ARTÍCULOS

Estratigrafía y ambiente de sedimentación de la Formación Suri en los alrededores del Río Chaschuil, Ordovícico del Sistema del Famatina, noroeste argentino

 

María Gabriela Mangano y Luis Alberto Buatois

CONICET. U.N.T. Facultad de Ciencias Naturales. Casilla de Correo 1 (Correo Central). 4000 San Miguel de Tucumán, Argentina.

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RESUMEN

La Formación Suri (Arenigiano-Llanvirniano) registra parte del relleno de la cuenca del Famatina. Información estratigráfica detallada nos ha permitido distinguir tres miembros dentro de esta formación (de base a techo): Vuelta de las Tolas, Loma del Kilómetro y Punta Pétrea. El Miembro Vuelta de Las Tolas representa depositación en un ambiente de talud dominado por procesos episódicos. El Miembro Loma del Kilómetro registra sedimentación en una plataforma angosta afectada por tormentas y flujos volcaniclásticos de detritos. El Miembro Punta Pétrea representa la progradación de un abanico deltaico asociado con un incremento en la actividad volcánica. El esquema estratigráfico sugerido refleja más apropiadamente la variabilidad litológica y paleoambiental de la Formación Suri y proporciona un marco general para futuros estudios sedimentológicos y paleontológicos.

Palabras clave: Estratigrafía; Ambientes sedimentarios; Formación Suri; Cuenca Famatina; Ordovícico.

EXTENDED ABSTRACT

The Suri Formation (Arenig-Llanvirn) records part of the infill of the Famatina Basin. It was originally defined by Harrington (in Harrington & Leanza, 1957), and later used by subsequent workers. However, no stratigraphic type section was provided. Recent research at Chaschuil (northern Famatina System) suggests that the Suri Formation displays more lithologic variability than formerly thought. Detailed stratigraphic information allows us to distinguish three members within this unit (from base to top): Vuelta de las Tolas, Loma del Kilómetro and Punta Pétrea members. Type sections are described for each of these stratigraphic units with representative faunas. The Vuelta de Las Tolas Member consists of silicified siltstones and mudstones punctuated by erosive-based, channelized volcanic conglomerates and breccias. This unit represents deposition in a slope apron setting dominated by episodic processes. No diagnostic fossils were detected, but stratigraphic relationships indicate an age not younger than early Arenig. The Loma del Kilómetro Member consists of mudstones, tuffaceous, massive, graded, wave-rippled and hummocky cross-stratified sandstones, and interbedded siltstones. This member records sedimentation within a narrow shelf affected by storms and volcaniclastic debris flows. The Loma del Kilómetro Member hosts an invertebrate fauna, which includes trilobites, braquiopods, bivalves and gastropods. Evidence suggests a middle to late Arenig age, but an early Llanvirn age cannot be completely disregarded. The Punta Pétrea Member consists of thick packages of breccias, tuffs and tuffaceous sandstones. It represents the progradation of a fan delta associated with an increased volcanic activity. This member contains an invertebrate fauna dominated by articulate brachiopods. Although fossils provide no definite age, stratigraphic relationships suggest that the Punta Pétrea Member is not older than early Llanvirn. In the study area, syndepositional volcanism is recorded from the Suri Formation, which displays interbedded andesite and basandesite lavas within the Vuelta de Las Tolas and Punta Pétrea members. Postdepositional magmatism is evidenced by the presence of dacite and riodacite dykes, sills and surface intrussives, affecting the sedimentary succession. In turn, the volcanosedimentary succession and the surface intrussives are intruded by granitoid rocks. The suggested threefold stratigraphic scheme reflects more accurately the lithological and paleoenvironmental variability of the Suri Formation and provides a general framework for future sedimentologic and paleontologic studies.

Key words: Stratigraphy; Sedimentary environments; Suri Formation; Famatina Basin; Ordovician.

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INTRODUCCIÓN

Si bien la presencia de capas ordovícicas en el Sistema del Famatina se conoce desde fines del siglo pasado (Stelzner, 1885), restan aún muchos aspectos por dilucidar en lo concerniente a la estratigrafía de la columna sedimentaria de esta provincia geológica. La Formación Suri (Arenigiano-Llanvirniano) representa parte del relleno de la cuenca eopaleozoica del Famatina (Fig. 1) y fue definida por Harrington (en Harrington & Leanza, 1957) a partir de estudios llevados a cabo en las sierras de Famatina y Narváez. Aunque recientes análisis sedimentológicos de detalle en las adyacencias del río Chaschuil (sierra de Narváez) han proporcionado infamación sobre las características de estos depósitos (Mángano & Buatois, 1990a, 1992a, 1992b), no se ha dado a conocer aún una columna estratigráfica de la Formación Suri. A su vez, los mencionados estudios han puesto de relieve la complejidad de esta unidad, ya que la misma comprende una gran variedad de tipos litológicos y representa la sucesión de varios paleoambientes sedimentarios (Mángano & Buatois, 1992a).

Figura 1. Mapa geológico del Sistema del Famatina (modificado de Toselli et al., 1990).
Figure 1. Geologic map of the Famatina System (modified from Toselli el al., 1990).

Los objetivos del presente trabajo son: (1) llevar a cabo una revisión de la estratigrafía de la Formación Suri con el fin de dar a conocer información geológica de base que pueda resultar de utilidad en futuros estudios de mayor detalle y (2) efectuar una caracterización de las distintas facies sedimentarias y paleoambientes representados en dicha unidad. En este trabajo se propone una división de la formación en tres miembros en base a las tareas de campo efectuadas en el área del río Chaschuil, sector norte del Sistema del Famatina, provincia de Catamarca (Fig. 2).

Figura 2. Mapa geológico detallado del área de Chaschuil, mostrando la distribución de los miembros estratigráficos de la Formación Suri.
Figure 2. Detailed geologic map of the Chaschuil area, showing distribution of the stratigraphic members of the Suri Formation.

ANTECEDENTES BIBLIOGRÁFICOS

En 1872, Stelzner al recorrer las proximidades de la localidad de Los Angulos (=Agua Colorada), recolectó fósiles que permitieron establecer la presencia de estratos ordovícicos en el Sistema del Famatina (Stelzner, 1885). Dichos fósiles fueron estudiados por Kayser (1876), quien los consideró como de posible edad caradociana. En forma paralela, Burmeister (1876), en su crónica de viaje por nuestro país, se refirió al Sistema del Famatina y mencionó la naturaleza sedimentaria de algunas de sus rocas. En su "Mapa Geológico del Interior de la República Argentina", Brackebush (1891) reconoció la presencia de estratos del Paleozoico inferior en la región, asignando los sedimentos más antiguos de la comarca al Cámbrico-Silúrico.
Con posterioridad y como resultado de sucesivas investigaciones en la zona de Fiambalá y cordillera limítrofe, Penck (1920) realizó observaciones geológicas más detalladas, distinguiendo rocas cuya edad estaría comprendida entre el Cámbrico y el Silúrico (cuarcitas y esquistos) y otras de posible edad devónica dada la presencia de Orthis sp. Estas rocas de naturaleza tobácea, portadoras de una abundante fauna de invertebrados, fueron mencionadas por Penck (1920) en los afloramientos próximos al Puesto Chaschuil y denominadas por el mismo autor "Pizarras de Chaschuil".
Un par de años después y como resultado de un reconocimiento general del Sistema del Famatina, Bodenbender (1916) dio a conocer el descubrimiento de una nueva localidad fosilífera en el Río Cachiyuyo. Al mismo tiempo, este autor postuló la presencia de estratos del Cámbrico superior u Ordovícico en el flanco oriental del Nevado del Famatina, mencionando los afloramientos del valle del Río Aschavil y del Río Volcancito.
Los primeros esquemas litoestratigráficos del Eopaleozoico del Sistema del Famatina se deben a Harrington & Leanza (1957) y Turner (1960, 1964). Tales esquemas incluyeron, de base a techo, a las siguientes unidades: Formación Volcancito (Tremadociano inferior), Formación Suri (Llanvirniano inferior), Formación Molles (Llanvirniano superior), Formación Lajas (Ordovícico?) y Formación Morado (Ordovícico superior-Devónico). A su vez, Turner (1964) agrupó a las formaciones Suri y Molles en el denominado Grupo Famatina. Asimismo, incluyó en la Formación Negro Peinado a una serie de rocas sedimentarias metamorfizadas a las que les asignó una edad precámbrica.
Posteriormente, Turner (1967) levantó la Hoja 13b, Chaschuil, analizando con mayor detenimiento la estratigrafía del sector noroccidental de la sierra de Narváez, región en la cual centraremos nuestro análisis. Este autor mencionó la presencia de sedimentos marinos de edad ordovícica media (Formación Suri) apoyando en forma discordante sobre el supuesto basamento precámbrico. Por su parte, estos estratos están cubiertos por importantes espesores de rocas efusivas (Formación Las Planchadas), que indicarían un evento eruptivo posterior a la sedimentación ordovícica media y previa a la carbonífero-pérmica (Formación Agua Colorada y Formación De La Cuesta).
Aceñolaza et al. (1971) postularon la Formación Río Bonete para denominar sedimentitas fundamentalmente pelíticas aflorantes en la región de Jagüé, asignándole una edad llanvirniana-llandeilliana.
Años más tarde, Maisonave (1973) estudió con mayor detenimiento las unidades ígneas, volcánicas y sedimentarias aflorantes al occidente de la Sierra de Narváez (Chaschuil y Cerros Cuminchango), planteando un nuevo modelo de evolución geológica para la región. Según este autor, el episodio volcánico representado por la Formación Las Planchadas sería anterior a la sedimentación de la Formación Suri, es decir pre-Ordovícico medio. En cuanto al análisis bioestratigráfico, mantuvo una edad ordovícica media para la Formación Suri. Paralelamente, Lavandaio (1973) analizó la estratigrafía del sector de Cerro Tolar y Cuchilla Negra, modificando parcialmente los esquemas propuestos originalmente por Harrington & Leanza (1957) y Turner (1960, 1964) para esta región mediante la introducción de una nueva unidad, la Formación Portezuelo de las Minitas, a la que asignó una edad arenigiana, ubicándola estratigráficamente por debajo de la Formación Suri.
Aceñolaza et al. (1976) dieron a conocer la existencia de una sucesión sedimentaria ordovícica en la zona del Río La Alumbrera, portadora de una variada fauna de graptolites. Estos autores postularon la denominación Formación La Alumbrera para designar estas capas que fueron asignadas al Arenigiano y correlacionadas con la Formación Portezuelo de las Minitas.
Posteriormente, Aceñolaza & Toselli (1977) realizaron una caracterización geológica de los alrededores del Puesto Chaschuil, poniendo particular énfasis en el contenido paleontológico de la Formación Suri. Dichos autores postularon una edad ordovícica inferior alta para la columna, teniendo en cuenta fundamentalmente la asociación de Merlinia (Hoekaspis) megacantha con Annamitella (Proetiella) tellecheai.
Una modificación al esquema litoestratigráfico fue realizada por Aceñolaza & Toselli (1981), quienes agruparon a la totalidad de la sucesión sedimentaria y volcánica del Ordovícico en el Grupo Cachiyuyo. A su vez, estos autores pusieron en duda la validez de la Formación Molles. En lo concerniente a la ubicación estratigráfica del evento efusivo representado por las formaciones Morado y Las Planchadas. Aceñolaza & Toselli (1981, 1984, 1986) han sugerido que el mismo sería coetáneo con la parte superior del ciclo sedimentario registrado por la Formación Suri.
En la década del '90, se ha renovado el interés por las sedimentitas ordovícicas del Sistema del Famatina. En relación a la Formación Suri, los estudios, muchos de ellos aún en progreso, han abarcado diversas áreas temáticas. Un análisis de la fauna de trilobites proveniente del área del Río Cachiyuyo reestableció una posible edad llanvirniana para la trilobitofauna (Aceñolaza & Rábano, 1990). Asimismo, Aceñolaza & Mángano (1990) documentaron la presencia de Cruziana furcífera en sedimentitas del área de Chaschuil asignadas a la Formación Suri. Por su parte, Mángano & Buatois (1990a, 1992a, 1992b) han efectuado una serie de estudios sedimentológicos que pusieron de relieve la compleja historia evolutiva que registra la Formación Suri en la región noroccidental de la Sierra de Narváez, postulando que la misma representa una megasecuencia regresiva. A su vez, Mángano & Buatois (1990b, 1992c) analizaron las concentraciones fósiles presentes en los depósitos de plataforma de dicha formación, enfatizando su significación en términos de la dinámica sedimentaria. Vaccari et al. (1993) discutieron aspectos bioestratigráficos de la Formación Suri, postulando para la misma una edad arenigiana media a tardía. Sánchez & Babin (1992, 1993) revisaron la fauna de bivalvos presentes en la unidad y analizaron sus implicancias paleobiogeográficas. Clemens (1993) estudió la proveniencia de las sedimentitas ordovícicas de la cuenca. Mángano et al. (1993) discutieron las implicancias paleoambientales y paleoecológicas de las asociaciones de trazas fósiles de la Formación Suri. Más recientemente, Vaccari & Waisfeld (1994) documentaron una trilobitofauna de la Formación Suri proveniente del área de Chaschuil, describiendo nuevas especies para la zona. Por último, Mángano & Buatois (1994) analizaron los controles actuantes sobre la sedimentación de plataforma representada por el Miembro Loma del Kilómetro aquí definido.

ESTRATIGRAFIA

Sinopsis estratigráfica
En este punto, efectuaremos una síntesis del conocimiento actual de la estratigrafía de la columna ordovícica del Sistema del Famatina (Fig. 3). La sedimentación ordovícica se ha integrado en el Grupo Cachiyuyo (Aceñolaza & Toselli, 1981), asignado al Tremadociano-Llanvirniano. El basamento de la cuenca está constituido por la Formación Negro Peinado, unidad sobre la que persisten serias dudas en cuanto a su edad y significado estratigráfico. Esta formación está integrada por pizarras, esquistos, filitas, y areniscas y pelitas silicificadas carentes de fósiles. Si bien Turner (1960, 1964) la consideró de edad precámbrica, otros autores han sugerido una edad ordovícica (e.g. de Alba, 1979). Probablemente, la Formación Negro Peinado incluya rocas de distinta edad, que parcialmente integren los ciclos Pampeano y Famatiniano definidos por Aceñolaza & Toselli (1981). De este modo, los distintos afloramientos referidos a esta unidad registrarían en algunos casos el relleno de la cuenca y en otros el basamento de la misma. Por último, cabe señalar que Durand et al. (1992) han reagrupado algunos afloramientos de la Formación Negro Peinado en la denominada Formación La Aguadita, a la que consideraron de edad precámbrica tardía-cámbrica temprana. Como se desprende de esta breve discusión, una revisión estratigráfica de la Formación Negro Peinado y unidades relacionadas resulta imprescindible.

Figura 3. Estratigrafía de la cuenca del Famatina
Figure 3. Stratigraphy of the Famatina Basin.

La unidad basal del Grupo Cachiyuyo es la Formación Volcancito (Cámbrico superior-Tremadociano; F. Tortello, com. pers.). Está integrada principalmente por pelitas y areniscas metamórfizadas, localmente portadoras de trilobites, braquiópodos y graptolites (Harrington & Leanza, 1957; Turner, 1964; Aceñolaza & Durand, 1984; Esteban, 1993, 1994). Por encima de estos niveles, se presentan dos formaciones que pueden considerarse equivalentes, Portezuelo de las Minitas y La Alumbrera (Acenolaza & Toselli, 1981). En particular, la primera consiste en conglomerados, areniscas y pelitas con intercalaciones volcánicas. Los depósitos finos son localmente portadoras de graptolites arenigianos. A estas unidades se le sobreimpone la Formación Suri, considerada aquí de edad arenigiana-llanvirniana, que está integrada por areniscas, pelitas, conglomerados y brechas con un importante aporte de material volcanigénico. La Formación Suri es reemplazada por la Formación Molles, que consiste en areniscas y pelitas arcillosas portadoras de una fauna de braquiópodos (Turner, 1964).
Por último, tanto en el área de cerros Cuminchango, como en sierra de Las Planchadas, aflora una secuencia de vulcanitas, pórfiros y piroclastitas asignada a la Formación Las Planchadas o a la Formación Morado, dependiendo de la zona en cuestión, cuya ubicación estratigráfica, como fue mencionado previamente, ha sido objeto de debate (Cf. Turner, 1967; Maisonave, 1973). En general, en la actualidad se tiende a considerar que los productos del episodio volcánico se intercalan hacia los niveles superiores de la Formación Suri, por lo que se los ha incluido dentro del Grupo Cachiyuyo (Aceñolaza & Toselli, 1977, 1981; Toselli, 1992).

Formación Suri
Historia. La Formación Suri fue definida originalmente por Harrington (en Harrington & Leanza, 1957) en base a estudios en las Sierras de Famatina y Narváez. Posteriormente, Turner (1960, 1964. 1967) proporcionó descripciones litológicas de dicha unidad a partir del levantamiento de las hojas geológicas Vinchina y Chaschuil. Esta denominación ha sido adoptada subsecuentemente por los distintos investigadores que se ocuparon de la estratigrafía ordovícica del Sistema del Famatina.

Area tipo, estratotipo y espesor. En su definición original, no fue caracterizado ningún perfil tipo para la Formación Suri. Turner (1964) estimó un espesor de aproximadamente 500 m para esta unidad en el área de Vinchina, al igual que para el área de Chaschuil (Turner, 1967). Nuevos estudios realizados indican que en las adyacencias del Río Chaschuil, la Formación Suri alcanzaría un espesor superior a los 750 m.

Límites y distribución. La base de la Formación Suri no ha sido observada. Por su parte, Turner (1964) mencionó un contacto concordante con la suprayacente Formación Molles.
La Formación Suri aflora en distintos sectores del Sistema del Famatina, a ambas laderas de la sierra homónima y en la ladera occidental de la Sierra de Narváez. Los afloramientos localizados en la hoja Chaschuil (sector norte del Sistema del Famatina) constituyen una faja continua ubicada sobre el flanco occidental del cuerpo principal de la sierra de Narváez. Esta amplia faja de rumbo submeridional se extiende desde la Ciénaga Larga al norte hasta las proximidades del Portillo (NE del Cerro Aspero) al sur (Turner, 1967). También en el extremo septentrional del Sistema del Famatina, pero en la hoja Cerros Cuminchango, la Formación Suri constituye dos afloramientos desconectados que se disponen en la prolongación hacia el sur de la Sierra de Narváez y en el extremo norte de la Sierra de Famatina (Maisonave, 1979). En la hoja Vinchina, ubicada al sur de la anterior, los afloramientos son discontinuos y se ubican a ambos lados de la Sierra de Famatina (Turner, 1964).

Litología. Turner (1964) caracterizó a la Formación Suri como integrada por “areniscas silicificadas muy duras, lutitas, de color verde, limolitas, con intercalaciones de bancos delgados de margas y tobas". Estudios estratigráficos y sedimentológicos efectuados en la región del Río Chaschuil documentan una mayor complejidad en la litología de esta formación (Mángano & Buatois, 1990a, 1992a). En la descripción de los tres miembros aquí definidos se brindarán mayores precisiones al respecto.

Rocas igneas asociadas. Las características y productos del magmatismo vinculado a la sedimentación ordovícica han sido discutidos por numerosos autores (e.g. Turner, 1964, 1967; Aceñolaza & Toselli, 1981, 1984, 1986; Toselli et al., 1987, 1990; Toselli, 1992; Cistema, 1992; Mannheim, 1993). En particular, el vulcanismo eopaleozoico del Sistema del Famatina ha sido recientemente dividido por Mannheim (1993) en dos fases principales: (1) un vulcanismo sinsedimentario con predominio de términos félsicos piroclásticos (Tremadociano-Llanvimiano), y (2) un vulcanismo discordante sin y postplutónico que atraviesa los granitoides y la sucesión volcanosedimentaria. De acuerdo a este autor, ambos vulcanismos se caracterizan por su bimodalidad, siendo los términos félsicos netamente dominantes.
En el área de Chaschuil, el predominio de los términos ácidos se observa tanto en los intrusivos (pórfiros y diques dacíticos y riodacíticos), como en los componentes piroclásticos (ignimbritas y piroclastitas de la Sierra de Las Planchadas). Sin embargo, las vulcanitas concomitantes con la sedimentación presentes en el Miembro Vuelta de Las Tolas y en el Miembro Punta Pétrea exhiben una composición predominantemente intermedia, variando entre andesitas y basandesitas. Los pórfiros dacíticos y riodacíticos conforman cuerpos intrusivos subsuperficiales, comúnmente con textura brechosa, siendo reconocibles fragmentos de sedimentitas ordovícicas que han sido incorporadas. Las secciones aflorantes en Loma del Kilómetro y Punta Pétrea están intruídas por un pórfiro riodacítico. Estos cuerpos son frecuentemente acompañados por intrusivos menores, filones capa y diques, composicionalmente semejantes. Los pórfiros son a su vez intruídos por granitos correspondientes a las formaciones Ñuñorco y Narváez. En el área estudiada, la Formación Ñuñorco está representada fundamentalmente por el Granito Chaschuil y numerosos cuerpos menores que intruyen a la Formación Las Planchadas (Fig. 4). Por otra parte, la totalidad de la Formación Suri se encuentra atravesada por diques subverticales de composición básica y filones capa de composición intermedia. Estos últimos varían en espesor desde escasos centímetros hasta 1 m. Algunos de estos niveles se confunden fácilmente con coladas, debido a su perfecta concordancia con el plano de estratificación, su buena continuidad lateral y su textura.

Figura 4. Rocas volcánicas de la Formación Las Pianchadas instruidas por cuerpos de granitoides menores, entre Puesto Chaschuil y Loma del Kilómetro.
Figure 4. Volcanic rocks of Las Planchadas Formation intruded by minor granitoid bodies, between Puesto Chaschuil and Loma del Kilómetro.

Fauna y edad. La Formación Suri ha sido objeto de diversos trabajos paleontológicos y bioestratigráficos. Los estudios pioneros se deben a Harrington & Leanza (1957), quienes describieron una rica trilobitofauna para la Sierra de Famatina y citaron la presencia de Hoekaspis megacantha para la zona de Chaschuil. Entre los estudios posteriores de la fauna de esta unidad, cabe mencionar a Levy & Nullo (1973, 1980); Aceñolaza & Toselli (1977); Aceñolaza & Rábano (1990); Sánchez & Babin (1992, 1993); Vaccari et al. (1993) y Vaccari & Waisfeld (1994).
La distribución de fósiles a lo largo de la unidad es sumamente irregular, siendo los restos de invertebrados más abundantes hacia el tramo medio a superior de la formación. Este hecho, sumado a que una considerable parte de los estudios paleontológicos efectuados carezcan de un adecuado control estratigráfico, ha dificultado el establecimiento de una edad confiable para esta formación. De acuerdo a la información disponible, la edad de la Formación Suri oscilaría entre el Arenigiano y el Llanvirniano. Una discusión más detallada se brindará al analizar cada uno de los miembros por separado.

Subdivisión. La Formación Suri es aquí dividida en tres miembros, de base a techo, Vuelta de Las Tolas, Loma del Kilómetro y Punta Pétrea (Fig. 5).

Figura 5. Cuadro de correlación de la Formación Suri entre Puesto Chaschuil y Vuelta de Las Tolas.
Figure 5. Correlation chart of the Suri Formation between Puesto Chaschuil and Vuelta de Las Tolas

Miembro Vuelta de las Tolas
Área tipo, estratotipo y espesor. El área tipo del Miembro Vuelta de Las Tolas se ubica en la localidad homónima, en el sector este de la comarca estudiada, al sur del Río Chaschuil. El estratotipo se ha definido en el flanco sudeste del anticlinal de Vuelta de Las Tolas (Figs. 2 y 6), donde queda expuesta una sucesión de alrededor de 180 m de espesor (Fig. 7; ver referencias en Fig. 8). Hacia el oeste, en la localidad de Loma del Kilómetro, se han medido espesores parciales de alrededor de 80 m en distintos afloramientos desconectados.

Figura 6. Vista general del flanco sudeste del anticlinal Vuelta de las Telas.
Figure 6. General view of the southeast flank of the Vuelta de las Tolas anticline.

Figura 7. Estratotipo del Miembro Vuelta de las Tolas.
Figure 7. Type section of the Vuelta de las Tolas Member.

Figura 8. Referencias.
Figure 8. Keys.

Límites y distribución. La base de este miembro no ha sido observada. El límite superior se ubica donde los potentes paquetes de pelitas de aspecto lajoso de la base del Miembro Loma del Kilómetro reemplazan a las limolitas y fangolitas silicificadas del Miembro Vuelta de las Tolas.
A la altura del Puesto Chaschuil, el rio homónimo atraviesa con rumbo E-O los depósitos ordovícicos hasta la localidad de Vuelta de Las Tolas donde cambia abruptamente su rumbo hacia el N, limitando por el oriente la faja ordovícica hasta la localidad de Las Angosturas. Los afloramientos asignados al Miembro Vuelta de Las Tolas se disponen preferentemente al sur del citado río, donde comprenden numerosos asomos discontinuos en lomadas de poco relieve. Este miembro es el mejor representado en la comarca estudiada. Aquí las secuencias ordovícicas se presentan mayormente como sucesiones homoclinales buzantes entre 20° y 35° hacia el N-NE y con un azimut variable de 100° a 155°. Asimismo, en el área de Vuelta de Las Tolas se ha identificado un gran pliegue de tipo volcado que presenta la charnela erodada quedando expuesto un núcleo volcánico, conformado por andesitas muy alteradas (propilitizadas), moderadamente vesiculares y localmente con textura brechosa. Coladas de andesitas se intercalan también en el tramo basal de la sucesión sedimentaria formando capas inferiores a 0.8 m. Al microscopio, estas vulcanitas exhiben textura microporfírica, con escasos fenocristales de plagioclasa (< 5%). rodeados por una pasta pilotáxica formada por tablillas o microlitos de plagioclasa orientados. La pasta posee además una estructura amigdaloide, con numerosas amígdalas pequeñas rellenadas por clorita. A la altura de la localidad de Vuelta de Las Tolas, en las adyacencias del Río Chaschuil, existe un potente afloramiento de brechas andesíticas y andesitas incluido también en este miembro y correlacionado, en base a las similitudes composicionales y texturales, con las vulcanitas que conforman el núcleo del anticlinal. Estos depósitos configurarían los tramos basales del Miembro Vuelta de Las Tolas.

Facies sedimentarias. Seis facies sedimemarias han sido reconocidas en el Miembro Vuelta de Las Tolas (Cuadro 1), las cuales conforman cuatro asociaciones que caracterizaremos a continuación.

Cuadro 1. Descripción e interpretación de las facies sedimentarias del Miembro Loma del Kilómetro.
Table 1. Description and interpretation of the sedimentary facies of the Loma del Kilómetro Member.

La asociación de facies l está caracterizada por fangolitas y limolitas laminadas (Facies A) (Figs. 9 y 10) y masivas (Facies B). Estas sedimentitas exhiben localmente estructuras de deformación sinsedimentaria (e.g. laminación convoluta, "ball and pillow") (Fig. 11). Esta asociación es la mejor desarrollada, encontrándose representada en las distintas secciones que afloran al sur del Río Chaschuil. La intensa silicificación que presentan algunos niveles finos ha llevado a numerosos autores (e.g. Aceñolaza & Toselli, 1977) a la utilización del término "chert" en las descripciones de campo.

Figura 9. Vista general de una sucesión de fangolitas y limolitas masivas y laminadas (Asociación de facies 1). Miembro Vuelta de las Tolas.
Figure 9. General view of a massive and parallel laminated siltstone and mudstone succession (Facies association 1). Vuelta de las Tolas Member.

Figura 10. Vista de detalle de fangolitas y limolitas masivas y laminadas (Asociación de facies 1). Miembro Vuelta de las Tolas.
Figure 10. Detailed view of massive and parallel laminated siltstones and mudstones (Facies association 1). Vuelta de las Tolas Member.

Figura 11. Estructuras "ball and pillow" en fangolitas y limolitas masivas y laminadas (Facies A). Miembro Vuelta de las Tolas.
Figure 11. Ball and pillow structures in laminated siltstones and mudstones (Facies A). Vuelta de las Tolas Member.

La asociación de facies 2 está integrada por las dos facies previamente mencionadas con la adición de capas de limolitas con óndulas de corriente (Facies C). Esta asociación alberga capas con alta densidad de trazas fósiles (Palaeophycus tubularis, Planolites montanus). Se la ha localizado en un único afloramiento, ubicado en las cercanías de la localidad de Loma del Kilómetro.
La asociación de facies 3 está constituida por potentes paquetes de brechas volcánicas de composición andesitica, matriz soportadas (Facies E), que se intercalan con coladas de andesitas. Esta asociación se presenta en las cercanías del Rio Chaschuil, en el área de Vuelta de las Tolas.
Finalmente, la asociación de facies 4 está dominada por conglomerados y brechas normalmente gradados y de geometría lenticular (Facies F) (Fig. 12). En las proximidades de Loma del Kilómetro, brechas enriquecidas en cristales gradan abruptamente a areniscas volcaniclásticas, que a su vez son suprayacidas por un conspicuo paquete de areniscas muy finas y limolitas vítreas (Facies D). Por su parte, esta facies se intercala con limolitas y fangolitas masivas o laminadas (Facies A y B). En la localidad de Vuelta de las Tolas, algunos conglomerados exhiben bases marcadamente erosivas, con desarrollo de profundos "scours" sobre los depósitos finos (Fig. 12).

Figura 12. Conglomerados gradados y canalizados (Facies F), formando un profundo "scour" sobre las fangolitas subyacentes. Miembro Vuelta de las Tolas.
Figure 12. Channelized and graded conglomerates (Facies F) forming a deep scour into the underlying mudstones. Vuelta de las Tolas Member.

Ambiente de sedimentación. El Miembro Vuelta de Las Tolas es interpretado como originado en un ambiente de talud adyacente a un arco volcánico (Mángano & Buatois, 1990a, 1992a). Es importante clarificar que no nos referimos aquí a un clásico talud continental de margen pasivo, sino a un talud de margen activo formado en escarpas de fallas y emplazado a profundidades considerablemente menores. Esta clase de taludes presentan perfiles más complejos y exhiben abruptos cambios de pendiente, correspondiendo al tipo "faulted slope apron" en el esquema de Stow (1986). La existencia localizada de capas que exhiben evidencias de acción de olas en los niveles más cuspidales del miembro indica una progresiva somerización. La organización interna de los depósitos que integran este miembro es pobre si se la compara con depósitos profundos más clásicos como los de abanicos submarinos. El carácter desorganizado y acíclico de las sucesiones de talud, en contraste con la dominancia de procesos autocíclicos en abanicos submarinos, ha sido remarcado por Stow (1986). A su vez, este hecho se acentúa en taludes adyacentes a arcos volcánicos, lo cual estaría probablemente vinculado al marcado control tectónico y volcánico en este tipo de ambientes (White & Bubsy Spera, 1987)
La asociación de facies 1 registra sedimentación episódica a partir de corrientes de turbidez limo-fangosas y, en menor proporción, flujos de detritos limosos altamente fluidos, que alternaron con la depositación por decantación de material fino. La presencia de abundantes estructuras de deformación sinsedimentaria pone de manifiesto la existencia de una alta tasa de sedimentación y condiciones de inestabilidad- posiblemente vinculadas a un alto gradiente. La ausencia de depósitos canalizados sugiere que esta asociación se habría acumulado en un talud abierto.
La asociación de facies 2 ha sido interpretada como el producto de sedimentación a partir de desbordes. Estos depósitos exhiben un marcado dominio de estructuras tractivas y se asocian lateralmente a cuerpos canalizados. Depósitos similares han sido descriptos en el registro estratigráfico en relación a canales submarinos (e.g. Mutti., 1977; Walker, 1985). La presencia de abundantes trazas fósiles podría reflejar incrementos en el contenido de oxígeno vinculados a los eventos de desborde (Mángano et al., 1993).
La asociación de facies 3 representaría depositación de material grueso a partir de flujos de detritos cohesivos que parcialmente podrían haber sufrido transformación de flujo, pasando a corrientes de turbidez densas. La ausencia de superficies canalizadas y de sucesiones grano y estratodecrecientes sugiere que esta asociación no se habría acumulado en canales submarinos, sino que registraría sedimentación en cuñas de material grueso formadas al pie del talud. Este tipo de cuerpos sedimentarios son sumamente comunes en taludes asociados a fallamiento (Stow, 1986).
Por su parte, la asociación de facies 4 ha sido interpretada como el producto del relleno de canales submarinos a partir de procesos de resedimentación de material volcanigénico, principalmente flujos de detritos y corrientes de turbidez densas. La presencia de sucesiones grano y estratodecrecientes simples, carentes de superficies de corte múltiples, sugiere rápida colmatación de los canales a partir de eventos sedimentarios individuales.
La acumulación de sedimentos de grano grueso registra momentos de alto aporte de detritos volcanigénicos, posiblemente vinculados a picos de actividad tectónico-volcánica. Por el contrario, la sedimentación de material fino sobre el talud reflejaría momentos de calma tectónico-volcánica y nivel del mar alto.

Fauna y edad. El contenido paleontológico de estos estratos se restringe a escasos restos retrabajados de gastrópodos indeterminados presentes en los depósitos gruesos (Fig. 13). Las evidencias acerca de la edad del Miembro Vuelta de Las Tolas son consecuentemente indirectas y derivadas de su relación estratigráfica con el suprayacente Miembro Loma del Kilómetro. Como será discutido más adelante, de esta relación se infiere que el Miembro Vuelta de Las Tolas no puede tener una edad más joven que arenigiana.

Figura 13. Gastrópodo en una capa de conglomerados gradados y canalizados (Facies F). Miembro Vuelta de Las Tolas.
Figure 13. Gastropod from channelized and graded conglomerates (Facies F). Vuelta de Las Tolas Member.

Miembro Loma del Kilómetro
Area tipo, estratotipo y espesor. El área y perfil tipo del Miembro Loma del Kilómetro se ubican en la comarca homónima, equidistante de las localidades de Puesto Chaschuil y Vuelta de Las Tolas, al sur del rio (Figs. 2 y 14). El perfil tipo tiene un espesor superior a los 100 m (Fig. 15; ver referencias en Fig. 8). Si se considera una sección integrada, incluyendo los afloramientos del miembro ubicados al norte del Río Chaschuil, la potencia del Miembro Loma del Kilómetro alcanza los 150 m.

Figure 14. Vista general del estratotipo del Miembro Loma del Kilómetro, suprayaciendo al Miembro Vuelta de Las Tolas.
Figure 14. General view of the type section of the Loma del Kilómetro Member, overlying the Vuelta de Las Tolas Member.

Figura 15. Estratotipo del Miembro Loma del Kilómetro.
Figure 15. Type section of the Loma del Kilómetro Member.

Límites y distribución. El límite inferior del Miembro Loma del Kilómetro puede observarse al sur del Río Chaschuil, donde pelitas lajosas apoyan concordantemente sobre las limolitas y fangolitas silicificadas del tope del Miembro Vuelta de Las Tolas. Por su parte. el límite superior ha sido detectado al norte del mencionado río, en la localidad de Punta Pétrea, donde escarpados paredones integrados por brechas y areniscas volcaniclásticas del miembro homónimo suprayacen en forma concordante a los depósitos finos del Miembro Loma del Kilómetro.
Si bien el Miembro Loma del Kilómetro está constituido por afloramientos de distribución relativamente restringida, se han detectado exposiciones a ambos lados del Río Chaschuil. Hacia el sur, se disponen distintos asomos que representan principalmente los tramos inferiores a medios del miembro. En la sección tipo, la sucesión exhibe una marcada tendencia grano y estratocreciente en los tres cuartos inferiores, siendo grano y estratodecreciente en el cuarto cuspidal. Los estratos aflorantes al sur del río presentan un azimut variable entre 100° y 155°, buzando entre 20° y 35° hacia el N-NE. El único afloramiento detectado hacia el norte del río constituye una franja estrecha pero continua, que registra los tramos medios y superiores del Miembro Loma del Kilómetro.

Facies sedimentarias. En el Miembro Loma del Kilómetro se han reconocido ocho facies sedimentarias (Cuadro 2), que a su vez pueden agruparse en tres asociaciones.

Cuadro 2. Descripción e interpretación de las facies sedimentarias del Miembro Loma del Kilómetro.
Table 2. Description and interpretation of the sedimentary facies of the Loma del Kilómetro Member.

La asociación de facies 1 está integrada por pelitas masivas o laminadas (Facies A) intercaladas localmente con areniscas muy finas limosas, normalmente gradadas o laminadas (Facies B). Esta asociación se presenta hacia el tramo basal y cuspidal de la sección Loma del Kilómetro. Hacia el este, en la localidad de Vuelta de Las Tolas, el Miembro Loma del Kilómetro está representado excluyentemente por esta asociación, quedando comprendido por una monótona sucesión de pelitas lajosas, portadoras localmente de concreciones, que en un 50% de los casos albergan trilobites. Por su parte, la asociación de facies 1 está representada también por el paquete pelítico que caracteriza el tramo medio de la sucesión aflorante en Punta Pétrea, el cual es correlacionable con el tramo pelítico cuspidal de la sección Loma del Kilómetro.
La asociación de facies 2 está integrada por pelitas masivas o laminadas (Facies A), que en este caso alternan con areniscas finamente laminadas con óndulas de olas (Facies E). Esta asociación se ha detectado hacia el tramo inferior a medio de la sección Loma del Kilómetro. Las pelitas albergan cuerpos centimétricos de geometría lenticular a subcircular, rellenos con material esqueletal, comúnmente afectado por fenómenos de disolución y recristalización, que son interpretados como “gutter casts" y "pot casts" (Cf. Myrow, 1992).
Finalmente. la asociación de facies 3 es la que revela mayor variabilidad, encontrándose conformada por areniscas gruesas y medianas normalmente gradadas (Facies C), limolitas y areniscas fangosas masivas (Facies D), areniscas con laminación paralela o estratificación entrecruzada de bajo ángulo (Facies E), areniscas con estratificación entrecruzada "hummocky" (Facies F) (Figs. 16 y 17), areniscas tobáceas (Facies G) y areniscas finas, limolitas y fangolitas interestratificadas con estructuras de deformación sinsedimentaria (Facies H). Las facies mencionadas se intercalan con intervalos pelíticos de espesor centimétrico (Facies A). Las coquinas, representadas por pavimentos o bancos de escaso espesor, son particularmente numerosos (Fig. 18). También, se han detectado pavimentos de trazas fósiles (Cruziana furcífera, Phycodes isp. y Palaeophycus tubularis), si bien en general la bioturbación es escasa. La asociación de facies 3 está bien representada hacia el tramo medio a superior de la sección tipo y en el tramo basal de la sucesión aflorante en Punta Pétrea.

Figura 16. Areniscas con estratificación entrecruzada "hummocky" (Facies F). Miembro Loma del Kilómetro
Figure 16. Hummocky cross-stratified sandstones (Facies F). Loma del Kilómetro Member.

Figura 17. Areniscas con óndulas de ola en el tope de una capa con estratificación entrecruzada "hummocky" (Facies F). Miembro Loma del Kilómetro.
Figure 17. Wave-rippled sandstones at the top of a hummocky cross-stratified bed (Facies F). Loma del Kilómetro Member.

Figura 18. Concentración fósil en una tempestita. Miembro Loma del Kilómetro.
Figure 18. Fossil concentration in a storm deposit. Loma del Kilómetro Member.

Ambiente de sedimentación. El Miembro Loma del Kilómetro ha sido interpretado como originado en un ambiente de plataforma adyacente a centros volcánicos (Mángano & Buatois, 1990a, 1992a, 1992b). Estas plataformas registran un complejo interjuego de procesos episódicos relacionados con el vulcanismo y la acción de tormentas, que se sobreimponen a la sedimentación normal.
La asociación de facies 1 representaría depositación de material fino por decantación, que alternaría con momentos de sedimentación episódica a partir de corrientes de turbidez probablemente inducidas por tormentas (Cf. Hamblin & Walker, 1979). Estos procesos episódicos estarían evidenciados por la presencia de capas de areniscas gradadas o laminadas alternantes con los depósitos pelíticos. La depositación habría tenido lugar por debajo del nivel de base de olas de tormenta, en un ambiente de plataforma externa.
La asociación de facies 2 marca el inicio de la sedimentación por encima del nivel de base de olas de tormenta en un ambiente de plataforma media. Los niveles de areniscas que exhiben ondulas de ola y la presencia de "gutter casts" y "pot casts" registran la acción de tormentas en sectores distales.
La asociación de facies 3 evidencia el dominio de procesos episódicos sobre la sedimentación normal en un ambiente de plataforma interna a "shoreface". Los primeros se encuentran representados por una amplia gama de flujos gravitatorios de sedimentos (e.g. corrientes de turbidez de alta y baja densidad, flujos de detritos) y acción de tormentas. Los flujos gravitatorios estuvieron mayormente vinculados en forma indirecta a la actividad volcánica, ya que se originaron a partir de la resedimentación de material piroclástico emplazado en sectores proximales en condiciones metaestables o de la erosión de rocas volcánicas prexistentes. Depósitos marinos someros originados por flujos gravitatorios de sedimentos han sido frecuentemente documentados en sucesiones sedimentarias afectadas por el vulcanismo (e.g. Pirrie, 1989; Scasso et al., 1991; Fritz & Howells, 1991; Howells et al., 1991). La identificación de productos volcánicos primarios es más incierta, pudiendo haberse registrado lluvias de cenizas, responsables de la generación de las areniscas tobáceas. Por su parte, los depósitos generados a partir de la acción de las tormentas han sido documentados e interpretados en detalle por Mángano & Buatois (1992b), quienes sugirieron trenes de proximalidad-distalidad en base al análisis de tempestitas. De especial interés resulta la presencia de capas de areniscas fangosas masivas generadas por resedimentación de material volcanigénico, que exhiben topes ondulados de tipo "hummock", sugiriendo una interacción entre flujos gravitatorios volcaniclásticos y retrabajo oscilatorio por tormentas. También cabe destacar, que los procesos episódicos ejercieron un rol fundamental en la generación de acumulaciones esqueletales (Mángano & Buatois, 1990b, 1992c) y controlaron marcadamente el desarrollo de la fauna bentónica (Mángano et al., 1993).
El Miembro Loma del Kilómetro registra una progradación del "shoreface" y la plataforma interna sobre facies de plataforma externa y media. Mángano & Buatois (1994) han sugerido que tal progradación no sería gradual sino que, por el contrario, reflejaría una abrupta migración de facies hacia el centro de cuenca, como consecuencia de un descenso del nivel del mar. Hacia el tope del Miembro Loma del Kilómetro, se encuentra representado un evento transgresivo que dio lugar al restablecimiento de la sedimentación de plataforma externa.

Fauna y edad. En este ítem limitaremos mayormente nuestra discusión a la fauna descripta para la zona de Chaschuil (Cf. Harrington & Leanza, 1957; Aceñolaza & Toselli, 1977; Vaccari et al., 1993; Sánchez & Babin, 1992, 1993; Vaccari & Waisfeld, 1994). Los estudios realizados por los mencionados autores han documentado la presencia de trilobites (Merlinia megacantha, M. zupaya, Colpocoryphe sp. , Suriaspis cachichuyana, Carolinites genacinaca, Oopsites sp., Ampyx tinogastaensis, Annamitella longulosa, Neseuretus chaschuilensis), braquiópodos articulados (Famatínorthis turneri, Paralenorthis riojanus, Desmorthis sp., Monorthis aff. M. menapiae, Tritoechia sp., Skenidioides sp.), braquiópodos inarticulados (Obolus sp.), bivalvos (Catamarcaia sp., Redonia suriensis), gastrópodos (Ophileta sp.), cefalópodos (Protocameroceras tolai), poríferos (hexactinellida indet.) y conodontes (fragmentos indet.).
En cuanto a la edad, Harrigton & Leanza (1957) asignaron estos estratos al Llanvirniano medio (zona de Hoekaspis megacantha), basándose en el análisis de la trilobitofauna. Esta edad fue mantenida en trabajos estratigráficos posteriores (e.g. Turner, 1967; Maisonave, 1973). Posteriormente, Aceñolaza & Toseili (1977) propusieron, en base a la asociación de Annamitella (Proetiella) tellecheai y Merlinia (Hoekaspis) megacantha, una posible edad arenigiana. Sin embargo, Aceñolaza & Rábano (1990), analizando material proveniente del Río Cachiyuyo, realizaron una breve revisión taxonómica de la trilobitofauna y sugirieron una edad llanvirniana para la Formación Suri. Recientemente, la edad de esta unidad se encuentra nuevamente bajo discusión. Vaccari & Waisfeld (1994) distinguieron dos asociaciones de trilobites para la sección tipo del Miembro Loma del Kilómetro (Formación Suri de estos autores). La asociación inferior está caracterizada por la presencia de Merlinia zupaya, Carolinites genacinaca, Oopsites sp., Ampyx tinogastaensis y comprendería una edad arenigiana media. La asociación superior, caracterizada por Annamitella longulosa, Neseuretus chaschuilensís y Merlinia megacantha, aporta datos poco concluyentes sobre la edad y es asignada por similitudes morfológicas con la fauna de Gales al Arenigiano, más precisamente al pre-hirundo en las series británicas. Por su parte, Albanesi & Vaccari (en Vaccari & Waisfeld, en prensa) mencionaron la presencia de conodontes correspondientes a la zona de Balmnindus navis en la asociación superior de la sección Loma del Kilómetro, que indicaría una edad arenigiana media tardía.
En lo referente a la fauna de braquiópodos, Benedetto (en Vaccari et al., 1993) señalaron la presencia de Monorthis, género de afinidad céltica restringido hasta el presente sólo a capas del Arenigiano temprano, y consideraron que la asociación en su totalidad sugiere una edad no más joven que arenigiana. Sin embargo, la asociación de braquiópodos tomada en su conjunto no proporciona evidencias totalmente concluyentes en cuanto a la edad. De hecho, cabe destacar la problemática presencia de un plectórtido afín a Irhirea (Famatinorthis turneri), género del Caradociano temprano de Marruecos (Havlicek, 1971). Esta ocurrencia sería menos sorprendente en rocas llanvirnianas o más jóvenes (Rábano, com. pers.).
En lo concerniente a los bivalvos, cabe mencionar que el género Redonia, cuya distribución arenigiana fue destacada por Sánchez & Babin (1992, 1993), no es una forma restringida al Arenigiano e incluso presenta mejor distribución y mayor abundancia en los estratos llanvirnianos y llandeillanos de Europa y el norte de África (Babin & Gutiérrez Marco, 199l).
Por su parte, los estudios paleomagnéticos realizados en la sección de Loma del Kilómetro por Valencio et al. (1980) son coherentes con el período de polaridad reversa registrado para el Llanvirniano temprano.
Tomando en conjunto estas consideraciones, cabe señalar que las evidencias parecen apuntar con mayor certeza una edad arenigiana media a superior, si bien resulta prudente no descartar por completo la posibilidad de una edad llanvirniana temprana para la parte superior del Miembro Loma del Kilómetro.

Miembro Punta Pétrea
Área tipo, estratotipo y espesor. El área tipo del Miembro Punta Pétrea se ha establecido en la comarca homónima, ubicada al norte del Río Chaschuil, levantándose la sección tipo en un área que enfrenta aproximadamente a la localidad de Loma del Kilómetro que se dispone al sur del río (Figs. 2 y 19). El espesor de la sucesión correspondiente al Miembro Punta Pétrea allí aflorante es ligeramente superior a los 100 m (Fig. 20; ver referencias en Fig. 8).

Figura 19. Vista general del estratotipo del Miembro Punta Pétrea por encima del Miembro Loma del Kilómetro.
Figure 19. General view of the type section of the Punta Pétrea Member above the Loma del Kilómetro Member.

Figura 20. Estratotipo del Miembro Punta Pétrea.
Figure 20. Type section of the Punta Pétrea Member.

Límites y distribución. El límite inferior del Miembro Punta Pétrea se ubica donde las brechas finas y areniscas volcaniclásticas de esta unidad reemplazan a los depósitos finos del Miembro Loma del Kilómetro. El límite superior no ha sido observado.
Los afloramientos del Miembro Punta Pétrea comprenden una franja que se extiende al norte del Río Chaschuil y presentan una fisonomía distinta a los del sector sur. Mientras este último está caracterizado por lomadas bajas con afloramientos discontinuos, los afloramientos del norte presentan mayor continuidad y son de mayor relieve. Las sucesiones adyacentes al Río Chaschuil son homoclinales y presentan un azimut variable entre 75° y 90° e inclinan de 10° a 20° hacia el NE.

Facies sedimentarias. En el Miembro Punta Pétrea se han identificado cuatro facies sedimentarias (Cuadro 3): brechas finas líticas basandesíticas (Facies A), areniscas y brechas finas volcánicas gradadoestratifìcadas (Facies B) (Fig. 21), brechas finas líticas andesíticas (Facies C) y brechas finas, tobas y areniscas tobáceas fosilíferas (Facies D). Esta unidad está caracterizada fundamentalmente por sedimentitas de grano grueso y marcado aporte volcanigénico. Algunas capas de areniscas y tobas que se presentan hacia el tramo superior del miembro exhiben extensos bancos de braquiópodos articulados (Fig. 22).

Cuadro 3. Descripción e interpretación de las facies sedimentarias del Miembro Punta Pétrea.
Table 3. Description and interpretation of the sedimentary facies of the Punta Pétrea Member.

Figura 21. Conglomerados y areniscas normalmente gradado-estratificados y con estratificación entrecruzada de bajo ángulo (Facies B). Miembro Punta Pétrea.
Figure 21. Normally graded-stratified to low-angle planar cross-bedded conglomerates and sandstones (Facies B). Punta Pétrea Member.

Figura 22. Tobas fosilíferas (Facies D). Miembro Punta Pétrea.
Figure 22. Fossílíferous (Facies D). Punta Pétrea Member.

El bajo grado de metamorfìsmo sufrido por estas rocas está evidenciado por la asociación de epidoto, calcita y clorita, así como por una profusa albitización. Estos fenómenos pueden en algunos casos llegar a obliterar caracteres texturales primarios dificultando una aproximación genética.
Los fragmentos líticos que constituyen entre el 90 y el 95% de la fracción elástica de las brechas muestran un rango composicional estrecho, dominando netamente los términos andesíticos, si bien la facies D se caracteriza por la presencia significativa de componentes líticos de afinidades básicas (¿basandesitas o basaltos?). Los líticos andesíticos presentan diversas texturas, predominando la textura pilotáxica con base devitrificada a material criptocristalino y la porfírica con fenocristales de plagioclasa en pasta pilotãxica. Los líticos con afinidades básicas pueden presentar textura porfírica con fenocristales deplagioclasa inmersos en pasta intergranular formada por plagioclasa y clinopiroxeno, obliterada por óxidos de hierro o estructura amigdaloide y textura microlítica en pasta ferritizada con amígdalas rellenadas por clorita o calcita. Por su parte, las andesitas que se interdigitan en el tramo cuspidal presentan textura brechosa. Los fragmentos, con contornos sumamente irregulares, exhiben estructura amigdaloide y textura porfirica con muy escasos fenocristales de plagioclasa, inmersos en una pasta ferritizada fonnada por tablillas o microlitos de plagioclasa orientados. Las amígdalas son muy irregulares y están rellenadas por clorita o carbonato.
El tramo inferior de la sucesión en Punta Pétrea, está integrado por la alternancia de las distintas facies gruesas. Una secuencia tipo se inicia con brechas basandesíticas, seguidas por areniscas y brechas finas gradado-estratificadas, y puede culminar con un depósito de brechas finas andesíticas. El tramo superior de la colunma está integrado por sucesivos paquetes de delgadas brechas canalizadas, areniscas y tobas fosilíferas (Fig. 22). Algunas areniscas muy finas tobáceas del tramo superior presentan una difusa estratificación entrecruzada de muy bajo ángulo sugiriendo retrabajo por olas de tormenta. Asociadas a estas capas, se disponen las andesitas brechosas pobremente seleccionadas antes mencionadas, que conforman al mezclarse con el sedimento la matriz en la que se preservan moldes de braquiópodos.

Ambiente de sedimentación. El Miembro Punta Pétrea registra la sedimentación producida en un ambiente de abanico deltaico (Mángano & Buatois, 1992a). En el presente estudio hemos adoptado el criterio de Nemec & Steel (1988), quienes sugieren denominar como abanico deltaico ("fan delta") a un prisma de sedimentos aportados por un abanico aluvial y depositados, total o mayormente, en forma subácuea en la interfase entre el abanico y el cuerpo de agua. En particular, el sistema aquí analizado podría ser comparado con los conos de detritos volcaniclásticos ("fan-deltoid cone/aprons") ilustrados por Nemec & Steel (1988) y con los deltas no aluviales descriptos por Nemec (1991). Dentro de este último grupo, pueden distinguirse dos subtipos básicos: deltas piroclásticos y deltas de lava. Nemec (1991) señaló asimismo la existencia de términos mixtos, intermedios entre estos dos casos, que deben entonces ser considerados en realidad como miembros terminales de un continuo de situaciones. En el caso de las sucesiones del Miembro Punta Pétrea, si bien los flujos lávicos han participado en la generación del abanico, éste se habría conformado mayormente por la participación de flujos gravitacionales volcaniclásticos, fundamentalmente corrientes de turbidez densas. Estos sistemas se caracterizan por una alta participación de detritos volcanigénicos y se desarrollan donde las zonas de plataforma son angostas, tectónicamente inestables o virtualmente inexistentes.
La sucesión analizada representaría el pie de un abanico deltaico que habría progradado sobre la plataforma. Los procesos dominantes habrían sido corrientes de turbidez de alta densidad y flujos de detritos grano-dominados (sensu Cas & Wright. 1988) originados por removilización de material volcánico. Dada la homogeneidad composicional que presentan las facies gruesas y su similitud con las andesitas superiores es plausible que la removilización del material haya tenido lugar en forma aproximadamente coetánea con el vulcanismo. Aparentemente, los flujos gravitatorios se habrían dispersado formando flujos mantiformes. Las evidencias de canalización están restringidas a pequeñas lentes normalmente gradadas que pueden presentarse en el sector basal de los paquetes de areniscas y tobas que integran el tramo superior. La presencia localizada de laminación entrecruzada por oleaje en este sector cuspidal indicaría que, al menos parte del material volcanigénico, se habría emplazado por encima del nivel de base de olas. Sin embargo, los términos más proximales del sistema no estarían expuestos.
El desarrollo de este sistema estaría vinculado a un momento de alto apone de material volcanigénico, relacionado con un pico en la actividad eruptiva, El carácter juvenil de los detritos pone de relieve una removilización más o menos simultánea con la erupción en la mayor parte de los casos.

Fauna y edad. La fauna de este miembro no ha sido estudiada hasta el momento en detalle. Esta fauna está dominada por braquiópodos articulados, si bien aparecen asociados como elementos minoritarios gastrópodos de gran tamaño y fragmentos de trilobites. El braquiópodo más abundante en esta asociación es Famatinorthis turneri y se presenta asociado a escasos ejemplares de Monorthis y Skenidiodes. Esta fauna plantea un interesante problema. Por una parte, Monorthis es un conocido género característico del Arenigiano temprano y de distribución restringida a escasas localidades célticas. Por otra parte, Skenidioides es una forma de amplio rango cuyo biocrón se extiende desde el Arenigiano tardío al Silúrico (Cf. Neuman & Bates, 1978). Finalmente, si bien Famatinorthis turneri es una forma endémica y no aporta información bioestratigráfica precisa, sus afinidades con formas del Ordovícico tardío (Cf. Havlicek, 1971) sugerirían una edad más joven que arenigiana. En síntesis, la fauna no proporciona por si sola evidencias conclusivas. Sin embargo, la información sobre relaciones estratigráficas aportada en este estudio permite sugerir que el Miembro Punta Pétrea tiene una edad no inferior al Llanvirniano temprano.

CONSIDERACIONES FINALES

El análisis de las sucesiones ordovícicas aflorantes en las adyacencias del Río Chaschuil, en el extremo norte de la Sierra de Narváez, ha permitido clarificar aspectos litoestratigráficos referidos a la cuenca ordovícica del Famatina. La Formación Suri es aquí dividida en tres miembros (de base a techo): Vuelta de Las Tolas, Loma del Kilómetro y Punta Pétrea. La totalidad de los afloramientos aquí considerados fueron mapeados originalmente por Turner (1967) como parte de la Formación Suri. Teniendo en cuenta que tales sucesiones exhiben una considerable variabilidad litológica, se ha creído conveniente efectuar la subdivisión indicada.
El esquema litoestratigráfico propuesto tiene como objeto proveer un marco de referencia general que pueda servir de base para futuros estudios sedimentológicos y biostratigráficos de mayor detalle. Si bien el presente esquema ha sido elaborado a partir de las sucesiones expuestas en el extremo norte de la cuenca, es dable esperar que el mismo pueda ser aplicado, al menos parcialmente, en el estudio de los estratos de la formación aflorantes hacia el sector sur, en la Sierra de Famatina.
En lo que concierne a aspectos sedimentológicos, la Formación Suri representa una megasecuencia regresiva, conformada de base a techo por depósitos de talud, plataforma y abanico volcaniclástico. Fisher (1984) ha postulado un modelo evolutivo para islas volcánicas, válido con pequeñas modificaciones tanto para conos basálticos como para estratovolcanes andesíticos, que presenta sugestivas similitudes con la historia depositacional que surge del presente análisis. El estadío A de este autor tiene lugar por debajo del nivel de compensación de presión y está caracterizado por efusiones no explosivas. A medida que el volcán crece, las pendientes se hacen más empinadas lo cual origina el desarrollo del talud y la sedimentación a partir de flujos en masa. El estadío B1 tiene lugar por encima del nivel de presión de compensación, pero aún en forma subácuea. Este estadío está caracterizado por la producción de detritos hidroclásticos explosivos. En el estadío B2 se produce un mayor empinamiento de la pendiente. En volcanes con abundante material piroclástico en relación a flujos lávicos (estratovolcanes andesíticos), se originan flujos subaéreos que llevan material volcanigénico hacia el mar y caída de cenizas. Esto puede traer aparejado la Formación de abanicos deltaicos en sectores de plataformas estrechas. Sin embargo, la presencia en el Miembro Vuelta de Las Tolas de areniscas y limolitas vítreas asociadas a lapilli acrecional, así como los cristales angulosos y fragmentos pumíceos presentes en las facies gruesas canalizadas sugieren la existencia de un vulcanismo explosivo (subaéreo o marino por encima del nivel de compensación de presión) previo o concomitante con la sedimentación en los estadios evolutivos iniciales.
El vulcanismo fue un factor de control fundamental sobre la sedimentación. En particular, proporcionó una importante cantidad de material detrítico, que fue transportado hacia la cuenca principalmente a partir de la acción de flujos gravitatorios de sedimentos. La acumulación de clásticos gruesos tanto en sectores canalizados como formando cuñas sedimentarias, que se evidencia en el Miembro Punta Pétrea y en algunos tramos del Miembro Vuelta de Las Tolas, estaría relacionada con picos en la actividad eruptiva. Por su parte, las variaciones del nivel del mar fueron un control relevante en determinados momentos de la historia depositacional de la Formación Suri. La depositación de potentes paquetes de sedimentitas de grano fino sobre áreas de talud representadas en el Miembro Vuelta de Las Tolas sugeriría intervalos de nivel del mar alto. Por su parte, los descensos del nivel del mar habrían sido el factor desencadenante para la generación de flujos gravitatorios fríos ricos en material volcanigénico. Tales caídas del nivel del mar promovieron condiciones de inestabilidad en los paquetes de sedimentos acumulados en las márgenes de los centros volcánicos, dando lugar a frecuentes flujos en masa que transportaron los detritos hacia el centro de cuenca.
Finalmente, la presencia de estas sucesiones volcaniclásticas pone de relieve la continuación hacia el sur del arco magmático Ordovícico localizado en la Puna Occidental (Cf. Coira et al., 1982). Este hecho se ve reforzado por la marcada similitud existente entre algunas de las facies descriptas en la cuenca de la Puna y las aquí mencionadas. Las similitudes son particularmente evidentes en lo que respecta a los depósitos de la Formación Aguada de la Perdiz (Cf. Breitkreuz et al., 1989) y las facies registradas en las sucesiones de talud del Miembro Vuelta de Las Tolas.

Agradecimientos

Los estudios estratigráficos en la Formación Suri han sido realizados gracias a una Beca de Doctorado del CONICET otorgada a MGM y fueron supervisados por Florencio G. Aceñolaza. Agradecemos especialmente a María Isabel Fernández por sus comentarios sobre la petrografía de estas sucesiones, a Isabel Rábano por valiosas discusiones acerca de la edad y fauna de la unidad analizada, a Susana Esteban y Franco Tortello por información concerniente a las unidades eopaleozoicas basales y a Daniel Ruíz Holgado y Guillermo Guirado por la confección de las ilustraciones. El apoyo logístico para las tareas de campo fue brindado por la Municipalidad de Tinogasta y la Dirección Provincial de Vialidad, Sedes Tinogasta y Fiambalá.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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Recibido: 3 de enero de 1994.
Aceptado: 25 de noviembre de 1994.