ARTÍCULOS
La secuencia neopaleozoica de la Quebrada de Agua de Jagúel (precordillera de Mendoza): edad y redefinicion estratigráfica
Carlos O. Limarino1, John L. Isbell2, Patricia L. Ciccioli1 y Arturo C. Taboada3
1Departamento de Geología de la Universidad de Buenos Aires-IGEBA (CONICET), Buenos Aires. E-mail: limar@gl.fcen.uba.ar
2Department of Geosciences, University of Wisconsin, Milwaukee, USA.
3Laboratorio de Investigaciones en Evolución y Biodiversidad (LIEB), Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de la Patagonia San Juan
Bosco, Sede Esquel - CONICET. E-mail: ataboada@unpata.edu.ar
RESUMEN
Se propone la denominación de Formación Cordón de Jagüel para la sucesión pérmica de areniscas, pelitas y escasos conglomerados que forman la ladera occidental del Cordón de Agua de Jagüel en la Precordillera de Mendoza. Estas rocas descansan en discordancia sobre metasedimentitas de la Formación Villavicencio y son separadas por falla de areniscas, pelitas y diamictitas pertenecientes a la Formación Agua de Jagüel (Pennsylvaniano). En la Formación Cordón de Jagüel se han identificado seis asociaciones de facies sedimentarias. La asociación 1 está integrada mayormente por conglomerados polimícticos y areniscas gruesas de origen fluvial. El inicio de un ascenso relativo del nivel del mar aparece registrado en la asociación de facies 2, formada por areniscas y pelitas carbonosas depositadas en ambientes transicionales, probablemente estuarinos. La asociación de facies 3, compuesta por areniscas finas, indica el pasaje a un ambiente marino costero, mientras que la asociación de facies 4 incluye areniscas con paquetes de estratificación entrecruzada de gran escala y probablemente corresponde a ambientes subtidales con importante crecimiento de barras de arena de gran porte. Una progresiva somerización llevó a la depositación de pelitas carbonosas, areniscas finas e intercalaciones de margas (asociación de facies 5) en ambientes restringidos (albuferas). Finalmente, la asociación de facies 6 (pelitas laminadas y areniscas finas) indica un nuevo evento transgresivo. Restos de invertebrados marinos pertenecientes a la Biozona de Costatumulus y de palinofloras conteniendo Lueckisporites virkkiae Potonié y Klaus sugieren una edad pérmica temprana, probablemente cisuraliana tardía para la unidad.
Palabras clave: Pérmico temprano; Formación Cordón de Jagüel; Precordillera; Gondwana.
ABSTRACT
The neopaleozoic sequence of the Agua de Jagüel Creek (Precordillera de Mendoza): age and stratigraphic redefinition. The name of the Cordón de Jagüel Formation is proposed for Permian sandstones, mudstones and scarce conglomerates that form the western slope of the Cordón de Agua de Jagüel range in the Precordillera (Mendoza Province). These rocks unconformably overlie low-grade metamorphic rocks belonging to the Villavicencio Formation and are separated by a fault from sandstones, mudstones and diamictites of the Agua de Jagüel Formation (Pennsylvanian). Six facies association have been recognized in the Cordón de Jagüel Formation. The association 1 is composed of conglomerates and coarse-grained sandstones deposited in fluvial environment. The onset of a sea-level rise is recorded in the facies association 2, which is formed by sandstones and carbonaceous mudstones sedimented in transitional environments (estuarine?). Facies association 3 is made up by fine-grained sandstones indicating the transition to coastal marine settings while facies association 4, formed by large-scale cross-bedded sandstones, was very probably deposited in subtidal coastal environments. A progressive shallowing appears in the carbonaceous mudstones, fine-grained sandstones and marls forming the facies association 5 deposited in a transitional environment (lagoons). Finally, facies association 6 (shales and fine-grained sandstones) indicates a new sea level rise. Remains of the marine invertebrates belonging to the Costatumulus Biozone and palynofloras containing Lueckisporites virkkiae Potonié and Klaus suggest an early Permian age, probably late Cisuralian, for the unit.litic layer. Proximal non-amalgamated storm deposits are represented by thick sandy beds with hummocky cross stratification, bioclastic accumulations and ripples at the top intercalated with thin shaly levels. Distal storm deposits are thinly laminated o massive silty to sandy beds intercalated in shaly intervals.
Keywords: Early Permian; Cordón de Jagüel Formation; Precordillera; Gondwana.
INTRODUCCIÓN
El nombre Formación Agua de Jagüel fue propuesto por Amos y Rolleri (1965), siguiendo la denominación de Formación Jagüel sugerida inicialmente por Harrington (1954, publicado en 1971), para incluir a un "grupo de areniscas, lutitas y conglomerados" que forman la mayor parte de la ladera occidental del Cordón del Agua de Jagüel. La secuencia allí aflorante presenta conspicuas intercalaciones de diamictitas y muestra sus mejores exposiciones a lo largo de la quebrada de Agua de Jagüel, unos 4 kilómetros al norte de Paramillos de Uspallata en la Precordillera de Mendoza (Fig. 1). Un segundo grupo de afloramientos, muy tectonizados y de menor desarrollo areal, se presenta en el área de La Cantera al sureste de Paramillos (Fig. 2).
Figura 1: ubicación y geología del área estudiada, en a) se muestra la geología de la región según los esquemas
tradicionales y en b) la nueva propuesta presentada en este trabajo.
Figura 2: desarrollo regional de la falla que separa a las formaciones Agua de Jagüel y Cordón de Jagüel. Obsérvese
como la estructura separa a la región en dos bloques, el oriental predominantemente formado por sedimentitas
triásicas y terciarias y el occidental con amplio desarrollo de unidades paleozoicas.
La ubicación estratigráfica y correlación
regional de esta sucesión ha sido motivo de
controversias desde mediados del siglo pasado,
incluyendo diferentes opiniones sobre su
edad, relaciones estratigráficas y presencia de
discontinuidades a lo largo de la sección.
En lo que corresponde a la edad de la Formación
Agua de Jagüel, su antigüedad fue
mayormente establecida por el hallazgo de
niveles de invertebrados marinos en diferentes
posiciones estratigráficas. El estudio
de estas asociaciones llevó a opiniones dispares,
pues mientras algunos las ubicaron
dentro del Pérmico, otros las consideraron
de edad carbonífera superior (Amos y Rolleri
1965, Sabattini y Noirat 1969, González
1982, Taboada 1987, 2006, 2010, Lech
1990, 2002, 2011, Cisterna et al. 2011). La
diferente interpretación sobre la antigüedad
de la unidad no es menor pues, como
se verá enseguida, modifica el esquema sobre
la edad y número de episodios glaciales
en las cuencas del margen occidental del
Gondwana.
Un segundo punto de análisis ha sido la
relación de base y techo de la Formación
Agua de Jagüel. Si bien muchos autores,
principalmente basados en observaciones
realizadas en el sector sur de la sierra, han
considerado a la base como cubierta por
acarreo cuaternario (por ejemplo véase López
Gamundí 1984; Henry et al. 2010),
Taboada (1987) consideró que la base de
la unidad descansa en relación discordante
sobre las metamorfitas de la Formación
Villavicencio. Este punto es relevante, pues
como se verá en el trabajo, tiene directas
implicancias en la evolución tectónica de la
región y en la edad de la secuencia neopaleozoica.
Por otro lado, la relación de techo fue descripta
en forma diferente, en algunos trabajos
se consideró a la parte superior de la
unidad cercenada por falla, mientras que en
otros se propuso un contacto discordante
con las volcanitas del Grupo Choiyoi (Permo-
Triásico). Recientemente, Koukharsky et al. (2009) describieron una sección volcaniclástica
en el techo de la Formación
Agua de Jagüel, la que no había sido considerada
previamente.
Un importante punto, que no ha sido hasta
el presente analizado en detalle, es la presencia
de discontinuidades a lo largo del
perfil de la quebrada de Agua de Jagüel. Si
bien la presencia de plegamientos a lo largo
de la secuencia fue mencionada desde
los trabajos iniciales, no fue sino hasta las
contribuciones de Ciccioli et al. (2008) y
Pérez Loinaze et al. (2010) que se reconoce
la presencia de una importante falla inversa
dentro de la secuencia neopaleozoica.
Finalmente, un aspecto relevante de la Formación
Agua de Jagüel es la presencia de
diamictitas glaciales próximas a la base de la
unidad. Estas rocas han sido estudiadas en
varios trabajos, los que han propuesto un
origen glacimarino para el intervalo (López
Gamundí 1984, 1987, Henry et al. 2010).
Es importante destacar que si se asume una
edad pérmica para la secuencia, la presencia
de diamictitas glacimarinas indicaría
un episodio glacial en el Pérmico inferior
tal cual fue sugerido por (González y Díaz
Saravia 2010). Por el contrario, si la antigüedad
de la Formación Agua de Jagüel es
carbonífera tardía, el evento glacial pérmico
quedaría sin sustento para la Precordillera y
las Sierras Pampeanas.
En este trabajo se presenta un estudio estratigráfico
de la secuencia neopaleozoica
aflorante en la quebrada de Agua de Jagüel, efectuándose una revisión de la edad y ubicación
de los niveles fosilíferos, el análisis
de las discontinuidades estructurales observadas
en la sucesión, sus paleoambientes
depositacionales y un modelo de correlación
regional. Como se verá, el presente
estudio permite además definir un nuevo
esquema litoestratigráfico para el área.
ESTRATIGRAFÍA Y ESTRUCTURA DE LA REGIÓN
La quebrada de Agua de Jagüel es una de
las localidades clásicas de la Precordillera de
Mendoza para el Paleozoico superior. Un
mapa de la región es mostrado en la figura
1, como allí puede verse las rocas más antiguas
corresponden a las metamorfitas de
bajo grado del Paleozoico inferior incluidas
en la Formación Villavicencio (Harrington
1941). Sobre esta unidad se dispone una
conspicua sección conglomerádica (hasta
50 metros de espesor) integrada en su
mayor parte por clastos de metamorfitas
y cuarzo, muy probablemente derivados
de la unidad infrayacente. Taboada (1987)
incluyó a estos conglomerados, y la secuencia
de areniscas y pelitas sobrepuestas, en la
Formación Agua de Jagüel, identificándola
como "sección inferior" de la unidad. En
esta interpretación el intervalo de diamictitas
glaciales y pelitas con dropstones fue
considerado un nivel estratigráfico más alto
y referido como "sección intermedia" de la
Formación Agua de Jagüel.
Taboada (1987) dio a conocer el hallazgo de
restos de invertebrados correspondientes a
la fauna de Cancrinella en la secuencia areno-
pelítica que sobreyace al conglomerado
(sección inferior en el sentido de Taboada
1987), a unos 120 metros de la base. Con
posterioridad la asociación de invertebrados
fue reubicada en la Zona de Tivertonia
jachalensis-Streptorhynchus inaequiornatus por Lech (2002) y años más tarde Taboada
(1998, 2006) la incluyó en la Zona de Costatumulus,
de edad cisuraliana. Teniendo
en cuenta la presencia del conjunto hasta
aquí mencionado, la Formación Agua de
Jagüel fue referida por Taboada (2006) al
Pérmico temprano.
Pérez Loinaze et al. (2010) dieron a conocer
el hallazgo de asociaciones palinológicoas
de edad pérmica temprana, confirmando
de esta manera la edad sugerida previamente
por Taboada (1987). En particular, los
niveles con restos palinológicos provienen
de estratos equivalentes a aquellos donde
Taboada (1987) encontrara los restos de
invertebrados arriba señalados.
Una consecuencia directa de la información
hasta aquí brindada es que la Formación
Agua de Jagüel, incluyendo los niveles
de diamictitas glaciales, sería de edad pérmica
temprana. Esta interpretación era, sin
embargo, discordante con tres importantes
evidencias: 1. El hallazgo de invertebrados
marinos referidos por Lech (2002) al Carbonífero
superior en niveles sobrepuestos
a las diamictitas glaciales, 2. Una datación
radimétrica de 307,2±5,2 Ma (Carbonífero
superior) reportada por Lech (2002) de una
intercalación volcánica en la parte media de
la unidad y 3. Los esquemas de correlación
regional que vinculaban al intervalo glacial
de la Formación Agua de Jagüel con otras
diamictitas glaciales datadas en el Carbonífero
superior (López Gamundí et al. 1992,
López Gamundí 1997, López Gamundí y
Martínez, 2000, Limarino y Spalletti 2006,
Henry et. al. 2008, 2010).
Un punto crítico para la resolución de las
contradicciones arriba señaladas surge del
relevamiento de la región, con especial énfasis
en las estructuras geológicas presentes.
La figura 1a muestra el mapa de la región
con las ideas previas a este trabajo sobre la
estratigrafía de la Formación Agua de Jagüel
y en la 1b los resultados obtenidos en
la presente contribución.
Como allí puede verse existe una importante
complicación estructural que afecta a la
secuencia neopaleozoica que conforman la
serranía conocida con el nombre de Cordón
de Agua de Jagüel. En efecto, lo que
fue considerado anteriormente la sección
basal de la Formación Agua de Jagüel se encuentra
separada por una importante falla
inversa del resto de la unidad, esta falla ascendió
tectónicamente el bloque occidental,
compuesto por las diamictitas glaciales
en su base, por sobre la secuencia arenosaconglomerádica
datada paleontológicamente
en el Pérmico y para la que aquí se
propone la denominación de Formación
Cordón de Jagüel.
El significado regional de la falla en cuestión
no es menor, en la figura 2 se muestra
un bosquejo estructural para la región en el
que sólo se han representado las estructuras
geológicas más importantes. Como muestra
la figura 2, la falla 1 y su continuación
austral representa una importante estructura
geológica que divide a la región en dos
bloques mayores. El bloque oriental se encuentra
casi exclusivamente formado por
sedimentitas y volcanitas triásicas junto a
volcanitas y cuerpos hipabisales terciarios.
Por el contrario, en el bloque occidental
existe una importante representación de
unidades paleozoicas incluyendo a la Formación
Villavicencio y a la totalidad de la
secuencia neopaleozoica aflorante a lo largo
de la quebrada de Agua de Jagüel. Más al
sur aún, la estructura en cuestión separa las
sedimentitas carboníferas del cerro La Cantera
de rocas volcánicas y volcaniclásticas
correspondientes al Grupo Choiyoi (Fig. 2).
Específicamente en la quebrada de Agua de
Jagüel, la falla 3 (Fig. 2) permite entender
porque las faunas recolectadas sobre las diamictitas
glaciales (al oeste de la falla) y la datación
radimétrica eran consistentes en sugerir
una edad Carbonífera tardía, mientras
que los niveles fosilíferos registrados cerca
de la desembocadura de la quebrada (al este
de la falla) correspondían al Pérmico.
En síntesis, la secuencia neopaleozoica presente
en la quebrada de Agua de Jagüel no
es continua, como fuera anteriormente asumido,
y en realidad corresponde a dos conjuntos
estratigráficos separados tectónicamente.
Nosotros proponemos conservar el
nombre de Formación Agua de Jagüel para
la secuencia expuesta al oeste de la falla,
respetando de esta forma el uso tradicional
del toponímico (Harrington 1954, 1971,
Amos y Rolleri 1965, López Gamundí
1984, Ciccioli et al., 2008). Para los afloramientos
ubicados al este de la falla, que claramente
difieren en edad, se propone aquí
la denominación de Formación Cordón de
Jagüel en alusión a su disposición formando
la ladera occidental del mencionado cordón
montañoso.
FORMACIÓN CORDÓN DE JAGüEL
Se propone esta denominación para el conjunto de areniscas, pelitas y muy escasos conglomerados de color gris verdoso obscuro que forman la ladera occidental del Cordón de Agua de Jagüel. Su perfil tipo (Fig. 3) se fija en el extremo sur del citado cordón entre los puntos GPS 32º26'33,2''- 69º13'50,1'' LS (base) y 32º26'23,4''- 69º14'14,5'' LO (techo). La secuencia allí aflorante alcanza un espesor mínimo de 225 metros e inclina con ángulos variables entre 20º y 70º al oeste dado a un apretado plegamiento. La base de la formación se dispone en contacto tectónico sobre la Formación Villavicencio a lo largo de la mayor parte del cordón de Jagüel (falla 2 en la Fig. 2), aunque en el extremo austral de esta serranía la falla desaparece y las sedimentitas pérmicas descansan en discordancia angular sobre la Formación Villavicencio (facies normal sensu Harrington 1971). Sobre este contacto se dispone un conglomerado de base de espesores variables entre 1 y 10 metros. El techo de la Formación Cordón de Jagüel se encuentra suprimido por falla, siendo el contacto tectónico con la Formación Agua de Jagüel.
Figura 3: mapa geológico de la quebrada
de Agua de Jagüel, los números
indican niveles estratigráficos
señalados en el texto.
Para una mejor descripción e interpretación de los ambientes depositacionales se ha dividido a la unidad en 6 asociaciones de facies sedimentarias (Fig. 4 y cuadro 1).
Figura 4: perfil estratigráfico de la Formación Cordón de Jagüel.
Cuadro 1: Asociaciones de facies sedimentarias identificadas en la Formación Cordón de Jagüel.
Asociación de facies 1 (de conglomerados
polimícticos y areniscas gruesas)
Esta facies conforma la base de la Formación
Cordón de Jagüel (Fig. 3 punto 1)
rellenando un paleorrelieve irregular sobre
las metamorfitas de la Formación Villavicencio
(Fig. 5a). La potencia máxima observada
fue de 50 metros, aunque el espesor
varía fuertemente de acuerdo al paleorrelieve
preexistente, e incluso llega a desaparecer
en algunos sectores. Los conglomerados
son dominantes en el tercio inferior, pero
disminuyen su participación y la potencia
de los bancos hacia el techo. Se trata de
ortoconglomerados polimícticos, compuestos
mayormente por fragmentos bien
redondeados de rocas metamórficas de bajo
grado y cuarzo lechoso, predominan las variedades
clasto-sostenidas (Fig. 5b) aunque
en algunos casos fueron observados escasos
conglomerados matriz-sostén. La matriz es
invariablemente arenosa, mayormente de
grano gruesa y composición lítico-feldespática.
Los conglomerados se estratifican en
bancos lenticulares de hasta 1 metro de potencia,
generalmente macizos y, en algunos
casos, exhibiendo estratificación entrecruzada
tabular planar en sets de escala decimétrica.
La base de los bancos frecuentemente
es erosiva de moderado relieve.
Figura 5: a) vista regional de las
asociaciones de facies
identificadas en este
trabajo. b) aspecto de los
conglomerados basales de
la Formación Cordón de
Jagüel.
Las areniscas son de color gris claro a gris
verdoso, predominan las de tamaño de
grano grueso y, en ocasiones, suelen presentar
clastos de gravas diseminados irregularmente.
Los estratos son lenticulares
e internamente muestran estratificación
entrecruzada tabular planar, en artesa, estratificación
entrecruzada de bajo ángulo
o conforman capas macizas. Finalmente,
existe una muy baja proporción de areniscas
medianas a finas de color gris verdoso,
mostrando estructura laminada horizontal
u ondulítica de corriente.
Las características descriptas sugieren un
origen fluvial para el conjunto, sobre todo
teniendo en cuenta el dominio de conglomerados
estratificados en bancos lenticulares
con bases erosivas, los que portan
paquetes de estratificación entrecruzada
de mediana escala. La lenticularidad de los
bancos, la ausencia de superficies de migración
lateral y la muy escasa participación
de sedimentos finos de planicie de inundación,
llevan a suponer la existencia de
una red entrelazada de canales fijos con frecuentes
eventos de avulsión y reapertura de
nuevos canales dentro de la planicie aluvial.
Dentro de este contexto, la mayor parte de
los conglomerados y areniscas gruesas con
estratificación entrecruzada corresponderían
a depósitos de barras de canal, mientras
que las areniscas finas y medianas con estratificación horizontal u ondulítica indicaría
la presencia de depósitos de tope de
barras o bien reducidas planicies de inundación
arenosas.
Asociación de facies 2 (de areniscas y pelitas
carbonosas)
Esta facies sedimentaria muestra sus mejores
afloramientos al sur de la huella que
rodea al Cordón de Agua de Jagüel (Fig. 3 punto 2) donde alcanza un espesor de 30
metros, hacia el norte se acuña rápidamente
hasta casi desaparecer a lo largo del Cordón
de Agua de Jagüel. Los afloramientos
de esta unidad se encuentran perturbados
tectónicamente, formando pliegues de pocas
decenas de metros de longitud de onda.
Composicionalmente dominan las areniscas
gris amarillentas, localmente rosadas,
que muestran un incremento en la proporción
de cuarzo y feldespato respecto a fragmentos
líticos cuando se las compara con
las areniscas de la asociación de facies 1.
En las areniscas dominan las de grano grueso
a mediano, localmente gravillosas, estratifican
en bancos lentiformes, de espesor
inferior a 1 metro, con bases ligeramente
erosivas. Estas rocas muestran frecuente
estratificación entrecruzada, tanto en artesa
como tabular planar, éstas últimas muy
esporádicamente presentan laminación ondulítica
ascendente con cortinas de fango
en la parte inferior de las capas frontales.
Las areniscas finas se estratifican en bancos
tabulares, de espesores decimétricos a
centimétricos. Dominan en estas rocas las
capas planas, la estratificación entrecruzada
de bajo ángulo y con menos frecuencia
la laminación ondulítica de corriente con
ocasionales cortinas de fango.
Finalmente, las pelitas son frecuentemente
carbonosas y exhiben abundantes restos de
tallos y hojas en muy deficiente estado de
preservación. Estas rocas se presentan macizas,
menos frecuentemente laminadas, suelen
mostrar niveles de paleosuelos y esporádicamente
intercalan capitas milimétricas
de carbón.
Se interpreta a esta asociación de facies
como formada en un ambiente transicional,
probablemente estuárico, donde depósitos
de barras fluviales (areniscas gruesas y
medianas con estratificación entrecruzada)
muestran evidencias de acción mareal en
sus capas frontales. Además, la presencia de
areniscas finas con estratificación ondulítica
y cortinas de fango, indica depositación
por corrientes tractivas en condiciones de
bajo régimen de flujo que alternaban con
sedimentación desde suspensión o bien por
corrientes de muy baja velocidad. En este
contexto, la forma lenticular a gran escala
de la asociación de facies indicaría la geometría del valle fluvial inundado, el que
como se ha señalado más arriba se acuñaba
hacia el norte.
Asociación de facies 3 (de areniscas finas)
Aproximadamente el 80% de esta asociación
de facies se encuentra compuestas por
areniscas finas y muy finas, de color gris
verdoso, en ocasiones micáceas. Las areniscas
se estratifican en bancos fuertemente
tabulares, internamente exhibiendo laminación
horizontal, laminación ondulítica
de oleaje y corriente y con menos frecuencia
paquetes de estratificación entrecruzada de espesor inferior a 15 cm. Localmente los
bancos muestran ondulitas en el techo.
El resto de la asociación de facies está dominado
por fangolitas gris verdosas, en algunos
casos, micáceas casi invariablemente
laminadas y localmente bioturbadas. A
diferencia de lo observado en la asociación
de facies 2, las pelitas aquí descriptas no
portan restos de plantas y no resultan carbonosas.
El espesor total de la asociación de facies es
de unos 40 metros, verticalmente la relación
pelita/arenisca aumenta hacia el techo
de la unidad, hasta que en el tercio superior
dominan las fangolitas que intercalan delgados
niveles de areniscas finas con laminación
ondulítica y con menos frecuencia
hummocky.
La excluyente participación de sedimentos
de grano fino, el carácter tabular de los
bancos, el dominio de capas laminadas y la
presencia de estratificación ondulítica de
oleaje sugiere un ambiente marino subtidal
en transición al offshore para este intervalo.
Asociación de facies 4 (de areniscas con estratificación
entrecruzada de gran escala)
Aunque la base de esta asociación de facies
muestra proporciones equivalentes de areniscas
finas y pelitas, rápidamente el porcentaje
de areniscas, su tamaño de grano y
el espesor de los bancos aumentan, hasta
ser las areniscas ampliamente dominantes a
partir del tramo medio de la unidad. El espesor
de esta asociación de facies es de unos
30 metros.
Se han diferenciado tres tipos de depósitos
arenosos. Los más abundantes corresponden
a areniscas medianas (hasta gruesas)
que conforman bancos de hasta 4 metros
de espesor, los que en su interior muestran
sets de estratificación entrecruzada tabular
de gran escala. Las capas frontales de los
paquetes entrecruzados pueden presentar
espesores centimétricos y resultan, por lo
general, asintóticas a la base de los sets y, en
algunos casos, muestran óndulas de retrabajo
por acción de oleaje.
Un segundo tipo corresponde a areniscas
finas con frecuente laminación ondulítica.
Estas areniscas se estratifican en bancos tabulares,
con espesores inferiores a 20 cm, y alternan
rítmicamente con capas de fangolitas.
El tercer tipo de arenisca corresponde a areniscas desde gruesas a finas, más frecuentes
en la base de la sección, que muestran
estratificación hummocky o capas planas.
Finalmente, las fangolitas son de color gris
verdoso y aparecen invariablemente laminadas.
Las litologías y estructuras sedimentarias
descriptas fuertemente sugieren un ambiente
marino costero subtidal a intertidal
para esta asociación de facies. En particular,
la presencia de paquetes entrecruzados de
gran escala indicaría el desarrollo de barras
sumergidas o islas barreas hacia el techo de
la sección.
Asociación de facies 5 (de pelitas carbonosas,
areniscas finas e intercalaciones de
margas)
Corresponde a una asociación esencialmente
de grano fino, de 38 metros de espesor,
integrada por pelitas, frecuentemente
carbonosas, areniscas finas y medianas (raramente
gruesas) e intercalaciones lenticulares
de margas.
Las pelitas, gris obscuras hasta negras, son
mayormente masivas, con menor frecuencia
con laminación horizontal, y presentan,
en ocasiones, restos de plantas en muy mal
estado de conservación. Ocasionalmente, se
intercalan niveles tabulares, de hasta 20 cm
de potencia, de carbones arcillosos. Fuera
de la traza del perfil, en dirección norte, el
espesor de las capas carbonosas aumenta
hasta formar secuencias de espesor métrico
de pelitas carbonosas interestratificadas con
bancos de carbón.
Las areniscas finas son de color gris verdoso,
en ocasiones, fangosas, y se presentan
formando capas tabulares macizas, más
raramente con laminación horizontal u
ondulítica tanto ascendente como de oleaje.
Un rasgo característico, de las areniscas
finas y de las pelitas arriba descriptas, es la
presencia de importante bioturbación, en
especial perforante.
Las areniscas gruesas se presentan como
intercalaciones delgadas, hasta 30 cm de
espesor, formando bancos lenticulares de
base plana que pueden alcanzar varias decenas
de metros de continuidad lateral. En
el interior de los bancos es frecuente la presencia
de paquetes de laminación entrecruzada
de espesor centimétrico.
Finalmente, existen varias intercalaciones
de margas y calizas fangosas, estratificadas
en bancos macizos que con frecuencia
muestran abundantes restos de invertebrados
marinos (punto 3 en Fig. 3).
El tamaño de grano fino del depósito, la
presencia de capas de pelitas carbonosas y
carbones, de margas, de abundantes restos
mal conservados de plantas, de invertebrados
marinos y de laminación ondulítica
tanto ascendente como de oleaje, lleva a
interpretar a esta asociación de facies como
depositada en un ambiente marino restringido
de relativamente baja energía. En particular,
su relación vertical con acumulaciones
de barras e islas barreras pertenecientes
a la asociación de facies 4, podría sugerir un
ambiente albuférico de depositación.
Asociación de facies 6 (de pelitas laminadas
y areniscas finas)
Esta asociación de facies muestra contacto
transicional, aunque relativamente rápido,
con la precedentemente descripta. La principal
diferencia es que las pelitas carbonosas
son reemplazadas por gruesos paquetes de
areniscas con abundante laminación ondulítica
de oleaje y corriente, que intercalan
delgados bancos de fangolitas laminadas
carentes de restos de plantas y material
carbonoso. El cambio litológico está también
acompañado por una variación en el
color de la secuencia, ya que la coloración
gris obscura que caracteriza a la asociación
de facies 5 pasa a gris verdoso en la sección
aquí descripta.
Las areniscas, de tamaño de grano fino hasta
mediano, en ocasiones micáceas, forman
bancos tabulares, de unos 20 cm de espesor
promedio, los que internamente están dominados
por estratificación plana, ondulítica
o con menos frecuencia entrecruzada en
sets de pequeña escala. Ocasionalmente ha
sido identificada la presencia de estratificación
entrecruzada hummocky.
Las fangolitas son macizas, más raramente
laminadas y presentan contactos netos con
las capas arenosas y, en ocasiones, portan
restos de invertebrados (punto 4 en Fig. 3).
La relación arenisca/fangolita es variable a
lo largo de la asociación de facies ya que
la sucesión inicialmente arenosa aumenta
progresivamente la proporción de pelitas
hasta que estas últimas son dominantes.
Al menos dos ciclos granodecrecientes de
arenisca-pelita han sido identificados en
esta sección.
Es difícil determinar el espesor correcto de
esta asociación de facies, pues a medida que nos acercamos al plano de falla que la separa
de la Formación Agua de Jagüel se incrementa
la deformación, produciéndose una
zona de plegamiento en forma de sinclinales
y anticlinales repetidos, lo que hace que el
intervalo descripto parezca de mayor espesor
que el real. Se estima una potencia mínima
de 40 metros para la asociación de facies.
En lo que corresponde al ambiente depositacional
es sin duda marino, inicialmente
dominado por facies intertidales que verticalmente
son reemplazadas por subtidales,
transicionales y, finalmente, intervalos de
offshore. Al menos dos ciclos decamétricos
de profundización fueron identificados en
este intervalo.
CONTENIDO FOSILÍFERO Y EDAD DE LA FORMACIÓN CORDÓN DE JAGüEL
El primero en dar a conocer el hallazgo de
invertebrados marinos en esta secuencia fue
Taboada (1987) quien describió una interesante
fauna compuesta por braquiópodos,
bivalvos y gastrópodos. Esta asociación corresponde
al nivel fosilífero 3 de Taboada
(1987) ubicado sobre la margen derecha de
la quebrada de Agua de Jagüel aproximadamente
a los 32º26'30,9'' LS y 69º14'07''
LO (punto 3 en Fig. 3). Nuevas colecciones
efectuadas para este trabajo confirman
la presencia de Costatumulus amosi Taboada
1998 (previamente Cancrinella aff. farleyensis en Taboada 1987; Cancrinella/Costatumulus?
sp. en Lech 1990, 2002) asociado
a Coolkilella keideli Taboada 1998, Tivertonia
leanzai Taboada 2006 (previamente Lissochonetes sp. Lech 1990/ Tivertonia sp.
Lech 2002) y Crurithyris roxoi (Oliveira).
Una segunda localidad fosilífera dentro de
la Formación Cordón de Jagüel fue encontrada
próxima a la falla que separa a esta
unidad de la Formación Agua de Jagüel
(32º26'29,3'' LS-69º14'11,9''LO, Fig. 3 punto 4). Allí fueron también recolectados
restos de Costatumulus amosi en lentes
carbonáticos intercalados en depósitos de
fangolitas y areniscas finas de la asociación
de facies 6.
Los restos de invertebrados colectados en
ambas localidades fosilíferas fueron incluidos
en la Biozona de Costatumulus amosi (Taboada 1998, 2006) que reemplaza a la
Biozona de Cancrinella en el sentido de
Amos y Rolleri (1965). La edad sugerida
para la Biozona de Costatumulus ha sido
cisuraliana, inicialmente referida al Asseliano
(Taboada 1998), luego al Asseliano-
Tastubiano (Taboada 2001a, b, 2006) y finalmente
al Sakmariano tardío-Artinskiano
temprano (Taboada 2010).
Más recientemente, y con el propósito de
confirmar la edad de la sucesión, Pérez
Loinaze et al. (2010) efectuaron un estudio
palinológico de cuatro niveles fértiles
encontrados en niveles equivalentes a los
descriptos por Taboada (1987). Estas asociaciones
mostraron un dominio de polen
teniado junto a granos de polen bisacados,
en menor proporción esporas y excepcionalmente
acritarcas.
Entre las especies de granos de polen presentes
en las asociaciones se destacan: Alisporites sp. cf. A. australiensis de Jersey 1962, Hamiapollenites sp. cf. H. andiraensis Playford
y Dino 2000b, Lueckisporites virkkiae Potonié y Klaus 1954, Lunatisporites sp., Protohaploxypinus sp., Pteruchipollenites
gracilis (Segroves) Foster 1979, Scheuringipollenites sp., Striatopodocarpites sp. cf. S. cancellatus (Balme y Hennelly) Hart 1965, Striatopodocarpites cf. S. pantii (Jansonius)
Balme 1970, Striatopodocarpites sp., Taeniasporites sp., Vittatina sp., junto a algunos
trisacados indeterminables.
Las esporas más representadas corresponden
a Anapiculatisporites parviapiculatus Azcuy 1975, Cristatisporites sp., Granulatisporites
austroamericanus Archangelsky y
Gamerro 1979, Horriditriletes uruguaiensis (Marques Toigo) Archangelsky y Gamerro
1979, Laevigatosporites vulgaris (Ibrahim)
Ibrahim 1933, Leiotriletes sp., Lophotriletes
discordis Gutiérrez y Césari 1989, Punctatisporites sp., Spelaeotriletes sp., Striatosporites sp. cf. S. heyleri (Doubinger) Playford
y Dino 2000a, Vallatisporites sp., Verrucosisporites
insuetus Playford y Dino 2000a, y Verrucosisporites sp.
En lo que respecta a los acritarcas están representados
únicamente por el género Navifusa.
La asociación palinológica descripta fue comparada con aquellas referidas a la Biozona
Lueckisporites/Weylandites del Pérmico
inferior de Argentina (Césari y Gutiérrez
2001), cuya sección de referencia se encuentra
en la Formación Yacimiento Los
Reyunos (unidad inferior del Grupo Chochicó,
provincia de Mendoza). El análisis
de la distribución de los taxones en otras
cuencas gondwánicas permitió sugerir una
edad cisuraliana tardía para la asociación
(Pérez Loinaze et al. 2010).
En síntesis, los restos de invertebrados marinos
y las asociaciones palinológicas son
consistentes en asignar una edad pérmica
temprana tardía (Cisuraliana tardía) para la
Formación Cordón de Jagüel.
EVOLUCIÓN PALEOAMBIENTAL Y ESTRATIGRÁFICA
Una representación esquemática de la evolución paleoambiental y estratigráfica de la Formación Cordón de Jagüel se muestra en la figura 6, en la que además se representa una curva esquemática de la variación relativa del nivel del mar y la ubicación de los niveles fosilíferos. Del análisis de esta figura, resulta que la Formación Cordón de Jagüel puede ser entendida como originada inicialmente por sedimentación en condiciones de mar bajo, a la que sigue el apilamiento de al menos tres secuencias transgresivas-regresivas.
Figura 6: modelo de evolución
paleoambiental y
correlación regional de
la Formación Cordón de
Jagüel.
La mayor parte de la Formación Cordón
de Jagüel fue depositada en ambiente
marino costero, con la salvedad del tramo
inferior (asociación de facies 1) originada
en planicies fluviales entrelazadas
gravo-arenosas. Este tramo basal descansa
directamente sobre las metamorfitas de
la Formación Villavicencio y sugiere la
existencia de un evento de deformación
tectónica antes de la depositación de los
conglomerados basales de la Formación
Cordón de Jagüel (Fig. 6).
Este evento
tectónico, y la posterior fase erosiva por él
generado, produjeron un importante paleorelieve
y muy probablemente la erosión
de espesores significativos de sedimentitas
carboníferas (Formación Agua de Jagüel).
De hecho, la secuencia pérmica aquí descripta
omite en su contacto a la Formación
Agua de Jagüel y se apoya directamente sobre
la Formación Villavicencio, indicando
un importante episodio de erosión regional.
Los sistemas fluviales de grano grueso
que integran la asociación de facies 1
representan el relleno postectónico de las
áreas elevadas en un ambiente enteramente
continental, muy probablemente, bajo
condiciones de nivel del mar bajo (LSST
en Fig. 6).
Un aumento relativo del nivel del mar comenzó
a manifestarse a partir de la base de
la asociación de facies 2, cuando los ambientes
conglomerádicos de alta energía de
la asociación de facies 1 fueron reemplazados
por arenas y pelitas carbonosas sedimentadas
en ambientes transicionales, muy
probablemente estuarinos. La superficie de
inundación que marca la base de la asociación
de facies 2 (Fig. 6), marca el inicio de
un evento transgresivo mayor, en el que los
sedimentos estuarinos fueron reemplazados
rápidamente por secuencias subtidales
y transicionales al offshore que forman la
parte inferior y media de la asociación de
facies 3 (TST1 en Fig. 6). Hacia el techo
de esta asociación de facies, se alcanzaron
las condiciones de máxima profundización
(Fig. 6), correspondientes a un delgado intervalo
de pelitas de offshore.
La asociación de facies 4 está claramente
dominada por sedimentación subtidal
y el crecimiento de barras de arena, muy
probablemente en un contexto de mar
alto (HSST1 en Fig. 6). Estas condiciones
persistieron durante la depositación de
la asociación de facies 5, en la que en un
ambiente marino protegido produjo la sedimentación
de capas de pelitas carbonosas
y margas alojando restos de invertebrados
marinos. Este intervalo, probablemente albuférico,
representa los ambientes más someros
registrados durante el estado de nivel
de mar alto, antes del evento de inundación
que marca la base de la asociación de facies
6 (Fig. 6).
La asociación de facies 6 comienza con areniscas
intertidales que evolucionan verticalmente
a subtidales y finalmente depósitos
de offshore durante el máximo transgresivo
(TST2 en Fig. 6). La evolución vertical de
la secuencia parece indicar que la asociación
de facies 6 registra al menos dos ciclos
transgresivos-regresivos (TST2-HSST2 y
TST3-HSST3, en Fig. 6) en el sentido de
Embry y Johannessen (1992).
CORRELACIÓN REGIONAL
La separación de las sedimentitas carboníferas
(Formación Agua de Jagüel) de las pérmicas
(Formación Cordón de Jagüel) y la
existencia de una relación discordante entre
ambas, no sólo solucionan varios problemas
estratigráficos en el área, sino que permite
efectuar varias consideraciones acerca de su
correlación regional. En primer lugar las
diamictitas glaciales que conforman la base
de la Formación Agua de Jagüel claramente
correlacionan con secuencias diamictiticas
equivalentes en la Cuencas Calingasta-Uspallata
(Formación Hoyada Verde, González
1981, López Gamundí 1987, 1991),
Paganzo (Formación Guandacol, López
Gamundí y Martínez 2000, Pazos 2002,
Marenssi et al. 2005 y Formación Agua
Colorada, Limarino y Gutiérrez 1990) y
San Rafael (Formación El Imperial). Este
intervalo ha sido identificado como sección
6 de la megasecuencia II en el modelo de
correlación estratigráfica propuesto para las
cuencas del oeste argentino por Limarino et
al. (2006) y corresponde al segundo evento
glacial (LPIA 2) identificado por Isbell et al. (2003a, b) en Gondwana. Además dentro
de los modelos de evolución paleoclimática,
estas diamictitas corresponde al estado
paleoclimático 2 (López Gamundí et al. 1992) el cual fue referido al Carbonífero
superior. Recientes dataciones radimétricas
efectuadas en la vecina cuenca de Paganzo
por Gulbranson et al. (2010) sugieren que
el intervalo glacial tuvo su acmé entre el
Viseano y el Serpukhoviano, teniendo en
cuenta edades Pb206/U238 sobre zircones obtenidas
por debajo (335,99 ± 0,06 Ma) y
por encima (318,79 ± 0,1Ma) del intervalo
glacial. Estas edades son consistentes con la
de 307,2 ± 5,2 Ma (Moskoviano-Kasimoviano)
obtenida en la Formación Agua de
Jagüel (en Lech 2002) por sobre el nivel de
transgresión postglacial, varios metros por
encima del intervalo diamictítico.
En lo que respecta a la discordancia que
separa a las formaciones Agua de Jagüel y
Cordón de Jagüel, una relación semejante
ha sido recientemente descripta en la Cordillera
de Castaño entre las formaciones
Agua Negra y San Ignacio por Busquet et
al. (2005) y Césari et al. (2010). La primera
de las unidades citadas es correlativa por su litología y edad de la Formación Agua
de Jagüel (Fig. 6), mientras que la segunda
puede ser correlacionada con la Formación
Cordón de Jagüel teniendo en cuenta su
posición estratigráfica y disposición discordante
sobre la Formación Agua Negra (Fig.
6). Por lo tanto, la discordancia que separa
a las formaciones Agua de Jagüel y Cordón
de Jagüel en la Precordillera y la que establece
el límite entre las formaciones Agua
Negra y San Ignacio en la Cordillera de San
Juan parecen corresponder con la fase Diastrófica
Atacama (Aceñolaza y Toselli 1981,
Fig. 6) la que fuera reconocida en la Puna
Argentina y en la vecina cuenca de Paganzo
(Caselli y Limarino 1993). La edad de esta
fase diastrófica no ha podido aún ser establecida
con precisión, y puede corresponder
al Carbonífero más tardío o al Pérmico
más temprano.
En lo que respecta a la correlación de la
Formación Cordón de Jagüel con las secuencias
enteramente continentales de la
cuenca de Paganzo, la unidad sería temporalmente
equivalente a la parte media a
superior de las formaciones Patquía y De
La Cuesta.
CONCLUSIONES
La información presentada en esta contribución
permite arribar a las siguientes conclusiones:
La secuencia neopaleozoica aflorante en la
quebrada de Agua de Jagüel no conforma
una única unidad litoestratigráfica, sino
que debe ser dividida en dos formaciones
discordantes: Formación Agua de Jagüel y
Formación Cordón de Jagüel.
Se propone mantener el nombre de Formación
Agua de Jagüel para la secuencia
carbonífera integrada por areniscas y pelitas
que en su parte inferior incluye diamictitas
glaciarias. De esta forma se respeta el uso
tradicional del toponímico.
La Formación Cordón de Jagüel es definida
en este trabajo para incluir a un conjunto
de areniscas, pelitas carbonosas y conglomerados
que se apoyan en discordancia sobre
las rocas de la Formación Villavicencio
y se encuentran separadas por falla de la
Formación Agua de Jagüel. El espesor total
de la secuencia es de 225 m y su estratotipo
se fija en el extremo austral del Cordón de
Jagüel entre los 32º26'33,2''- 69º13'50,1''
LS (base) y 32º26'23,4''- 69º14'14,5'' LO
(techo, mediciones GPS).
La edad de la Formación Cordón de Jagüel
es cisuraliana (Pérmico Temprano tardío)
teniendo en cuenta la presencia de invertebrados
marinos pertenecientes a la Biozona
de Costatumulus. Esta edad es confirmada
por la existencia de granos de polen presentes
en la Biozona Lueckisporites/Weylandites del Cisuraliano de Argentina.
Se han reconocido 6 facies sedimentarias
que indican recurrentes cambios en la posición
de la línea de costa. En este sentido,
la asociación de facies 1 fue depositada en
un ambiente enteramente continental, más
específicamente fluvial entrelazado. La asociación
de facies 2 indica un ascenso relativo
del nivel del mar que condujo al desarrollo
de ambientes de sedimentación mixta (probablemente
estuarina). En la asociación de
facies 3 predominan sedimentos costeros
subtidales hasta de offshore proximal. Las
asociaciones de facies 4 y 5, también de
origen marino, representan la progradación
del ambiente costero y el predominio de facies
subtidales, intertidales e incluso albuféricas.
Finalmente, la asociación de facies
6 indican nuevos pulsos transgresivos y el
dominio de facies subtidales y de offshore proximal.
La Formación Cordón de Jagüel puede ser
correlacionada crono y litológicamente con
las formaciones San Ignacio (en la Cordillera
de Castaño) y con la parte media a superior
de las formaciones Patquía y De La
Cuesta en la vecina cuenca Paganzo.
El nuevo esquema estratigráfico planteado
en este trabajo ubica a las diamictitas glaciarias
en la base de la Formación Agua de
Jagüel (Pennsylvaniano), estratigráficamente
por debajo de los conglomerados basales
de la Formación Cordón de Jagüel. Por lo
tanto, no existen evidencias ciertas que permitan
sustentar la existencia de un evento
glacial durante el Cisuraliano en la Precordillera
argentina.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo fue realizado con el apoyo de la Universidad de Buenos Aires (UBACyTGC 01/W321), University of Wisconsin (USA) y la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco. Los autores quieren agradecer los comentarios y valiosas sugerencias de los Dres. E.G. Ottone y S.H. Peralta que permitieron mejorar la versión original del trabajo.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
1. Aceñolaza, F. y Toselli, A. 1981. Geología del Noroeste Argentino. Publicación Especial de la Facultad de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de Tucumán, 212 p., San Miguel del Tucumán.
2. Amos, A.J. y Rolleri, E.O. 1965. El Carbónico marino en el valle de Calingasta-Uspallata (San Juan-Mendoza). Boletín de Informaciones Petroleras 368: 50-71.
3. Archangelsky, S. y Gamerro, J.C. 1979. Palinología del Paleozoico superior en el subsuelo de la Cuenca Chacoparanense, República Argentina. I. Estudio sistemático de los palinomorfos de tres perforaciones de la provincia de Córdoba. Revista Española de Micropaleontología 11: 417-478.
4. Azcuy, C.L. 1975. Miosporas del Namuriano y Westfaliano de la comarca Malanzán-Loma Larga, provincia de La Rioja, Argentina. II. Descripciones sistemáticas y significado estratigráfico de las microfloras. Ameghiniana 12: 113-163.
5. Balme, B.E. 1970. Palynology of Permian and Triassic strata in the Salt Range and Surghar Range, West Pakistan. En B. Kummel y C. Teichert (eds.) Stratigraphic boundary problems: Permian and Triassic of West Pakistan. Department of Geology- University of Kansas, Special Publication 4: 305-453, Kansas.
6. Busquets, P., Colombo, F., Heredia, N., Sole de Porta, N., Rodríguez Fernández, L.R. y Álvarez Marron, J. 2005. Age and tectonostratigraphic significance of the Upper Carboniferous series in the basement of the Andean Frontal Cordillera: Geodynamic implications: Tectonophysics 399: 181-194.
7. Caselli, A. y Limarino, C. 1993. Las relaciones estratigráficas del Grupo Paganzo en los alrededores del Co. Noqués, Sierra de Maz, provincia de La Rioja. 12° Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 49-56, Mendoza.
8. Césari, S.N., Busquets, P., Colombo Piñol, F., Méndez Bedia, I. y Limarino, C.O. 2010. Nurse logs: An ecological strategy in a late Paleozoic forest from the southern Andean region. Geology 38: 295-298.
9. Césari, S.N., y Gutiérrez, P.R. 2001. Palynostratigraphic study of the Upper Paleozoic centralwestern Argentinian sequences. Palynology 24: 113-146.
10. Ciccioli, P.L, Limarino, C.O., Tedesco, A.M., Henry, L.C. y Isbell, J.L. 2008. Paleoenvironmental evolution of the Agua de Jagüel Formation (Late Carboniferous-Early Permian): An example of glacial-postglacial transition in open marine basin. 5º Simposio Argentino del Paleozoico Superior. Resúmenes: 13, Buenos Aires.
11. Cisterna, G.A., Sterren, A.F. y Gutiérrez, P.R. 2011. The Carboniferous-Permian boundary in the central western Argentinean basins: paleontological evidences. Andean Geology 38: 349-370.
12. de Jersey, N.J. 1962. Triassic spores and pollen grains from the Ipswich Coalfield. Geological Survey of Queensland Publication 307: 18 p., Queensland.
13. Embry, A.F. y Johannessen, E.P. 1992. T-R sequence stratigraphy, facies analysis and reservoir distribution in the uppermost Triassic-Lower Jurassic succession, western Sverdrup Basin, Artic Canadá. En Vorren, T.O., Bergsager, E., Dahl-Stamnes, O., Holter, E., Johansen, B., Lie, E. y Lund T.B. (eds.) Artic Geology and Petroleum Potential, Norwegian Petroleum Society Special Publication 2: 121-146, Oslo.
14. Foster, C.B. 1979. Permian plant microfossils from the Blair Athol Coal Measures, Baralaba Coal Measures, and basal Rewan Formation of Queensland. Geological Survey of Queensland, Publication 372, Paleontological Paper 45: 1-244.
15. González, C.R., 1981. Pavimento glaciario en el Carbónico de la Precordillera. Revista Asociación Geológica Argentina 36: 262-266.
16. González, C.R. 1982. El Paleozoico Superior marino de la República Argentina, bioestratigrafía y paleoclimatología. Ameghiniana 18: 51-65.
17. González, C.R. y Díaz Saravia, P. 2010. Bimodal character of the Late Paleozoic glaciations in Argentina and bipolarity of climatic changes. Palaeogeography, palaeoclimatology and palaeoecology 298: 101-111.
18. Gulbranson, E.L., Montañez, I.P., Schmitz, M.D., Limarino, C.O., Isbell, J.L., Marenssi, S.A. y Crowley, J.L. 2010. High-precision U-Pb calibration of Carboniferous glaciation and climate history, Paganzo Group, NW Argentina. Geological Society of America Bulletin 122: 1480-1498.
19. Gutiérrez, P.R. y Césari, S. 1989. Nuevas microfloras de la Formación Lagares (Carbonífero), provincia de La Rioja, República Argentina. Ameghiniana 25: 85-96.
20. Harrington, H.G. 1941. Investigaciones geológicas en las sierras de Villavicencio y Mal País, provincia de Mendoza. Dirección de Minería y Geología, Boletín 49, 54 p., Buenos Aires.
21. Harrington, H.J. 1954. Descripción Geológica de la Hoja Ramblón 22c, provincias de Mendoza y San Juan. Dirección Nacional de Geología y Minería, Inédito, 81p., Buenos Aires.
22. Harrington, H.J. 1971. Descripción Geológica de la Hoja Ramblón 22c, provincias de Mendoza y San Juan. Dirección Nacional de Geología y Minería. Boletín 114, 87 p., Buenos Aires.
23. Hart, G.F. 1965. Microflora from the Ketewaka- Mchuchuma coalfield, Tanganyika. Bulletin of the Geological Survey of Tanganyika 36:1- 27.
24. Henry, L.C., Isbell, J.L. y Limarino, C.O. 2008. Carboniferous glacigenic deposits of the Protoprecordillera of west central Argentina. En Fielding, C.R., Frank, T.D., Isbell, J.L. (eds.) Resolving the Late Paleozoic Ice Age in Time and Space, Geological Society of America Special Paper 441: 131-142.
25. Henry, L.C., Isbell, J.L., Limarino, C.O., McHenry, L.J. y Fraiser, M.L. 2010. Mid-Carboniferous deglaciation of the Protoprecordillera, Argentina recorded in the Agua de Jagüel palaeovalley. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 298: 112-129.
26. Ibrahim, A.C. 1933. Sporenformen des Agirhorizontes des Ruhrreviers. Konrad Triltsch Wurzburg, 47 p., Berlin.
27. Isbell, J.L., Lenaker, P.A., Askin, R.A., Miller, M.F. y Babcock, L.E. 2003a. Reevaluation of the timing and extent of late Paleozoic glaciation in Gondwana: Role of the Transantarctic Mountains. Geology 31: 977-980.
28. Isbell, J.L., Miller, M.F., Wolfe, K.L. y Lenaker, P.A. 2003b. Timing of late Paleozoic glaciation in Gondwana: Was glaciation responsible for the development of northern hemisphere cyclothems?. En Chan, M.A., Archer, A.W. (eds.) Extreme depositional environments: mega end members in geologic time, Geological Society of America Special Paper 370: 5-24.
29. Koukharsky, M., Kleiman, L., Etcheverría, M., Quenardelle, S y Bercowski, F. 2009. Upper Carboniferous retroarc volcanism with submarine and subaerial facies at the western Gondwana margin of Argentina. Journal of South American Earth Sciences 27: 299-308.
30. Lech, R.R. 1990. Distribución de la Fauna de Braquiópodos en la Formación Agua del Jagüel (Carbonífero superior - Pérmico inferior), Provincia de Mendoza, Argentina. 11º Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 223-226, San Juan.
31. Lech, R. 2002. Consideraciones sobre la edad de la Formación Agua del Jagüel (Carbonífero Superior), Provincia de Mendoza, Argentina. 15º Congreso Geológico Argentino, Acta 3: 142-146, El Calafate.
32. Lech, R.R. 2011. A Review of Orbiculoideasaltensis Reed, Brachiopoda: Discinidae, of the Upper Carboniferous of Argentina. Serie Correlación Geológica 27: 7-16.
33. Limarino, C.O. y Gutiérrez, P.R. 1990. Diamictites in the Agua Colorada Formation. New evidence of Carboniferous glaciation in South America. Journal of South American Earth Sciences 3: 9-20.
35. Limarino, C. y Spalletti, L.A. 2006. Paleogeography of the upper Paleozoic basins of southern South America: An overview. Journal of South American Earth Sciences 22: 134-155.
36. Limarino, C.O., Tripaldi, A., Marenssi, S. y Fauqué, L. 2006. Tectonic, sea-level, and climatic controls on Late Paleozoic sedimentation in the western basins of Argentina. Journal of South America Earth Sciences 22: 205-226.
37. López Gamundí, O.R. 1984. Origen y Sedimentología de las diamictitas del Paleozoico Superior (con especial referencia a la cuenca Calingasta- Uspallata). Tesis doctoral, Universidad de Buenos Aires, (inédita), 132p., Buenos Aires.
38. López Gamundí, O.R. 1987. Depositional models for the glaciomarine sequences of Andean Late Paleozoic basins of Argentina. Sedimentary Geology 52: 109-126.
39. López Gamundí, O.R. 1991. Thin-bedded dia- mictites in the glaciomarine Hoyada Verde Formation (Carboniferous), Calingasta-Uspallata Basin, western Argentina: a discussion on the emplacement condition of subaqueous cohesive debris flows. Sedimentary Geology 73: 247-256.
40. López-Gamundí O.R. 1997, Glacial-postglacial transition in the late Paleozoic basins of southern South America. En Martini I.P. (ed.) Late Glacial and Postglacial Environmental Changes, Quaternary, Carboniferous-Permian and Proterozoic: Oxford University Press: 147-168, Oxford.
41. López Gamundí, O. y Martínez, M. 2000. Evidence of glacial abrasion in the Calingasta- Uspallata and western Paganzo basins, mid-Carboniferous of western Argentina. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 159: 145-165.
42. López Gamundí, O.R., Limarino, C.O. y Césari, S.N. 1992. Late Paleozoic paleoclimatology of central west Argentina. Palaeogeography, Palaeoclimatology and Palaeoecology 91: 305-329.
43. Marenssi, S., Tripaldi, A., Limarino, C. y Caselli, A. 2005. Facies and architecture of a Carboniferous grounding-line system from the Guandacol Formation, Paganzo Basins, northwestern Argentina. Gondwana Research 8: 1-16.
44. Pazos, P.J. 2002. The Late Carboniferous glacial to postglacial transition: Facies and sequence stratigraphy, western Paganzo Basin, Argentina. Gondwana Research 5: 467-487.
45. Pérez Loinaze, V., Ciccioli, P.L., Limarino, C.O. y Césari, S.N. 2010. Hallazgo de palinofloras pérmicas en la Precordillera de Mendoza: su implicancia estratigráfica. Ameghiniana 47: 263-269.
46. Playford, G. y Dino, R. 2000a. Palynostratigraphy of Upper Palaeozoic strata (Tapajós Group), Amazonas Basin, Brazil: Part One. Palaeontographica Abteilung B 255: 1-46.
47. Playford, G. y Dino, R. 2000b. Palynostratigraphy of Upper Paleozoic strata (Tapajos Group), Amazonas Basin, Brazil: part two. Palaeontographica Abteilung B 255: 87-145.
48. Potonie, R. y Klaus, W. 1954. Einige Sporegattungen des alpine Salzgebirges. Beihefte zum Geologisches Jahrbuch 68: 517-546.
49. Sabattini, N. y Noirat, S. 1969. Algunos gastropoda de las superfamilias Euomophalacea, Pleurotomariacea y Platyceratacea del Paleozoico superior de Argentina. Ameghiniana 6: 98-118.
50. Taboada, A.C. 1987. Estratigrafía y contenido paleontológico de la Formación Agua del Jaguel, Pérmico inferior de la Precordillera mendocina. 1º Jornadas Geológicas de la Precordillera, Actas 1: 181-186, San Juan.
51. Taboada, A.C. 1998. Dos nuevas especies de Linoproductidae (Brachiopoda) y algunas consideraciones sobre el neopaleozoico sedimentario de las cercanías de Uspallata. Acta Geológica Lilloana 18: 69-80.
52. Taboada, A.C. 2001a. The Carboniferous-Early Permian marine domain in western Argentina. Newsletter on Carboniferous Stratigraphy 19: 43.
53. Taboada, A.C. 2001b. Bioestratigrafía del Neopaleozoico del Valle de Tres Lagunas, Sierra de Tepuel, provincia de Chubut. Acta Geológica Lilloana 18: 291-304.
54. Taboada, A.C. 2006. TivertoniaArchbold (Chonetidina, Brachiopoda) del Pérmico inferior de la subcuenca Calingasta-Uspallata, Precordillera argentina. Ameghiniana 43: 705-716.
55. Taboada, A.C. 2010. Mississippian-Early Permian brachiopods from western Argentina: Tools for middle- to high-latitude correlation, paleobiogeographic and paleoclimatic reconstruction. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 298: 152-173.
Recibido: 7 de julio, 2011
Aceptado: 8 de marzo, 2012