hoja jachal preliminar

8/20/2019 Hoja Jachal Preliminar

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Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 3169-II San José de Jáchal

(versión Preliminar)

Provincias de San Juan y La Rioja

Guillermo Furqué, Pablo de González y Marcelo F. Caballé

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 259Buenos Aires - 1999


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RESUMEN

La superficie que abarca la Hoja 3169-II San Joséde Jáchal está situada en el extremo nororiental de laProvincia de San Juan, con excepción de un pequeño sectorque se extiende hacia el sur de la Provincia de La Rioja. La

Hoja se desarrolla dentro del sector septentrional de laPrecordillera Central y Oriental y del extremo oeste de lasSierras Pampeanas Occidentales. El ámbito precordilleranose caracteriza por un conjunto de sierras de rumbomeridiano, separadas entre si por angostos y extensos valleslongitudinales, mientras que los cordones orográficos de lasSierras Pampeanas Occidentales tienen una marcadaorientación NO-SE. Entre ambas unidadesmorfoestructurales se interpone el Valle del Río Bermejo,que constituye la principal zona deprimida de la Hoja.

Las rocas más antiguas de la región son lasmetamorfitas de mediano a alto grado del Complejo ValleFértil, cuyo protolito se depositó en una cuenca marina

profunda, luego metamorfizado en el Proterozoico superior.La intrusión de cuerpos de granitoides ordovícicos(Formación Cerro Blanco) en este basamento metamórfico,es una característica de este sector de las Sierras PampeanasOccidentales que se extiende hacia el norte al Sistema deFamatina.

Los depósitos en la Precordillera comienzan conuna potente secuencia carbonática de plataforma(formaciones La Laja, San Roque y San Juan), cuyasedimentación se inició en el Cámbrico y continuó hasta elArenigiano. Estas calizas y dolomías se hallan cubiertas porsecuencias de lutitas negras graptolíticas (formacionesGualcamayo y Los Azules) o por depósitos turbidíticos

(formaciones Sierra de la Invernada y Yerba Loca)asignados, en general, al Llanvirniano-Caradociano. LaFase Guandacol (Ordovícico medio) del Ciclo OrogénicoFamatiniano fue interpretada como un proceso diastrófico producido por la colisión entre el terreno de la Precordilleray el margen occidental de Gondwana.

Las sedimentitas psamopelíticas silúricas (GrupoTucunuco) y devónicas (Grupo Gualilán) de ambiente de plataforma cubren a las anteriores secuencias con un patrónde ciclicidad producido por la interacción entre los cambiosrelativos en el nivel del mar, la subsidencia de la cuenca yla tasa de sedimentación.

El diastrofismo de la Fase Chánica, que semanifestó hacia el final de la evolución del OrógenoFamatiniano (Devónico medio a superior), afectó a lassecuencias sedimentarias del Paleozoico inferior y medio dela Precordillera y al basamento de las Sierras PampeanasOccidentales. En consecuencia una discordancia angular dedistribución regional subyace a las sedimentitas del CicloGondwánico (Carbonífero-Pérmico), tanto continentales delGrupo Paganzo (Sierras Pampeanas Occidentales) comomarino-continentales del Grupo Quebrada del Volcán(Precordillera).

Capas rojas continentales de los grupos Agua deLa Peña y Chiflón ocupan distintos sectores del hemigrabende Ischichuca-Ischigualasto. La evolución de esta cuencacomenzó durante la distensión cortical generalizada

ocurrida en el continente de Gondwana a partir delTriásico. La sedimentación continental continuó durante elresto del Mesozoico con la depositación de bajadas aluviales(Formación Cerro Rajado) en la zona de pie de monte decuencas intermontanas.

La evolución del Orógeno Andino hacia fines delPaleógeno y durante el Neógeno, estuvo caracterizada por eldesarrollo de las cuencas de antepaís del Bermejo y de“Piggyback” de Iglesia-Las Flores-Rodeo. Una potentesecuencia de sedimentitas epiclásticas sinorogénicas conintercalaciones piroclásticas (Grupo Pontón Grande yformaciones Cuculí y El Corral) rellenan la Cuenca delBermejo. En la Cuenca de Iglesia-Las Flores-Rodeo los

depósitos son de naturaleza similar, pero carecen de piroclastitas y tienen, en cambio, abundantesmanifestaciones salinas y de diatomitas.

A partir del Mioceno superior y hasta el Holocenose registran varias secuencias continentales fluviales y deabanicos aluviales en los bolsones intermontanos queconstituyen en general, la actual fisonomía de la región.

La estructura de la Precordillera Central secaracteriza por un conjunto de sobrecorrimientos de rumbomeridiano y vergencia oriental, mientras que en laPrecordillera Oriental los sobrecorrimientos, de igualrumbo submeridiano, son de vergencia occidental. Sobre el borde oriental del Valle del Rio Bermejo, los bloques de

basamento de las Sierras Pampeanas presentan unatectónica de corrimientos de rumbo NO-SE a submeridianoy de vergencia occidental.

Geomórficamente se destaca el desarrollo deextensas bajadas aluviales, de playas de bolsón y demédanos. Como rasgo sobresaliente, la actual planiciealuvial del Rio Bermejo se interpone con un ampliodesarrollo entre la Precordillera y las Sierras Pampeanas.

El Parque Natural Provincial Ischigualasto, másconocido como Valle de La Luna, es un recurso turísticoque despierta gran interés y tiene relevante importancia enla región. Se caracteriza por la presencia de un exhuberante paisaje de distintas geoformas labradas por la acciónabrasiva del viento, que le confieren una magníficasimilitud con un paisaje lunar. Su museo cuenta con unaimportante colección de restos de dinosaurios triásicosextraídos de las capas rojas de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto.


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ABSTRACT

The 3169-II Geological Sheet, San José de Jáchal,is located in the northeast region of San Juan Province andin a small zone in the south of La Rioja Province. TheGeological Sheet is placed in the Eastern and CentralPrecordillera and in the west of the Western Sierras

Pampeanas. The Precordillera is characterized by a north-south trend of hills and the Sierras Pampeanas by a NW-SEtrend of hills. The Rio Bermejo Valley, the deepest regionof the topography, is interposed beetwen them.

The Upper Proterozoic Valle Fértil Complex iscomposed of medium to high grade metamorphic rocks inwhich the protolith was a flysh-like marine sequence. TheOrdovician Cerro Blanco Granitoids intruded themetamorphic complex.

The Precordillera outcrops begin with a thick platform carbonatic sequence (Cambrian to Arenigian), belonging to La Laja, San Roque and San Juan Formations.These limestones and dolostones are covered by

Llanvirnian to Caradocian graptholitic black shales(Gualcamayo-Los Azules Formations) and turbiditic flysh(Sierra de La Invernada-Yerba Loca Formations). The FaseGuandacol (Middle Ordovician), which belong to theFamatinian Orogenic Cycle, was interpreted like a colision between the Precordillera and the western margin ofGondwana.

The Lower Ordovician deposits are covered by athik muddy shelf sequence, belong to the Tucunuco(Silurian) and Gualilán (Devonian) Groups. The FaseChánica (Upper to Middle Devonian) which developed atthe end of the Famatinian Cycle, strained the Middle toLower Paleozoic units in the Precordillera and the Sierras

Pampeanas. A regional unconformity lies below thecontinental (Paganzo Group from Sierras Pampeanas) tomarine-continental (Quebrada del Volcan Group fromPrecordillera) Carboniferous-Permian sedimentarysequences.

Triassic continental red beds (Agua de la Peña andChiflón Groups) were accumulated in a basin interpreted asa half-graben (Ischichuca-Ischigualasto Basin) anddeveloped in an extensional tectonic regime in theGondwana continent. During Mesozoic times, aluvial fandeposits flew to the bolsones basin (Cerro RajadoFormation).

The foreland Bermejo Basin and the Iglesia-LasFlores-Rodeo Piggy-back basin, belonging to the Andeansubduction, were filled by thick sinorogenic sequence. Inthe Bermejo Basin, the sinorogenic sedimentites of thePonton Grande Group (Oligocene-Miocene) areinterlayered with ash rain deposits. The sinorogenicsequence from the Iglesia-Rodeo basin is interlayered withfine grained diatomitic deposits. This characteristic and theabsence of the ash rain deposits represent the maindifferences from the Bermejo Basin.

The Central Precordillera is a thrust belt with anorth-south trend of strike and an eastern vergence whilethe Eastern Precordillera has a similar structure but with awestern vergence. The Sierras Pampeanas is also a thurst belt but with a NW-SE trend of strike and a western

vergence.The landscape is characterized by a large aluvialfan, playa-lake deposits, dunes and sand waves. The actualRio Bermejo aluvial plain is well developed between thePrecordillera and the Western Sierras Pampeanas.

The Ischigualasto Park, well known as “MoonValley” (Valle de la Luna) has an important museum with agreat colection of dinosaur fauna. This fauna has been picked from the Triassic red beds of Ischichuca-Ischigualasto Basin.


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Mapa de ubicación


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GEOLOGIA Guillermo Furque, Pablo D. González y Marcelo F.Caballé

1.- INTRODUCCION

SITUACION GEOGRAFICA DE LA HOJA

La Hoja 3169-II, San José de Jáchal, se encuentraubicada en la región norte de la provincia de San Juan conextensión a un pequeño sector ubicado al sur de la provincia de La Rioja. Abarca parte de los departamentosJáchal, Ullum, Angaco y Valle Fértil (San Juan) eIndependencia (La Rioja).

Sus coordenadas geográficas límites son los paralelos de 30°00’ y 31°00’ de latitud Sur y los meridianosde 67°30’ y 69°00’ de longitud Oeste. Abarca unasuperficie total de aproximadamente 16.000 Km2, en la cualestán representados el sector septentrional de laPrecordillera Central y Oriental y el borde oeste de las

Sierras Pampeanas Occidentales. Entre estas unidadesmorfoestructurales se interpone el valle del rio Bermejo.

NATURALEZA Y METODOLOGIA DEL TRABAJO

Esta Hoja Geológica fue realizada medianteconvenio suscripto entre la Secretaría de Minería de la Nación y la Universidad Nacional de La Plata, con acuerdoespecífico entre la Dirección Nacional del ServicioGeológico (actual SEGEMAR) y la Facultad de Ciencias Naturales y Museo.

Los trabajos consistieron fundamentalmente en dosetapas: una previa de revisión y actualización de la

información existente (édita e inédita) y una segunda detrabajos de campo. En esta última se revisaron ycontrolaron las áreas correspondientes a las Hojas a escala1:200.000 ya publicadas, 18c (Jáchal), 19c (Ciénaga deGualilán), 19d (Mogna), 19e (Valle Fértil) y la inédita 18e(Paganzo), además de relevarse los sectores sin informaciónsistemática (Hoja 18d, Huaco). Para la ejecución de lostrabajos de actualización y de los nuevos relevamientos, en particular aquellos vinculados a la definición de los rasgosestructurales mayores, se utilizaron fotografías aéreas eimágenes satelitales de diferentes escalas.

ANTECEDENTES BIBLIOGRAFICOS

Debido a la gran cantidad de trabajos que existensobre la Precordillera y las Sierras Pampeanas, y para norealizar repeticiones innecesarias, los estudios másdestacables serán mencionados en el desarrollo de losdiferentes capítulos. Para la consulta de algún temaespecífico se remite al lector a la lista bibliográfica al finalde la memoria explicativa de la Hoja.

2.-ESTRATIGRAFIA

Debido a las marcadas diferencias geológicas queexisten entre la Precordillera Centro-Oriental y las Sierras

Pampeanas Occidentales, se analiza por separado laestratigrafía de una y otra unidad morfoestructural, con laexcepción de los depósitos recientes que son tratados enconjunto.

2.A.- SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES

2.A.1.- Proterozoico Superior

Complejo Valle Fértil (Bossi,1976; emend.Cuerda etal.,1984) (1)

Gneises, anfibolitas, mármoles, rocas ultramáficas,

granitos, pegmatitas y aplitas

Esta unidad se localiza únicamente en la sierra deValle Fértil, ubicada en el sector oriental de la Hoja. Losafloramientos comienzan en el norte de este cordón montañosoen los cerros Caballo Anca y Plateado, y desde aquí secontinúan hacia el sur por todo el núcleo principal de la sierracon un rumbo general noroeste-sudeste. En el borde oriental del pie de sierra llegan hasta la latitud de Usno, mientras que por eloeste alcanzan la zona de Las Mesillas. Desde Usno pasan a laHoja Chamical y siguen con dirección sudeste hacia Astica,mientras que por el oeste se internao en el extremo noreste dela Hoja San Juan, continuándose en la sierra de La Huerta.

Debido a la complejidad mineralógica y estructural desus rocas, y a fin de unificar la cartografía a la escalaconsiderada, se ha dividido al Complejo Valle Fértil en lassiguientes cinco unidades litológicas de mapeo:

a.- Mármoles (1a)

Son rocas poco abundantes dentro del complejo que se presentan en cuerpos lensoidales expuestos en formadiscontinua en el sector central y sur de la sierra. Estos tienenun eje mayor de rumbo general NO-SE y se encuentranintercalados entre septos de gneises y anfibolitas, con los cuales

guarda contactos netos y concordantes. Están constituídos por bancos de mármoles de 1 a 2 m y hasta 25 m de espesormáximo (Mirré, 1976).

Los mármoles son blancos, con variedades celestes,rosadas y grises y su tamaño de grano es medio a grueso. Estánconstituídos fundamentalmente por calcita y en menor proporción por cuarzo. Tienen delgadas intercalaciones deniveles más silicatados, en los que se ha observado diópsido,tremolita-actinolita, biotita, granate y wollastonita rodeada poruna corona de cuarzo+calcita. En forma esporádica incluyen bolsadas y nidos de minerales tipo skarn, con buen desarrollo


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de cristales de calcita, epidoto, granate, hornblenda y diópsido, junto a cuarzo y feldespatos intersticiales. Están cruzados enforma irregular por guías y pequeñas venillas de cuarzo,feldespatos y hornblenda.

b.- Anfibolitas y rocas ultramáficas (1b)

Estas rocas caracterizan a una faja que de este a oesteocupa el sector central de la sierra de Valle Fértil. Lasanfibolitas yacen como cuerpos tabulares o lenticulares de pocos metros a decenas de metros de potencia, con contactostransicionales y concordantes con los gneises. Cuerpos demenores dimensiones suelen hallarse como inclusiones, boudines o venas delgadas intercaladas en los gneises ytambién como septos y bloques rotados que conforman elmelanosoma de migmatitas agmatíticas. Tienen texturagranoblástica cuando son macizas o nematoblástica cuando sonmoderada a fuertemente foliadas. Son negras o verdes, degrano fino a grueso y están constituídas por hornblenda,diópsido, hipersteno, plagioclasa, cuarzo, apatita, circón y

minerales opacos.Las rocas ultramáficas son poco abundantes pero presentan una gran variedad composicional. Se han citadogabronoritas, lherzolitas, websteritas (Cuerda et al., 1984),noritas, harzburgitas y perknitas (Mirré, 1976). Sus cuerpos sonlenticulares, subcirculares y hasta ovoides, de pocos metros deespesor y algunas decenas de metros de corrida. Se encuentranemplazados tanto en las anfibolitas como en los gneises, presentando contactos netos (Vujovich, 1994) o difusos ytransicionales. Las rocas son negras o verde oscuras y sutamaño de grano varía de mediano a muy grueso. Tienentextura granoblástica y no ofrecen rasgos mesoscópicos quedefinan algún tipo de estuctura planar u otra anisotropía. A

escala microscópica son características las texturas relícticas decumulatos de origen magmático, formados por [olivinaserpentinizada];[olivina+clinopiroxeno];[olivina+clinopiroxeno+ortopiroxeno], los que están rodeados por materialintercumular constituído por [plagioclasa+mineralesopacos+escaso piroxeno]. Otra característica importante es sutextura coronítica (Villar Fabre, 1961; Mirré, 1976), en la cualalgunos cristales de olivina están rodeados de anillos dehipersteno, diópsido-augita (a veces diálaga) y hornblenda.Sobre esta última, se han desarrollado simplectitas de espinelaverde, clinopiroxeno y escasa plagioclasa. Según Rabbia (1996)esta textura podría representar un retardo en el enfriamiento delos plutones gabroicos, a causa de un episodio demetamorfismo regional de alto o muy alto grado coetáneo. ParaYardley (1989) representarían el producto de un metamorfismode alta temperatura y baja presión sobre rocas máficas.

c.- Gneises granodioríticos y tonalíticos con o sin granate (1c)

Dominan en casi toda la sierra de Valle Fértil. Losgneises tonalíticos están más desarrollados en una amplia fajacentro-oeste que llega hasta el valle del rio Bermejo, mientrasque los granodioríticos están restringidos a una estrecha faja

oriental. El contacto entre ambos tipos de gneises estransicional, hecho que dificulta su separación en el campo.Están intercalados con bancos y lentes de anfibolitas y degneises con biotita, granate, cordierita y sillimanita. Loscontactos con estas rocas son concordantes e igualmentetransicionales y los límites entre los cuerpos son difíciles deidentificar, existiendo una amplia faja de rocas intermediasentre uno y otro tipo litológico.

El tamaño de grano de los gneises es mediano agrueso y tienen una marcada foliación definida por laorientación de láminas individuales y trenes de biotita o por laalternancia de bandas leucocráticas y melanocráticas. Las foliasclaras son cuarzo-feldespáticas con escasas laminillas de biotitaorientada y pocos porfiroblastos de granate. Su textura es porfiroblástica con mátrix granoblástica. Las folias oscuras sonricas en biotita, a la cual en ocasiones se asocia escasahornblenda o hipersteno, más apatita y circón. Los porfiroblastos de granate son raros o están ausentes. Su texturaes lepidoblástica cuando la biotita es muy abundante agranolepidoblástica cuando presenta intercrecimientos de

granos de cuarzo y feldespatos.

d.- Gneises biotítico-granatíferos con cordierita y/o sillimanita

(1d)

Los afloramientos constituyen angostas fajas dedirección NO-SE, que están ubicadas en la región centro-austral de la sierra de Valle Fértil y se continúan hacia el sur enla sierra de La Huerta.

Estos gneises están intercalados con los gneisestonalíticos y granodioríticos con los cuales presentan pasajestransicionales. Tienen un tamaño de grano mediano a grueso y presentan una fuerte foliación definida por trenes orientados de

biotita o por la alternancia de bandas claras y oscuras. Las primeras son finas, de 0.2 a 0.3 cm y hasta 1 cm de espesor, pueden ser continuas con forma tabular o discontinuas conforma lensoidal y su composición principal es granodiorítica.Están formadas por cuarzo, plagioclasa, feldespato alcalino,granate, cordierita, abundante circón y escasa biotita. Latextura de estas folias es porfiroblástica de mátrix granoblásticaLas bandas melanocráticas, algo más gruesas que las claras,son continuas con forma tabular o lensoidal y están constituídas por biotita, sillimanita, apatita, circón, magnetita y escasacordierita y granate. Su textura es lepidoblástica esquistosa agranolepidoblástica.

e.- Granitos, aplitas y pegmatitas (1e)

Afloran en toda la sierra de Valle Fértil, pero sólo sehan mapeado aquellos cuerpos que por sus dimensiones ycontinuidad pudieron ser representados a la escala de trabajo.

Los cuerpos de granito tienen forma lenticular, soncontínuos o arrosariados y su rumbo (N310°-N330°) escoincidente con la orientación de las estructuras mayores de lasierra. Los contactos con las rocas de caja son concordantes ynetos cuando se trata de anfibolitas, mientras que son


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transicionales cuando la roca que los contiene es gneisica. Songranitos leucocráticos a hololeucocráticos rosados de granofino, con abundante cuarzo anhedral con extinción ondulosa,feldespato alcalino, plagioclasa y escasa biotita. Presentan unaincipiente a leve foliación definida por el estiramiento deagregados de cuarzo, microclino y plagioclasa y por laorientación de las micas paralela a los bordes de los cuerpos. Latextura es microgranosa, por lo que en algunos casos son rocasdifíciles de distinguir de las aplitas.

También se han identificado granitos grises, de granomediano a grueso y con abundante cuarzo, feldespatos y biotitacloritizada a la que se asocian apatita y minerales opacos. Latextura granosa original se ha transformado parcialmente enuna de tipo granoblástica, con una débil foliación definida porla alternancia de agregados cuarzo-feldespáticos y trenescontinuos de láminas de biotita.

Las pegmatitas se presentan como diques o comocuerpos ovoidales de menores dimensiones que los de granitos.Sus espesores varían de 2 a 3 metros hasta 30 o 40 metros y sucorrida no supera los 40 a 50 metros (Cuerda et al., 1984).

Tienen contactos netos o transicionales con las rocas de caja y pueden ser zonadas o masivas. Están constituídas por cuarzoque se presenta como grandes masas cristalinas o lechosas ocomo un intercrecimiento gráfico junto a grandes cristales defeldespato alcalino pertítico. Minoritariamente los acompañanláminas de muscovita y escasa biotita. Como mineralesaccesorios, Mirré (1971, 1976) mencionó columbita-tantalita,ilmenita, magnetita, allanita, monacita y berilo.

Las aplitas se encuentran como diferenciados dentrode los granitos y pegmatitas o como venas, filones y diques de pequeño tamaño que cortan a las rocas de caja.

Evolución y edad del Complejo Valle Fértil

Las metamorfitas del Complejo Valle Fértil tuvierondos rocas madres diferentes. Uno de los protolitos fue unasecuencia sedimentaria que se habría depositado en una cuencamarina (Mirré, 1971; Cuerda et al, 1984; Castro de Machuca,1990) asociada a un arco magmático islándico (Vujovich,1993; Castro de Machuca et al., 1996). El otro protolito fueronefusiones basálticas intercaladas en la secuencia sedimentaria ycuerpos intrusivos básicos y ultrabásicos (Castro de Machuca yConte-Grand, 1994; Vujovich, 1994; Castro de Machuca et al.,1996; Rabbia, 1996).

El grado metamórfico alcanzado correspondió a laFacies de Anfibolita y de Granulita. El metamorfismo alcanzócondiciones de temperatura alta a muy alta y de presión baja amoderada. Luego de alcanzado el pico de metamorfismo progrado bajo las condiciones de la Facies de Granulita, se produjo la retrogradación de las rocas a una nueva Facies deAnfibolita.

Los antecedentes geocronológicos de la unidadcorresponden todos a dataciones radimétricas por el métodoK/Ar. Azcuy y Morelli (1979) obtuvieron un valor de 700±50Ma., Toubes (1983) obtuvo edades de 603±20 y 660±30 Masobre gneises tonalíticos y de 800±50 Ma en anfibolitas,

mientras que en las pegmatitas asociadas, halló edadescomprendidas entre 750±50 y 587±20 Ma. Cuerda et al.(1984)reportaron un conjunto de edades comprendidas entre 461±15 y92±2 Ma, pero las descartaron porque no guardabanconcordancia con sus observaciones de campo. Estudiosgeocronológicos recientes, como el de Cingolani (in Varela etal., 1996), aportaron la primera isocrona Rb-Sr de lasmetamorfitas de esta unidad, que dio una edad de 963±86 Ma.Con esta edad Varela et al. (1996) interpretaron que al menosuna parte del basamento de la sierra de Valle Fértil habríaevolucionado durante el Ciclo Orogénico Grenville, rasgocomún con otros sectores de las Sierras PampeanasOccidentales.

Tomando como base las dataciones radimétricasaportadas por Azcuy y Morelli (1979), Toubes (1983) y Varelaet al. (1996) se asigna el Complejo Valle Fértil al ProterozoicoSuperior.

2.A.2.- Paleozoico2.A.2.1.- Ordovícico

Formación Cerro Blanco (Bossi y Herbst, 1968) (2)

Granodioritas, tonalitas y granitos macizos o

levemente foliados

Los afloramientos de estos granitoides están ubicadosen el sector oriental de la sierra de Valle Fértil y en la sierraBaja de los Portezuelos. Hacia el norte, fuera del límiteseptentrional de la Hoja, continúan en las sierras de Vilgo ySañogasta.

La unidad está constituída mayormente porgranodioritas, tonalitas y escasos granitos. Cisterna y Toselli

(1997) citaron la presencia de algunos gabros, pero los mismosno fueron identificados en el ámbito de la Hoja. En general sonrocas grises, gris-rosadas o rosas, tienen un tamaño de granomediano a grueso y son macizas a levemente foliadas.

Las rocas de caja son gneises, con los cuales resultadifícil colocar un contacto neto y preciso, debido a que pasangradualmente (Cisterna y Toselli, 1997) de una roca bandeadacon abundantes inclusiones de anfibolitas, a una roca masiva detextura granosa y con menor cantidad de enclaves.

Las características geológicas, petrológicas ygeoquímicas indican procesos de interacción y mezcla entremagmas básicos y ácidos, de cristalización fraccionada y deasimilación cortical (Toselli et al., 1988; Rapela et al., 1992;Toselli et al., 1996; Cisterna y Toselli, 1997).

Las rocas tienen una clara tendencia evolutivacalcoalcalina con muy pocas muestras que quedancomprendidas dentro del campo toleítico (Cisterna y Toselli,1997). Rapela et al. (1992) establecieron que estos granitoidesson típicamente metaluminosos con índice de Shand variableentre 0.86 y 1, aunque Toselli et al. (1996) y Cisterna y Toselli(1997) citaron una leve tendencia peraluminosa para algunasrocas cuyo índice de Shand es de hasta 1.2.


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Toselli et al. (1996, 1997) y Cisterna y Toselli (1997)establecieron que las características mineralógicas, petrográficas y geoquímicas de los granitoides, indican quehabrían evolucionado en un arco magmático continental. Suemplazamiento habría sido sin a tardío-tectónico y de tipomesozonal en una zona de cizalla dúctil, con presiones decristalización de los magmas de 3,6 Kbar (Rossi de Toselli etal., 1991; Cisterna y Toselli, 1997). La zona de cizalla fueinterpretada como una sutura de la colisión entre lossupercontinentes de Laurentia y Gondwana (Dalla Salda et al.,1992; 1993) durante la Fase Oclóyica del Orógeno Famatiniano(Ordovícico superior).

La edad de los granitoides ha sido motivo denumerosas controversias. La figura 1 sintetiza los antecedentesque existen sobre las edades radimétricas de la unidad. Elhistograma de frecuencia de edades radimétricas de la figura 2fue construído con los datos de la figura 1 y como puedeobservarse, existe un importante pico de actividad magmáticadurante el Ordovícico. Tomando como base estos datos, seasigna a los granitoides de las sierras Baja de Los Portezuelos y

sector oriental de Valle Fértil al Ordovícico s.l. Esta asignaciónse fundamenta, además, en recientes determinaciones U-Pb(Vujovich, com.verbal) y Rb-Sr (Cingolani, com.verbal-isocrona de referencia de 450 ma.) focalizadas sobre lasgranodioritas del faldeo oriental de la sierra de Valle Fértil, queconfirmarían la presencia de un evento plutónico importantedurante el Ordovícico.

2.A.2.2.- Carbonífero

2.A.2.2.1.- Grupo Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970;emend. Azcuy et al., 1979)

Formaciones Guandacol y Tupe (Frenguelli, 1944) (3-4)

Conglomerados, areniscas, areniscas

feldespáticas, limolitas, arcilitas, fangolitas, lutitas y

lutitas carbonosas

Los afloramientos se disponen en forma saltuaria alo largo de todo el borde occidental de la sierra de ValleFértil y en el cerro Caballo Anca, al sudoeste de la Hoyadade Ischigualasto. Afloramientos de menor importancia seencuentran en el extremo noreste de la Hoja, sobre la sierraBaja de Los Portezuelos. Debido a las dificultades paraseparar con certeza a las formaciones Guandacol y Tupe enel campo, evaluando la escala de mapeo utilizada, se ha preferido considerarlas en conjunto.

Corresponden parcialmente a la unidad queCuerda et al. (1984) denominaron como FormaciónTuminico en el sector de la quebrada homónima y queAzcuy y Morelli (1979) denominaran como FormaciónLagares en el flanco occidental de la sierra de Paganzo.Actualmente la Formación Tuminico fue reinterpretadacomo equiparable con el par de las formaciones Guandacol-Tupe (Pazos, 1997).

La sucesión stá constituída por conglomerados polimícticos con clastos de rocas del basamento delComplejo Valle Fértil, areniscas cuarzo-feldespáticas yareniscas feldespáticas, lutitas, limolitas y arcilitas.Algunos estratos de pelitas son portadores de clastoserráticos o “dropstones” y otros tienen algunasintercalaciones de delgados bancos carbonosos.

La secuencia cubre en discordancia angular a lasmetamorfitas del Complejo Valle Fértil y a los granitoidesde la Formación Cerro Blanco. Hacia el techo estáncubiertas en forma concordante, observando un cambiogradual y transicional, por las sedimentitas de la FormaciónPatquía. De acuerdo al criterio adoptado por Azcuy et al.(1987) el límite entre las unidades está dado por el cambiode color de sus rocas, reservandose los tonos verdes,amarillo-verdosos y rosas para el par infrayacente de lasformaciones Guandacol-Tupe y los colores rojos para laFormación Patquía.

Fernández Seveso et al. (1990, 1991) realizaron undetallado análisis de las facies de las sedimentitas de la

Cuenca de Paganzo. En base a estos estudios determinaronque las Formaciones Guandacol-Tupe se depositaron en unambiente continental de tipo fluvial, deltaico y palustre, loscuales alternaron con episodios glacifluviales que dieronorigen a los “dropstones”.

La unidad cuenta con un importante registro paleoflorístico. Cuerda et al. (1984) identificaron restos de Rhacopteris sp, Ginkgophyllum sp y Botrychiopsis sp.,mientras que Azcuy y Morelli (1979) también identificaronuna abundante flora en los niveles carbonosos, entre los queidentificaron Rhacopteris ovata, Cordaites sp.,Cordaicarpus, Botrychiopsis weissiana y varias especies de palinomorfos como Ancistrospora verrucosa,

Verrucosisporites minutus, Granulatisporites varigranifer, Raistrickia paganciana, Florinites flaccidus,

Pustulatisporites papillosus, Retrusotriletes anfractus,entre otros. Sobre la base este material, junto al de otraslocalidades de la Cuenca de Paganzo, Azcuy y Morelli(1979) identificaron la Palinozona de Ancistrospora delCarbónico medio (Namuriano). Si bien este abundantecontenido fosilífero permite restringir temporalmente laedad de la unidad, no se descarta que algunos nivelesconglomerádicos estériles del tercio inferior de la secuencia puedan corresponder al Carbonífero inferior. De la mismaforma, parte de los niveles cuspidales sin fósiles vegetales, podrían extenderse hasta el Carbonífero superior alto aPérmico inferior bajo.

2.A.2.3.- Pérmico

Formación Patquía (Frenguelli, 1944) (5)

Limolitas, arcosas, areniscas, tobas, fangolitas y

arcilitas Los afloramientos de esta unidad perteneciente al

Grupo Paganzo acompañan en general a los del par


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Guandacol-Tupe. Sólo se encuentran en dos localidades delextremo noreste de la Hoja, uno está a aproximadamente 12km al NNO de La Torre y el otro sobre la quebrada de LaDesabrida. No se han encontrado sedimentitas que puedanasignarse a esta Formación en la zona de Caballo Anca,quebrada de Tuminico o áreas aledañas.

Suprayace en forma concordante a la FormaciónTupe, pasando en transición desde rocas verdoso-amarillentas a las típicas rojas de la Formación Patquía.Hacia el techo está cubierta en discordancia por lassedimentitas de las formaciones Talampaya-Tarjados(Triásico Inferior).

La unidad está constituída fundamentalmente porcapas rojas en las que predominan los bancos de areniscasfeldespáticas sobre las limolitas y lutitas. Es equivalente ala Formación La Colina de la sierra de Paganzo que fueestudiada por Azcuy y Morelli (1979), quienes identificaronlos miembros Inferior y Superior en la quebrada de LaDesabrida sobre el extremo norte de la sierra Baja de LosPortezuelos. En el Miembro Inferior predominan

areniscas, limolitas y fangolitas, mientras que en elSuperior prevalecen areniscas cuarzofeldespáticas conestratificación entrecruzada. Ocasionalmente se intercalanlechos de arcosas, conglomerados lenticulares y algunos bancos de tobas.

El análisis de facies realizado por FernándezSeveso et al. (1990, 1991) les permitió deducir un ambientede depositación fluvial entrelazado, coo pasajes laterales adeltaico y barreal-lacustre. El clima bajo el cual se habrían producido estos depósitos fue templado-cálido, con períodosáridos a semiáridos en los cuáles se depositaron importantesdunas eólicas.

No se han registrado hallazgos de restos fósiles

dentro de la secuencia que permitan su correcta ubicacióncronoestratigráfica. Sin embargo, por cubrir enconcordancia a la Formación Tupe del Carbonífero medio-superior y estar cubierta en discordancia por lasformaciones Talampaya-Tarjados del Triásico inferior, se laasignó al Pérmico s.l.

2.A.3.- Mesozoico2.A.3.1.- Triásico2.A.3.1.1.-Triásico inferior

Formación Talampaya (Romer y Jensen, 1966) (6)

Conglomerados, areniscas, arcosas, limolitas y

brechas intraformacionales.

Esta unidad está expuesta en el rio de La Peña, alO del Valle de La Luna, en una estrecha faja elongada NO-SE y también en el extremo NE de la Hoja, al norte del poblado de La Torre.

Cubre en discordancia angular a las sedimentitascontinentales del Grupo Paganzo o se apoya en relación deno concordancia sobre los granitoides de la Formación

Cerro Blanco. La Formación Tarjados la cubre en formaconcordante y transicional, aunque en algunos sectores seinterpretó que podrían corresponder a una variaciónlitofacial lateral. En la zona de La Torre está cubierta endiscordancia erosiva por la Formación Lomas Blancas delGrupo Chiflón (Triásico medio-superior). La mismarelación fue observada en la Cuenca de Ischigualasto, perocon las formaciones Chañares e Ischichuca (Triásicomedio).

La mitad inferior de la sucesión está constituída por areniscas finas con estratificación entrecruzada eintercalaciones de niveles de conglomerados. En el tramosuperior dominan las areniscas medianas y las limolitas yademás lleva intercalaciones de lentes de conglomerados ysabulitas. En algunos tramos de la secuencia se presentan bancos de brechas intraformacionales con clastos pelíticos aveces abarquillados, que denotan un escaso o nulotransporte.

Estos depósitos areno-conglomerádicos se habríanoriginado a partir de un sistema fluvial entrelazado, con un

pobre desarrollo de las planicies de inundación pelíticas(Martínez, 1994).Debido a la ausencia de fósiles y de acuerdo a su

posición en la secuencia como único argumentocronoestratigráfico, Azcuy y Morelli (1979) y Martínez(1994) la ubicaron en el Triásico inferior. No obstante,Azcuy y Morelli (1979) no descartaron que la base de launidad pueda extenderse hacia el Pérmico superior alto.

Formación Tarjados (Romer y Jensen, 1966) (7)

Areniscas, lutitas y conglomerados

Sus afloramientos se encuentran en el rio Agua deLa Peña (sudoeste de la Cuenca de Ischigualasto) en dondeacompañan a los de la Formación Talampaya.

Cubre en concordancia a la Formación Talampayacon un contacto gradual y transicional. Stipanicic yBonaparte (1979) citaron un contacto discordante entre lasformaciones Talampaya y Tarjados, el cual fue posteriormente reinterpretado como una superficie erosiva por Milana y Alcober (1994). En algunos sectores de laCuenca de Ischigualasto, podría interpretarse que laFormación Tarjados constituye el equivalente lateral de laFormación Talampaya, debido a que su conglomerado de base traslapa los depósitos del sustrato neopaleozoico. Eltecho es una superficie de discordancia erosiva sobre la quedescansan los depósitos de la Formación Chañares.

Según Romer y Jensen (1966), está constituída porlos miembros Inferior y Superior. El primero es de coloresrojos y comienza con un conglomerado polimíctico de baseal que le siguen areniscas gruesas con laminación cruzada,las que se intercalan con bancos de lutitas. El MiembroSuperior es de tonalidades blanquecinas o rosadas y estáconstituído por areniscas que hacia el techo culminan con


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un nivel silicificado que fue interpretado como un silcretede un extenso período de no depositación (Alcober, 1993).

El paleoambiente en el cual se depositó la unidadcorrespondió a un sistema fluvial de rios entrelazados conuna abundante carga arenosa y un escaso desarrollo de lasfacies pelíticas de planicie de inundación (Martínez, 1994).Milana y Alcober (1994) interpretaron a las formacionesTalampaya-Tarjados como una “Secuencia de PrimerSinrift” asociada a los estadíos iniciales del desarrollo deuna cuenca de tipo hemigraben.

En la parte media de la secuencia se hanencontrado restos de vertebrados dicinodontes (Romer yJensen, 1966; Sill, 1969) que permiten ubicar a la unidaden el Triásico inferior.

2.A.3.1.2.- Triásico medio

Formación Chañares (Romer y Jensen, 1966) (8)

Pelitas, areniscas y paleosuelos

Sus afloramientos constituyen una estrecha faja dedirección NO-SE ubicada en el sector oeste de la Cuenca deIschigualasto.

De acuerdo a la interpretación de Milana y Alcober(1994), esta unidad forma parte de una única secuencia junto con la Formación Ischichuca, con la que tieneengranajes laterales graduales y transicionales. No obstantela Formación Chañares representa un subambientemarginal de diferente posición dentro del sistemadepositacional desarrollado en la cuenca de tipohemigraben. Suprayace en discordancia erosiva a lasecuencia de las formaciones Talampaya-Tarjados y está

cubierta en forma concordante con un contacto gradual ytransicional por la Formación Los Rastros.

Está constituída por areniscas finas limosas ytobáceas, con escasas intercalaciones de limolitas, las cualesfueron depositadas en zonas marginales del hemigraben(lejos de la estructura de fallamiento principal) queestuvieron asociadas a planicies de inundación maduras(Milana y Alcober, 1994) cortadas por escasos rellenos decanales arenosos o vinculadas a depósitos lacustres condesarrollo de paleosuelos.

Se han encontrado restos de reptiles que fueronestudiados por Romer (1966, 1967, 1969) y Bonaparte(1966, 1967). Entre las formas más importantes se puedencitar a Probelesodon lewisi, Chañaresuchus bonapartii,

Lagosuchus talampayensis y Marasuchus lilloensis, que permiten ubicar a la Formación Chañares en el Triásicomedio bajo a alto.

2.A.3.1.3.- Triásico medio-superior

a.- Grupo Agua de La Peña (Bossi, 1971)

Bossi (1971) introdujo esta denominación para lassedimentitas rojas continentales que, agrupadas en cuatrounidades formacionales (Ischichuca, Los Rastros,Ischigualasto y Los Colorados) formaban parte de las faciesinternas de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. Estedepocentro fue interpretado como una cuenca de tipo rift(Rolleri y Criado Roqué, 1968; Stipanicic y Bonaparte,1979; Baraldo et al., 1990) y recientemente redefinidocomo la evolución de un hemigraben asimétrico (Milana yAlcober, 1994).

a.1.- Formación Ischichuca (Frenguelli, 1944) (9)

Lutitas negras no carbonosas y areniscas finas a

gruesas

Acompaña a los afloramientos de la FormaciónChañares, con la cual engrana lateralmente. El tramo

cuspidal de la secuencia también tiene, en parte, engranajeslaterales con la Formación Los Rastros, aunquemayormente ésta la cubre en concordancia, a través de un pasaje gradual en transición.

En algunos sectores de la cuenca, como en el cerroCaballo Anca, la Formación Ischichuca traslapa lasunidades subyacentes y se apoya directamente endiscordancia angular sobre la Formación Tarjados, einclusive al norte de esta localidad lo hace con la mismarelación sobre sedimentitas neopaleozoicas.

Está formada principalmente por bancos de lutitasnegras con intercalaciones muy subordinadas de areniscasque en general tienen un arreglo granodecreciente. En el

tramo basal de la secuencia se han registradointercalaciones de coladas de basaltos almohadillados, quehan sido correlacionados con la Formación Baldecitos.

El paleoambiente de depositación de esta unidad,que estuvo cerca de la estructura principal que mantuvoactivo al hemigabren (Milana y Alcober, 1994), fue de tipolacustre con facies deltaicas subordinadas. Las formacionesChañares-Ischichuca fueron interpretadas por Milana yAlcober (1994) como una “Segunda Secuencia de laPrimera Etapa de Sinrift” que estuvo vinculada a laevolución de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. Segúnestos autores, la presencia de pillow lavas no sólo señala laefusión de coladas subácueas de basaltos en algunossectores de la cuenca, sino que también comprueba unaépoca de sinrift.

Esta unidad ha brindado abundantes y excelentesrestos de plantas fósiles, reptiles e icnitas. De acuerdo a lascitas de Martínez (1994) se han hallado restos de unaabundante flora fósil constituída por Neocalamites cf.carrerei y varias especies de Dicroidium. Entre los reptiles pueden citarse Probelesodon lewisi, Probelesodon minor ,Chañaresuchus bonapartii, Lagosuchus talampayensis,

Marasuchus lilloensis y Gracilisuchus stipanicicuorum.


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Las huellas encontradas son tridáctilas bípedas y fueronasignadas por Bonaparte (1969) a un probable reptilornithischio. Sobre la base de todos estos restos paleobiológicos, la Formación Ischichuca fua asignada alTriásico medio bajo a alto.

a.2.- Formación Los Rastros (Frenguelli, 1944) (10)

Lutitas negras carbonosas, mantos de carbón y

areniscas finas a medias

Se encuentra expuesta en el sector central de laCuenca de Ischichuca-Ischigualasto, en una amplia fajaorientada NO-SE de alrededor de 6 km de ancho.

El tercio basal presenta engranajes laterales con lasformaciones Chañares e Ischichuca, mientras que haciaarriba es cubierta en concordancia con un contacto gradualy transicional por la Formación Ischigualasto, aunqueMartínez (1994) citó un contacto de tipo concordante yneto.

Está constituída por ciclos rítmicos progradantesque hacia el techo presentan una tendencia generalgranocreciente. Cada ciclo de progradación comienza conuna capa de carbón o lutita carbonosa, que pasagradualmente a lutitas y areniscas finas limosas conestructuras laminadas, ondulíticas o flaser (Milana yAlcober, 1994). Hacia arriba cambian a areniscas medias,ocasionalmente gruesas, con entrecruzamientos. Sólo haciael techo de la secuencia se registran escasas intercalacionesde basalto que son equiparables con la FormaciónBaldecitos.

Las ritmitas constituyen ciclos deltaicos progradantes sobre lagos someros (Martínez, 1994) que

habrían estado ubicados sobre el eje de la cuenca en las partes de topografía más deprimida. Milana y Alcober(1994) interpretaron a la Formación Los Rastros como unasecuencia asociada a la “Primera Fase de Post-Rift”vinculada al desarrollo del hemigraben de Ischichuca-Ischigualasto.

Esta unidad ha brindado abundantes restos devegetales y polen, además de algunas huellas y escasosrestos de invertebrados y peces (Martínez, 1994). Entre losgéneros de plantas más importantes pueden citarse a

Equisetites, Phillotheca, Neocalamites, Cladophlebis,

Dicroidium, Xylopteris, Yabeiella, Thinnfeldia,

Podozamites, Baiera y Cycadocarpidium. Los restos devertebrados están representados por el pez paleonisciforme

Myrilepis elongatus, mientras que los invertebrados máscomunes son Estheria y Palacomutela. Son igualmenteimportantes las icnitas de Rigalites ischigualastianus yhuellas tridáctilas no determinadas.

En base a sus fósiles puede asignarse a laFormación Los Rastros al Triásico medio alto.

a.3.- Formación Ischigualasto (Frenguelli, 1944) (11)

Areniscas feldespáticas y micáceas, tobas

arcillosas, sabulitas, limolitas, bancos carbonosos y

paleosuelos

El área de mayor exposición se encuentra en elValle de La Luna u Hoyada de Ischigualasto, al oeste de lasBarrancas Coloradas. Es una faja NO-SE con un ancho deafloramiento de aproximadamente 4 km, que hacia el surculmina contra la estructura que actuó como borde australde la cuenca.

Su base está constituída por el “ConglomeradoAgua de La Peña”, un conglomerado polimíctico que cubreen forma concordante y neta a la Formación Los Rastros.Hacia el techo, en los sectores marginales de la cuenca, seobserva cubierta en discordancia erosiva por la FormaciónLos Colorados, aunque en los sectores distales respecto dela zona de aporte esta unidad la cubre en formaconcordante, observándose un pasaje transicional.

Al igual que el resto de las unidades del GrupoAgua de la Peña, la Formación Ischigualasto presenta

cambios laterales y verticales muy importantes (Alcober,1993). Está constituída fundamentalmente por una sucesiónde ciclos granodecrecientes (Martínez, 1994) quecomienzan con areniscas medias a gruesas conentrecruzamientos en artesa, a las que siguen areniscasfinas laminadas y culminan con limolitas laminadas queocasionalmente se intercalan con bancos carbonosos ocalcáreos. También tiene intercalaciones de algunos bancosde escaso espesor de tobas montmorilloníticas (Bossi,1970).

En el tramo basal presenta intercalaciones decuerpos basálticos (Formación Baldecitos) queoriginalmente fueron interpretados como filones capa por

Stipanicic y Bonaparte (1979), aunque actualmente se hanencontrado evidencias que permiten sostener quecorresponden a coladas lávicas derramadas sobre unsustrato húmedo (Moneta et al., 1993) o efusionessubácueas en cuerpos lacustres (Milana y Alcober, 1994).

Con respecto al paleoambiente, el “ConglomeradoAgua de La Peña” se considera que representa un depósitode bajada aluvial producido por una importantereactivación de la estructura que gobernaba la tectónica delhemigraben (Martínez, 1994; Milana y Alcober, 1994).Durante este intervalo, y en coincidencia con estareactivación, también se produjo la efusión de losnumerosos mantos de basalto. El resto de la secuencia secorresponde con un deposito de rios entrelazados, condesarrollo de extensas planicies de inundación a las que seasocian depósitos de lóbulos de crevasse, vinculados conavulsiones producidas por lluvias estacionales (Martínez,1994). Las planicies de inundación estuvieronmedianamente a mal drenadas, lo cual originó los depósitos palustres de bancos carbonosos y paleosuelos (Milana yAlcober, 1994).

De la misma manera que la secuencia de lasformaciones Chañares-Ischichuca, la secuencia de la


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Formación Ischigualasto caracteriza la segunda etapa en laevolución de un nuevo período de sinrift (Milana y Alcober,1994).

Esta unidad ha brindado una gran variedad derestos fósiles de vertebrados, los que están acompañados deun no menos importante registro paleoflorístico. En cuantoa los vertebrados, descriptos por Bonaparte (1966, 1973,1975, 1978), Romer (1962) y Romer y Jensen (1966), cabedestacar la presencia de Herrerasaurus ischigualastensis,

Frenguellisaurus ischigualastensis, Eoraptor lunensis, Pisanosaurus mertii, Ischigualastia jenseni, entre otros. Enreferencia a la paleoflora, se debe a Frenguelli (1948,1950), Groeber y Stipanicic (1953), Archangelsky y Brett(1960), Archangelsky (1963) y Bonetti (1966) ladescripción de los géneros Neocalamites, Cladophlebis,

Dicroidium, Xylopteris, Podozamites, Phylloteca,

Araucarites, Yabeiella, Pterophyllum, Rhexoxylon, etc.En base a su contenido paleobiológico y a una edad

radimétrica (Ar 39/Ar 40-sobre tobas intercaladas en lasecuencia) de 227,8±0.3 Ma (Rogers et al., 1993), la

Formación Ischigualasto fue asignada al Triásico superior pre-retiano.

a.4.- Formación Los Colorados (Groeber y Stipanicic,1953) (12)

Areniscas, limolitas, sabulitas, conglomerados

finos y arcilitas

Está expuesta al este de las Barrancas Coloradasen una faja NO-SE de aproximadamente 6 km de espesor.En general cubre en concordancia a la FormaciónIschigualasto, mostrando un contacto gradual y

transicional, aunque localmente se han observado sectoresdonde se le sobrepone en discordancia erosiva. Hacia eltecho está cubierta en discordancia angular por lassedimentitas de la Formación Cerro Rajado del Cretácicoinferior.

Está constituída por areniscas rojo ladrillo, finas agruesas, con escasas intercalaciones de limolitas. En lostérminos intermedios y más altos de la secuencia seintercalan lentes de conglomerados y sabulitas. Milana yAlcober (1994) dividieron a la Formación Los Colorados enuna secuencia Inferior granocreciente y otra Superior contendencia granodecreciente. La secuencia Los ColoradosInferior es netamente arenosa y hacia el tope comienzan aintercalarse niveles conglomerádicos. Las arenas se habríandepositado en un paleoambiente de planicies de inundaciónheterolíticas, que hacia arriba se encuentran cortadas pordepósitos conglomerádicos de rellenos de canales de unsistema de rios entrelazados efímeros (Milana y Alcober,1994). La secuencia Los Colorados Superior estádominada por areniscas y limolitas que se habríandepositado a partir del mismo sistema fluvial, pero conalargamiento de los cursos y desarrollo de amplias planiciesde inundación, hechos relacionados a procesos de

estabilidad y retroceso del relieve. Según los autores antescitados, estas dos secuencias de la Formación LosColorados están asociadas a la “Segunda Fase de Postrift”de la evolución tectosedimentaria del hemigraben de laCuenca de Ischichuca-Ischigualasto.

Los restos fósiles localizados en la unidad provienen de los niveles superiores (Bonaparte, 1971) ymedios de la unidad, aunque recientemente se han producido hallazgos en el tramo inferior (Martínez, 1994).Entre los restos fósiles del tramo superior pueden citarse aChaliminia musteloides, Tritylodon sp, Neoaetosauroidesengaeus, Riojasaurus incertus, Riojasaurus tenuiceps,

Pseudohesperosuchus jachaleri, Coelurosauria, Hemiprotosuchus leali y Fasolasuchus tenax. SegúnBonaparte (1971) la presencia de esta asociación faunísticaindica una edad triásica superior para los depósitos de laFormación Los Colorados.

b.- Grupo Chiflón (Bossi y Herbst, 1968)

Las sedimentitas rojas continentales de estaunidad, reunidas en las formaciones Lomas Blancas y RioChiflón, forman parte de las facies de la configuraciónexterna de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto (Bossi,1971).

b.1.- Formación Lomas Blancas (Bossi y Herbst, 1968)(13)

Areniscas finas, areniscas ferruginosas, limolitas,

arcilitas, tobas y conglomerados.

Se encuentra distribuída en varias localidades del

extremo noreste de la Hoja, hacia el este de la fractura quehabría actuado como borde sudoriental de la Cuenca deIschichuca-Ischigualasto. Fundamentalmente se laencuentra en las zonas de Baldecitos, Balde del Rosario, LaTorre y al este del cerro Morado.

La relación con la infrayacente FormaciónTalampaya sólo puede observarse en la región de La Torre,en donde la Formación L mas Blancas la cubre endiscordancia erosiva. Por arriba está cubierta enconcordancia por la Formación Rio Chiflón.

La unidad comienza con un conglomerado de baseal que le siguen abundantes bancos de areniscas finasentrecruzadas y limolitas laminadas amarillas, verdes ygrises. Ocasionalmente se intercalan bancos de tobasmulticolores y hacia la parte cuspidal se interponen mantosde basalto de la Formación Baldecitos.

En general se compone de ciclotemasgranodecrecientes depositados a partir de un sistema fluvialentrelazado con desarrollo de amplias planicies deinundación pelíticas. La facies de conglomerados engrananlateralmente con areniscas gruesas, que en conjunto podríanrepresentar el relleno tractivo de facies de canales.


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Azcuy y Morelli (1979) correlacionaron a laFormación Lomas Blancas con la Formación Los Rastros.Por otra parte no puede descartarse una probablecorrelación con la Formación Ischigualasto, si se equiparaal conglomerado de base de esta unidad con el“Conglomerado Agua de La Peña”. Esta correlación tieneun fuerte sustento bioestratigráfico en el contenido paleoflorístico de la Formación Lomas Blancas. Bossi yHerbst (1968) reconocieron especies de Neocalamites,Cladophlebis, Dicroidium, Podozamites, Yabeiella,

Taeniopteris y Ginkgoites, que son formas comunestambién en las formaciones Los Rastros e Ischigualasto.

En base a estos argumentos estratigráficos, Azcuyy Morelli (1979) asignaron a la Formación Lomas Blancasal intervalo Triásico medio alto a Triásico superior bajo.

b.2.- Formación Rio Chiflón (Bossi y Herbst, 1968) (14)

Limolitas, lutitas, fangolitas, areniscas finas a

medianas y conglomerados

Esta unidad acompaña en su distribución a laFormación Lomas Blancas, aunque por su composiciónesencialmente pelítica y fácil desagregación, susafloramientos están restringidos a pequeños asomos parcialmente cubiertos por depósitos cuaternarios.

Cubre en forma concordante con un pasaje gradualy transicional a la Formación Lomas Blancas, mientras quehacia el techo está cubierta en discordancia por mantos de basalto de la Formación Baldecitos, por sedimentitasterciarias de la Formación Angosturas o por antiguosniveles de abanicos aluviales.

En la base comienza con bancos de limolitas verde

amarillentas a las que le siguen lutitas y fangolitas grises.Presenta frecuentes intercalaciones de estratos de areniscasfinas a medianas de color morado, en parte calcáreas y delechos de conglomerados finos.

El ambiente de depositación se relaciona con unsistema fluvial de rios anastomosados con facies de rellenode canal (conglomerados finos) y amplio desarrollo de planicies de inundación pelíticas.

No se han encontrado restos fósiles en la secuenciaque permitan ubicarla cronológicamente. Sólo semencionaron restos de troncos silicificados en el tercioinferior pero sin valor bioestratigráfico (Azcuy y Morelli,1979).

Un dique de basalto que corta a la Formación RioChiflón en las lomas Blanca y Negra, dio una edad K/Ar de215±5 Ma, mientras que los basaltos del cerro Negro tienenedades de 225±5 Ma y 194±26 Ma (González y Toselli,1971). Estos datos indican una edad triásica superior a jurásica inferior para las efusiones.

La Formación Rio Chiflón cubre a las sedimentitasde la Formación Lomas Blancas asignada al Triásico medioalto-Triásico superior bajo y está cubierta por las efusionesde basaltos del Triásico superior-Jurásico inferior. En

consecuencia y de acuerdo a su posición en la secuencia seasigna la Formación Rio Chiflón al Triásico superior alto.

c.- Formación Baldecitos (Mozetic, 1975) (15)

Basaltos olivínicos alcalinos

Los afloramientos de esta unidad se encuentransobre el borde oriental de la Hoyada de Ischigualasto yhacia el este se distribuyen desde el cerro Morado hastaBalde del Rosario. También corresponden a esta unidad lasrocas básicas que están expuestas en la zona de La Torre yen la Loma Negra.

Los basaltos de la región del Parque deIschigualasto se encuentran intercalados fundamentalmenteen las formaciones Los Rastros e Ischigualasto, aunque enforma más restringida también aparecen en las formacionesIschichuca y Los Colorados. Moneta et al. (1993) citaron para estos basaltos un único origen a partir de derrames decoladas, pero recientemente Page et al. (1997) encontraron

tanto efusiones como cuerpos intrusivos (diques y filonescapa). Milana y Alcober (1994) identificaron pillow lavasderramadas sobre un sustrato subácueo perteneciente a uncuerpo lacustre.

Los afloramientos de la sierra de Loma Negra,correspondientes a diques intruídos en las sedimentitastriásicas del grupo Chiflón, quizá representen el relleno delas fisuras o conductos de salida de las coladas y filonescapa. En la zona que está al este del cerro Morado, y en lasregiones de La Torre y Balde del Rosario, los mantosefusivos también se encuentran intercalados en lassedimentitas triásicas del Grupo Chiflón.

Las rocas varían desde tefritas y basanitas hasta

tefrifonolitas (SiO2=43-57%), con escasos basaltos ytraquiandesitas (Page et al., 1997). Los basaltos en generalson olivínicos alcalinos, negros a gris verdosos, y con unafuerte alteración propilítica. Son de grano fino,mesoscópicamente afíricos, pero tienen microfenocristalesde plagioclasa zonal con rebordes de feldespato alcalino,rodeados por una pasta de textura intergranular. En la pastase reconoce plagioclasa argilizada, clinopiroxeno tipoaugita titanada y como accesorios magnetita y apatita.Como minerales de alteración se presentan cloritas, calcitae iddingsita. Los basaltos son macizos o amigdaloides conrellenos de cloritas, calcita o ceolitas.

Estas rocas básicas están relacionadas a unacuenca distensiva tipo rift (Monetta et al., 1993),actualmente interpretada como un hemigraben asimétrico,cuya tectónica estuvo controlada por la reactivación de lamegafractura de Valle Fértil (Milana y Alcober, 1994). Lasefusiones de los basaltos son de tipo fisural y habrían estadocontroladas por la mencionada megafractura y por elsistema de fracturamiento presente en la sierra Baja de LosPortezuelos.

Según Page et al. (1997), el magmatismo básico esde características fuertemente alcalinas en las rocas que se


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encuentran en los sectores más alejados de la cuenca o en la parte más baja de la secuencia estratigráfica triásica. Los basaltos que están intercalados en los sectores cuspidales dela sucesión son de tendencia subalcalina. La marcadaalcalinidad presente en algunas rocas está acompañada porun alto contenido de P2O5 y TiO 2 y un enriquecimiento enelementos traza como el Cs, Rb, Ba, Nb, Zr, U y Th (Pageet al., 1997).

González y Toselli (1971) obtuvieron edadesradimétricas por el método K/Ar sobre basaltos de loscerros Morado y Negro, de 223±4 Ma y 225 Ma. Mozetic(1975) sobre los mismos basaltos del cerro Morado obtuvoun valor de 220±10 Ma (K/Ar).

Todas estas edades indican un importante pulso deactividad magmática concentrado en la base del Triásicosuperior.

2.A.3.2.- Cretácico inferior

Formación Cerro Rajado (Stipanicic y Bonaparte, 1979)

(16)

Conglomerados, areniscas medianas y limolitas

Esta unidad solamente está expuesta en el extremonoreste de la Hoja. Aflora como una pequeña faja desedimentitas que se extiende por alrededor de 50 km condirección nornoroeste, desde el Valle de La Luna hasta elcerro Bola (fuera de la zona de estudio). Yacen endiscordancia erosiva sobre la Formación Los Colorados yestán cubiertas en discordancia levemente angular por laFormación Angosturas.

Esta secuencia sedimentaria, de hasta 400 m de

espesor (Zambrano, 1990), se compone de un conjunto deconglomerados varicolores de clastos angulosos aredondeados de metamorfitas, granitoides y volcanitas.Están pobremente estratificados, poseen mátrix arenosa ycemento yesoso y tienen intercalaciones de areniscas ylimolitas rojas a pardo-amarillentas, con estratificación paralela y ondulítica y calcos de carga.

Bossi (1977) realizó un detallado análisis facial dela unidad, determinando un paleoambiente constituído por bajadas aluviales coalescentes, con disminución de la cargade lecho en los sectores medios.

La edad de la Formación Cerro Rajado es muycontrovertida debido a que no es portadora de restos fósiles.Las sedimentitas se encuentran interpuestas entre las capasrojas de la Formación Los Colorados del Triásico superior yla sedimentitas continetales de la Formación Angosturasasignada al Plioceno (Azcuy y Morelli, 1979). Su posiciónen la secuencia estratigráfica indica que la edad de launidad estaría comprendida entre el Jurásico y el Terciario pre-Neógeno, pero Zambrano (1990) la correlacionólateralmente con los conglomerados de la Formación LaCruz aflorantes al sudeste, fuera de la Hoja, y a los cualesasignó una edad cretácica inferior a media.

2.A.4.- Cenozoico2.A.4.1.- Neógeno2.A.4.1.1.- Plioceno

Formación Angosturas (Azcuy y Morelli, 1979) (17)

Areniscas, tobas, conglomerados y niveles de yeso

Los afloramientos de mayor importancia seencuentran en el extremo noreste de la Hoja, cubriendo endiscordancia levemente angular a la Formación CerroRajado. Estas sedimentitas son equivalentes a las que Bossi(1977) denominó Formación Rio Mañero y parcialmenteequiparables a la Formación Quebrada del Médano, deParker (1974). Exposiciones de menor importanciaaparecen por debajo de los actuales niveles de abanicosaluviales en la zona de Usno y a lo largo de toda la sierraBaja de Los Portezuelos.

En general todos los afloramientos conforman

lomadas suaves en general muy cubiertos por el resto de lasunidades modernas.La Formación Angosturas cubre en discordancia

levemente angular a las formaciones Los Colorados, RioChiflón y Cerro Rajado. Hacia arriba está cubierta endiscordancia por los depósitos de bajadas aluvialesmodernas del borde nororiental de la sierra de Valle Fértil yde la sierra Baja de Los Portezuelos, o por depósitosaluviales y eólicos modernos como ocurre al este de laHoyada de Ischigualasto.

Está constituída por areniscas con estratificación paralela o cruzada, limolitas y arcilitas laminadas. Formanuna típica asociación de capas rojas, con intercalaciones de

conglomerados, delgadas capas de yeso y ocasionalmente definos niveles de tobas.

El paleoambiente en el cual se depositó la unidadfue de tipo continental, sometido a un riguroso clima árido.Las areniscas y limolitas serían el resultado de lacombinación entre un sistema fluvial poco desarrollado y demédanos, mientras que los conglomerados representaríanavenidas de bajadas aluviales sobre la llanura pedemontana.

Azcuy y Morelli (1979) atribuyeron la FormaciónAngosturas al Plioceno, por correlación con otrassedimentitas de esa edad.

2.A.4.2.- Cuaternario2.A.4.2.1.- Pleistoceno

a.- Formación Vichigasta (Fidalgo, 1964) (18)

Conglomerados gruesos, areniscas y limolitas

Sus afloramientos más importantes se encuentransobre las vertientes occidental y oriental de la sierra deValle Fértil y con escaso desarrollo aparece sobre la sierraBaja de Los Portezuelos. Corresponde al primer nivel de


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bajadas aluviales antiguas que están relacionadas con unimportante pulso de levantamiento de la sierra de ValleFértil.

Constituye los niveles aterrazados que seencuentran topográficamente en una posición de máximaaltura respecto al resto de los depósitos aluviales. Seasientan sobre un sustrato labrado en todas las rocas pre- pleistocenas y están cubiertas por los depósitos de lasegunda bajada aluvial antigua que corresponde a laFormación Catinzaco.

Son conglomerados gruesos con abundantes clastosde metamorfitas y granitoides del basamento, además deescasos de sedimentitas que dominan en la porción de losápices de las bajadas. Tienen intercalaciones de areniscas ylimolitas que se ubican preferentemente en la parte distal delos abanicos y predominan en la playa de bolsón. El tamañode grano y la forma de los clastos de los conglomerados esmuy variada y su grado de consolidación es pobre.

La unidad se correlaciona con los depósitos desimilares características que se encuentran con un amplio

desarrollo hacia el este, en la Hoja 18e, Paganzo. Azcuy yMorelli (1979) la asignaron al Pleistoceno por tratarse delmás antiguo nivel de bajadas aluviales que observaron en lacomarca.

b.- Formación Catinzaco (Fidalgo, 1964) (19)

Conglomerados gruesos pobremente consolidados

Corresponden a los depósitos del segundo nivel deagradación que afloran sobre la vertiente oriental de lasierra Baja de Los Portezuelos. Hacia el norte de lalocalidad de La Torre, se observan topográficamente por

debajo de los depósitos del primer nivel de agradación quecorresponden a la Formación Vichigasta. Estan cubiertos yrodeados por los depósitos aluviales actuales y seencuentran disectados por los actuales cursos fluviales.Fuera del ámbito de la Hoja, se encuentran másdesarrollados a lo largo del borde oriental de las sierras deValle Fértil-La Huerta.

Son conglomerados gruesos pobrementeconsolidados, con clastos de metamorfitas y granitoides del basamento y de volcanitas basálticas. Los clastos desedimentitas son muy escasos y se encuentran en menor proporción que en la Formación Vichigasta (Azcuy yMorelli, 1979).

Corresponden a depósitos de abanicos aluvialescoalescentes cercanos al ápice. Se interpretó que laFormación Catinzaco es posterior a la FormaciónVichigasta porque se localiza en un nivel topográfico más bajo y sus conglomerados ofrecen menor grado deconsolidación.

2.A.4.2.2.- Holoceno

Estas unidades deben consultarse al final delcapítulo de la estratigrafía de la Precordillera.

2.B.- PRECORDILLERA CENTRO-ORIENTAL2.B.1. Paleozoico2.B.1.1. Cámbrico medio

Formación La Laja (Borrello, 1962) (20)

Calizas micríticas y lutitas

Sus afloramientos se presentan en lasinmediaciones de la zona de Los Túneles, sobre la Ruta Nacional N° 150 que conecta San José de Jáchal con Rodeo.Los mismos fueron estudiados por Benedetto (1986), Astini(1988) y Cabaleri (1989a y b).

La unidad está constituída por calizas (en partedolomías) y lutitas. De acuerdo a Cabaleri (1989a) estándistribuídas en tres litofacies principales, que de base atecho de la secuencia son: Litofacies de calizas con

ocasionales niveles de lutitas, Litofacies de calizas conniveles lutíticos y Litofacies de lutitas con niveles decalizas. Las características sedimentarias de las dos primeras litofacies indican un paleoambiente marino profundo de baja energía depositacional, de tipo subtidal, yde planicie de plataforma a talud. La restante litofaciesrepresenta un ambiente somero de mayor energía, intertidal bajo a supratidal, que se intercala con depósitos pelíticos demenor energía depositacional.

La sucesión presenta algunos niveles fosilíferos, enlos cuales se identificaron formas de trilobites tales comoOlenoides sp., Antagmus sp., Athabaskiella sp.,

Zacanthoides sp., Pthichagnostus praecurrens, Kootenia

sp., además de Hyolites sp., braquiópodos inarticulados yespículas de esponjas (Benedetto et al., 1986; Cabaleri,1989). De acuerdo a Benedetto et al. (1986) la fauna detrilobites pertenecería a las zonas de Glossopleura yGlossopleura-Kootenia, las cuales son características delCámbrico inferior-Cámbrico medio bajo.

2.B.1.2. Cámbrico superior

Formación San Roque (Baldis et al., 1981) (21)

Calizas, dolomías y cherts

Se halla expuesta en una faja meridiana queconstituye el borde oriental del cerro Viejo de San Roque.Bordonaro (1990) citó la presencia de la unidad en la sierrade Potrerillos (La Batea) y en los cerros La Silla, El Fuertey Cumillango. La unidad no fue mapeada en estos sectores, porque no se conocen elementos paleontológicos quecertifiquen su edad, aunque no se descarta la presencia decalizas cámbricas sobre el borde oriental de estos cordones.

La Formación San Roque está cubierta enconcordancia por la Formación San Juan, con la que


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observa un pasaje gradual y transicional. Está constituída por calizas con intercalaciones de dolomías, que enconjunto conforman una asociación ciclotemática particularmente bien desarrollada en los niveles basales.Baldis et al. (1981) y Pereyra (1986) describieron tresmiembros que, enumerados en orden descendente de edadson: Refugio, Los Diaguitas y Agua Negra.

De acuerdo con la interpretación de Bordonaro(1990) estos depósitos representan facies de plataformatidal externa, parcialmente restringida y desarrollada en unambiente hipersalino.

En el conjunto carbonático predominan lasestructuras algales estromatolíticas del tipo “Stratífera” enla base y trombolíticas hacia el techo. Sobre la base de la presencia de estas formas algales, Bordonaro (1990) ubicó ala Formación San Roque en el Cámbrico Superior.

2.B.1.3.-Ordovícico inferior (Tremadociano-Llanvirnianoinferior)

Formación San Juan (Kobayashi, 1937) (22)

Calizas, dolomías, lutitas negras y margas

Los afloramientos de la Formación San Juan seencuentran distribuídos en varios cordones que sedesarrollan en la mitad occidental de la Hoja, desde el borde norte hasta el sur, trascendiendo ampliamente suslímites. El cordón más oriental está formado por elanticlinal del Cerro Viejo de Huaco (también conocidocomo Anticlinal de Agua Hedionda) y por los cerros LaSilla, Cumillango y La Chilca. Por el oeste le siguen losafloramientos de las sierras de Potrerillo-Perico y de los

cerros Piedra Blanca-Viejo de San Roque. Hacia el surambos cordones se reunen para constituir la sierra deTalacasto. En la región occidental de la Hoja estánexpuestos otros dos cordones de calizas, uno que desde losMogotes Azules se extiende por el Cerro Blanco hacia lasminas de Gualilán, ciénaga de Gualilán y culmina hacia elsur en el Cerro Pachaco, y el otro que abarca el cordón delPeñón hacia el norte y el borde oriental de la sierra de laInvernada hacia el sur. Finalmente, un pequeñoafloramiento se encuentra en el núcleo de la estructuraanticlinal del cerro Morado en la sierra de Mogna.

La Formación San Juan cubre en concordancia a laFormación San Roque y está cubierta en igual relación porlas formaciones Gualcamayo y Los Azules. En aquellossectores donde está cubierta directamente por la FormaciónLa Chilca (Silúrico inferior), esta se asienta en suavediscordancia angular.

La unidad está constituída por dos secciones: unainferior de calizas y dolomías grises, compactas, y unasuperior de calizas negras y lutitas de igual color.

La sección inferior está formada por facies decalizas macizas o con estratificación gruesa, que fueronasociadas a un ambiente de plataforma marina de gran

estabilidad, poco profunda y de baja energía, en una zonaintertidal a subtidal. La superior está constituída por faciesde calizas fosilíferas con estratificación fina y en ocasionescon intercalaciones pelíticas, que se habrían depositado enun ambiente de plataforma calcárea restringida, en unazona subtidal alta a supratidal.

El tramo superior de la secuencia ofrece unaabundante fauna, no sólo por la cantidad de ejemplares sinotambién por la diversidad de taxones, los cuales fueronampliamente estudiados por diversos autores. Aceñolaza etal. (1977) determinaron varios géneros y especies denautiloideos entre los que se encuentran Aclandonosceras,

Robsonoseras, Barnasoceras steltzneri y Curtoceras

kayseri. Hüniken (1971) citó un conjunto de conodontesentre los que se encuentran los géneros Oistodus,Scandodus y Periodons y posteriormente (Hüniken, 1985)identificaron géneros pertenecientes a la zona de

Eoplacognathus pseudoplanus. Gamboa (1986) destacó la presencia de Maclurites sarmientoi, Curtoceras kayseri, Endoseras sp., Proetiella tellechai, Illaenus, entre otros,

correspondientes a la zona de Proetiella tellechai(Harrington y Leanza, 1957).En general se acepta una edad Llanvirniana

inferior para los niveles cuspidales de la Formación SanJuan, mientras que el resto sería de edad Arenigiana. Deacuerdo con Beresi (1990) los niveles basales podríanextenderse hasta el Tremadociano.

2.B.1.4.- Ordovícico inferior-medio (Arenigiano-Llanvirniano)

Formación Gualcamayo (Furque, 1956) (23)

Lutitas negras y areniscas finas

Los afloramientos se encuentran restringidos a una pequeña y estrecha faja que se extiende desde el noroestedel cerro Viejo de Huaco y continua poco hacia el nortefuera del límite septentrional de la Hoja.

Está compuesta por delgados bancos tabulares delutitas negras y mudstones, que llevan intercalaciones dealgunos niveles de areniscas finas. Suprayace enconcordancia a la Formación San Juan con la que guardaun contacto transicional y está cubierta en discordanciaangular por los depósitos carboníferos de la FormaciónVolcán. En parte podría ser temporalmente equivalente a laFormación Los Azules.

Astini (1994) propuso una división en tresmiembros que se corresponden con siete facies (G1-G7),agrupadas en tres secuencias de facies. Sobre esta base elautor reconoció la evolución vertical y lateral del paleoambiente de la Formación Gualcamayo. El MiembroInferior, constituído por ciclos rítmicos de margas y pelitas,fue interpretado como un conjunto transgresivo depositadosobre una rampa calcárea distal, el Intermedio, formado porun monótono paquete de pelitas negras, depositado en una


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cuenca restringida y anóxica y el Superior, constituído por pelitas negras alternantes con cuerpos de areniscas yconglomerados, fueron depositados en una zona marina profunda cercana a zonas de grandes escarpas subácueas.

Los bancos de lutitas negras presentan grandesacumulaciones de graptolites. Los primeros hallazgos enesta región fueron formas de Amplexograptus confertus var

guandacolensis, Trigonograptus ensiformis y Didymograptus aff leptograptoides a los que Furque (1963)asignó al intervalo Arenigiano superior-Llanvirnianosuperior. Posteriormente Benedetto et al. (1991) hallaronuna graptofauna compuesta por Zygograptus sp., Isograptusvictoriae cf I.v. divergens, Paraglossograptus tentaculatus,

Paraglossograptus tricornis, los cuales pertenecen a laZona de Paraglossograptus tentaculatus. En base a la presencia de esta fauna asignaron a la FormaciónGualcamayo una edad llanvirniana.

2.B.1.5.- Ordovícico medio-superior (Llanvirniano-Caradociano)

a.- Formación Los Azules (Harrington, 1957; emend.Cuerda y Furque, 1975) (24)

Lutitas negras, areniscas y limolitas

Constituye asomos pequeños que se disponen enestrechas fajas meridianas sobre las calizas de la FormaciónSan Juan. Los más importantes se encuentran al sudoestedel anticlinal de Agua Hedionda, en Las Aguaditas alsudoeste de Jáchal, en el del cerro La Chilca, en el extremonorte de la sierra de Talacasto y en el faldeo occidental dela sierra de Perico.

Los depósitos de esta unidad cubren enconcordancia a la Formación San Juan y están cubiertos endiscordancia angular por las formaciones La Chilca y LosEspejos del Silúrico o, cuando éstas no están presentes, porla Formación Volcán del Carbonífero.

Astini (1994) realizó un detallado análisis paleoambiental y reconoció dentro de la Formación LosAzules dos grupos de facies. Uno de ellos corresponde a losafloramientos del sector oriental, integrados por areniscasfinas y areniscas cuarcíticas en la base, que hacia el techoalternan con bancos lutíticos y que corresponderían a unambiente marino de moderada a alta energía y poca profundidad,. El segundo grupo de facies, presente en losafloramientos occidentales, está caracterizado por la presencia de calizas negras con intercalaciones de lutitas, sehabría depositado sobre una plataforma inundada por unascenso relativo del nivel de un mar epicontinentalrestringido, con depocentros subsidentes y umbralessomeros.

La formación tiene una nutrida graptofauna que hasido objeto de numerosos estudios. Harrington (1957) citóen los niveles inferiores la presencia de Paraglossograptusetheridgei, Glyptograptus austrodentatus, Isograptus

caducei y Dichograptus sp. que asignó a las zonas deGlyptograptus teretiusculus e Isograptus gibberulus. Estafauna corresponde en parte a la misma que integra laFormación Gualcamayo, de edad llanvirniana inferior. Enel nivel superior Harrington (1957) determinó las especies

Nemagraptus gracilis y Pterfieldia jachalensis. Tambiénfueron citadas formas de Thelephina (Baldis y Blasco,1974); Climacograptus sp., Dicranograptus nicholsoni ytecas de Lepotográptidos (Hugo et al., 1977). A la zona de

Dicranograptus nicholsoni se le asigna una edadcaradociana inferior alta. Blasco y Ramos (1976)mencionaron formas de Dicellograptus divaricatus

salopiensis, Leptograptus flaccidus marcer y

Climacograptus sp., los que corresponderían a la Zona de Dicellograptus divaricatus salopiensis de edad caradocianasuperior. En base a lo expuesto, la edad de la unidad estaríacomprendida en el lapso Llanvirniano-Caradociano.

b.- Formación Sierra de la Invernada (Furque 1983;emend. Furque y Caballé, 1985) (25)

Wackes, lutitas y conglomerados

Esta unidad está expuesta en la mayor parte de lasierra homónima, pero únicamente un pequeño sector de suvertiente oriental se localiza dentro del ámbito de la Hoja.Es parcialmente equivalente a la Formación Yerba Loca.

Está caracterizada por una secuencia turbidítica ala que se asocian filones capa y muy escasa coladas basálticas. En sus niveles inferiores predominan areniscascuarcíticas y wackes compactos, mientras que en el sectormedio lo hacen pelitas verdes satinadas. En el terciosuperior dominan las facies más típicas de la unidad, que

están caracterizadas por una alternancia de wackes y lutitas. No son raras las intercalaciones de bancos deconglomerados constituídos predominantemente porrodados de calizas similares a los de la Formación SanJuan.

La sucesión se observa afectada por unmetamorfismo regional de grado muy bajo y que, por lotanto, no obliteró sus rasgos deposicionales originales. Lasmanifestaciones basálticas se interponen principalmente enlos niveles medios y superiores.

La sucesión sedimentaria de la Formación Sierrade la Invernada es característica de depósitos turbidíticos,los que corresponden a un ambiente de abanicossubmarinos desarrollados en ambiente de talud y llanuraabisal proximal.

En la Sierra de la Invernada, aunque fuera de laregión estudiada, fue hallada una importante faunagraptolítica (Furque y Caballé, 1990; Furque et al. 1990)constituída principalmente por Hallograptus aff. H.mucronatus, Dicranograptus ramosus, Climacograptusinvernadensis, entre otros. De acuerdo con dicha fauna,estos autores interpretaron que la edad de la Formación


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Sierra de La Invernada estaría comprendida entre elLlandeiliano tardío y el Caradociano.

c.- Formación Yerba Loca (Furque, 1963) (26)

Wackes, lutitas, areniscas feldespáticas,

conglomerados y sabulitas

Esta unidad se halla expuesta en la regiónnoroccidental, donde constituye las mayores elevaciones dela Hoja, alcanzando en el Cerro Alumbre alturas cercanas alos 3.500 metros.

Está constituída por lutitas sericíticas, wackes,lutitas arcillosas y arenosas con intercalaciones de bancosde conglomerados. Al igual que lo señalado en laFormación Sierra de la Invernada, la secuencia se encuentraafectada por metamorfismo de muy bajo grado y porintercalaciones de cuerpos de composición básica. Cabeseñalar que esta unidad fue reanalizada por Furque yCaballé (1990) al realizar la descripción de la sierra de la

Invernada. Furque et al. (1990) describieron el GrupoVallecito, integrado por las formaciones Corralito, Sierra dela Invernada y Cántaro de Oro, de las cuales solo laintermedia aflora escasamente en la zona en cuestión. Sinembargo, la mayor parte de los afl ramientos de depósitosordovícicos silicoclásticos que corresponden a esta Hoja, nofueron estudiados con el suficiente detalle que permitieracorroborar la continuidad de las tres unidades señaladashacia el norte. Por tal motivo, se ha preferido preservar enel presente trabajo, la denominación origianl de Furque(1963).

Pereyra (1988) reconoció las siguientes cincofacies en la sierra Alto de Mayo:

1.- Facies de areniscas pardas y verdes.2.- Facies de areniscas verdes.3.- Facies de lutitas verdes filíticas.4.- Facies de lodolitas calcáreas.5.- Facies de diques y filones capa.

Las primeras tres facies fueron interpretadas poreste autor como depósitos de corrientes de turbidez dediferente densidad, mientras que la facies de lodolitascalcáreas, representaría depósitos hemipelágicos distales.En general y como fuera establecido al tratar la FormaciónSierra de la Invernada, estas turbiditas corresponderían aabanicos submarinos desarrollados en ambiente de talud.Las facies más finas desarrolladas con mayor predominiohacia el oeste, en la sierra del Tigre, representarían unambiente de fondo oceánico, asociado a abundantesmanifestaciones magmáticas básicas vinculadas a unadorsal oceánica.

Durante mucho tiempo estas sedimentitas fueronconsideradas como proterozoicas, debido a sumetamorfismo, hasta que Volkheimer (1962) descubrióejemplares de Climacograptus sp. y más tarde Blasco yRamos (1976) hallaron Nemagraptus gracilis yerbensis,Corynoides tricornis turnesi, Glyptograptus sp.,

Dicellograptus divaricatus var salopiensis, Protoniscus

cuyanensis y restos de un euriptérido. Esta fauna fueubicada en la Zona de Nemagraptus gracilis , lo que llevó aasignar a la Formación Yerba Loca una edad caradociana.Astini (1988), señaló la presencia de restos de unagraptofauna hallada en los niveles basales de la unidad a laque asignó una edad eollanvirniana. Considerando que laFormación Sierra de la Invernada es parcialmenteequivalente a la Formación Yerba Loca y las referenciasrealizadas sobre su edad, esta última se desarrollaría desdeel Llanvirniano hasta el Caradociano inclusive.

d.- Cuerpos Igneos Básicos (27)

Basaltos, pillow lavas, diabasas y gabros

Como ya fuera expresado antes, estos cuerposígneos de naturaleza básica se hallan intercalados dentro delas formaciones Sierra de La Invernada y Yerba Loca. Lamayoría son filones capa de color negro a castaño oscuro o

verdes, en general de pasta muy fina, afíricos o porfíricos.También se han identificado, aunque son menos abundantesque los filones capa, diques y efusiones basálticas de pillowlavas.

El espesor de los filones capa varía entre 0,50-0,60m a 50-60 m. Están intruídos siguiendo el rumbo meridianode la estructura regional. El efecto térmico de la intrusión(metamorfismo de contacto) transformó localmente a lasrocas en pequeñas bandas de hornfels de escasos metros.

Son rocas de composición básica, pero sus texturasson diferentes de acuerdo al tipo de emplazamiento quetuvieron los cuerpos. De esta forma se corresponden convariedades basálticas (intergranular a intersertal), gábricas

(microgranosa) o diabásicas (ofítica a subofítica y seriada).La mineralogía está formada por plagioclasas

básicas (labradorita), clinopiroxenos (augita titanífera) yescasos ortopiroxenos (diópsido-hipersteno). Los accesoriosmás comunes son apatita, ilmenita y magnetita, junto a muyescasa pirita y calcopirita. Los minerales se encuentran engeneral fuertemente alterados. Las plagioclasas presentan bordes albíticos o parches de clorita y epidoto (pistacita-clinozoicita). Los mafitos en general tienen pasajes aclorita, serpentina, epidoto y otros filosilicatos (antigorita- biotita). Estas características definen una acentuadaespilitización y sausuritización de las rocas, acorde con sucarácter submarino.

El único control estratigráfico que presentan es suintercalación en las sedimentitas llanvirniano-caradocianasde las formaciones Sierra de La Invernada y Yerba Loca.Debido a la presencia de algunas coladas de pillow lavas, seconsidera que su edad es similar a ligeramente posterior ala de dichas sedimentitas.

2.B.1.6.- Ordovícico superior-Silúrico superior

Grupo Tucunuco (Cuerda, 1969)


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2.B.1.6.1- Ordovícico superior-Silúrico inferior(Ashgilliano superior-Llandoveriano)

Formación La Chilca (Cuerda, 1966) (28)

Areniscas y lutitas

Se encuentra depositada en discordancia sobre lascalizas de la Formación San Juan, salvo en sus faciesoccidentales, donde se desarrolla sobre una superficie biselada en la Formación Los Azules, como en el caso delos Mogotes Azules y Los Molles. Hacia arriba estáncubiertas en corcordancia por la Formación Los Espejos, ala cual pasa en un contacto gradual y transicional.

Es característica, en la base, la presencia de unconglomerado oligomíctico constituído por clastos de cherty cuarzo con mátrix arenosa y con una marcada madureztextural. Luego le sigue, en general, una sucesióngranodecreciente integrada por ortocuarcitas, cuarcitas

calcáreas, arcilitas y limolitas.Astini y Piovano (1992) identificaron lassiguientes facies dentro de la unidad: Facies deortoconglomerado; Facies de fangolitas limo-arenosas;Facies de areniscas finas laminadas; Facies de areniscascuarzosas amalgamadas y Facies de areniscas fangosas bioturbadas. Todas estas facies fueron agrupadas en dossecuencias de facies que de abajo hacia arriba son: de plataforma interna a infralitoral y de plataforma infralitoralen transición a cara de playa. Según la interpretación deAstini y Piovano (1992), los depósitos de la Formación LaChilca corresponden a una plataforma arenosaevolucionada a partir de un primer pulso transgresivo-

regresivo asimétrico, al cual denominaron Ciclo Inferior.El contenido fosilífero de la Formación La Chilca

no es muy abundante, aunque ha permitido establecer laedad de la sucesión con cierta precisión. Cuerda (1985)identificó formas de Climacograptus putillus,Climacograptus aff. C. medius, Climacograptus aff. C.hughesi, Climacograptus cf. C. scalaris scalaris,

Monograptus sp. y Climacograptus cf. C. scalaris scalaris,considerando que esta asociación faunística corresponde alLlandoveriano tardío-Wenlockiano temprano.Posteriormente, Benedetto et al. (1986) reconocieronClimacograptus innotatus cf. C. brasiliensis y restos malconservados de Monograptus atavus, mediante los cualesatribuyeron a la secuencia una edad llandoverianatemprana.

2.B.1.6.2. Silúrico medio-superior (Wenlockiano-Pridoliano)

Formación Los Espejos (Cuerda 1966) (29)

Areniscas finas, lutitas, limolitas, coquinas y

calizas coquinoides

Se sobrepone concordantemente a la Formación LaChilca a la que acompaña en todos los afloramientos de laHoja, aunque su mayor distribución y espesores seencuentran al oeste de Jáchal. Hacia el sur de este sector, aldisminuir sus espesores, los asomos se convierten endelgadas fajas de rumbo meridiano que se extienden hastael río San Juan.

La sucesión sedimentaria está constituída porlimolitas, lutitas y areniscas verde claro a pardo verdosas,además de calizas arenosas y numerosos bancos decoquinas. Hacia el techo, la unidad pasa en formaconcordante y transicional a la Formación Talacasto delDevónico.

Astini y Piovano (1992) reconocieron lassiguientes facies dentro de la unidad: Facies de pelitas

laminadas; Facies de pelitas bioturbadas; Facies deareniscas delgadas laminadas; Facies de tempestitas yFacies con estratificación lenticular y ondulada. Estosm

hoja jachal preliminar

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