión y ConclusionesLa fauna de pectínidos de la Formación Paraná reviste importancia debido a que este grupode bivalvos presenta requerimientos ecológicos particulares, que podrán ayudar a acotar lascondiciones paleoambientales en las que se depositara la unidad litoestratigráfica que los contiene.Como se ha discutido en numerosas contribuciones (del Río 1990, 1991; Pérez et al. 2010;entre otros), la fauna de la Formación Paraná comprende taxones que, en general, denotan

73PECTÍNIDOS DE LA FORMACIÓN PARANÁ (MIOCENO SUPERIOR)Figura 2. Amusium darwinianum (MLP 5630) valva derecha, A- vista externa, B- vista interna. Aequipecten paranensis (DMT-Pi243) valva derecha, C- vista externa, D- vista interna, Flabellipecten oblongus (DMT-Pi 248) valva izquierda, E- vista externa,F- vista interna. Escala gráfica: 1 cm.

L.M. PÉREZ et al. 74condiciones variables entre normal y de baja salinidad. Además, su composición revela relacionespaleobiogeográficas con las faunas caribeñas de la misma edad (del Río, 1991, 2000; del Río yMartínez Chiappara, 1998). Si bien esta posible migración desde el norte de América del Sur parecepoco probable para taxones adaptados a aguas de salinidad muy reducida e intolerantes desalinidades marinas normales, esto no parece ser el caso de los representantes de la familiaPectinidae. Estos bivalvos son exclusivamente marinos y estenohalinos, por lo que su migración alo largo de la costa atlántica de América del Sur durante el Mioceno, seguramente no habríapresentado mayores barreras.La fauna acompañante de los pectínidos en las diversas localidades resulta muy variada. Losrepresentantes de esta familia poseen conchillas relativamente delgadas y frágiles pero que, en laslocalidades estudiadas, se encuentran en un estado de preservación tal que sugiere que no hansufrido transporte y/o fragmentación, corrosión o abrasión significativos. Los tres taxonesreconocidos indican que el nivel portador de la fauna fue depositado en un ambiente deacumulación de origen marino, evidenciando que que no se encontraron rodados sino que fuerondepositados a una distancia corta de la fuente de aporte, pudiendo ser considerados depósitossedimentarios con acumulaciones de organismos del tipo parautóctonas. De lo antedicho sedesprende, por lo tanto, que la presencia de los pectínios descriptos indicaría que, en laslocalidades donde se encuentran, las condiciones al momento de depositación de los sedimentosportadores eran marinas normales, incluso en localidades ubicadas tan al norte como La Paz. Estosugiere que, al menos temporariamente, en esta parte de la cuenca del “Mar Paranense”, existieronmomentos en los que la salinidad fue normal.AgradecimientosLos autores queremos agradecer al personal del Museo de Ciencias Naturales y Antropológicas “Prof. AntonioSerrano” de la ciudad de Paraná, por su apoyo a la investigación en el marco de la tesis doctoral de LMP. Asimismoqueremos agradecer muy especialmente ala autoridades de Cultura del gobierno de Entre Ríos, por permitir trabajar einvestigar en esta provincia.BibliografíaAceñolaza, F.G. 1976. Consideraciones bioestratigráficas sobre el Terciario marino de Paraná y alrededores. Acta GeológicaLilloana, 13: 91-107.Aceñolaza, F.G. 2000. La Formación Paraná (Mioceno medio): estratigrafía, distribución regional y unidades equivalentes.In El Neógeno de Argentina, F.G. Aceñolaza, & R. Herbst, eds, INSUGEO. Serie de Correlación Geológica, 14: 9–27.Aceñolaza, F.G. 2004. Paleobiogeografía de la Región Mesopotámica. In Temas de la Biodiversidad del Litoral fluvial Argentino,F.G. Aceñolaza, Coord, INSUGEO. Miscelánea, 12: 25–30.Aceñolaza, F.G. y Aceñolaza, G. 2000. Trazas fósiles del Terciario marino de Entre Ríos (Formación Paraná, Miocenomedio), República Argentina. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias, 64: 209–233.Aceñolaza, F.G. 1976. Consideraciones bioestratigráficas sobre el terciario marino de Paraná y alrededores. Acta GeológicaLilloana XIII, 2: 91–107.Bravard, A. 1858. Monografía de los terrenos marinos Terciarios de las cercanías del Paraná. Imprenta del registro Oficial,Paraná, 107 pp.Cione, A.L., 1978. Aportes paleoictiológicos al conocimiento de la evoloción de las paleotemperaturas América del Surdurante el Cenozoico. Aspectos zoogeográficos conexos. Ameghiniana 15: 183-208.Cione, A.L., Azpelicueta, M.M., Bond, M., Carlini, A.A., Casciotta, J.R., Cozzuol, M.A., de la Fuente, M., Gasparini, Z.,Goin, F.J., Noriega, J., Scillato-Yané, G.J., Soibelzon, L., Tonni, E.P., Verzi, D. y Vucetich, M.G. 2000. Miocenevertebrates from Entre Ríos province, eastern Argentina. In El Neógeno de Argentina, F.G. Aceñolaza, & R. Herbst,eds, INSUGEO. Serie de Correlación Geológica, 14: 191–237.Darwin, C. 1846. Geological observations on South America. Being the third part of the geology of the voyage of theBeagle, under the command of Capt. Fitzroy, R.N. During the years 1832 to 1836. Smith, Elder and Co., 65, Cornhill,London, 279 pp.del Río, C.J. 1990. Composición, Origen y Significado Paleoclimático de la malacofauna “Entrerriense” (Mioceno medio)de la Argentina. Anales de la Academia Nacional de Ciencias Exactas Físicas y Naturales, 42: 205–224.del Río, C.J. 1991. Revisión sistemática de los bivalvos de la Formación Paraná (Mioceno Medio) provincia de Entre Ríos –Argentina. Monografía de la Academia Nacional de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, 7: 11–93.del Río, C.J. 1994. Middle Miocene Bivalves of the Puerto Madryn Formation, Valdés Peninsule, Chubut Province,Argentina. (Lucinidae—Pholadidae), part 2. Palaeontographica, 231a: 93–132.

75PECTÍNIDOS DE LA FORMACIÓN PARANÁ (MIOCENO SUPERIOR)del Río, C.J. 2000. Malacofauna de las Formaciones Paraná y Puerto Madryn (Mioceno marino, Argentina): su origen,composición y significado bioestratigráfico. In El Neógeno de Argentina, F.G. Aceñolaza, & R. Herbst, eds,INSUGEO. Serie de Correlación Geológica, 14: 77–101.del Río, C.J. y Martínez Chiappara, S.A. 1998. II. 2 – Clase Bivalvia Linné, 1758. Monografía de la Academia Nacional deCiencias Exactas, Físicas y Naturales, 15: 48–151.d´Orbigny, A.D. 1842. Mollusques. In: Voyage dans l'Amerique Meridionale (Le Bresil, La Republique Orientale deL'Uruguay, La Republique Argentine, La Patagonie, La Republique du Chili, La Republique de Bolivia, LaRepublique du Perou), execute pendant les annees 1826, 1827, 1828, 1829, 1830, 1831, 1832 et 1833. C. P. Bertrand(Ed), Chez Ve Levrault, Paris, Tome 3, 4e part, Paléontologie, 188 pp.Frenguelli, J. 1920. Contribución al conocimiento de la geología de Entre Ríos. Boletín Academia Nacional de Ciencias(Córdoba), 24: 55–256.Griffin, M. y Nielsen, S.N. 2008. A revision of the type specimens of Tertiary molluscs from Chile and Argentina describedby d´Orbigny (1842), Sowerby (1846) and Hupé (1854). Journal of Systematic Palaeontology, 6 (3): 251-316.ICZN. 1999. International Code of Zoological Nomenclature. – The International Trust for Zoological Nomenclature c/o TheNatural History Museum, London. 4 th Edition: 306 pp.Iriondo, M. 1973. Análisis ambiental de la Formación Paraná en su área tipo. Boletín de la Asociación Geológica de Córdoba, 2 (1-2): 19–23.Pérez, L.M., Genta Iturrería, S.F. y Griffin, M. 2010. Paleoecological and paleobiogeographic significance of two newspecies of bivalves in the Paraná Formation (Late Miocene) of Entre Ríos province, Argentina. Malacologia, 53 (1):61–76.Philippi, R.A. 1893. Descripción de algunos fósiles Terciarios de la República Argentina. Anales del Museo Nacional de Chile,Tercera sección Minería, Geología y Paleontología. 1–16.Recibido: 6 de abril de 2011Aceptado: 23 de mayo de 2011

Serie Correlación Geológica, 27 (2): 77-98Temas de Correlación Geológica II (1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Controles geoquímicos e isotópicos en la petrogénesisde los granitos Devónico-Carboníferos Santa Cruz yAsha: Sierra de Velasco, Argentina.Alejandro J. TOSELLI 1 , Juana N. ROSSI 1 , Miguel A. S. BASEI 2 y Mariano LARROVERE 3Abstract: GEOCHEMICAL AND ISOTOPIC CONSTRAINTS ON PETROGENESIS OF DEVONIAN-CARBONIFEROUS SANTA CRUZ ANDASHA GRANITES: SIERRA DE VELASCO, ARGENTINA.-The Santa Cruz and Asha granites crop out as north-south strikingassociated plutons in the northeast sector of the Sierra de Velasco. Even though both granites have been emplaced nearlysynchronous, they are clearly different in their textural and geochemical characteristics. The Santa Cruz Granite is amedium-grained equigranular monzogranite, in which muscovite predominates over biotite, and the magnetic susceptibilityis 0.10 - 0.14 x 10 -3 IS units. The Porphyritic Asha Granite is a coarse-grained porphyritic monzogranite with biotite largelypredominating over muscovite. The magnetic susceptibility is 2 to 16 x 10 -3 IS units. Both granites present A/CNK > 1,1and have Rb/Sr > 2. In a modal QAP, both granites are project on the granite field. A U-Pb monazite age was of 361+/-4.1 Ma for the Porphyritic Asha Granite (GPA) and 354.3 +/-3.8 Ma for the Santa Cruz Granite (GSC). These dataindicate that the intrusions took place during the Upper Devonian to the Lower Carboniferous. The Fe2O3, MgO, CaOand TiO2 values are significantly lower, and SiO2 , Al2O3 , K2O and P2O5 are higher than those in GPA. Trace elements(Sr, Ba, V, Sc and Σ REE) are higher than those in GSC, although both showed marked negative Eu anomaly. Bothgranites show low content of Sr ( 1,1 y relaciones Rb/Sr >2.En el diagrama modal QAP ambos se proyectan superpuestos en el campo granítico. Estos granitos presentan diferenciasentre si y muestran variaciones a leucogranitos. Las edades determinadas por U-Pb sobre monacitas, son de 361 +/- 4,1Ma, para el Granito Porfídico Asha (GPA) y de 354,3 +/- 3,8 Ma, para el Granito Santa Cruz (GSC), estableciendo quelas intrusiones se produjeron en el Devónico superior - Carbonífero inferior. Estos granitos son algo más antiguos que losgranitos San Blas, Huaco y Sanagasta, de la Sierra de Velasco. El GSC tiene más bajos contenidos de Fe2O3t, MgO, CaO,TiO2 y valores más altos en SiO2, Al2O3, K2O, P2O5. Los elementos trazas (Sr, Ba, V, Sc y Σ REE) son más altos que losdel GSC, aunque ambos presentan marcada anomalía negativa de Eu. Muestra asimismo menor contenido en TierrasRaras totales que el GPA. Ambos granitos muestran bajos contenidos de Sr (

A.J. TOSELLI et al. 78IntroducciónDurante los últimos años se ha logrado un avance significativo en el conocimiento de losgranitos de la sierra de Velasco, que forma parte de las Sierras Pampeanas, con la integración desus relaciones geológicas, geoquímicas e isotópicas. Ello ha permitido diferenciar granitos delOrdovícico inferior (famatinianos) con distintos niveles de emplazamiento y diversos grados dedeformación, representados por plutones de tipos- I y S, que son de moderada a fuertementeperaluminosos (cordierita +/- andalucita) y granitos del Devónico superior-Carbonífero inferior,representados por granitos tipos- S y A, emplazados en niveles someros, con deformación escasao ausente y edades entre 361 y 340 Ma (Toselli et al. 2004; Grosse y Sardi, 2004; Báez y Basei,2004; Rossi y Toselli, 2005).En un intento de sistematización de los granitos aflorantes en la Sierra de Velasco, Toselli etal. (2006 a, b) y Toselli et al. (2007) agruparon los granitos en tres batolitos denominados:Aimogasta (Devónico-Carbonífero, tipos A, I y S), Bazán (Ordovícico, tipo S) y Patquía(Ordovícico, tipos I y S) (Figura 2 A).Trabajos recientes sobre granitos del Devónico-Carbonífero de la Sierra de Velasco seencuentran en Grosse et al. (2009) y sobre los granitos ordovícicos en Rossi y Toselli (2004),Rossi et al. (2005) y Bellos (2008).Últimamente, se ha despertado un interés creciente por los granitos del Paleozoico superioren las Sierras Pampeanas del Noroeste Argentino y de la sierra de Velasco en especial, al estar ellosrelacionados con yacimientos de Sn y W, como así también por valores anómalos en loscontenidos de Th y U. También han llamado la atención las pegmatitas caracterizadas porelementos raros tipo LCT (Litio, Cesio, Tantalio) derivados de esos granitos.En este trabajo presentamos dos plutones Devónicos: el Granito Asha y el Granito SantaCruz, que ya tenían antecedentes geológicos y geoquímicos (Alasino et al., 2005, 2006; Báez yBasei, 2004; Báez et al., 2008; Toselli et al., 2007) distinguiendo en ellos distintas unidadesgraníticas, con caracteres peraluminosos. El objetivo de este trabajo es dar a conocer la extensiónde los afloramientos, así como los nuevos datos geológicos, petrográficos, geoquímicos,geocronológicos e isotópicos de estos dos granitos Devónicos en la sierra de Velasco, tratando deinterpretar su génesis y el ambiente tectónico en el cual se habrían originado y evolucionado,tentando su comparación con otros granitos devónico-carboníferos de la sierra de Velasco y de lasSierras Pampeanas en general, ya investigados (Figura 1).Ubicación de los granitoidesEl Granito Santa Cruz se interdigita con el Granito porfídico Asha y se desarrolla sobre elflanco nororiental de la sierra de Velasco (aproximadamente entre los 66º55´ y 67º05´ O) y desdelas proximidades de la Finca Asha en el extremo septentrional, hasta un poco al norte de lalocalidad de Pinchas (entre los 28º30´ S y los 28º55´ S), constituyendo una delgada faja sobre elflanco oriental de la sierra y poniéndose en contacto neto hacia el oeste con el OrtogneisAntinaco, que también es intruído por el Granito San Blas (Carbonífero inferior), ubicado hacia elnoroeste de esta zona. La extensión norte-sur de los afloramientos es de aproximadamente 40Km por un ancho máximo que no excede los 10 Km en sentido este-oeste (Figura 2 B).El Granito porfídico Asha (GPA), constituye la mayor extensión de los afloramientos delextremo norte de la sierra de Velasco, intruyendo en el Ortogneis Antinaco y en la metadacitaporfídica Punta Negra, ambos de edad ordovícica (Báez et al. 2008). Mientras que el Granito SantaCruz (GSC) presenta afloramientos más restringidos y la relación geológica de contacto sólo semanifiesta con el GPA.

79CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOFigura 1. Esquema geológico de las Sierras Pampeanas con la ubicación de los Granitos Devónico-Carboníferos. 1- SauceGuacho, 2 – Santa Rosa, 3 – Huaco, 4 – Sanagasta, 5 – San Blas, 6 – La Chinchilla, 7 – Achala.Caracteres petrográficosLos dos intrusivos graníticos, que afloran en la región, presentan marcado contraste textural:uno está constituido por granitos equigranulares, Granito Santa Cruz (GSC), mientras que elGranito Porfídico Asha (GPA) lo rodea en su mayor parte. En el diagrama modal QAP (Figura 4),ambos intrusivos se proyectan casi superpuestos en el campo de los granitos.Granito Porfídico AshaEste intrusivo está formado por granitos de textura porfídica (Figura 3 A), definida porfenocristales de microclina de hasta 6 cm, en una matriz de grano mediano, formada por cuarzo,microclina, plagioclasa, biotita en mayor proporción que moscovita. Entre los accesorios secuentan turmalina, apatito, rutilo, circón y entre los opacos predomina la magnetita. El cuarzopresenta extinción ondulosa a fragmentosa. Como alteraciones se observa cloritización de biotita yalteraciones arcillosas en los feldespatos. Los fenocristales de microclina, con maclado típico, sonpertíticas y frecuentemente poiquilíticas, con inclusiones de biotita, plagioclasa y cuarzo. Laplagioclasa (An20) se presenta en cristales subhedrales con maclado polisintético (Figuras 3 B y C).Localmente se desarrollan estructuras mirmequíticas de plagioclasa-cuarzo, que reemplazan a lamicroclina. Los contenidos de micas varían, siendo para la biotita (6 a 13%) y para la moscovita(0,5 a 2%), según los afloramientos. El rutilo se presenta en agujas dentro de cuarzo. El circón y lamonacita desarrollan notables halos pleocroicos dentro de biotita.

A.J. TOSELLI et al. 80Figura 2. A: Esquema de la distribución de los batolitos de Aimogasta, Patquía y Mazán, en la Sierra de Velasco. B:Esquema geológico de los afloramientos del Granito Porfídico Asha y el Granito Santa Cruz, en la Sierra de Velasco.Abreviaturas de nombres de localidades: SC: Santa Vera Cruz. SP: San Pedro. A: Anjullón. LM: Los Molinos. AN:Anillaco. AM: Aminga. C: Chuquis. P: Pinchas.Granito Santa CruzEste plutón está constituido por granitoides equigranulares (Figura 3 D), macizos y degranulometría mediana a gruesa (~0,5 cm). La mineralogía la integran: cuarzo, microclina,plagioclasa, moscovita y biotita, además de turmalina, apatito, monacita, circón y opacos, entreellos ilmenita. El cuarzo presenta suave extinción ondulosa. La biotita muestra cloritización y lamoscovitización se hace notable en algunas localidades. La microclina es generalmentemesopertítica, originada probablemente por reemplazo, más que por desmezcla. La plagioclasa essubhedral y en algunos granos presenta suave zonado normal y en otros, estructura en damero. Lacomposición varía entre An10 a An15. En algunas muestras se observa notable desarrollo de

81CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOmoscovita secundaria en laminillas alargadas, que está reemplazando a un silicato de aluminioanterior, probablemente cordierita y/o andalucita. Asimismo las evidencias petrográficas sugierenla importante actividad tardía de los fluidos, que reemplazaron a las fases anhidras tempranas.Debe notarse el alto contenido de moscovita en estas rocas que varía entre 7 y 14%, y pudiendoalcanzar hasta el 30%, y siempre predomina sobre la biotita que constituye entre el 2 y el 11%.También se observan simplectitas de moscovita-cuarzo (Figuras 3 E y F).Susceptibilidad magnéticaLa susceptibilidad magnética ha sido medida en el campo y en muestras de mano, usando unsusceptibilímetro (Kappameter) portátil KT-9, que tiene una sensibilidad de aproximadamente 10 -5SI, pero las medidas realizadas son expresadas como 10 -3 unidades SI. En las mediciones se tuvoen cuenta la alteración superficial de las rocas ya que, si bien todos los minerales contribuyen a lasusceptibilidad magnética total, en la alteración de los feldespatos se producen mineralesarcillosos, que no afectan particularmente las lecturas, pero sí lo hacen las alteraciones de losminerales ferromagnesianos, como es el caso de la biotita. De tal manera se producen cambios enel estado de oxidación del hierro, que pueden llegar a tener un fuerte impacto en el cambio de lasusceptibilidad, si el mineral que se forma es magnetita, que de lejos es el que más influye en elresultado de las mediciones. Las mediciones realizadas sobre cada muestra obtenida en el campo,de los dos granitos, han sido bastante homogéneas.El GPA tiene susceptibilidades magnéticas promedio, medidas en todas las muestrasanalizadas, que varían entre 2 y 16 x 10 -3 SI, con un promedio de 5,93 x 10 -3 SI, que indica lapresencia de magnetita. Estos valores son similares a los determinados por Toselli et al. (2004) enlas inmediaciones del contacto con el granito San Blas y claramente diferentes a los obtenidos enel GSC, cuya susceptibilidad magnética promedio varía entre 0,05 y 0,14 x 10 -3 SI, lo que indica laausencia de magnetita entre los opacos presentes y sólo se encuentra ilmenita.Ishihara (1998) establece como límite superior para los granitos de la serie-ilmenita el valorde 3 x 10 -3 SI, mientras que los granitos de la serie- magnetita, el valor de susceptibilidadmagnética, es mayor para cualquier porcentaje en SiO 2 . El contraste magnético entre ambosgranitos, sugiere que el granito equigranular Santa Cruz correspondería a granitos con menorfugacidad de oxígeno (Serie-ilmenita), mientras que el granito porfídico Asha correspondería amás alta fugacidad de oxígeno (Serie-magnetita).Caracteres geoquímicosLos análisis químicos sobre roca total de los elementos mayores y menores, fueron realizadosmediante las técnicas de ICP-AES y fluorescencia de rayos X (XRF), mientras que los elementostrazas y tierras raras, se determinaron por ICP-MS e INAA, en el laboratorio Actlabs (Canadá),por fusión con metaborato/tetraborato de litio. Los granitos, GSC y GPA, muestran notablesdiferencias en los promedios de los óxidos mayoritarios y minoritarios, así como en los elementostrazas y Tierras Raras (Tablas 1 y 2), haciendo más evidente las diferencias petrográficasobservadas. Ambos granitos tienen contenidos de K 2 O>Na 2 O y en el diagrama de Maniar yPiccoli (1989) basado en las relaciones moleculares (Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O+CaO) según los índicesde Shand (1927) se proyectan en el campo peraluminoso (Figura 5). Sin embargo los valores de lasrelaciones moleculares (ACNK) están restringidos entre 1,05 a 1,13 (débil peraluminosidad) en elGPA; mientras que en el GSC son más amplios (1,08 a 1,43), mayor peraluminosidad.El Granito Santa Cruz, en comparación con el granito Asha, tiene un amplio rango de SiO 2(65,84 - 75,87%), mientras que el valor de Na 2 O está restringido entre 2,79 y 3,78%. El K 2 O seencuentra entre 4,19 y 6,79%, y la suma de Na 2 O+K 2 O se encuentra en el rango de 6,98 a 10,57%. Los contenidos de TiO 2 (0,06 - 0,36%), CaO (0,39 - 1,36%), MgO (0,06 - 1,09%) y Fe 2 O 3 t(0,01 - 2,0%) son relativamente bajos y el contenido de P 2 O 5 (0,27 - 0,79%) tiene un rango ampliode variación. Asimismo tienen valores más bajos de Sr (9-125 ppm), Rb (304 - 477 ppm), V (1-29ppm), Sc (4-6 ppm), Th (2-23,8 ppm), Ba (27 - 477 ppm), Hf (1,2 – 4,2 ppm), Zr (26 - 138 ppm),Y (7 - 42 ppm), Ta (2,36 – 12,62 ppm) y Nb (12,30 – 37,0 ppm).

A.J. TOSELLI et al. 82El Granito Porfídico Asha tiene contenidos de SiO 2 más restringidos (68,37 - 71,84%). Loscontenidos de Na 2 O (2,70 - 3,26%), K 2 O de 4,66 a 5,66%, y la suma de Na 2 O + K 2 O (7,36 - 8,9)Figura 3. Granito porfírico Asha. A – Afloramiento, mostrando la típica textura porfírica. B – sección delgada, conmoscovita secundaria, reemplazando cordierita N+, x3,2. C – Sección delgada con fenocristales de plagioclasa zoneada,N+, x3,2. D – Afloramiento Granito Santa Cruz, mostrando la textura equigranular característica. E– sección delgada, conmicroclino, cuarzo, moscovita. N+, x 3,2. F – Sección delgada que muestra textura equigranular xenomórfica, constituidapor cuarzo, biotita, microclino,plagioclasa. N+, x3,2.poseen rangos de variación menores que en el GSC. Los contenidos de TiO 2 (0,31 - 0,71%), CaO(0,95 - 1,94%), MgO (0,43 - 1,08%) y Fe 2 O 3 t (2,0 - 3,0%) son más altos que en el GSC y P 2 O 5 (0,3- 0,38%) es de rango más restringido pero también con valores altos. Asimismo tienen valores masaltos de Sr (46-159 ppm), Rb (285 - 433 ppm), V (17-70 ppm), Sc (8-10 ppm), Th (24-50 ppm), Hf(4,7 - 7,7 ppm), Ba (182 - 580 ppm), Zr (174 - 270 ppm), Y (27 - 46 ppm), Ta (3,29 – 8.20 ppm) yNb (16,4 – 27,2 ppm).Los datos expuestos evidencian las diferencias composicionales entre ambos granitos (Tablas1 y 2).

83CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOFigura 4. Diagrama modal QAP, obtenido a partir de los análisis químicos. Granito Santa Cruz (rombos vacíos) yGranito Porfídico Asha (rombos llenos).Figura 5. Diagrama de peraluminosidad de Maniar y Piccoli (1989) con las relaciones molecularesAl 2 O 3 /(CaO+Na 2 O+K 2 O) (ACNK) versus Al 2 O 3 /(Na 2 O+K 2 O) (ANK), en la que todas las muestras se proyectan en elcampo peraluminoso. Símbolos como en la Fig. 4.

A.J. TOSELLI et al. 84Tabla 1. Análisis químicos – GRANITO PORFIDICO ASHA (GPA)Muestra 5663 5667 5672 5677 6530 7870 7959 7961 7963Roca* GP GE GP GP GP GP GP GP GPSiO2 70,07 72,16 68,85 71,84 68,68 68,37 69,53 69,33 69,05TiO2 0,31 0,43 0,54 0,46 0,713 0,65 0,65 0,61 0,59Al2O3 14,20 13,23 14,76 14,06 14,50 14,15 14,93 15,09 14,41Fe2O3t 2,51 3,29 3,09 2,56 3,88 3,43 3,48 3,08 3,10MnO 0,07 0,10 0,07 0,07 0,066 0,08 0,05 0,05 0,07MgO 0,43 1,03 0,87 0,73 1,08 0,93 0,82 0,86 0,92CaO 0,95 1,01 1,73 1,28 1,94 1,70 1,43 1,34 1,84Na2O 3,26 2,36 3,10 3,16 2,97 2,70 2,88 2,92 3,07K2O 5,32 4,86 5,12 4,96 4,98 5,35 5,47 5,66 4,66P2O5 0,38 0,18 0,32 0,30 0,33 0,37 0,37 0,34 0,34LOI 1,00 1,01 1,03 0,88 1,07 0,99 1,04 1,32 0,82Total 98,50 99,66 99,48 100,3 100,22 98,72 100,64 100,61 98,88Sc 6 10 8 7 9 10 9 8 8V 17 41 48 38 64 70 61 55 53Rb 433 288 298 309 285 349 349 361 321Ba 182 297 491 311 631 445 506 580 485Sr 46 56 135 95 159 141 147 157 142Ga 22 19 21 22 21 26 27 27 26Ta 8,20 3,73 4,50 4,17 3,83 3,80 3,68 3,29 3,80Nb 27,20 20 16,4 21,0 22,4 19,40 19,00 18,30 19,00Hf 5,60 4,70 6,90 4,70 7,70 6,90 6,70 6,00 6,60Zr 177 160 244 174 283 270 251 236 260Y 36 46 29 27 34 34,70 31,00 32,30 29,00Th 25,80 20,40 35,60 24,30 50,3 38,50 39,70 35,60 40,20U 8,14 2,00 8,03 8,36 5,37 5,26 9,00 6,38 15,30La 36,60 37,40 63,60 40,50 76,60 66,40 66,60 60,50 64,60Ce 80,30 79,00 132,0 92,80 164,0 149,00 150,00 137,00 145,00Pr 9,15 8,39 14,60 10,13 18,90 17,00 17,20 15,70 16,60Nd 34,30 35,50 53,50 41,10 71,10 61,60 62,20 56,60 60,90Sm 7,87 7,77 9,75 7,90 12,80 11,70 11,90 10,80 11,50Eu 0,78 0,75 1,35 1,06 1,53 1,49 1,53 1,48 1,45Gd 7,02 7,36 7,19 6,91 8,37 8,90 8,97 8,09 8,84Tb 1,27 1,31 1,01 0,86 1,22 1,18 1,18 1,07 1,13Dy 6,95 7,96 5,28 4,69 6,15 6,02 5,98 5,50 5,66Ho 1,25 1,53 0,99 0,86 1,09 1,05 1,05 0,97 1,03Er 3,28 4,48 2,80 2,64 2,96 3,15 3,01 2,87 2,99Tm 0,45 0,72 0,39 0,40 0,44 0,46 0,44 0,42 0,41Yb 2,71 4,48 2,42 2,40 2,53 2,91 2,63 2,60 2,71Lu 0,36 0,60 0,37 0,37 0,32 0,42 0,39 0,40 0,41Eu/Eu* 0,32 0,30 0,49 0,44 0,45 0,45 0,45 0,48 0,44* GP - Granito porfídico. GE – granito equigranularCon el objeto de establecer el grado de evolución en ambos granitos, se proyectaron losóxidos de elementos mayores y trazas más significativos frente a la SiO 2 . En ellos puedeobservarse que en general los óxidos de TiO 2 , Al 2 O 3 , Fe 2 O 3 y CaO muestran correlación negativacon el aumento de la SiO 2 , mientras que el P 2 O 5 muestra tendencia negativa en el GSC y positivapara el GPA y finalmente el K 2 O constituye una nube en el campo correspondiente a las Series dealto-K (Figura 6).En ambos granitos algunos elementos trazas muestran correlación negativa con el aumentode la SiO 2 como es el caso del Ba, Sr, Zr, V y Hf, mientras que el Rb presenta correlación positivay varía según se trate de uno u otro granito (Figura 7). Asimismo siempre el Rb predomina sobreel Sr, dando relaciones Rb/Sr >1. Lo que estos diagramas de Harker muestran claramente, es que

85CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOlos elementos mayores y trazas, constituyen dos tendencias distintas en independientes en ambosgranitos.Tabla 2. Análisis químicos – GRANITO SANTA CRUZ (GSC)Muestra 5669 5671 5676 5793 6529 7400 7960 7962 7964 7965Roca* GE GE GE GE GE GE GE GE GE LESiO2 74,96 70,54 75,87 72,32 75,78 72,76 65,84 67,38 68,07 73,75TiO2 0,21 0,23 0,06 0,26 0,151 0,20 0,36 0,31 0,28 0,07Al2O3 12,68 15,52 13,78 14,07 13,32 14,17 18,45 17,47 17,35 14,06Fe2O3 1,59 1,54 0,91 1,91 1,44 1,65 2,43 1,88 2,01 0,85MnO 0,06 0,05 0,07 0,06 0,058 0,04 0,08 0,06 0,08 0,11MgO 0,28 0,55 0,06 0,39 0,24 0,34 1,09 0,69 0,78 0,16CaO 0,58 0,85 0,39 0,67 0,46 0,68 1,36 0,94 1,06 0,59Na2O 2,79 3,07 3,78 3,00 3,00 3,29 2,85 2,84 3,04 3,29K2O 4,69 5,92 4,19 5,81 4,67 4,95 5,33 6,79 5,91 4,71P2O5 0,28 0,50 0,36 0,40 0,27 0,31 2,23 1,68 1,52 0,67LOI 0,99 1,19 1,00 1,08 0,83 0,74 2,23 1,68 1,52 0,67Total 99,11 99,96 100,47 99,97 100,21 99,13 100,79 100,69 100,72 98,61Sc 5 4 6 5 4 4 4 4 4 5V 15 16 0 14 9 13 25 29 21 6Rb 334 304 610 445 351 330 280 344 396 477Ba 47 387 5 181 27 177 456 477 465 64Sr 25 92 9 45 14 49 125 107 108 21Ga 19 21 24 22 16 35 26 24 25 20Ta 6,30 5,39 10,60 7,39 5,77 12,62 3,42 2,36 4,11 7,56Nb 27,0 21,0 37,0 35,0 17,2 26,09 16,40 12,30 16,80 21,30Hf 3,00 2,80 1,20 4,20 2,10 0 3,70 3,20 3,10 1,20Zr 95 93 26 129 67 73 138 120 112 29Y 25 26 7 28 20 14,33 42,00 34,00 31,00 13,00Th 10,20 10,80 2,21 23,80 7,15 14,84 18,00 14,70 14,10 2,41U 14,90 5,51 6,04 5,36 6,57 10,70 7,41 6,16 6,00 5,28La 16,80 21,60 1,94 30,50 8,69 18,79 37,10 28,30 26,20 5,04Ce 35,80 45,90 4,74 66,50 19,10 42,41 83,40 64,20 61,20 11,40Pr 3,87 5,17 0,52 7,47 2,15 4,77 9,72 7,45 7,10 1,28Nd 16,30 21,10 2,07 32,20 7,98 21,77 36,90 29,90 28,40 5,30Sm 3,84 5,04 0,61 7,54 1,98 4,79 9,08 6,84 6,57 1,37Eu 0,25 0,91 0,02 0,61 0,15 0,41 1,44 1,21 1,16 0,23Gd 3,76 4,77 0,68 6,36 2,07 4,07 8,66 6,63 6,44 1,47Tb 0,73 0,83 0,17 1,06 0,46 0,51 1,58 1,15 1,16 0,36Dy 4,28 4,87 1,11 5,68 2,90 3,21 8,47 6,56 6,15 2,37Ho 0,76 0,83 0,20 0,88 0,55 0,41 1,38 1,11 1,05 0,44Er 2,23 2,22 0,61 2,52 1,64 1,30 3,63 2,87 2,72 1,35Tm 0,36 0,30 0,11 0,37 0,26 0,21 0,49 0,40 0,38 0.25Yb 2,17 1,74 0,72 2,10 1,60 1,04 2,86 2,37 2,25 1,72Lu 0,28 0,24 0,10 0,27 0,24 0,15 0,39 0,32 0,31 0,25Eu/Eu* 0,20 0,57 0,09 0,27 0,23 0,28 0,50 0,55 0,54 0,50* GE – Granito equigranular. LE – LeucogranitoPara fijar la tipología de los granitos peraluminosos, como en este caso, se utilizó el diagrama deVillaseca et al. (1998). El GPA se proyecta en el campo de los granitos moderadamenteperaluminosos y su extensión hacia el campo de las grauvacas, sugiere que ésta sería uno de losprotolitos que les dieron origen (Figura 8). Por su parte el GSC se proyecta en los campos degranitos félsicos fuertemente peraluminosos, con extensión hacia el campo de las pelitassugiriendo que éstas habrían formado parte de los protolitos (Figura 8).

A.J. TOSELLI et al. 86Para otra aproximación a las posibles rocas fuente, se usó el diagrama de los datosexperimentales de Patiño Douce (1999), los que sugieren que la génesis del GSC derivaríaesencialmente por fusión de metagrauvacas y de pelitas félsicas (Figura 9). En cambio, lasmuestras del GPA, se ubican en la parte inferior del campo de las metagrauvacas gradando a lasanfibolitas, lo que sugeriría un origen con participación de al menos estos dos tipos litológicos,Figura 6. Diagramas tipo Harker, de los óxidos mayoritarios (Al 2 O 3 , TiO 2 , Fe 2 O 3 , CaO, K 2 O, P 2 O 5 ), versus SiO 2 .Símbolos como en Fig. 4.como lo demuestran tanto las tendencias químicas de los granitos, así como la mineralogía y elgrado de oxidación expresado en la susceptibilidad magnética.Los diagramas de Whalen et al. (1987) combinados con los de Eby (1992), que usan lasrelaciones de (Na 2 O + K 2 O)/CaO y Fe 2 O 3 t /MgO versus la suma de (Zr+Nb+Ce+Y), resultanútiles para distinguir los granitos tipos I y S de los tipo-A, de este autor. Las proyecciones del

87CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOGPA siempre están en los campos restringidos de los granitos normales menos diferenciados,mientras que las del GSC se disponen en el campo de los “granitos diferenciados o fraccionados”(GF), pero nunca en el campo de los granitos tipo-A (Figura 10 a y b). Para comparación, seproyectaron también en estos diagramas los granitos San Blas, Huaco y Sanagasta (Báez y Basei,2004; Grosse et al. 2009), que se proyectan en el campo GF, mientras que el único que se puedeclasificar comoFigura 7. Diagramas tipo Harker, de los elementos minoritarios (Ba, Rb, Sr, V, Zr, Hf), versus SiO 2 . Símbolos comoen Fig. 4.granito con afinidad de tipo - A es el San Blas, que es también el más joven de los granitosCarboníferos (Figura 10c).El ambiente tectónico de emplazamiento es sugerido en el diagrama logarítmico normalizadoa manto primitivo de Thieblemont (1999) de (Nb/Zr) N versus Zr (ppm), que fue desarrolladopara las rocas magmáticas andinas (ambiente de subducción) y zonas de corteza engrosada(ambiente del altiplano puneño) y que se adapta adecuadamente para las rocas magmáticas preandinas.Los datos del GPA se proyectan dominantemente en el “campo B”, correspondiente almagmatismo calco-alcalino o alcalino de zonas de colisión, mientras que el GSC lo hace además

A.J. TOSELLI et al. 88marginalmente, en el “campo D”, correspondiente a los leucogranitos peraluminosos depostcolisión, pero ninguno de ellos se proyecta en el “campo C” de intraplaca, ni en el “campo A”de series relacionadas a zonas de subducción (Figura 11).En los diagramas de Tierras Raras (Figuras 12 A y B), normalizadas al condrito de Taylor yMcLennan (1985) el Granito Porfídico Asha muestra fuerte pendiente con empobrecimiento delas Tierras Raras pesadas con una pendiente media de La/Lu) N = 11,28-24,97, esto indicaría laFigura 8. Diagrama de Villaseca et al. (1998), en el que se proyectan los valores expresados en milicationes, A = Al-(K+Na+2Ca) versus B = Fe+Mg+Ti y que separan claramente los granitos (H-P) con alta peraluminosidad, (F-P) félsicosperaluminosos que corresponden al Granito Santa Cruz. De (M-P) moderadamente peraluminosos, y (L-P) de bajaperaluminosidad. Estos dos últimos constituyen el Granito Porfídico Asha. Asimismo la Línea S-I, separa los camposcorrespondientes a los granitos “tipos S e I”. Las líneas finas corresponden a las curvas de regresión de cada granito.Símbolos como en Fig. 4.composición de la fuente, enriquecida en hornblenda, como lo sugiere el diagrama de PatiñoDouce (1999) (Figura 9). La anomalía negativa de Eu es pequeña a moderada (Eu/Sm = 0,3) yuna relación promedio (Eu/Eu*: 0,42) y ∑REE (284,12) (Figura 12A). Mientras que en elGranito Santa Cruz la pendiente es suave ((La/Lu) N = 2,0 –12,9) más variable, con anomalíanegativa de Eu (Eu/Sm = 0,32) y una relación promedio (Eu/Eu*: 0,37 a 0,4) y ∑ REE: 108,66(Figura 12B). El diagrama estaría indicando una evolución por cristalización fraccionada defeldespatos y minerales accesorios.En los diagramas spider de elementos incompatibles, normalizados a condrito de Taylor yMcLennan (1985), ambos granitos, muestran perfiles semejantes con anomalías positivas de Th,U, La, Ce y Pr, mientras que Ba, Nb, Sr, Eu y Ti, muestran anomalías negativas (Figura 13 A y B).Los bajos contenidos de algunos elementos HFS como Ti y Zr, que son menos móviles,aportan información para interpretar la composición de la fuente en el momento que se producela fusión y de los procesos cristal/fundido, que afectaron a ambos granitos. El Ti, que es

89CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOcompatible con la magnetita, produce una ligera anomalía negativa, pero es cuantitativamentemayor en el GPA (3299 ppm), que tiene mayor susceptibilidad magnética que el GSC, quecontiene (1278 ppm). El Zr, si bien con anomalías negativas, presenta concentraciones mayores enel GPA (245 ppm) que en el GSC (96 ppm). La falta de enriquecimiento en los elementosFigura 9. Diagrama de Patiño Douce (1999), mostrando el campo composicional de los leucogranitos peraluminososformados a partir de pelitas, metagrauvacas y anfibolitas. El GPA tendría en su génesis mayor participación de materialbásico que el GSC, que estaría más relacionado con las grauvacas y en menor grado con las pelitas félsicas. Símbolos comoen Fig. 4.incompatibles LIL (más móviles), indicaría bajos contenidos de fluidos y como normalmente seconcentran en la corteza, también indicarían baja contaminación cortical durante el ascenso. Lospicos positivos pueden producirse como consecuencia de los componentes corticales, añadidos ala fuente mantélica durante la génesis; aunque el pico negativo de Nb, es característico de cortezacontinental (Pearce et al., 1984).GeocronologíaLas dataciones fueron realizadas en el Centro de Pesquisas Geocronológicas de laUniversidade de São Paulo, por el método U-Pb convencional sobre monacita, aunque también seencontraron circones, que no fueron utilizados por mostrar perdidas de Pb. El procedimientoanalítico estándar de la determinación U-Pb de circón y monacita, consiste en reducir las muestrasa tamaño de grano entre mallas 100 y 250, en un molino de disco. El material se clasifica deacuerdo a la tabla de Wilfley y la porción más rica en minerales pesados, son separados medianteioduro de metileno y bromoformo. Este pre-concentrado se pasa por el separador magnéticoFrantz y la purificación final del material se lleva a cabo por “hand-picking” bajo unestereomicroscopio. En una microbomba de teflón se le agregan HF y HNO 3 junto con un spike205 Pb/ 235 Pb de circones disueltos. El U y Pb son concentrados y purificados pasando la soluciónpor una columna de resina de intercambio aniónico. Esta solución enriquecida se deposita en unfilamento de renio y la composición isotópica es determinada en un espectrómetro de masasFinnigan MAT 262. Los resultados analíticos obtenidos (Tabla 3) son proyectados en diagramasTera-Wasserburg para proyectar los cálculos, usando el programa ISOPLOT/EX (Ludwig, 1998).

A.J. TOSELLI et al. 90En la muestra GPA-5672, correspondiente al granito porfídico Asha, se utilizaron lasfracciones de monacita 3838 y 3838-1 (Tabla 3), que definen elipses de error que se sobreponen ala curva de concordia, con un valor promedio de 361,0+/- 4,1 Ma, con una confidencialidad del95% y un MSWD = 0,40 (Figura 14 A).

91CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOEn la muestra GSC-7400, del granito Santa Cruz, (Tabla 3) se utilizó la fracción monacita3834, que define una pequeña elipse de error casi sobrepuesta a la curva de concordia, con unvalor de 354,3+/-3,8 Ma, con una confidencialidad del 95% y un MSWD = 0,95 (Figura 14 B). Aligual que en el caso anterior no se utilizaron los circones por presentar perdidas marcadas deplomo.Figura 10. Diagramas de Whalen (1987) combinados con Eby (1992) para distinguir granitos tipos I y S normales de losfélsicos (GF) y de los granitos tipo-A, en los que se proyectan (Na2O + K2O)/CaO y Fe2O3/MgO versus(Zr+Y+Nb+Ce). A: El GPA y el GSC se proyectan en el campo GF (granitos félsicos), mostrando más fraccionación elGSC. B: los granitos GPA y GSC se proyectan en los campos tipos I – S en transición hacia GF. C: El granito San Blas(puntos), se clasifica como tipo-A. Mientras que los granitos Huaco, Sanagasta y Chinchilla (cuadrados vacios) seproyectan en el campo GF. Cuadrado lleno, corresponde al promedio de granitos tipo-A de Eby (1992).Geoquímica isotópica de Sm – Nd y Rb - SrLos datos de Sm-Nd y Rb-Sr obtenidos se presentan en la Tabla 4. Para obtener lasrelaciones iniciales de Nd y Sr de ambos granitos se asumió una edad de 358 Ma, y los valoresεNd t respectivos son -6,01 para el GSC y -5,41 para el GPA. Estos valores sugieren provenienciacortical de los fundidos graníticos. Las edades modelo (T DM ) se calcularon por el métodomultiestadio de DePaolo et al. (1991), obteniéndose 1586 Ma para el granito de GSC y 1538 Mapara el GPA, que indican el tiempo de residencia en una corteza Mesoproterozoica inferior, alcontrario de los granitos del Devónico- Carbonífero de la misma sierra previamente investigados(San Blas, La Chinchilla εNd t promedio -1,3; T DM 1.156 Ma) y los granitos Huaco y Sanagasta quetienen εNd t promedio: -3,32 y T DM : 1.323 Ma, con tiempo de residencia en la cortezaMesoproterozoica superior. Se proyectaron también los granitos Sauce Guacho y Santa Rosa(Carbonífero y Devónico respectivamente de la Sierra de Ancasti) y los granitos ordovícicos tiposI y S de la sierra de Velasco.

A.J. TOSELLI et al. 92La proyección del índice de fraccionación ƒ Sm/Nd de Asha y Santa Cruz versus T DM , lospuntos están contenidos en o cercanos la elipse que abarca la Formación Puncoviscana y susequivalentes metamórficos (Figura 15) cuyas edades modelo están entre 1,8 y 1,5 Ga y valores εNd t entre -5,8 y -6,5 (Bock et al., 2000).Los datos Rb-Sr determinados se presentan en la Tabla 4B, los cuales permiten obtener unaedad de 358 Ma con una relación inicial de 0,711048 para el Granito Porfídico Asha, claramentecorrespondiente a una signatura de corteza continental.

93CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOFigura 11. Diagrama logarítmico de Thieblemont (1999) (Nb/0,6175)/(Zr/9,713)N versus Zr (ppm), en el que las rocasGPA y GSC se proyectan en el campo B (magmatismo calco-alcalino o alcalino de zonas de colisión) y campo D(leucogranitos peraluminosos postcolisión). El campo A corresponde al magmatismo de zonas de subducción, y el campoC al magmatismo alcalino de intraplaca. Símbolos como en la Fig. 4.Figura 12. A – Diagrama de Tierras Raras normalizadas a condrito según Taylor y McLennan (1985), del GPA, mostrandoacentuado enriquecimiento en Tierras Raras livianas, con anomalía negativa de Eu. B - Diagrama de Tierras Rarasnormalizadas a condrito según Taylor y McLennan (1985), del GSC, moderado enriquecimiento en Tierras Raras livianasalgunos patrones planos y anomalía negativa acentuada de Eu.

A.J. TOSELLI et al. 94Figura 13. A – Diagrama de multielementos normalizados a condrito de Taylor y McLennan (1985), del Granito PorfídicoAsha. B – Diagrama de multielementos normalizados a condrito de Taylor y McLennan (1985), del Granito Santa Cruz.Discusión e interpretaciónLa información petrográfica indica claramente la asociación en el campo de dos intrusivosmonzograníticos diferentes, uno porfídico, indicativo de dos períodos de cristalización y otroequigranular, con una sola fase de cristalización, probablemente en niveles altos, próximos al nivelde emplazamiento. Asimismo, los dos intrusivos muestran diferencias en las relaciones demoscovita y biotita.Los datos de susceptibilidad magnética indican claramente condiciones contrastadas defugacidad de oxígeno en el ambiente de anatexis, considerándose que el GPA correspondiente a laserie-magnetita, se ha generado en niveles corticales más profundos, probablemente cortezahíbrida, mientras que el GSC, correspondiente a la serie-ilmenita, correspondería a niveles mássomeros (Ishihara, 1977). Esto podría indicar que los plutones se habrían generado por anatexisdesde protolitos diferentes (diagramas de Villaseca et al., 1998 y Patiño Douce, 1999), que habríanseguido diferentes tendencias petrogenéticas evolutivas, controladas por las condiciones reinantesen las fuentes y en las trayectorias seguidas hacia los niveles más altos en la corteza.Los diagramas de Harker de elementos mayores y trazas muestran que las rocas se proyectanseparadamente con un salto en las composiciones entre ambos granitos y con diferentestendencias evolutivas. Asimismo los índices ACNK muestran que el GSC es más peraluminoso ytambién más evolucionado que el GPA. Corroborando esta sugerencia, al usar diagramas deWhalen et al. (1987) se observa que el granito Asha entra en el campo de los granitos nofraccionados o granitos normales tipos I-S, por el contrario el GSC se proyecta en el campo de

95CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOlos granitos fraccionados; aunque ambos granitos están fuera del campo definido para los típicosgranitos tipo-A.La alta peraluminosidad del GSC es incrementada por el gran volumen de moscovitasecundaria, formada a partir de feldespatos, biotita y otros minerales aluminosos tales comocordierita y andalucita, no correspondiendo a un carácter primario exclusivo de las rocas, sino afenómenos subsolidus.Figura 14. A – Diagrama concordia U/Pb Tera-Wasseburg para monacitas del GPA, que determina la edad de 361,0+/-4,1 Ma. B – Diagrama concordia U/Pb Tera-Wasseburg para monacitas del GSC, que determina la edad de 354,3+/-3,8Ma.

A.J. TOSELLI et al. 96El GSC muestra contenidos más bajos en TiO 2 , CaO, MgO, y Fe 2 O 3 T, además de Ba, Sr,Hf, Zr, Y, Th y tierras raras, con respecto al GPA. Por su parte el GSC muestra contenidos másaltos en SiO 2 , Al 2 O 3 , Na 2 O, K 2 O y P 2 O 5 , además de los contenidos en Rb, Ta y Nb.Figura 15. Factor de fraccionación Sm/Nd proyectado versus la edad modelo TDM. Símbolos: Sierra de Velasco, GranitosCarboníferos: ∗ San Blas, ♦ Huaco y Sanagasta, • Asha, ο Santa Cruz; y Granito Ordovícico Tipo-I: Batolito Patquía.Sierra de Ancasti, Granitos Carboníferos: ∇ Sauce Guacho, ∆ Santa Rosa. Formación Puncoviscana, elipse. Índice defraccionamiento entre barras: zona que corresponde a las rocas supracorticales.En general, los patrones de abundancia, pendientes definidas y anomalías negativas de Eu,estarían reflejando no sólo diferencias genéticas entre los dos granitos, sino el grado defraccionamiento de los mismos, que estaría reflejada en el contenido de minerales accesorios, enespecial zircón, apatito y monacita, que son los que principalmente concentran las tierras raras(Clark 1984).Las edades determinadas para los eventos intrusivos, corresponden al Devónico superior -Carbonífero inferior, las que son claramente definidas por los datos U-Pb convencionales sobremonacita, que en los diagramas de Tera-Wasserburg dan 361+/- 4,1 Ma para el GPA y 354+/-3,8Ma para el GSC. Estas edades representan hasta ahora, a los granitos Devónico-Carboníferos másantiguos reconocidos y que han precedido a los granitos San Blas (340 Ma), Sanagasta (352 Ma),Huaco (350-358 Ma) y Chinchilla (344 Ma), todos ellos integrantes del batolito Aimogasta, de laSierra de Velasco (Báez y Basei 2004, Grosse et al. 2009, Toselli et al. 2007).El GPA y el GSC, no presentan marcadas diferencias mineralógicas con otros intrusivosperaluminosos equigranulares y porfídicos de esta edad, como Huaco, Sanagasta o San Blas yareconocidos en la sierra de Velasco. Las diferencias se encuentran en la geoquímica isotópica deSm y Nd. Los valores εNdt de -6,01 para el GSC y de -5,41 para el GPA, sugieren provenienciacortical de los fundidos graníticos, aunque con diferencias en los protolitos que les dieron origen.Las edades modelo de 1586 Ma para el granito de GSC y 1538 Ma para el GPA, corresponden alrango de valores obtenidos para el Arco Famatiniano de las Sierras Pampeanas (Pankhurst et al.2000) y también se corresponden con los valores obtenidos para otros granitos del Devónico-Carbonífero como los de Sauce Guacho y Santa Rosa en la sierra de Ancasti (Toselli et al. 2011).El origen cortical de ambos granitos, con caracteres texturales post-tectónicos, abría tenidolugar por anatexis de materiales que integran a la Formación Puncovicana y de otros granitosantiguos, probablemente ordovícicos, en un ambiente transtensivo, correspondiente a fallas derumbo, que podría haber permitido el ascenso de material básico de origen mantélico, que habríaaportado calor y componentes mantélicos. Ya que las evidencias geológicas y geofísicas, noindican corteza continental engrosada.

97CONTROLES GEOQUÍMICOS DE LOS GRANITOS DEVÓNICO-CARBONÍFEROS DE LA SIERRA DE VELASCOEsto evidencia una conclusión importante con respecto a la heterogeneidad de fuentes de losgranitos Devónico- Carboníferos de las Sierras Pampeanas, que incluyen tanto a granitos deafinidad tipo-A, así como granitos félsicos y transicionales entre los tipos- I y S, todos postorogénicos.Esto estaría sugerido por las relaciones iniciales de Nd, que son, en los intrusivos detipos I – S más negativas, que indicaría material cortical; mientras que en los granitos Devonico-Carboníferos de tipo-A del batolito de Achala en Córdoba (Rapela et al. 2008) o el granito San Blasen Sierra de Velasco (Grosse et al. 2009) estas relaciones son más altas, indicando aporte de unafuente juvenil.AgradecimientosLos autores expresan su agradecimiento al personal del CPGeo de la Universidad de São Paulo; al CONICET,proyecto PIP - 0595, y a la Universidad Nacional de Tucumán, Proyecto 26G/438, que apoyaron el desarrollo de lainvestigación. Al Arq. D. Holgado por el detallado trabajo de dibujo.BibliografíaAlasino, P.H., Dahlquist, J.A., Galindo, C., Baldo, E.G. y Casquet, C. 2005. Granitoides peraluminosos con andalucita ycordierita magmáticas en la Sierra de Velasco, implicancias para el orógeno famatiniano. Asociación GeológicaArgentina. Serie D, Publicación Especial Nº 8: 109-122.Alasino, P.H., Dahlquist, J.A., Galindo, C. y Casquet, C. 2006. Plutón La Costa, una expresión de magmatismo Tipo-S enel sector noreste de la Sierra de Velasco, Sierras Pampeanas. Revista de la Asociación Geológica Argentina 61(2): 161-170.Báez, M. y Basei, M.A. 2004. El plutón San Blas, magmatismo posdeformacional Carbonífero en la Sierra de Velasco. In,Simposio Bodenbender. Serie Correlación Geológica (Aceñolaza, F.G., Aceñolaza, G.F., Hünicken, M., Rossi, J.N. yToselli, A.J., eds.). Nº 19: 239-246.Báez, M.A., Basei, M.A.S., Rossi, J.N. y Toselli, A.J. 2008. Geochronology of Paleozoic magmatic events in northern Sierrade Velasco, Argentina. 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Serie Correlación Geológica, 27 (2): 100-109Temas de Correlación Geológica II(1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Registros de fluctuaciones paleobatimétricas delsistema lacustre Pueyrredon-Posadas-Salitroso duranteel Pleistoceno Tardío? – Holoceno Temprano, noroestede Santa Cruz, Argentina.Luis R. HORTA 1,2 , Sergio M. GEORGIEFF 1 , Carlos A. CONSOLE GONELLA 1 ,José BUSNELLI 1 y Carlos A. ASCHERO 1,2 .Abstract: REGISTER OF PALEOBATIMETRIC FLUCTUATIONS OF THE PUEYRREDON-POSADAS-SALITROSO LACUSTRINE SYSTEMDURING THE LATE PLEISTOCENE?-EARLY HOLOCENE (NORTHWESTERN OF SANTA CRUZ, ARGENTINA.- The palaeocoast linepositions of the lacustrine system of Pueyrredón – Posadas – Salitroso lakes were determined through the study of thelacustrine deposits, which were dated between the Late Pleistocene? – Early Holocene, together with a digital elevationmodel (DEM). This has demonstrated the link among them verified on some specific palaeoheight levels. In this research,paleo-bathymetric geoindicators, as relative height of glaci-lacustrine, coastal sand and fandelta deposits onto the southernmargin of Pueyrredon Lake, and absolute dating techniques (AMS & 14C), fossil trace and fossil and current malacofaunacomparison were used in order to develop palaeoenvironment interpretations.Resumen: REGISTROS DE FLUCTUACIONES PALEOBATIMÉTRICAS DEL SISTEMA LACUSTRE PUEYRREDON-POSADAS-SALITROSODURANTE EL PLEISTOCENO TARDÍO? – HOLOCENO TEMPRANO, NOROESTE DE SANTA CRUZ, ARGENTINA.- El estudio de depósitoslacustres datados entre el Pleistoceno Tardío? – Holoceno Temprano vinculado con un modelo de elevación digital hanpermitido reconstruir la posición de las paleocostas del Sistema lacustre Pueyrredón – Posadas – Salitroso, demostrando laconexión entre ellos, que se verifica en algunos niveles específicos de paleocotas. En este trabajo, se utilizaron comoindicadores paleobatimétricos: la ubicación altitudinal relativa de depósitos glacilacustres, depósitos de arenas costeras,depósitos de abanico deltaico en la margen sur del lago Pueyrredón, dataciones absolutas (AMS y 14C), trazas fósiles ycomparaciones de malacofauna fósil con la actual para las interpretaciones paleoambientales.Keywords: Lacustrine System, Paleobathymetric Fluctuations, Late Pleistocene – Holocene Early, Pueyrredón Lake.Palabras clave: Sistema Lacustre, Fluctuaciones Paleobatimétricas, Pleistoceno Tardío – Holoceno Temprano, LagoPueyrredón.IntroducciónLas fluctuaciones batimétricas de un sistema lacustre pueden ser ocasionadas por diferentesmotivos dentro de los cuales se hallan los cambios climáticos (Galloway et al 1988, Stine y Stine1990, Isla y Espinosa 2008). La historia de los cambios ambientales y climáticos de una regiónpuede conservarse en varios archivos geológicos como secuencias lacustres, glacilacustres, deltasgilbertianos trazas fósiles entre otros. La continuidad y el grado de preservación de estos archivosdependen de la naturaleza de los ambientes de depósito y de los procesos posteriores a laacumulación de los sedimentos (Vázquez et al 2010).Los registros de variaciones batimétricas encontrados evidencian fluctuaciones del sistemaLacustre Pueyrredón-Posadas-Salitroso: depósitos lacustres y glacilacustres en cuatro cotas_________________________________1Universidad Nacional de Tucumán, Facultad de Ciencias Naturales e I.M.Lillo, Miguel Lillo 205 CP 4000, San Miguel deTucumán, Tucumán, Argentina2 ISES-CONICET.E-mail: hluisth@hotmail.com

101FLUCTUACIONES PALEOBATIMÉTRICAS DEL SISTEMA LACUSTRE PUEYRREDON-POSADAS-SALITROSOdiferentes, depósitos de costa – playa en uno de los paleolagos y deltas gilbertianos disecadoscuyos ápices coinciden con los niveles paleolacustres superiores.Los lagos actuales que comprenden este sistema son: Pueyrredón, Posadas y Salitroso, losdos primeros se ubican a 150 msnm y el último a 130 msnm. Este sistema es el relicto de unpaleolago formado como consecuencia del descongelamiento de las grandes masas de hielo que seextendían en la Patagonia durante el Pleistoceno Tardío -Holoceno Temprano (Horta y Aschero2010).Entre 13.200 y 7.800 años AP, Pleistoceno Tardío–Holoceno Temprano, se formarongrandes lagos en la Patagonia Andina Argentina como resultado del aumento de la temperatura, loque produjo el descongelamiento acelerado de la región y el retroceso de los glaciares hacia lasaltas cumbres de las montañas (Tatur et al. 2002). De acuerdo a las dataciones presentadas en estetrabajo este lapso podría extenderse, 18.050 a 7070 años AP. El retiro de los hielos permitió laimplantación de un sistema fluvial y lacustre que con modificaciones, es el que se observa en laactualidad. La zona está caracterizada por un ambiente glacial en retroceso y periglacial congeoformas propias, como glaciares relictos en retroceso en las zonas cumbrales, lagos glaciares,antiguos niveles de inundación de los lagos asociados a sucesiones de períodos glaciares einterglaciares, valles en U y colgados, entre otras (Glasser et. al., 2008; Mercer & Sutter, 1982;Turner et. al., 2005).En este trabajo se presenta la reconstrucción de los antiguos niveles paleocostas en funciónde los indicadores antes mencionados.Marco Geológico RegionalEl área de estudio se encuentra ubicada en el noroeste de la provincia de Santa Cruz(departamento Río Chico, República Argentina), a 73 km al oeste de Bajo Caracoles y 100 km alSur de Los Antiguos (Figura 1). Se puede acceder al área por la Ruta Nacional 40 y la RutaProvincial 39 (desvío en Bajo Caracoles). La cuenca del lago Pueyrredón se encuentra limitada alnoreste por la Sierra Colorada, al suroeste por el Macizo del Cerro San Lorenzo (3706 m), el límiteinternacional, el lago Cochrane y el Cerro Principio (1278m).Figura 1. Ubicación del área investigada, Provincia de Santa Cruz. Imagen satelital LandSat 7, donde se indican laslocalidades que presentan evidencias depósitos lacustres o paleocostas (1- Quebrada del Milodón, 2- Milodón Norte 2, 3-Alero Inclinado, 4- Cerro de los Indios, 6- Ápice Río Furioso).En el sector suroeste del área (Figura 2) afloran metasedimentitas paleozoicas de laFormación Río Lácteo (Fossa Mancini et al., 1938; Bianchi 1967 y Leanza 1972); a las quesuprayacen en discordancia espesos mantos de volcanitas riolíticas del Complejo El Quemado de

L.R. HORTA et al. 102edad jurásica. Por encima del Complejo El Quemado se depositan secuencias sedimentariasclásticas principalmente marinas del Grupo Pueyrredón (Hatcher 1900; Riggi, 1957; Ramos 1979)a las que se les sobreimponen los depósitos continentales clásticos con aportes piroclásticos delGrupo San Martín (Hatcher 1900; Ramos 1979). El Cretácico también se encuentra representadopor cuerpos hipabisales de composición andesítico-diorítica, que constituyen los cerros Negro elColmillo, Indio entre otros. Durante el Eoceno se forman los extensos derrames basálticos delFigura 2. Mapa geológico del área de estudio, realizado sobres imagen LANSAT 7 ETM. Para el mapeo se utilizó lacombinación de bandas 741 en los canales RGB. Adaptado de Giacosa y Franchi 2001.Basalto Posadas (Riggi 1957) sobre los cuales en discordancia erosiva se acumularon lassedimentitas de la Formación Centinela (Furque y Camacho, 1972), las cuales se depositarondurante la transgresión marina del patagoniano. Éstas, a su vez, están cubiertas por lassedimentitas continentales miocenas asignadas al Grupo Río Zeballos (Ugarte 1956) y a laFormación Santa Cruz (Ramos 1982b, de Barrio 1984 y de Barrio et al.1984), rocas cuyo origenestá estrechamente ligado al levantamiento de la cordillera. El elemento distintivo del sectorcordillerano a estas latitudes es el monte San Lorenzo, constituido por un grupo de rocasplutónicas de edades cretácicas y miocenas y reunidas bajo la denominación de ComplejoPlutónico Cerro San Lorenzo (Riggi, 1957; Ramos 1982b). El Mioceno culmina con los derramesde basaltos olivínicos que forman, entre otras, las extensas mesetas de los lagos Buenos Aires yBelgrano. En el Plioceno y hasta el Pleistoceno se registran nuevamente episodios volcánicosbásicos, con algunos diferenciados traquíticos, que conforman cerros de morfología aguda y conosubicados sobre el nivel de la meseta del lago Buenos Aires.Control estructuralSe observa una primera etapa de intensa deformación compresiva sobre las metasedimentitas

103FLUCTUACIONES PALEOBATIMÉTRICAS DEL SISTEMA LACUSTRE PUEYRREDON-POSADAS-SALITROSOpaleozoicas, como parte del proceso de acreción al continente de un prisma sedimentarioPaleozoico (Giacosa R., y Franchi M. 2001). La importante actividad volcánica durante el Jurásicopresenta evidencias de estructuras extensionales, estrechamente relacionadas a la distensióncortical de la corteza Sudamericana. Esta característica habría continuado durante el inicio delCretácico con la implantación y desarrollo en la comarca de la cuenca Austral. Durante elTerciario medio y con mayor intensidad durante el Mioceno, se produce una importantedeformación compresiva originada en la interacción de segmentos de la Dorsal de Chile con lazona de subducción, que da lugar a una faja de corrimientos y plegamientos que caracteriza a laCordillera Patagónica al sur de los 46º (Riccardi y Rolleri, 1980; Ramos, 1989).Depósitos modernosExtensos depósitos glaciarios (Hatcher 1903, Caldenius 1932; Mercer & Sutter, 1982; Ramos1982b; Barrio 1984, 1985; Sylwan et al. 1991, Turner, et. al., 2005 Glasser, et. al., 2008)caracterizan al Mioceno, los cuales se constituyeron en la principal fuente modificadora del paisaje.Caldenius (1932) identifica cuatro estadios glaciares principales (inicio, dani, goti y finiglacial) losque muestran sucesivamente un progresivo retroceso del frente glaciar y con sus correspondientesterrazas glacifluviales. Sobre estos últimos y como cierre de la época, se encuentran flujos debasaltos olivínicos encauzados en la red de drenaje (Busteros y Lapido, 1983). En el Holoceno sehallan todos los depósitos modernos originados por acción fluvial, lacustre y de la gravedad, entrelos que merecen destacarse por su gran extensión aquellos originados por procesos de remociónen masa, deslizamiento y asentamiento alrededor de las mesetas de basaltos (Spalletti 1975a y b,1976a y b, Spalletti y Gutiérrez 1976, Lluch y Spalletti 1976, De Barrio, 1984, Cabot et al. 1987).La geomorfología de la región presenta tres sectores netamente diferenciables, elcordillerano, las mesetas basálticas y sus volcanes y las terrazas glacifluviales. El paisaje es elresultado del modelado glacial al que se sobreimpone posteriormente la acción fluvial y lacustre.MetodologíaEn el relevamiento del área se localizaron los depósitos lacustres, glacilacustres y lagunassecas con cadilitos o dropstones, tres abanicos deltaicos en la costa sur del Lago Pueyrredón. Lospuntos relevados fueron georeferenciados con GPS GARMIN MAP y además, se utilizó unaltímetro barométrico marca Pretel. Fueron descriptos y muestreados varios perfiles estratigráficoscortos.El mapa geológico fue realizado con imágenes satelitales Landsat 7 ETM, utilizando elSistema de Información Geográfico Ilwis (desarrollado por el ITC-International Institute for Geoinformaticsand Earth Observation, de Holanda). Para el mapeo se utilizó la combinación debandas 741 en los canales RGB.Por otro lado, se analizaron los relieves actuales y pasados a partir de las característicastopográficas determinadas por modelos de elevación digital (DEM) extraídos del SRTM (ShuttleRadar Topography Mission). A partir de la generación del DEM también se reconstruyeron losantiguos niveles de paleocostas del sistema lacustre. A las muestras de sedimento se les realizaronanálisis de materia orgánica utilizando el método de Walkley – Black (1934), para determinar lafactibilidad de ser datadas, las muestras con mayores porcentajes de MO fueron datadas medianteradiocarbón en el LATYR, además se dataron gasterópodos por AMS en NSF-Arizona AMSLaboratory.Los gasterópodos encontrados fueron identificados taxonómicamente.ResultadosIndicadores paleobatimétricosSe identificaron dos tipos de indicadores de paleobatimetrías en diferentes sectores en losalrededores da la cuenca del sistema lacustre (Figura 1).

L.R. HORTA et al. 1041. Depósitos lacustres y glacilacustres: Se describen de acuerdo a la cota queregistran.1.1. Cota de 300 - 310 msnm: estos depósitos fueron encontrados en 2 sectores, Cerro de losIndios (47º 35’ 42,5” S y 71º 43’ 20,6” O) y Milodón Norte 2 (47º 18’ 20,6” S y 71º 53’ 56,9” O),Figura 3).Figura 3. Estratos glacilacustres de limo con cadilitos encontrados en la base del perfil. En esta figura se resalta en negrouno de los Cadilitos (dropstones) de aproximadamente 6 cm.1.1.1. Cerro de los Indios (314msnm): en el extremo norte del flanco occidental del Cerro seencuentra un alero de unos 100 m de largo, 15 m de alto y 10 m de profundidad donde se hanidentificado depósitos limo arenosos amarillo castaño (5YR 7/2) con laminación paralela, elespesor medido es de 27 cm, el techo está suavemente ondulado y presenta marcas de pisadas,asignadas a guanacos.1.1.2. Milodón Norte 2 (300 msnm): es una cueva de unos 8m de largo, 2 a 3m de alto y 4mde profundidad ubicada a 1,5km al norte del lago Pueyrredón (Figura 1) y cuyo frente mira hacia elnorte. Varias capas limo arcillosas amarillo grisáceas y gris amarillentas (5Y 7/2 y 5Y 8/4) fueronidentificadas en los bordes interiores de la cueva (con una inclinación de 10ºE) y a partir de los 44cm de profundidad aparece un estrato continuo (descubierto por una excavación arqueológica),con una inclinación casi horizontal. Los depósitos presentan laminación paralela milimétrica ycentimétrica. El espesor mínimo medido de limos arcillosos alcanza los 40cm, aunque sedesconoce la profundidad a la cual se encuentra la base. Mediante el uso de un nivel se trazó lacurva de nivel correspondiente a la cota de 300m y se produjo el hallazgo de otras capas limoarcillosas de características similares a 80 m al sudoeste de esta posición.1.2. Cota 180 – 200msnm: corresponde a sedimentos limo arcillosos encontrados en tressectores: la que se denominó informalmente quebrada del Milodón (47º18’27,1” S y 71º 54’ 55,4”O), en el Alero Inclinado (47º 19’ 2,2” S y 71º 54’ 10,7” O) y en Posadas Norte (47º 28’ 3,3” S y71º 47’ 33,0” O), Figura 1. Estos tres sectores quedan orientados en una línea NO-SE de 20km delongitud.1.2.1. Quebrada del Milodón (190 msnm):En esta quebrada se observaron estratos glacilacustres de limo con cadilitos (dropstones)que van de 0,3 a 5cm (Figura 3) en la base del perfil (Figura 4), por encima de los cuales sedeposita una secuencia grano decreciente de arenas gruesas a finas, cuya mitad superior seencontraba colonizada por invertebrados de la Clase Gasterópoda Género Succinea. Una sucesiónsimilar, tanto sedimentológica como de malacofauna puede observarse en la actual costaoccidental del lago Posadas.

105FLUCTUACIONES PALEOBATIMÉTRICAS DEL SISTEMA LACUSTRE PUEYRREDON-POSADAS-SALITROSOFigura 4. Integración de los perfiles realizados en la Quebrada Milodón, Alero Inclinado y Posadas Norte.En las limolitas laminadas de la base se identificaron numerosas estructuras simples,conferibles a Planolites y Cochlichnus, y otras en U sin spreite, muchas de ellas meniscadas (Figura 5a y b). Si bien la zonación batimétrica a partir de las trazas observadas en función de su relacióncon las litofacies determinadas es posible inferir condiciones lacustres distales (Hasiotis, 2004,Buatois y Mángano 2007).1.2.2. Alero Inclinado: se encuentra ubicado a 190 msnm y a 1,5 km al sudeste del sitioanterior (Figura 1). Es un alero abierto hacia el norte de unos 40m de largo, 10m de ancho y unos5m de altura. En este sector se observaron sobre la secuencia ignimbrítica jurásica del ComplejoEl Quemado unos estratos limo arenosos macizos amarillo grisáceo (5Y 7/2) de 65 cm, conabundantes guijas dispersas subredondeadas a subangulosas de (0,5 a 3cm de diámetro), eldepósito está parcialmente cementado por carbonato de calcio. Por encima de estos depósitos,interpretados como diamictitas, se describieron una alternancia de láminas de 1 a 2 cm de limoarcillosasamarillo grisáceas que intercalan con arenas muy finas amarillo grisáceas y verde olivapálido, el espesor total de la capa es de 1,10 m (Figura 4)2.3. Posadas Norte: El área denominada Posadas Norte se encuentra a 180 msnm y a 18 kmal sudeste del Alero Inclinado. El diaclasamiento de las ignimbritas ha formado una especie dealero, parcialmente obstruido por derrumbes, de unos 80m de largo, 30m de ancho y 15m de alto.Adosados a la parte interna del alero y sobre las ignimbritas jurásicas se han observado estratoslimo-arcillosos que se intercalan con capas de arenas finas a muy finas (figura 4).Los estratos limo-arcillosos amarillo grisáceos y gris amarillentos formados por láminas de 1a 3 mm de espesor alternan con capas de arenas finas a muy finas amarillo grisáceas de 2 a 5mm

L.R. HORTA et al. 106Figura 5. Trazas fósiles. a- 1 c.f. Cochlichnus isp., 2 c.f. Planolites isp., 3 Estructuras en U sin spreite. b- Muestras de manoexhibiendo estructuras en U (Ut) y c.f. Cochlichnus isp.(Cl).de espesor. El espesor medido del depósito es de 7,2m y el ancho del afloramiento varía entre 5 y10m, los estratos tienen una inclinación de 23° E y rumbo N-S.2. Abanico Deltaico Río Furioso (47º 28’ 25,2”S y 71º 54’ 23,3”O)En la desembocadura del margen sur del lago Puerredón se encuentra el abanico deltaico delRio Furioso, cuyo ápice 300 msnm coincide con antiguos niveles de paleocostas (Horta et. al.,2010) El abanico del río Furioso queda sumergido a una cota de 180 msnm, mientras que su ápiceestá a 300 msnm, indicando una caída de nivel de base significativa, debido a esto fue disectadopor el Río Furioso. Este abanico deltaico también es coincidente con el istmo que separa el LagoPueyrredón del Posadas.GeocronologíaEn las dataciones radiocarbónicas fueron utilizados dos tipos de muestras: 1. sedimentoslimo arcillosos con materia orgánica: Posadas Norte (180msnm) y Milodón Norte 2 (300msnm) y,2. los gasterópodos encontrados en la quebrada del Milodón (190 msnm). Los primeros fueronanalizados mediante la técnica radiocarbónica tradicional, mientras que para los invertebrados seutilizó la técnica de AMS (Accelerator Mass Spectrometry). Las edades obtenidas fueron 18050 ±350 años AP en Posadas Norte, 7070 ± 120 años AP en los niveles lacustres del Milodón y 5,208± 38 años AP.PaleobatimetriaLos antiguos niveles de inundación fueron reconstruidos en función de los puntos donde seregistraron indicadores paleobatimétricos (figura 6). Para esto se utilizaron modelos de elevacióndigital (DEM) extraídos del SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) los cuales fueronprocesados con el Sistema de Información Geográfico Ilwis (desarrollado por el ITC-International Institute for Geo-informatics and Earth Observation, de Holanda).

107FLUCTUACIONES PALEOBATIMÉTRICAS DEL SISTEMA LACUSTRE PUEYRREDON-POSADAS-SALITROSOFigura 6. Áreas Inundadas, en celeste se muestra el área ocupada por el nivel actual, en azul para el nivel correspondientea los sitios Alero inclinado, Posadas Norte y el perfil del rio en la Quebrada del Milodon (180-200 m), y en verde el áreacorrespondiente nivel correspondiente al sitio Milodon Norte 2 y Cerro de los Indios (300-310 m).A partir de esta reconstrucción puede observarse que los niveles de lacustres de MilodónNorte 2 y Cerro de los Indios, y el ápice del abanico deltaico del Río Furioso corresponden a unacota paleobatimétrica de entre 300 y 310 msnm; y los depósitos lacustres –glacilacustres de laQuebrada del Milodón, Alero Inclinado y Posadas Norte se encuentran dentro de una cotapaleobatimétrica de entre 180 y 200 msnm.Consideraciones FinalesLa aparición de los cadilitos (0,3 a 5cm) en el registro sedimentario, quebrada del Milodón,indica un sistema glacilacustre a una cota de 180msnm con la presencia de hielo hacia el sectoroeste del área de estudio. Además, el modelo de elevación digital indica que para esta cota loslagos Pueyrredón, Posadas y Salitroso se encontraban conectados físicamente; destacándose, sinembargo, que en los sectores del Alero Inclinado y Posadas Norte los depósitos limo arcillosospresentan deformaciones pero no se han observado cadilitos. Los estratos arenosos congasterópodos, que suprayacen a los depósitos glacilacustres, son interpretados como unapaleocosta análoga al lago Posadas, las trazas presentes corresponderían a condiciones lacustresdistales lo cual es coincidente con la presencia de cadilitos en el mismo nivel y cubriendo toda estasucesión aparecen nuevos depósitos lacustres finamente laminados (200msnm).Esta sucesión de estratos permite proponer un sistema glacilacustre hacia los 18.000años, una contracción del lago hacia los 5.000 años con la aparición de depósitos de paleocosta yuna posterior expansión con el piso del lago ubicado a 200 msnm.Los depósitos lacustres ubicados a 300msnm indican la posición del fondo del paleolagodurante los 7070 ± 120 años AP teniendo en cuenta las dataciones obtenidas en Milodon Norte 2,cuya presencia permitiría proponer un nivel del paleolago a una cota de al menos 320msnm, deacuerdo a los depósitos observados al norte y sur del Cerro de los Indios.

L.R. HORTA et al. 108AgradecimientosLos trabajos de campo fueron financiados por el proyecto ANPCYT 2488 dirigido por Carlos A. Aschero.Queremos agradecer muy especialmente por la ayuda brindada durante estas tareas a la familia Otamendi y Mario Esponade Estancias El Bagual y Pueyrredón. A Carlos y Cristina Palenque por el apoyo logístico y a Marcelo Alochis y laMunicpalidad de Perito Moreno por su apoyo logístico. A Damián Bozzuto, Teresa Civalero y Mariana Sacchi por la ayudaen las tareas de campo.BibliografíaAschero, C.A., Goñi, R.A., Civalero, M.T., Molinari, R.L., Espinosa, S.L., Guraieb, A.G. y Bellelli, C.I. 2005. HolocenicPark: Arqueología del Parque Nacional Perito Moreno (PNPM). Anales de la Administración de Parques Nacionales17: 1-64.Bianchi, J. L., 1967. Informe preliminar acerca de los perfiles estratigráficos realizados en el sector occidental de la CuencaAustral, durante las campañas 1964-65 y 1965-66. Yacimientos Petrolíferos Fiscales, (inédito). 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Serie Correlación Geológica, 27 (2): 111-123Temas de Correlación Geológica II(1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Modelo geofísico de contacto entre el OrógenoPampeano y el Cratón del Río de La Plata en lasprovincias de Córdoba y Santiago del Estero.Gustavo Alejandro RAMÉ 1 y Roberto César MIRÓ 1Abstract: GEOPHYSICAL MODEL OF CONTACT BETWEEN THE PAMPEAN OROGEN AND THE RIO DE LA PLATA CRATON INPROVINCES OF CORDOBA AND SANTIAGO DEL ESTERO.- In order to better understand the model of contact between Rio de laPlata craton (CRP) and the Pampean Orogen (OP) three gravity profiles, east-west oriented, were performed at 29º 20'S,32º 30'S and 33° 20'S, corresponding to the latitude of the localities of Sumampa (Santiago del Estero province), Sierra delas Peñas and southern end of the Sierra de Comechingones, Cordoba province. The obtained results point to a strongcorrelation between the new sections and the one at 31°S (profile Jesús María) made earlier. On that base a newgeophysical model of contact was established between the CRP and the OP for a sector east of the Sierras de Cordoba andSantiago del Estero province, from 29° S to 33° 20'S and 62º to 65 º W, in which the following geotectonic units wererecognized: the CRP, as a massive block with an average density of 2.83 g/cm 3 ; the OP, formed by a Cambrian magmaticarc (AMC) to the east, that includes a monzogranite-granodiorite association of type I and metamorphic units that formthe accretionary prism (PAC) to the west of the arc, containing an association of peraluminous granites. In addition togeophysical profiles the OP have a base of exhaustive geological knowledge in the study area, contained in detailed surveys.The new profiles reached the western sector of Cordoba, in the province of San Luis, containing Ordovician metamorphiccomplexes (CMF). As a result it can be said that the contact between the CRP and the OP to the latitude of the SierrasPampeanas de Córdoba have an elliptical shape located approximately 63º 30'W, under the Chaco-Pampean plain. Thecontact between the two units would be shaped as a tectonic sliver with subvertical arrangement along the entire thicknessof the crust and have a width estimate of 20 km. Structural evidence described in the area of Sierra Norte and Sierra deSumampa have defined important shears zones within Cambrian granites (525 Ma) that could be linked at the time of thecoupling between the CRP and the OP. The current gravimetric surface pattern of the Río de la Plata craton, in the areaimmediately to the east of the Sierras Pampeanas of Cordoba and Santiago del Estero province, is an evidence of thedismemberment that occurred since the Upper Paleozoic tectonics and Cretaceous rifting, subsequently reactivated duringthe Andico tertiary compressional cycle. Seismic studies show that under the plain of Cordoba province, between 64° Wand the Paraná River at 60º W, the surface of the craton has steep slopes, with blocks of north-south orientation, insimilarity with the tectonic style of the Sierras Pampeanas outcropping to the west.Resumen: MODELO GEOFISICO DE CONTACTO ENTRE EL OROGENO PAMPEANO Y EL CRATON DEL RIO DE LA PLATA EN LASPROVINCIAS DE CORDOBA Y SANTIAGO DEL ESTERO.- Con el objeto de ampliar el modelo del contacto entre el cratón del Ríode la Plata (CRP) y el Orógeno Pampeano (OP) se confeccionaron tres perfiles gravimétricos en el sentido este-oeste, a los29º20’ S, 32º30´ S y 33°20’S, correspondientes a la latitud de las localidades de Sumampa (Santiago del Estero), Sierra de lasPeñas y extremo sur de la sierra de Comechingones de Córdoba. Los resultados obtenidos indicarían que las nuevassecciones transversales poseen una marcada correlación con la sección de los 31°S (Perfil Jesús María) realizadaanteriormente. De esta manera se estableció un modelo geofísico del contacto entre el CRP y el OP para un sector al estede las sierras de Córdoba y Santiago del Estero, entre los 29°S y los 33°20’S y los 62º y 65º O, en el que se reconocieron lassiguientes unidades geotectónicas; el CRP, formado por rocas con una densidad media de 2.83 g/cm 3 ; el OP conformadopor, un arco magmático cámbrico (AMC) al este que incluye una asociación monzogranito-granodiorita de tipo I, yunidades metamórficas que forman el prisma de acreción al oeste del arco (PAc), que contienen una asociación de granitosperaluminosos. Finalmente, en los tres nuevos perfiles se alcanzó el sector al oeste de Córdoba, en la provincia de San Luis,que contiene complejos metamórficos ordovícicos (CMO). Los perfiles geofísicos poseen una base de conocimientogeológico en el sector en que atraviesan al OP contenida en diversos trabajos de detalle. Como resultado del estudio sepuede afirmar que el contacto entre el CRP y el OP a la latitud de las Sierras Pampeanas de Córdoba tendría una formaelíptica ubicada aproximadamente a los 63º30´O, por debajo de la llanura chacopampeana. El contacto entre ambasunidades sería a través de una lámina tectónica con disposición subvertical que involucraría todo el espesor de la corteza ytendría un ancho estimado de 20 km. Evidencias estructurales descriptas en el ámbito de las sierras Norte, Ojo de Agua ySumampa habrían definido importantes cizallas dentro de granitos cámbricos (525 Ma) que podrían vincularse al momentodel acople entre el CRP y AMC. La impronta gravimétrica actual del cratón del Río de la Plata en el sectorinmediatamente al este de las Sierras Pampeanas de Córdoba y Santiago del Estero evidencia el desmembramiento quesufriera a partir de la tectónica neopaleozoica y el rifting cretácico, reactivada posteriormente durante el ciclo terciarioÁndico, en coincidencia con estudios sísmicos que muestran que bajo la llanura de Córdoba, entre los 64º O y el ríoParaná, a los 60º O, la superficie del cratón presenta fuertes desniveles con bloques de orientación norte-sur, siguiendo elestilo tectónico de las Sierras Pampeanas aflorantes hacia el oeste.Keywords: Rio de la Plata cratón, Pampean Orogen, Gondwana assembly, Gravimetry.Palabras clave: Cratón del Río de la Plata, Orógeno Pampeano, Reconstrucción de Gondwana, Gravimetría.1 Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR). E-mail: g_rame2000@yahoo.com.ar

G.A. RAMÉ y R.C. MIRÓ 112IntroducciónLa presencia de un sustrato cratónico al este del meridiano de los 64°O en la región chacoparanaensede Argentina fue establecida a través de la exploración sísmica realizada por YPF enlas décadas del 60 y 70 (Russo et al., 1979). La descripción general era de una basamento igneometamórficocon un relieve pronunciado, marcado por depocentros alargados en sentido NE,sobre los que se desarrollaron secuencias sedimentarias del paleozoico inferior a superior,cretácicas con participación volcánica y terciarias. Solamente cuatro pozos de exploración,realizados en el este y centro de la provincia de Córdoba, alcanzaron el basamento cristalino. Deellos se extrajeron muestras de rocas igneas que arrojaron edades mesoproterozoicas (2,3 a 2,0Ga), confirmando la afinidad del basamento chacoparanaense con los afloramientos del CRP enTandilia (Rapela et al., 2007). Algunas transectas geofisicas realizadas en los últimos añosintentaron definir la zona de contacto en profundidad entre el cráton y la unidad morfoestructuralsituada inmediatamente al oeste del mismo (Ramé et al., 1995; Miranda e Introcaso, 1999; Bookeret al., 2004; Lopez de Luchi et al., 2005; Ramé y Miró, 2010), que en términos amplios correspondea las Sierras Pampeanas. A través de modelos geológicos se desarrollaron algunas hipótesis sobreel tiempo y forma del contacto entre ambas unidades (Ramos, 1988; Ramos y Vujovich, 1993;Dalziel, 1997; Escayola y Kraemer, 2003; Rapela et al., 2007; Schwartz et al., 2008). El hecho deque la zona de contacto no se encuentra expuesta y que la información de subsuelo es escasa hadado lugar a que se propongan modelos de variada incertidumbre. Con el objeto de aportar unaaproximación mayor a los modelos propuestos se realizaron transectas gravimétricas en sentidoeste-oeste que abarcaron la porción no expuesta del basamento de la llanura chaco-paranenese ysu continuación al oeste correspondiente a un sector aflorante de las Sierras PampeanasOrientales. El tramo considerado abarca desde los 29°S hasta los 33°S, en una sección que cubreunos 400 km (N-S) por unos 300 km (E-O), o sea un área total de 120.000 km 2 . El área de estudiofue elegida en función de que comprendía uno de los sectores con mejor información “de campo”del Orógeno Pampeano y presentaba una mayor proximidad con el área cratónica.MetodologíaSe relevaron en total 350 estaciones de muestreo gravimétrico y topográfico con unaequidistancia media de 4km a lo largo de cuatro perfiles E-W, entre los 29°20’ S y los 33° 20’ S,que se extendieron en sentido O-E desde el área serrana de Santiago del Estero y Córdoba, apartir de los 65°30’ O, hacia la llanura pampeana, hasta los 61°30’ O (Figura 1).Los valores de gravedad observada (g obs ) fueron obtenidos utilizando un gravímetro Sodin200T con precisión de 0,01 mGal, propiedad del SEGEMAR (Servicio Geológico MineroArgentino). Estos valores fueron referidos a la red IGSN71 (International Gravity StandarizationNet 1971).La plani-altimetría de las estaciones se determinó utilizando un equipo GPS TrimbleProXRT de doble frecuencia L1/L2, aplicando el método diferencial estático rápido (DGPS). Losvalores obtenidos por el equipo móvil fueron corregidos y ajustados mediante la utilización dedatos de la base permanente UCOR de la red RAMSAC proporcionados por el InstitutoGeográfico Nacional (IGN). El posicionamiento de las estaciones fue referido al sistema WGS84(World Geodetic System 1984). La precisión obtenida en la altitud fue inferior a 0.6 m, asegurandoun error en el cálculo de anomalías gravimétricas inferior a 0,2 mGal.Las anomalías de Bouguer (AB) se determinaron a partir de la diferencia entre el valor degravedad teórica en cada estación y el g obs reducido al nivel medio del mar utilizando lascorrecciones de Aire Libre (0,3086 h), Bouguer (0,1118 h) y corrección topográfica. A partir deestos resultados se construyeron cuatro perfiles de AB denominados de norte a sur, PerfilSumampa (29°20´S); Perfil Jesús María (31°LS) (Ramé y Miró, 2010); Perfil Las Peñas (32°30´S) yPerfil Río Cuarto (33°20´S). Mediante el software Model Vision, utilizando el método gravimétricoinverso, se construyeron cuatro modelos físicos de corteza consistentes con la geología regionalteniendo en cuenta la siguiente información: a) evidencias geológicas de superficie tal como sedescribe en las hojas geológicas del SEGEMAR a escala 1:250.000, Villa Dolores (Bonalumi et al.,

113MODELO GEOFÍSICO DEL CONTACTO ORÓGENO PAMPEANO / CRATÓN DEL RÍO DE LA PLATA1998), Jesús María, (Candiani et al., 2001); Villa María, (Bonalumi et al., 2004) y Villa Ojo de Agua(Miró y Sapp, 2005); b) aeromagnetometría y radimetría relevada e interpretada por el SEGEMAR(Sims et al,.1997) y c) espesores sedimentarios de la llanura de Córdoba y Santa Fe obtenidos delas perforaciones de YPF, Santiago Temple, Saira, Arias y Ordoñez (Russo et al., 1979).Interpretación geológica del modelo geofísico de cortezaEn base a la interpretación de los perfiles AB y del conocimiento geológico de todas lasunidades aflorantes comprendidas en los perfiles a través de las sierras de Ojo de Agua ySumampa, Norte de Córdoba, Grande y Chica de Córdoba, de las Peñas y de Comechingones seha propuesto un modelo de interpretación geológica basado en los parámetros geofísicos quesurgen de la aplicación de valores acotados para las diferentes densidades de los tramos de cortezahasta una profundidad de aproximadamente 45 km. Otros parámetros de importancia que fueronconsiderados en el modelo fueron el espesor normal de corteza Tn = 33 km (Woollard, 1969;Bullen, 1963), y las densidades de corteza normal que fueron: σ cs = 2.7 g/cm 3 (corteza superior);σ ci =2,9 g/cm 3 (corteza inferior); σ ms = 3.3 g/cm 3 (manto superior).Observando la carta de AB y los cuatro perfiles se pueden definir en conjunto tres sectorescon características diferentes (Figuras 2, 3 y 4). Un sector oriental dominado por valores relativosde anomalías positivas de muy corta longitud de onda; un sector central caracterizado por un granpositivo de media longitud de onda al que se le superpone un gradiente general descendente deeste a oeste cuya mayor expresión (aproximadamente 50 mGal en 50 km) se observa en los dosperfiles centrales (Jesús María y Las Peñas) y un sector occidental con valores de AB relativamentemás bajos. Tanto en el perfil norte (Sumampa) como en el sur (Río Cuarto) se observa que elgradiente parece ser menos evidenteFigura 1. Ubicación del área de estudio entre los 29°30’ y 33°30’S; los 61°30’ y 65°30’O.probablemente porque en esos sectores las estructuras presenten un rumbo oblicuo respecto a laorientación E-O de los perfiles. El sector oriental, dominado por valores relativos positivos conanomalías de corta longitud de onda, estaría vinculado a la respuesta gravimétrica de bloquesfracturados del cratón del Río de la Plata por debajo de la llanura Pampeana. El sector central,

G.A. RAMÉ y R.C. MIRÓ 114donde predomina el gradiente gravimétrico descendente hacia el oeste, estaría vinculado a la zonade transición entre el CRP al este y el OP al oeste, que correspondería con un cambio lateral dedensidades de las rocas tanto de corteza superior como inferior, asociado a la presencia de fajas decizalla dentro del OP. Por consiguiente existiría una fuerte correlación entre los gradientesgravimétricos y las fajas de cizalla que funcionan como límites tectónicos entre diferentes unidadesestructurales. El sector occidental de los perfiles correspondería a la existencia de complejosmetamórficos del paleozoico inferior.Las unidades geotectónicas homogéneas reconocidas de este a oeste, a las que se consideracomo fuentes homogéneas de anomalías gravimétricas son las siguientes:Cratón del Río de la Plata (CRP)En el sector oriental de los cuatro perfiles (Figuras 3 y 4), por debajo de la cubiertasedimentaria, se ubica un bloque homogéneo que consideramos correspondería al bordeoccidental del CRP, afectado por la tectónica cenozoica con un estilo de fracturación de altoángulo similar al de las Sierras Pampeanas. Las densidades medias utilizadas en el modelo paradefinir el sector del cratón han sido, para la corteza superior (Cs) entre 2,71 y 2,74 g/cm 3 y para lacorteza inferior (Ci) entre 2,91 y 2,94 g/cm 3 (hasta 33 km de profundidad). El ajuste del perfilgeofísico se ha realizado considerando la existencia de fallas modernas (terciarias) que originan unasuperficie irregular del basamento y la cubierta sedimentaria que posee un espesor medio de 4 km(Russo et al., 1979). Tal como se expresara la edad de este tramo de corteza esta referida adeterminaciones recientes que establecen una probable correlación con las edades asignadas alCRP y que tienen valores que oscilan entre 2,3 y 2,0 Ga (Dalla Salda et al., 2005; Rapela et al.,2007).Lámina tectónica del cratónEn los diferentes perfiles se ha podido reconocer un límite abrupto del borde occidental delcratón que se interpreta corresponde a la presencia de una lámina tectónica originada por el acopledel mismo con el Orógeno Pampeano (Figuras 3 y 4). Se trata de un límite tectónico de primerorden al que se considera por su dimensión como una “astilla” desprendida del cratón y generadapor la partición del esfuerzo compresivo provocado por la convergencia oblicua del OP hacia elcratón.No puede definirse a priori cuanta de esta deformación habría correspondido a un campo dúctilpor lo que consideramos como más apropiado describir a esta unidad como una “laminatectónica” en el sentido de Haq and Davis (2010) (Figura 5). Similares láminas han sidoreconocidas en zonas de acople tectónico tal como mencionan Beck (1983) y Platt (1993). Lainterpretación del origen de la lámina surge de evidencias que sugieren que el acople entre ambasunidades no habría sido ortogonal si no que habría tenido una fuerte componente oblicua (Rapelaet al., 2007) lo que habría provocado la formación de una zona con una fuerte deformacióntranspresiva en el borde occidental del cratón donde habría sido absorbida parte de la energía deeste acoplamiento. En el terreno debe interpretarse que esta línea corresponde a una secuencia deruptura por transposición, con tramos de transcurrencia horizontal submeridianos a los que seintercalan tramos oblicuos (a 45º y 135º) de transcurrencia o fracturación vertical.Dentro del arco magmático pampeano han sido reconocidas extensas zonas de cizalla (Miróet al., 1999) que podríanser sincrónicas con el acople mencionado. Si esta correlación fuera cierta podría asignarse a esteevento una edad vinculada a la etapa de enfriamiento del batolito monzogranítico de Sierra Norte(Lira et al., 1997) cuyo pico intrusivo tendría una edad entre 525 y 520 Ma (Rapela et al., 1998) loque daría para el evento de acople un rango de edad posible entre 520 y 515 Ma. Una edad similarfue interpretada por Gromet y Simpson (1999) en base a dataciones U/Pb de los diferentescomponentes del OP.Debe observarse que tanto el OP como el CRP se encuentran cubiertos por sedimentos delCámbrico Superior, formación Simbol Huasi (Llambias et al., 2003), lo que corroboraría una edadneocámbrica para la colisión entre ambas unidades.

115MODELO GEOFÍSICO DEL CONTACTO ORÓGENO PAMPEANO / CRATÓN DEL RÍO DE LA PLATAFigura 2. Carta de anomalías de Bouguer (Modificado de Introcaso en Lizuaín et al., 1997); curvas de isoanomalías deBouguer cada 5 mGal. Las líneas punteadas corresponden a los perfiles estudiados. Software utilizado para generar la grilla:Oasis Montaj. Método de grillado: Mínima curvatura.

G.A. RAMÉ y R.C. MIRÓ 116Figura 3. Modelos geofísicos de corteza. Perfiles Sumampa y Jesús María. Software utilizado para modelado gravimétrico:Model Vision de ENCOM. Método gravimétrico inverso.Figura 4. Modelos geofísicos de corteza. Perfiles Las Peñas y Río Cuarto. Software utilizado para modelado gravimétrico:Model Vision de ENCOM. Método gravimétrico inverso.

117MODELO GEOFÍSICO DEL CONTACTO ORÓGENO PAMPEANO / CRATÓN DEL RÍO DE LA PLATAFigura 5. Esquema ilustrativo de la posición del CRP, la “lámina tectónica” en el sentido de Haq and Davis (2010), laastilla de cratón, el prisma de acreción y el arco magmático en un límite convergente no ortogonal (oblicuo).Orógeno Pampeano (OP)El tramo siguiente del perfil ha sido realizado sobre unidades aflorantes del OrógenoPampeano. Por consiguiente la interpretación geológica esta basada en diversos trabajos quedescriben a esta unidad tectónica con amplitud (Lira et al., 1997; Sims et al., 1998). Además de losrasgos litológicos se cuenta con relevamientos aeromagnéticos (SEGEMAR, 1996) que dan a lainterpretación del perfil una mayor continuidad lateral y en profundidad. Comprende un sectormedio formado por bloques limitados por fajas de cizalla que separan niveles estructurales másprofundos hacia el este y menos profundos hacia el oeste. Esta diferencias están evidenciadas porla variación lateral decreciente de las densidades en el sentido este a oeste (zona de gradiente). ElOP está compuesto por dos dominios litológicos; al este por un arco magmático calcoalcalinocámbrico (AMC), formado por rocas de composición granodiorítica y monzogranítica, y al oestepor un prisma de acreción (Pac) formado por rocas metamórficas de grado medio a alto quealojan granitoides de tipo S. Ambos dominios se habrían desarrollado ambos en parte sobre unsustrato cratónico. Las densidades adoptadas para el OP fueron de 2,71 a 2,72 g/cm 3 ; para el Pac2,69 a 2,7 g/cm 3 en corteza superior y 2,89 a 2,90 g/cm 3 en corteza inferior y para el AMC entre2,67 y 2,71 g/cm 3 . El OP es parte de un sistema orogénico de convergencia que ha sidoreconocido a lo largo del margen proto-pacífico de Gondwana en una extensión de miles dekilómetros en los orógenos neoproterozoicos-eopaleozoicos de Saldania (Africa), Ross (Antártida)y Delamerian (Australia) según Munker and Crawford (2000) (Figura 6). En Argentina el orógenoestá compuesto por rocas metasedimentarias cuyos protolitos se asignan a la FormaciónPuncoviscana de edad ediacarana (Aceñolaza y Toselli, 1981; Willner, 1990; Omarini y Sureda,1993).El extremo oriental del orógeno, entre los 29ºS y 31º 30´S, se define como el remanente deun prisma de acreción con vergencia hacia el oeste (según norte actual) desarrollado entre elCámbrico inferior a medio, que contiene elementos metamórficos de grado medio (anfibolita alta),intruidos por granitos de tipo I con edades entre 525 y 520 Ma. Completando el marco geológicodel orógeno hacia el oeste del arco calco-alcalino se desarrolló un arco magmático occidentalformado por granitos peraluminosos de tipo S, con edades entre 520 y 510 Ma (Gromet et al.,2005) que intruyen complejos metamórficos de corteza media a inferior, con una edad para el picoprogrado que oscila entre 535 y 515 Ma (Rapela et al., 1998).Basamento cratónicoSe ha postulado que la deposición de los sedimentos del mar puncoviscano tuvo lugar a lolargo de un extensa cuenca profunda desarrollada en el margen pasivo occidental de Gondwana(Simpson et al., 2003). El ajuste físico de los perfiles muestra una buena correlación con la posible

G.A. RAMÉ y R.C. MIRÓ 118existencia de un sustrato de plataforma de margen pasivo por debajo de los sedimentosmetamorfizados y plegados. La unidad constituiría el sustrato cratónico del margen pasivo sobre elque se depositaron los protolitos sedimentarios que formaron el prisma de acreción. Estaplataforma puede haberse desarrollado sobre un borde de corteza continental cuya edad es inciertay solo puede imaginarse a partir de modelos de reconstrucción teórica de las placas cratónicascercanas (Hoffman, 1991; Rapela, 2000) (Figura 6). La unidad interpretada se ubicaría por debajodel OP en la porción más profunda de la corteza (corteza inferior) (Figuras 3 y 4) limitando al estecon el CRP, en contacto tectónico por cizalla o por una lámina tectónica. Tiene una formaacuñada con espesores decrecientes hacia el oeste y una asignándole una densidad medialevemente superior a la densidad del prisma de acreción a la misma profundidad de 2,91 a 2,94g/cm 3 .Inflexión al oeste del OP - Complejos metamórficos cámbricosUn rasgo de primer orden de los perfiles geofísicos corresponde a la inflexión gravimétricasituada en la mitad occidental del OP y que marca el inicio de una zona de transición representadapor los complejos metamórficos cámbricos derivados del cierre del mar Puncoviscano durante elproceso de convergencia y subducción de la Orogenia Pampeana. La inflexión del perfil defineque, a) la convergencia tuvo una componente hacia el este (según N actual) y b) que la fuerte caídagravimétrica hacia un valor negativo (entre 30 y 75 mGals en un tramo inferior a 70 km),originando un gradiente promedio de aproximadamente 1 mGal/km, indicaría que se trata de unaconvergencia colisional. Según (Gromet y Simpson, 2000) se trataría de una colisión de tipo arcocontinente,en tanto que otros autores la consideran una colisión de tipo continente-continente(Escayola y Kramer, 2003; Ramos et al., 2010). Estudios geofísicos en zonas orogénicas antiguasde distintas partes del mundo han encontrado una coincidencia entre gradientes de gravedadelevados y zonas de sutura en márgenes de convergencia. Según Thomas (1983) el patróngravimétrico es un fiel indicador de la dirección de paleosubducción. Trabajos de diferentesautores mostrarían evidencias favorables a esta interpretación tanto en modelos de colisiónalóctonos como en estudios de ejemplos de Argentina (Gibb y Thomas, 1976; Black et al., 1980;Thomas, 1983; Ramé et al., 1995; Miranda e Introcaso, 1999; Martinez y Gimenez, 2003). Loscomplejos metamórficos se formaron en condiciones de alta temperatura y presión media a bajadurante el Cámbrico medio (Demange et al., 1993). La edad del metamorfismo, asociada a laintrusión de granitos peraluminosos, ha sido circunscripta a un periodo entre 535 y 515 Ma(Rapela et al., 1998; Gromet y Simpson, 1999).Fajas de CizallaDiversas fajas de cizalla atraviesan a los complejos metamórficos del Orógeno Pampeano(Martino, 2003). Las cizallas conforman límites tectónicos, con distinto grado y magnitud, queseparan a diferentes bloques dentro del OP(Figuras 3 y 4). Las cizallas muestran un diacronismo en su máxima intensidad pero poseen engeneral un origen comúnvinculado a alguna etapa de la colisión ordovícica Famatiniana. Los perfiles geofísicos muestran alas cizallas de mayor expresión y amplitud en coincidencia con la presencia de unidadesmetamórficas contrastadas en sus flancos, indicando que posiblemente se desarrollaron en uncampo de alta deformación y compresión. Se ha asumido para las fajas de cizalla una densidad quevaría entre 2,68 y 2,69 g/cm 3 en corteza superior y entre 2,88 y 2,89 g/cm 3 en corteza inferior.Fajas Tres Arboles- Las Lajas; límite occidental del Orógeno Pampeano. Los perfilesgravimétricos han permitido reconocer una zona de cizalla situada al oeste de la sierra de Córdoba,en coincidencia con la denominada cizalla Tres Árboles (Whitmeyer y Simpson, 2003) y Las Lajas(Otamendi et al. 1998), en el extremo sur de la Sierra de Comechingones, las que corresponderíana un límite estructural de primer orden. Este limite se extendería desde el extremo norte deCórdoba, en la sierra de Guasapampa, continuando hacia el sur por la cizalla Los Túneles(Bonalumi et al., 1998), para finalmente atravesar todo el borde occidental de la sierra de

119 MODELO GEOFÍSICO DEL CONTACTO ORÓGENO PAMPEANO / CRATÓN DEL RÍO DE LA PLATAComechingones en Córdoba por las cizallas Tres Árboles y Las Lajas (Otamendi et al., 1998), conuna extensión de norte a sur que alcanzaría a más de 250 km. La litología de esta zona dedeformación muestra que la misma se desarrolló a diferentes niveles de corteza y que fueesencialmente diacrónica (Martino, 2003). Posee un buzamiento variable pero siempre condefinida orientación al este. En conjunto es considerado un límite tectónico que separa gneisescámbricos (Gneis Las Palmas; Bonalumi et al., 1998) de grado medio a alto de migmatitas yesquistos ordovícicos, provenientes de protolitos cámbricos (Complejo Conlara; Sims et al., 1998).En la zona de mayor amplitud, a los 32º S, la secuencia de milonitas y ultramilonitas posee unespesor de 16 km.Figura 6. A) Esquema de reconstrucción palinspástica de Gondwana a los 550 Ma que ilustrá lainferida continuidad de losorógenos, Pampeano, Saldania, Ross y, Delamerian Margins. Modificado de Schwartz et al., 2006. B) Detalle esquemáticodel OP a la latitud de Córdoba donde se destaca la convergencia licua, el sentido de paleosubducción y la ubicación dela lámina tectónica (contacto entre el OP y el CRP).

G.A. RAMÉ y R.C. MIRÓ 120Complejos metamórficos famatinianosHacia el oeste de la cizalla de Tres Arboles y de su extensión hacia el norte se produce unanueva caída gravimétrica (45 mGal) que corresponde a los complejos metamórficos ordovícicosde San Luis (Figura 4). Los complejos famatinianos son la consecuencia de la amalgamación con elorógeno Pampeano de una cuña de acreción formada por sedimentos eocámbricos que se produjopor un evento deformacional, de metamorfismo y magmatismo conocido como “Ciclo orogénicoFamatiniano” (Aceñolaza y Toselli, 1988) y también como Orógeno Famatiniano (Dalla Salda et al,1992; Rapela et al., 1992). La edad U/Pb de zircones crecidos durante este evento han dadosedades promedio de 480 Ma por lo que el pico metamórfico del dominio Famatiniano, al oeste dela cizalla de Tres Arboles, se atribuye al Ordovícico s.l. (Famatiniano). El evento compresional D1fue seguido inmediatamente por un evento extensional que dio lugar a una fábrica D2 que segeneró en facies de anfibolita a esquistos verdes. Esta deformación estuvo mayormente confinadaal entorno de las zonas de cizalla y fue acompañada por una retrogradación metamórfica y por laintrusión de numerosos cuerpos graníticos y tonalíticos y pegmatitas turmaliníferas (von Gozen yProzzi, 2005). Esta fase magmática corresponde a la serie granítica G2 de Rapela et al. (1992) cuyasedades U-Pb, obtenidas de circones en granitos de la sierras de San Luis y de Chepes, en La Rioja,arrojaron valores de cristalización promedio de 470 Ma (Camacho and Ireland, 1997). En eldominio pampeano de Córdoba no se han observado demasiadas evidencias de este eventoextensional. Podemos mencionar la presencia de zonas de cizalla extensionales menores en la fajaGuamanes (Martino, 1993) y la intrusión de pegmatoides graníticos en la región de Mogigasta yGuasapampa (Bonalumi et al., 1998).Tectónica Cenozoica y raíz cortical profundaLa separación de los orógenos Pampeano y Famatiniano, amalgamados hacia el final delOrdovícico, en bloques de basamento aislados tuvo comienzo en el Carbonífero superior, dandolugar a la formación de cuencas extensionales que alcanzaron espesores sedimentariosconsiderables (Azcuy y Morelli, 1970). Este proceso de fragmentación se reactivó durante elCretácico originando nuevas cuencas de sedimentación continental.Finalmente la tectónica Andina dio lugar a la exhumación final de los complejosmetamórficos y los sedimentos carboníferos y cretácicos que los acompañan, por medio de unmodelo estructural representado por grandes bloques basculados, delimitados por fallas inversascon rumbos predominantes en sentido N-S, de tipo lístrico, con planos de falla buzantes hacia eleste (Jordan y Allmendinger, 1986) que conforman actualmente la provincia geológica de lasSierras Pampeanas. En los perfiles de AB los efectos de la tectónica andina han sido representadoscomo cuñas de compensación gravimétrica lo que ha permitido un mejor ajuste de los mismos.Introcaso et al. (1987) definieron un engrosamiento cortical producido por la tectónica recienteque provoco un efecto negativo en el perfil de las Sierras Pampeanas (Moho gravimétrico). Esteefecto negativo de larga longitud de onda es causado por la presencia de rocas de corteza inferior(densidad 2,91 a 2,94 g/cm 3 ) en el manto superior (densidad normal de 3,3 g/cm 3 ). Para corregiresta modificación del modelo normal se aplicó a los perfiles gravimétricos una corrección similar ala propuesta por los autores (Figuras 3 y 4). Las escamas de corteza inferior que ocupan parte de lacorteza superior se correlación con las principales fallas lístricas de las Sierras Pampeanas deCórdoba. El despegue se encontraría entre los 15 y 20 km de profundidad es decir en la transiciónde corteza frágil-dúctil (Criado Roqué et al., 1981; Cominguez y Ramos, 1991; Regnier et al., 1994)y el rechazo máximo calculado sería de 10 km aproximadamente. El estilo estructural fuecorroborado con un modelo gravimétrico por Introcaso et al. (1987) en una sección que atraviesalas Sierras de Córdoba a los 32°S.Cubierta sedimentariaA la cubierta sedimentaria que se encuentra en la llanura chaco pampeana por encima delcratón se le asignó un espesor de 4 km según Russo et al. (1979), y se le fijó una densidad mediaentre 2,5 y 2,55 g/cm 3 .

121MODELO GEOFÍSICO DEL CONTACTO ORÓGENO PAMPEANO / CRATÓN DEL RÍO DE LA PLATAConclusionesLos perfiles geofísicos transversales (E-O) estudiados entre los 29ºS y 33º S en el sectororiental de las Sierras Pampeanas muestran la existencia de un límite tectónico entre el OrógenoPampeano y el borde occidental del cratón del Río de la Plata. Este límite, sepultado bajo la llanurachaco-paranaense, tendría una forma ligeramente cóncava hacia el este estando su punto de mayoraproximación al área serrana actual a los 64°O. El contacto entre ambas unidades estaría ocupadopor una lámina tectónica de aproximadamente 20 km de ancho, desprendida del cratón, generadapor la convergencia oblicua (no ortogonal) del OP hacia el cratón. Esta convergencianecesariamente se habría producido con posterioridad a la consolidación del arco magmáticocalco-alcalino o sea a partir de los 525 Ma.El OP, desarrollado entre el Neoproterozoico superior y el Cámbrico Medio en las SierrasPampeanas Orientales, contiene dos arcos magmáticos diferenciados, uno oriental de tipo calcoalcalino(AMC, granodioritas, monzogranitos, dacitas, riolitas y pórfidos) y otro occidentalformado por granitos peraluminosos, asociados a gneises pelíticos y psamíticos. El AMC sedestaca en el modelo como una continuidad del alto gravimétrico provocado por el cratón entanto que el arco occidental esta incluido en el sector de gradiente que define la transición hacia elprisma de acreción. En conjunto el OP esta representado en los perfiles geofísicos por un elevadogradiente gravimétrico con marcada tendencia descendente hacia el oeste, convalidando lainterpretación que este sector del OP esta formado por un prisma de acreción cuya densidad esinferior a la del CRP. Considerando la regla general que establece que la dirección depaleosubducción en una zona de sutura o cierre de un orógeno es perpendicular al gradientegravimétrico y que el sentido es hacia los valores crecientes del mismo, se puede confirmar en basea los perfiles obtenidos que la subducción habría sido hacia el este (según N actual). La tendenciade gradiente decreciente se continúa hacia el extremo occidental de los perfiles en coincidenciacon la presencia de complejos metamórficos post-cámbricos desarrollados al oeste del OP, los quemuestran una zona de valores gravimétricos negativos que oscilan entre -30 y -75 mGals.Finalmente se puede observar que pese a la existencia de importantes eventos de extensión,ocurridos entre el Carbonífero y el Cretácico, seguidos por la tectónica compresional del cicloAndico que dio lugar a la fracturación en bloques de todo el conjunto, la impronta geofísica actualde este sector de la Sierras Pampeanas esta fuertemente controlada por los ciclos orogénicosPampeano y Famatiniano.AgradecimientosLos autores agradecen la colaboración en las tareas de campo de Daniel Vargas, Federico Lince Klinger, Ana FelisaTavitian Serrano, Javier Benitez, Franco Gaido, Clara Modenesi y Nicolás Nimis.BibliografíaAceñolaza, F.G. y Toselli, A. 1981. Geología del Noroeste Argentino. Publicación Especial, Facultad de Ciencias Naturalese Instituto Miguel Lillo, Universidad Nacional de Tucumán,1287, 212 pp.Aceñolaza, F.G. y Toselli, A. 1988. El Sistema del Famatina, Argentina: su interpretación como orógeno de margencontinental activo. 5º Congreso Geológico Chileno, 1, 55-67.Azcuy, C.L. y Morelli, J. 1970. The Paganzo Basin. Tectonic and sedimentary characteristics of the Gondwana sequences in NorthwesternArgentina. Sec. Gondw. Symp, Proc. And Papers. I.U.G.S. Marshalltown, S. Africa, 241-247.Beck, M.E., 1983. On the mechanism of tectonic transport in zones of oblique subduction. Tectonophysics, 93 (1-2), 1-11.Black, R., Bayer, R. y Lesquer, A. 1980. Evidence for late Precambrian plate tectonics in West Africa. Nature, vol. 284: 192.Booker, J. R., Favetto, A. y Pomposiello, M.C. 2004. Low electrical resistivity associated with plunging of the Nazca flat slab beneathArgentina. Nature, vol. 429:399-403. USA.Bonalumi, A.; Martino, R.; Sfragulla, J.; Baldo, E., Zarco, J.Carignano, Tauber, A., Kraemer, P., Escayola, M.,Cabanillas,A., Juri, E. y Torres, B. 1998, Hoja geológica 3166-IV, 1:250.000, Villa Dolores. Instituto de Geología y RecursosMinerales, SEGEMAR. Boletín 250.Bonalumi, A.; Martino, R.; Sfragulla, J.; Carignano, C., and Tauber, A., 2004, Hoja geológica 3363-I, 1:250.000, Villa María:Instituto de Geología y Recursos Minerales, SEGEMAR. Boletín 347.

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Serie Correlación Geológica, 27 (2): 125-136Temas de Correlación Geológica II(1) Tucumán, 2011 – ISSN 1514-4186 – ISSN on-line 1666-9479Sand Characteristics and Beach Profiles of the Coast ofGaza Strip, Palestine.Khalid Fathi UBEID 1Abstract: SAND CHARACTERISTICS AND BEACH PROFILES OF THE COAST OF GAZA STRIP, PALESTINE.- The Gaza Strip’scoastline forms a small section of the south-eastern corner of the Levantine Basin. The Strip is 45 km long and from 6 to12 km wide. Its coastal zone covers approximately 74 km 2 , of which 2.7 km 2 is beach. This study first describes the coastalzone’s profile from observations and the literature. This study also collected 36 sandy sediment samples from 12 sitesalong its beaches and performed a textural study and statistical analysis of grain-size distribution. The beach tends to benarrower in the north and center and wider in the south and its northernmost stretches and in some sites in the center. Thenarrower stretches tend to be due to the effects of the seaport and other human construction activity on the sedimentationand erosion rates. The beach profile’s slope varies from a few degrees to 90 degrees. At some sites actions of the wavesand tides have caused the sea cliff to erode and mix with the beach sands. Longshore currents bring sands to the beachesfrom the Nile delta and then northward along the shore. The sand grains become segregated as they move from south tonorth, being finer as they move north. In general, this study’s analysis of the surface samples found medium-grained sandsto predominate, and the sands at most beach sites to be moderately well sorted, mainly as a result of the actions of marinecurrents; waves, and tides.Keywords: Sand, Textural Parameters, Longshore Sediment Transport, Mediterranean Coast, Gaza Beaches.IntroductionSedimentologists tend to use grain-size distribution to elucidate transport dynamics. Suchdiverse factors as waves, winds, longshore currents, and beach relief control littoral sediments’textural composition (Folk, 1974; Komar, 1976; Ibbeken and Schleyer, 1991; Caranza-Edwards,2001; Kasper-Zubillaga and Carranza-Edwards, 2005; Caranza-Edwards et al., 2009). Coastsformed by non-consolidated sediments constitute approximately 40% of the world’s sand andgravel beaches (Bird, 2000). Beaches are exposed to such marine, fluvial, and eolian processes aswaves and tidal regimes, fluvial discharges, and wind transport, factors that control sand beaches’grain size and relief (Le Pera and Critelli, 1997).Palestine’s coastline is broadly concave, trending generally NNE-to-SSW. Figure 1Aillustrates this. It lies between two parallel lineaments; the eastern, or onshore, lineament is anescarpment that is locally steeper than 45 degrees and rises as high as 50 m above mean sea level(MSL) (Neev et al., 1987). A sequence of late Pleistocene to Holocene sediments crops out alongthe cliff. The top of this sequence extends eastward to form Palestine’s now-elevated alluvialcoastal plain. The western, or offshore, lineament is a low submarine escarpment. It forms thewestern limit of a patchy abraded terrace that is a few hundred meters wide.The coastal plain adjoins the coastline on the land and the continental shelf beneath theocean. Both areas contain broadly curved subparallel sand ridges that are similar to each other.River valleys and ridge bifurcations provide smaller interruptions. The ridges necessarily arefarther apart at the southwest and converge toward the north because the combined coastal plainand shelf narrows to the north, yet has relatively smooth slopes toward an approximately uniform1Department of Geology, Faculty of Science, Al Azhar University – GazaP.O. Box 1277, Gaza, PalestineE-mail: k.ubeid@alazhar.edu.ps

K.F. UBEID 126Figure 1. Location map of studied beach along Gaza Strip.130 m shelf break, and because the base of each ridge has approximately the same elevation alongits entire length.These characteristics are to be expected for the deposition of coastal sand ridges, but theyare unusual for purely tectonic features. Local people have mapped three accessible ridges on landand refer to them as kurkar ridges. People have used these ridges’ hard sandstone, also calledkurkar, extensively for construction since ancient times (Neev et al., 1987).The Gaza Strip is situated in the south-western part of Palestine on the MediterraneanSea’s southeast coastal plain, as Figure 1B illustrates. The three kurkar ridges define itstopography. The coastal ridge is up to 50 m above MSL and extends up to the current coastline inthe west. The Al-Montar and Beit Hanoun ridges run along its middle and the eastern parts, asFigure 1B depicts graphically. Stratigraphically, these ridges belong to the Pliocene-PleistoceneKurkar Group. They consist of marine and continental calcareous sandstone (Bartov et al., 1981;Frechen et al., 2004; Galili et al., 2007; Ubeid, 2010a), intercalated with red, sandy loam soils, calledlocally hamra, which is the Arabic word for red (Yaalon and Ganor, 1973; Ubeid, 2010b, 2011).Deep depressions separate the ridges 20 to 40 m above MSL with alluvial deposits.The Gaza Strip is 45 km long, from 6 to 12 km wide, and 365 km 2 in area. Its coastalzone is a band of water and land along the marine shoreline in which different activities interact. Itincludes sand dunes in the south and north, coastal kurkar cliffs in the middle to the north, non-

127SAND CHARACTERISTICS AND BEACH PROFILES OF THE COAST OF GAZA STRIP, PALESTINEurban areas, and part of Gaza valley, which is also called Wadi Gaza. The coastal zone coversapproximately 74 km 2 , of which 2.7 km 2 are beaches.The coastline has a straight and sandy shore. The near-coast continental shelf slopesdown with a gradient of 1:100. The irregular and rocky seabed of the coastal shelf to the depth of100 m is 28 km wide in the south and 14 km wide in the north. The seabed drops quickly beyondthe depth of 100 m. Its sediments consist mainly of sand 25 m deep, with muddy places near theWadi Gaza (Soghreah, 1996).This paper’s aim is to study the textural parameters of this location’s sands in order tocharacterize their provenance and the beach profile along the coast.Material and MethodsField ProcedureI selected 12 locations along the Gaza Strip’s beach, as indicated in Figure 1B, and identifiedthem using landmarks and global positioning satellite (GPS) technology. Table 1 details this. Thisstudy then collected sand samples of at least 300 g from the uppermost cm of each location’sinshore, foreshore, and backshore environments. This study surveyed the beach profiles using atape measure and portable GPS technology.StationnumberStationNGPS LocationsE1 Es-Sudania 31 o 34` 30.0`` 34 o 28` 38.9``2 Es-Sudania (El Nouras) 31 o 33` 37.9 34 o 27` 55``3North Beach Camp (Es-SafinaBuilding)31 o 32` 48.4`` 34 o 27` 14.0``4 Gaza Port 31 o 31` 17.0`` 34 o 25` 44.1``5 Esheikh Ejlein 31 o 30` 35.2`` 34 o 25` 10.6``6 Esheikh Ejlein 31 o 29` 53.9`` 34 o 24` 32.4``7 Esheikh Ejlein (Marina Resort) 31 o 28` 10.4`` 34 o 22` 52.2``8 South Wadi Gaza 31 o 26` 55.1`` 34 o 21` 38.4``9 Deir El Balah (Sonista Hotel) 31 o 24` 18.3`` 34 o 18` 49.8``10 Khan Younis 31 o 23` 14.9`` 34 o 17` 33.3``11 Khan Younis 31 o 20` 53.4`` 34 o 14` 54.2``12 Rafah Border 31 o 19` 31.0`` 34 o 13` 15.8``Table 1. Locations of beach sediment stations.

K.F. UBEID 128Laboratory and Statistical AnalysisThis study determined particle sizes by sieving each sample, then processed the data usingGRADISTAT software to obtain the grain-size distribution (Blott and Pye, 2001). Table 2 detailsthis. This software uses the linear interpolation to calculate statistical parameters (Folk and Ward,1957). Table 3 shows these. I used Grapher software to prepare the curves and plotted thestations’ locations with ArcMap software.Results and DiscussionBeach ProfileDuring the field surveys for preparing the beach profile at each location I observed that thebeach’s width varied between 15 m and 80 m. It is narrower at its middle and northern stretchesand wider at its southern stretch, where the coastal ridge dies out. Figures 1B and 2 illustrate this.In some locations in its northern and the middle stretches it is approximately 15 m wide, and theeffects of waves have caused slumps in the coastal ridge at sites 3 and 8. Figure 2 depicts thisgraphically and Figures 3A through 3D and 4A illustrate this photographically. Site 4 was,however, an exceptional case, its beach being up to 130 m wide, as Figures 2, 4B, and 4C illustrate.The slopes of the profiles are just few degrees at sites 4, 5, and 6 in Gaza City and at sites 10, 11,and 12 in the coast’s southern stretch, as Figures 1A and 2 illustrate. They reach up to 90 degrees,however at sites 2 and 3 in the northern part of the coastline and at site 8 in its middle part.Figures 1A, 2, and 3B through 3D illustrate this.The cliff heights on the coastal ridge at the beach vary from a few meters to 15 m, as Figure2 illustrates, and the ridge’s height increases eastward to 50 m in the northern and middlestretches. In the southern stretch it dies away and becomes mostly covered by sand dunes, asFigure 1B illustrates. The rocky outcroppings at the beach are alternately kurkar and hamra(Ubeid, 2010a; Ubeid, 2011), in addition to beach rocks within the foreshore zone, as Figures 3Athrough 3E illustrate.Such factors as the local tides, in association with the coastline’s shape and the inner continentalshelf’s configuration, and the absence of a significant current sediment supply source are theorigin of the limited beach width in the study area (Castilhos and Gre, 2006). The limited width ofthe sites, however, is associated with the presence of medium sand and greater wave energy(Wright and Short, 1984). The extreme nature of site 4 is likely due to its protection by the Gazaseaport to the north, with its resulting predominance of fine sand. Such human constructionactivities along this part of the coast as the Es-Safina building near site 3 have also providedprotection, resulting in more sand deposits north of the Gaza seaport and high levels of erosionsouth of it, as Figure 4 illustrates. The kurkar ridge tends to have poor consistency and is thereforehighly vulnerable to the effects of waves during high tide that reduce the size of its boulders.Textural parametersThe Gaza Strip’s sand beach tends to be light yellow in color. This study was unable toperform a chemical analysis of it due its lacking the necessary equipment, but my observations ofits physical properties indicated that it was highly likely to be composed of a high percentage of alight yellow color to transparent sugary quartz and approximately 1% dark-coloured accessoryminerals, especially the samples from the southern stretch of coastline. This is highly likely a resultof the its receiving larger amounts of sediment composed of diverse minerals from the Nile deltathan the northern stretch.Many of the samples contained notably coarse-sized shell fragments that represented lessthan 1% of their total weight. At site 8 the crushed shells of pelecypods had accumulated in theforeshore zone, as Figure 3F illustrates, indicating high wave energy.

129SAND CHARACTERISTICS AND BEACH PROFILES OF THE COAST OF GAZA STRIP, PALESTINESample no.Very Finesand (%)Fine sand(%)Medium sand(%)Coarse sand(%)Very coarsesand (%)1S/1 0.6 18.8 58.8 22.7 0.12S/1 1.8 29.6 68.0 0.5 0.13S/1 0.9 7.6 85.3 6.2 0.01S/2 0.3 5.5 85.1 9.0 0.02S/2 1.6 22.8 74.4 1.2 0.03S/2 1.6 33.5 62.6 2.3 0.01S/3 0.9 3.8 72.6 22.2 0.62S/3 0.9 5.6 80.2 13.3 0.03S/3 2.2 28.4 64.5 4.9 0.01S/4 1.1 33.2 61.6 3.8 0.22S/4 2.0 96.8 1.1 0.2 0.03S/4 3.6 52.1 44.1 0.2 0.01S/5 0.6 23.0 68.2 7.2 0.12S/5 2.0 39.5 58.2 0.3 0.03S/5 2.7 44.7 52.4 0.3 0.01S/6 1.5 25.0 67.3 6.3 0.02S/6 2.1 24.6 71.9 1.4 0.03S/6 2.7 23.3 73.6 0.6 0.01S/7 1.6 33.7 61.2 3.5 0.02S/7 1.6 24.9 70.4 3.1 0.03S/7 1.5 13.3 70.6 14.4 0.31S/8 1.1 21.4 55.0 21.8 0.72S/8 1.7 28.6 67.0 2.6 0.03S/8 3.0 45.8 46.8 4.4 0.01S/9 1.3 33.1 55.7 9.8 0.12S/9 1.6 31.1 66.4 0.9 0.03S/9 2.7 40.3 55.2 1.9 0.01S/10 0.6 14.9 62.2 21.8 0.52S/10 1.5 14.0 57.2 26.9 0.53S/10 2.5 38.8 56.7 2.1 0.01S/11 0.2 9.2 57.5 32.9 0.22S/11 0.1 10.4 60.9 28.6 0.13S/11 0.9 16.4 78.3 4.4 0.01S/12 0.2 8.8 78.1 12.6 0.32S/12 0.6 9.4 78.2 11.7 0.23S/12 1.6 18.8 75.7 3.7 0.3Table 2. Grain size distribution of beach-sands.

K.F. UBEID 130Figure 2. Beach profiles, for beach sample stations.Table 3 lists the parameters of the grain sizes of the sands from all 12 sites. An analysisof the surface sediment samples for each site revealed that the mean grain size of all the samplesexcept samples 2 and 3 at site 4 tended to be medium, the exceptions’ sizes being fine. Figure 5Aillustrates this. This finding that the grain sizes were predominantly medium is likely to be theresult of such factors responsible for the sediment transport processes and the settling of beachsand as the different beach sectors’ degrees of exposure to hydrodynamic agents and thelongshore gradients of wave energy. The exception at site 4 is high likely to be due to theconstruction of the Es-Safina building on the foreshore at site 3, illustrated in Figure 4D, and theGaza seaport, which is located approximately 100 m to north of site 4, as Figure 4B illustrates, andwhich protects the site from the sea agents’ influence.Most of the samples had moderately good sorting, as Figure 5B illustrates, except thesamples from sites 2, 3, 11, and 12, which had good to very good sorting. Table 3 presents thefigures in regard to this. This is due to these sites being exposed to sea-wave abrasion that hasimproved their sands’ sorting. Well-sorted medium sand is mainly associated with the effects ofthe marine, fluvial, and eolian selectiveness that produces it due to the hydraulic action of waves inbeach sedimentary environments and wind in dune ones (Carranza-Edwards et al., 1996; Carranza-Edwards, 2001; Kasper-Zubillaga and Carranza-Edwards, 2005).

131SAND CHARACTERISTICS AND BEACH PROFILES OF THE COAST OF GAZA STRIP, PALESTINETable 3. Textural parameters of beach sands.

K.F. UBEID 132Figure 3. Visually identified beach features at low tide: (A) Wide sandy beach with some shells of pelecepods. Northernpart of Gaza Strip, at site no. 1. (B & C) Narrow sandy beach bounded from the east by sharp cliff of the coastal kurkarridge. Northern part of Gaza Strip, at site no. 2. (D) Slumps of coastal kurkar ridge due to waves effect during high tide.Middle part of Gaza Strip, at site no. 8. (E) Exposed beach rock. Middle part of Gaza Strip, at site no. 9. (F)Accumulation of crushed and shells of pelecepods, around the site 9. Man and pencil scales in D& F are 175 and 15 cmrespectively.Most of samples were finely skewed and some of them were symmetrical, as Figure 5Cillustrates. Site 3 was an exception. Skewness generally tends to be closely related to environmentalenergy, with high-energy environments producing finely skewed sand (Duane, 1964). Itsparticularly finely skewed sand wasa product of the higher-energy environment resulting from the construction on theforeshore and a particularly narrow beach.Most of the samples were mesokurtic to platykurtic, and some of them were leptokurtic, asFigure 5D illustrates. The mesokurtic and platykurtic results indicate the presence of more thanone population, and those in unequal amounts (Jaquet and Vernet, 1976).The beaches’ medium-grain sediments, therefore, are attributable to open-sea influences,with the waves being moderately well sorted. The skewness findings, furthermore, indicate a highenergyenvironment, the exceptions occurring due to human construction activity.

133SAND CHARACTERISTICS AND BEACH PROFILES OF THE COAST OF GAZA STRIP, PALESTINEFigure 4. Illustrates the effects of the seaport and the buildings in the foreshore zone. (A) Shows the results of erosion bythe waves in the coastal ridge. Direct to north of the Es-Safina building, north of Gaza Strip, site 3. (B) Shows the resultsof high rate of sands deposition, directly to south of seaport, Gaza city, site 4. Compare sites 3 & 4 in Fig. 2. (C) Shows thewide beach to north of seaport. Beach of Gaza city. (D) Es-Safina building bounded by the barriers, increasing the erosionin its northern side (see also A).Longshore Sediment TransportGaza’s beach sand comes primarily from the marine environment because no significantonshore sources of beach-quality sand are available. Longshore currents generated by approachingbreaking waves transport it to the Gaza Strip’s coastline from the Nile delta. These currentsappear to affect the transport of sediment more strongly than other mechanisms. Itstransportation northward along the Mediterranean coast results from larger waves approachingfrom the WSW and SW than those from the WNW and NW (Zviely et al., 2007).Before the construction of the High Dam at Aswan in Egypt, the Nile littoral cell, whichruns 650 km along the south-eastern Mediterranean from Abu Quir Bay near Alexandria, Egypt,to Haifa Bay on the northern Palestinian coast, as Figure 6 depicts, Gaza’s primary source of sandwas the Nile River. The dam’s completion in 1964, however, effectively blocked this flow andforced the longshore currents to take sands from the Nile delta’s coast and its seabed instead(Frihy, 1988; Smith and Abdel Kader, 1988; Fanos, 1995; Stanly, 1998; El-Raey et al., 1999; Whiteand El Asmar, 1999; Zviely et al., 2007).Despite erosion in some sectors of the Nile delta’s coast, sand has continued to reach theup-drift beaches and inner continental shelf of northern Sinai as well as the Palestinian coast up toHaifa Bay, the final depositional sink (Horowitz, 1979; Carmel et al., 1985; Perlin and Kit, 1999;Den-Dor et al., 2006; Zviely et al., 2007; Ubeid, 2010; Nir, 1980; Zviely et al., 2006). The volume ofsand that the longshore currents carry depends largely on the radiation stress caused by breakingwaves (Nir, 1989; Ben-Dor et al., 2006; Zviely et al., 2007). Approximately 400,000 m 3 of sandreaches the Gaza Strip annually (Ben-Dor et al., 2006), as Figure 6 indicates.

K.F. UBEID 134Figure 5. Textural patterns along the beach sands.This study’s data analysis showed further that the percentage of fine and medium-grainsand increased toward the north and the percentage of coarse-grained sand increased toward thesouth, as Figure 7 depicts graphically. This indicates that the sand grains become segregated due totheir size as they move northward.Figure 6. Longshore sand transport (LST) from the Nile delta coast towards Palestine; and yearly estimates of the amountof sand transported at various locations (following Nir, 1989; Ben-Dor et al., 2006 & Zveily et al., 2007).

135SAND CHARACTERISTICS AND BEACH PROFILES OF THE COAST OF GAZA STRIP, PALESTINEFigure 7. Significant correlations of grain size distributions along the beach sands.ConclusionsThis study’s survey of the Gaza Strip’s coastal zone found that its beaches tend to benarrower in its middle and north than in its south and its northernmost stretch. An exception isthat the beach tends to be wide south of Gaza seaport in its middle stretch due an increase in thedepositional rate and in the rate of erosion north of it.The slope of the beach profile along the coastline varies from a few degrees to 90 degrees.The height of the sea cliffs of the coastal ridge is higher in its middle and northern stretches thanin the south, where it dies out into sand dunes.All of the Gaza Strip’s beaches are sandy. Longshore currents transport these sands alongthe eastern shore of the Mediterranean Sea from the Nile delta. This study’s analysis of 36 samplesfrom 12 locations along these beaches found that the sand grains become segregated as they movefrom south to north, becoming increasingly fine as they go. They are in general predominantlymedium grained. On most of the beaches they are moderately well sorted, due mainly to theactions of marine currents, waves, and tides.ReferencesBartov, Y., Arkin, Y., Lewy, Z., and Mimran, Y. 1981. Regional stratigraphy of Israel: A guide to geological mapping.Geological Survey of Israel, Stratigraphic Chart.Ben-Dor, E., Levin, N., Singer, A., Karnieli, A., Braun, O., and Kidron, G.J. 2006. Quantitative mapping of the soilrubification process on sand dunes using an airborne hyperspectral sensor. Geoderma, 131: 1-21.Bird, E. 2000. Coastal Geomorphology: An Introduction. Chichester, England, John Wiley & Sons, Ltd., 322 p.Blott, S.J., and Pye, K. 2001. Gradistat : a grain size distribution and statistics package for analysis of unconsolidatedsediments. Earth Surface Processes and Landforms, 26: 1237–1248.Carranza-Edwards, A. 2001. Grain size and sorting in modern beach sands. Journal of Coastal Research, 17: 38-52.

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