CÁMBRICO Y ORDOVÍCICO DEL NOROESTE ARGENTINO
Las sucesiones cambro-ordovícicas del noroeste de la República Argentina están ampliamente representadas en el territorio de las provincias de Jujuy, Salta, Catamarca, Tucumán, La Rioja y el subsuelo de Santiago del Estero, Chaco y Formosa. Las mismas se acumularon en dos amplias cuencas (cuenca del noroeste argentino y cuenca del Famatina), las cuales han sido objeto de una particular evolución tectogenética, lo que derivó en la articulación de diferentes modalidades deposicionales. Sus respectivas unidades estratigráficas merecen un minucioso análisis tendiente a establecer con claridad sus características, sus relaciones verticales y laterales y las particularidades de los eventos acaecidos
durante su historia geológica.
A continuación se exponen las características y distribución de las distintas unidades estratigráficas de edad cambro-ordovícica de las denominadas cuencas del noroeste argentino, haciendo referencia al contenido fosilífero de las mismas y enfatizando la naturaleza de los ambientes en los cuales se originaron. Asimismo, se discuten los marcos tectónicos postulados para los distintos lapsos estudiados.
CÁMBRICO
El Cámbrico muestra un importante desarrollo en la cuenca del noroeste argentino, encontrándose afloramientos en las provincias geológicas de Puna, Cordillera Oriental y Sierras Subandinas. Es necesario señalar que el mismo forma parte del ciclo Famatiniano (Cámbrico medio-Devónico superior). Entre el ciclo Pampeano y el Famatiniano media un importante evento orogenético (Fase Tilcárica) que dio lugar a una neta discordancia angular entre ambos ciclos.
Numerosos autores, desde fines del siglo XIX, han aportado valiosa información relacionada con estos depósitos. Kayser (1876, 1897), Brackebusch (1883), Keidel (1907, 1910, 1943), Bonarelli (1921), Hausen (1925), Feruglio (1931), Windhausen (1931), Sgrosso (1939, 1943), De Ferraris (1940), Herrero Ducloux (1940), entre muchos otros, proveyeron conocimientos geológico-paleontológicos que sirvieron de importante base a estudios posteriores.
CÁMBRICO MEDIO Y SUPERIOR
Discordantemente sobre las rocas del Grupo Lerma, se dispone una potente secuencia sedimentaria clástica cuyos principales afloramientos se reconocen desde la frontera argentino-boliviana (sierra de Santa Victoria) hasta Tucumán (sierra del Campo). Asimismo cabe indicar que también ha sido identificada en perforaciones profundas realizadas en Santiago del Estero y Formosa.
La secuencia comprende, en gran parte, al denominado Grupo Mesón, el cual está integrado por rocas fundamentalmente cuarcítico-arenosas que, de base a techo, se reconocen con los nombres formacionales de Lizoite (Turner, 1960a), Campanario (Turner, 1960a) y Chalhualmayoc (Turner, 1963). Así también, los tramos basales de los Grupos Santa Victoria (Cordillera Oriental) y Cachiyuyo (Famatina) son actualmente asignados al Cámbrico superior alto (ej. Benedetto, 1977; Aceñolaza, 1983; Moya, 1988; Manca, 1993; Tortello y Aceñolaza, 1993; Rao et al., 1994; Tortello y Esteban, 1997). No obstante, estos últimos grupos serán tratados con detenimiento en la sección correspondiente al Ordovícico inferior.
GRUPO LAS BREÑAS
Fm. Las Breñas
Fm. Pirané
Fm. Árbol Blanco
En la sierra de Santa Victoria, la Formación Lizoite se inicia con un conglomerado basal con clastos de cuarcitas que llega a tener 27 m de potencia en la zona del cerro Cóndor. Se suceden areniscas cuarcíticas de colores claros, rojizos, rosados y blanquecinos, de grano mediano a fino, muy coherentes, masivas y con estratificación cruzada. Se intercalan paquetes delgados de lutitas verde oliva que varían a colores pardoverdosos.
En la zona de Iruya son frecuentes las intercalaciones conglomerádicas. Las mismas se componen de clastos subangulosos de cuarzo, cuarcitas moradas, rojizas y esquistos oscuros, distribuidos en capas que no sobrepasan los 2 a 3 m de potencia.
Hacia arriba, en concordancia, se dispone la Formación Campanario, que en el cerro homónimo tiene su localidad tipo. La misma está constituida por areniscas rojizas y moradas con intercalaciones pelíticas de igual color. Son abundantes las estructuras sedimentarias y particularmente se destacan los niveles que contienen Skolithos. El paso de esta unidad a la Formación Chalhualmayoc es normal y se reconoce por el cambio neto de las características de las cuarcitas, las cuales pasan a constituir bancos homogéneos de color blanquecino o grisáceo, interrumpidas por escasos niveles pelíticos.
En la región de la quebrada de Humahuaca, la Formación Lizoite presenta caracteres litológicos similares a los arriba mencionados. En general está constituida por bancos cuarcíticos homogéneos, de coloración blanquecina, con una notable continuidad lateral. Su base exhibe un conglomerado basal fino a mediano. El contenido fosilífero está representado casi exclusivamente por icnofósiles. En la misma zona, la Formación Campanario se distingue por su coloración generalmente rojiza a verdosa, estando integrada por cuarcitas finas, laminadas, que presentan potentes intercalaciones de bancos pelíticos morado oscuro, verde y rosa. La abundante perturbación biogénica, que en algunos sectores se presenta como verdaderas pipe rocks, es otro carácter distintivo. Estudios sobre la icnofauna realizados por Aceñolaza (1978) y Manca (1986) permitieron identificar, en distintos niveles, la existencia de Cruziana semiplicata, Didymaulichnus, Bergaueria, Laevicyclus, Rusophycus, Planolites, Conostichus, Arthrophycus, Isopodichnus, Gordia y Monomorphichnus.
Por último, la Formación Chalhualmayoc está representada por cuarcitas de color rosado a gris blanquecino, con delgadas intercalaciones conglomerádicas y de areniscas laminadas. En distintas localidades de la quebrada de Humahuaca donde afloran niveles de granulometría más fina se han reconocido trazas fósiles, tales como Cruziana y Planolites, y fundamentalmente Skolithos, cuya frecuencia no es tan importante como en la unidad anterior.
En el área de Aguilar, constituyendo el núcleo del anticlinal de la sierra de Cajas, afloran cuarcitas blanquecinas y grises bien estratificadas que se interpretan equivalentes a la Formación Chalhualmayoc y que se identifican localmente con el nombre de Formación Padrioc (Aceñolaza, 1968). Su espesor es cercano a los 500 metros. Las mismas pasan transicionalmente y en concordancia a pelitas de edad cámbrica superior pertenecientes a la base del Grupo Santa Victoria, con Parabolina (Neoparabolina) argentina (Aceñolaza, 1968).
En la provincia geológica de Puna, estas rocas han sido registradas fundamentalmente en las localidades de Potrerillos, sierra de Cobres, Lipán, Cangrejillos, sierra de Aguilar y Abra Pampa. Es en la primera localidad donde Aceñolaza (1973) describió una secuencia de aproximadamente 200 m constituida por cuarcitas conglomerádicas de matriz verdosa que dan lugar a cuarcitas masivas, con abundantes estructuras sedimentarias y con pseudomorfos de pirita. En el flanco occidental de la sierra de Cobres, Schwab (1973) describió una secuencia de 350 m de cuarcitas en las que reconocen abundantes estructuras sedimentarias tales como óndulas y estratificación diagonal, especialmente en los bancos que se superponen al conglomerado basal.
En la zona de Potrerillos (Salta) se reconoció, en la Formación Lizoite, al trilobite Asaphiscus, indicativo de una edad cámbrica media-alta (Aceñolaza y Bordonaro, 1989). Asociado a este fósil, se identificaron restos de braquiópodos articulados y las trazas Cruziana y Rusophycus. Son también notorios los afloramientos de las Formaciones Campanario y Chalhualmayoc en la zona de El Moreno y Laguna Blanca, donde Ramos (1973) determinó la presencia de Rusophycus bilobatus.
En la sierra de Santa Bárbara (Salta) se presentan niveles cuarcíticos hacia la base del Grupo Tamango, los cuales fueron correlacionados con los estratos cuspidales del Grupo Mesón (Aceñolaza y González, 1977). En las sierras de La Candelaria (Salta) y del Campo (Tucumán), Ricci y Villanueva (1969), Mon (1971) y Porto y Danieli (1992) describieron una secuencia de ortocuarcitas de color rosado a morado que hacia arriba pasan a areniscas de grano mediano a fino, micáceas con laminación paralela y con frecuentes intercalaciones lutíticas y limolíticas de color gris verdoso, a la que reconocieron con el nombre de Formación Candelaria (Ricci y Villanueva, 1969). Debe destacarse que esta unidad se inicia con un conglomerado basal y que, en el caso de la sierra de la Candelaria, pasan arriba a niveles pelíticos del Cámbrico superior - Ordovícico basal (Tortello et al., 1996).
ORDOVÍCICO MEDIO
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Sector Noroeste de la Puna Mina Pirquitas, Santa Catalina, San Francisco, Sierra de la Rinconada, Orosmayo, Sierra de Quichagua, Sierra de Zapaleri Complejo Magmático-Sedimentario Cochinoca-Escaya Comprende las rocas sedimentarias y volcánicas ordovícicas aflorantes en las sierras de Queta-Quichagua, los cuales constituyen la prolongación austral de la sierra de Escaya. Se define esta entidad estratigráfica por registrarse en ella volcanitas y rocas subvolcánicas dacíticas y espilíticas sindepositacionales interestratificadas con potentes sucesiones arenopelíticas junto a sills y diques básicos alcalinos. Cabe aclarar que la distribución areal de este Complejo, reconociéndoselo en el cordón de Escaya-Cochinoca y a lo largo de la faja que se extiende hacia el sur en las serranías de Huancar, Cobres y Tanques en la Puna septentrional. Se establece como sección tipo de esta unidad al flanco occidental de la sierra de Quichagua y flanco oriental de la sierra de Queta. Coira (1979) reconoce la naturaleza sinsedimentaria de las secuencias magmáticas de referencia dentro de la Hoja Geológica 3c Abra Pampa, las que incluye en la Formación Acoite. Por otra parte, las rocas magmáticas del Complejo fueron consideradas dentro de la denominada Faja Eruptiva de la Puna Oriental (Méndez et al., 1973) como parte de un extenso cinturón magmático extendido en dirección nor-noreste/sur-suroeste desde los 17º S a lo largo del borde oriental de la Puna. Estas rocas han sido interpretadas alternativamente como pórfidos riodacíticos y granodioritas de edad silúrica, intrusivos en la secuencia clástica ordovícica (Turner, 1964b; Schwab, 1973; Méndez et al., 1973; Omarini et al., 1979; Bahlburg, 1990a) y como lavas espilíticas y lavas-ignimbritas y niveles piroclásticos dacíticoriolíticos submarinos contemporáneos con la sedimentación ordovícica (Coira, 1973, 1975; Koukharsky y Mirré, 1974; Coira et al., 1982). En Puna septentrional este magmatismo fue reanalizado e interpretado como una sucesión de lavas espilíticas en almohadillas y macizas, que pasa gradualmente a un complejo volcánico lávico-dómico silíceo sinsedimentario, con brechas autoclásticas, hialoclastitas y criptodomos asociados (Coira y Koukharsky, 1991; Rapela et al., 1992; Coira y Koukharsky, 1994; Coira, 1996). Para precisar su distribución espacio-temporal y comprender las variaciones petrológico-estructurales a lo largo de la tradicionalmente denominada “Faja eruptiva de la Puna oriental” resulta imprescindible contar con una mayor cantidad de información de índole estratigráfica, volcanológica y estructural. La Fase de deformación Oclóyica (Turner y Méndez, 1975), asignada para las rocas de la Puna al Asghilliano (Mon y Hongn, 1987) afectó con mayor intensidad a los sedimentos ordovícicos asociados a las magmatitas. Por lo tanto este Complejo forma parte de una faja de deformación regional denominada Frente Oclóyico (Salfity et al., 1975; Mon y Hongn, 1991). La base del complejo es desconocida y el tope está caracterizado por un contacto discordante de magnitud regional sobre la cual se asientan unidades conglomerádicas mesozoicas del Subgrupo Pirgua. Las relaciones de contacto fueron modificadas por el tectonismo cenozoico conformando fallas de alto ángulo y corrimientos imbricados. Localmente se apoyan mediante truncamiento erosivo, sedimentitas clásticas y volcaniclásticas del Mioceno medio (Formación Tiomayo enmend.) y tobas, brechas e ignimbritas terciarias del Complejo volcánico Coranzulí. 1) Facies magmáticas: Las magmatitas que conforman esta unidad incluyen lavas, hialoclastitas-brechas, sills, diques y cuerpos subvolcánicos, predominantemente de composiciones silíceas y básicas subordinadas. Dentro de la secuencia volcánica se reconoce una sucesión general que comienza con miembros máficos subordinados (mantos lávicos espilíticos), la cual pasa transicionalmente a un conspicuo volcanismo silíceo (Coira, 1973, 1975; Coira y Koukharsky, 1994). Se han diferenciado también diques y sills sinsedimentarios básicos alcalinos. Las espilitas presentan su afloramiento más extendido en la sierra de Queta, constituyendo el flanco oriental de dicha serranía, la sección representativa de este magmatismo. Consisten en mantos concordantes de tonalidades grisáceo-verdosas de 6 a 18 m de espesor intercalados en las sedimentitas. Son rocas microporfíricas con fenocristales de plagioclasa (albita-oligoclasa), y en ocasiones de tremolita-actinolita±augita, inmersos en una matriz clorítica, o bien presentan texturas granulares finas. Estas últimas consisten esencialmente de agregados cloríticos finos en los que se distinguen mosaicos silíceos y agregados sericíticos. Es frecuente la presencia de carbonatos asociados a la clorita, reemplazando a plagioclasa o como venillas, así como de abundante illmenita la cual está parcialmente alterada a leucoxeno. Geoquímicamente se caracterizan por contenidos en SiO2: 48-51,6%; TiO2: 1,17-2 % y relaciones FeO*/MgO: 1,3-2,29%. Sills y diques sinvolcánicos representados por basaltos alcalinos y basanitas, se presentan con espesores de 1-3 m. Son afíricos a pobremente porfíricos siendo sus minerales máficos, augita, kersutita y biotita. Corresponden a rocas con contenidos de SiO2=42-45 %, ricas en TiO2 (2.8-4%) y con contenidos K2O de 0.6-2.1%, las que se encuadran en el campo subalcalino a alcalino en base a sus elementos mayoritarios. Las características de sus elementos trazas permiten por otra parte asignarlos, junto a las espilitas, a asociaciones alcalinas de intraplaca (Coira et al., 1997). El volcanismo silíceo, principalmente dacítico, es el de mayor representación en el Complejo, conformando los núcleos de las sierras de Quichagua y Queta. La sección tipo del mismo se ubica en la quebrada Muñayoc, flanco occidental de la serranía de Quichagua. Se compone de facies lávicas masivas y autobrechadas, hialoclastitas, sills, domos extrusivos y criptodomos, cuyas características texturales indican efusiones submarinas esencialmente no-explosivas con frecuentes fenómenos de fragmentación por enfriamiento en la interfase lava-agua (Coira y Koukharsky, 1994; Coira, 1996) y facies subvolcánicas asociadas a criptodomos. Las facies lávicas-dómicas son porfíricas (20-35 %) con fenocristales de feldespato alcalino (Ab68-72/Or32-38) de hasta 5 cm, plagioclasa (An 15-20), cuarzo y biotita, dentro de una matriz microcristalina desvitrificada y alterada (Coira y Koukharsky, 1994). Se ubican dentro del campo calcoalcalino rico en K, con contenido en SiO2: 67-72% y Na2O + K2O: 5,1-7,2 %, presentando signatura débil de arco-retroarco y fuerte componente cortical (Koukharsky et al., 1988; Coira et al., 1997). Los representantes magmáticos tanto dacíticos como máficos alcalinos presentan características composicionales, texturales-estructurales y de emplazamiento, que permiten asignarlos a un volcanismo bimodal, esencialmente no explosivo, cercano a su zona de emisión, concomitante con la depositación de secuencias sedimentarias de plataforma externa a talud proximal. Las características geoquímicas de las dacitas, composicionalmente homogéneas a lo largo de más de 200 km, con signatura de arco débil, junto al carácter alcalino de intraplaca de los componentes máficos apoyan la asociación a un régimen extensional postulada por Coira et al., 1997 para este magmatismo. La Fase de deformación Oclóyica produjo en las volcanitas la formación de un clivaje irregular y espaciado de similar orientación al de las sedimentitas; y en las rocas porfíricas especialmente, originó la alternancia de fajas foliadas hasta lentes protomiloníticas dentro de rocas con menor deformación (Hongn, 1995). En consecuencia, el tectonismo sobreimpuesto ha modificado en algunos casos las texturas originales de las rocas y esto ha dificultado el reconocimiento exacto de su génesis. Por otra parte, este evento modificó localmente los contactos entre las rocas ígneas y silicoclásticas debido a sus distintas competencias (Hongn, 1995). Los datos radimétricos U/Pb en monazitas obtenidos de magmatitas del área de Cochinoca, correlacionables con las aflorantes en las sierras de Queta-Quichagua, dan una edad mínima de cristalización de 467 ± 1 Ma (Ordovícico medio, Lork y Bahlburg, 1993). Esta edad estaría en parte en coincidencia con la determinada por los fósiles de las sedimentitas interestratificadas (Arenigiana- Llanvirniana, Coira, 1979). Por otra parte otras edades obtenidas también del área de Cochinoca pero por el método Rb/Sr indican un evento devónico de 374±7 Ma (Omarini et al., 1979) y son interpretadas como edades del último cierre del sistema isotópico. 2) Facies sedimentarias: Los tipos litológicos principales son areniscas cuarzo-feldespáticas de grano medio a fino y pelitas (arcilitas y limolitas) micáceas laminadas y macizas. La estratificación tiene un rumbo general noreste. Las areniscas presentan una coloración verde grisácea y blanquecina a gris clara en superficies frescas, mientras que debido a la alteración superficial las primeras se tornan amarillentas. Los bancos varían en espesor desde algunos milímetros hasta el metro y en muchos sectores se observan capas amalgamadas con espesores variables entre 5 y 15 m suelen reconocerse en ellos estructuras sedimentarias como laminación paralela, tangencial de bajo ángulo, laminación ondulada y ondulitas de crestas sinuosas. Los estratos arenosos más delgados conforman paquetes de escala métrica interestratificados con pelitas en proporciones variables distinguiéndose mediante el tipo de relaciones arena/pelita, constituyendo intervalos arenosos y pelíticos los miembros extremos. Petrográficamente, Coira (1979) reconoció dos tipos principales: i) ortosubcuarcitas, donde la matriz es muy escasa (2-5%) y los granos detríticos son aproximadamente equigranulares principalmente de cuarzo (60-70%), feldespatos (10-30%), estos últimos comúnmente alterados y ii) intermedias entre orto y parasubcuarcitas (son los bancos más abundantes), con matriz clorítico-sericítica (10-25%) y fracción detrítica constituida por cuarzo (55-70%), feldespatos (10-30%) y fragmentos líticos (2-5%). Las facies pelíticas tienen colores gris oscuros y es común la decoloración y las pátinas pardo-amarillentas por meteorización de pirita diseminada. Presentan una repetición de pares bitemáticos (limo-arcilla) que en secciones delgadas presentan buena selección y son frecuentes las láminas microgradadas y con deformación sinsedimentaria. Las términos limolíticos presentan contactos basales netos y topes transicionales. En ocasiones se observan ondulitas aisladas de baja amplitud. En los intervalos lutíticos tienden a concentrarse los cristales de pirita con típicas formas euhédricas, a veces con desarrollo de sombras de presión rellenas con filosilicatos neoformados. Suelen contener abundantes concreciones carbonáticas subredondeadas a elipsoidales. En el análisis de las características litológicas, estructuras sedimentarias y relaciones faciales de estas secuencias se ha reconocido la interacción de eventos turbidíticos de cuenca distal-talud y tempestíticos bajo un régimen de plataforma externa a media, con acción de olas de tormenta y normales. Estructura Toda la sucesión sedimentaria se encuentra afectada por un plegamiento de longitud de onda variable (métrico hasta decamétrico) con un buen desarrollo de un clivaje de plano axial de rumbo general noreste y vergencia no definida (Mon y Hongn, 1987; Hongn, 1995). La tectónica andina en general ha producido corrimientos y basculamiento hacia el este de los bloques ordovícicos (Mon y Hongn, 1987). Para las sierras de Quichagua-Queta Aceñolaza y Toselli (1984) establecieron una edad arenigiana de acuerdo con el registro de graptolitos Didymograptus nitidus, D. protobifidus y Tetragraptus fruticosis. Bahlburg et al. (1990) reconocieron para el cordón de Escaya Isograptus caduceus cf. nanus, Tetragraptus quadribrachiatus sl., “Corymbograptus” cf. vacillans, Acrograptus filiformis, asignando dicha secuencia al Arenigiano inferior, mientras que en la sierra de Cochinoca-cerro Queta, en base a la presencia de Dicellograptus sp. indican una edad probablemente llandeiliana. Mientras tanto, en el sector septentrional del cordón de Escaya (Cuesta del Toquero) la asociación de graptolitos recolectada recientemente por Gutiérrez Marco et al. (1996) fue referida a la Biozona Undulograptus austrodentatus, indicativa del límite Arenigiano- Llanvirniano. La ausencia de otros indicadores bioestratigráficos imposibilita ajustar con mayor precisión la edad de las sedimentitas ordovícicas.
Sector central de la Puna La Quiaca , Cordón de Escaya, Sierra Cochinoca, Abra Pampa, Sierra de Aguilar, Santa Victoria, Sierra de Santa Victoria GRUPO SANTA VICTORIA Formación Santa Rosita Esta formación está integrada por una potente sucesión de lutitas. Comienza con un conglomerado basal formado por una arenisca cuarcítica de color violado pardusco, con guijarros diseminados de 1 a 2 cm de diámetro, compuestos de cuarzo, areniscas cuarcíticas, pizarras, filitas y granodiorita. Son caracaterísticos los guijarros achatados de arcilitas de color gris claro. El conglomerado tiene un espesor de 30 a 40 metros. Cuando este conglomerado está ausente, aparece una arenisca de grano grueso. A continuación se presenta un paquete de unos 10 m constituido por areniscas verdosas de grano fino, cubierto por lutitas verdosas a gris oscuro, con algunas intercalaciones de areniscas y lutitas areniscosas. Es común la existencia de potentes bancos (1,5 a 2 m) de cuarcitas claras blanco-grisáceas, con ondulitas, tubos de vermes y laminación entrecruzada. En la sucesión continúan lutitas, en parte margosas, con intercalaciones abundantes de areniscas lutíticas y escasas calizas fosilíferas. Este paquete es seguido por lutitas de color gris oscuro con estratificación fina, escasas intercalaciones de areniscas lutíticas verdosas, margas y calizas oscuras, grisazuladas. En la parte inferior del perfil, la relación arenisca- lutita es alrededor de 1:1; el contenido de lutita aumenta hacia arriba rápidamente llegando a 1:2 en la mayor parte de la columna. Las lutitas son muy oscuras y a veces contienen pirita. En ocasiones, se encuentran bancos de coquina, integrados por restos de braquíopodos (Méndez et al., 1979). Es característica la presencia de vetas de cuarzo lechoso, las que en parte tienen rumbo paralelo a la estratificación. Asimismo la formación aparece atravesada por diques y filones-capa de rocas básicas y ácidas. Nesossi (1950) y Turner (1964a) asignan, para la sierra de Santa Victoria, un espesor aproximado de 2300 metros. Esta unidad litológica del Ordovícico se interpreta como depositada en un régimen de plataforma marina estable a sublitoral (Turner, 1964a; Moya, 1988). La Formación Santa Rosita yace en discordancia regional sobre el Grupo Mesón; la misma se observa en las quebradas de los ríos Santa Rosa, Santa Victoria, Mesón Cañaní, al este de la mina La Niquelina y al SE de Cajas (Turner, 1964a). El contenido fosilífero consiste en una rica fauna de trilobites, braquiópodos, graptolitos, gastrópodos, bivalvos, cefalópodos y equinodermos (Beder, 1928; Nesossi, 1950; Russo, 1954; Harrington y Leanza, 1957; Tortello, 1996). Entre las especies citadas se transcriben aquí: Jujuyaspis keidelli, Parabolina argentina, Kainella meridionalis, Parabolinopsis mariana, Apatokephalus serratus, Pseudokainella lata, Basiliella carinata, Rossaspis rossi , entre otras. Manca (1992) da a conocer una asociación de macro y microfauna de la Formación Santa Rosita en la localidad de Nazareno. Basándose en los fósiles, Turner (1964a) asigna a esta formación al Tremadociano. Moya et al. (1994) consideran que comprende el intervalo Cámbrico cuspidal incluyendo todo el Tremadociano. Tortello (1996), registra en los niveles superiores de la Formación Santa Rosita, especies de trilobites agnóstidos correspondientes a los géneros Arthrorhachis y Geragnostus que forman parte de la fauna de Ceratopyge y permiten acotar el techo de esta unidad al Tremadociano superior tardío (Biozona de Notopeltis orthometopa). Formación Acoite Está representada mayoritariamente por sucesiones sedimentarias epiclásticas, integrada por pelitas, en las que se identifican fangolitas y limolitas con estratificación fina e interestratificadas con areniscas de colores gris verdoso a pardo verdoso. Los afloramientos de la sierra de Santa Victoria están constituidos por lutitas verdoso grisáseas, con estratificación muy marcada, con intercalaciones de bancos delgados de areniscas micáceas blanquecinas y, areniscas silicificadas de color gris claro en bancos de hasta dos metros de espesor. En las pelitas se observa a veces pirita diseminada y concreciones calcáreas elipsoidales. En la localidad de Yavi, la unidad está integrada por lutitas de coloración gris verdosa, con intercalaciones de areniscas cuarcíticas macizas. Es común la presencia de vetas de cuarzo lechoso, de espesores, longitudes y forma de yacencia variables. Méndez et al. (1979), consideran que las vetas estarían relacionadas con la mineralización de plomo, plata y cinc en la comarca de Pumahuasi. En el río Santa Victoria esta unidad alcanza un espesor de 1440 metros (Nesossi, 1950), en tanto que Turner (1964a) adiciona 800 m más correspondientes al afloramiento de la localidad Mecoyita, con lo cual se estima un total de 2440 m para la sierra de Santa Victoria. En Yavi presenta un espesor de 220 metros (Méndez et al. 1979). Si bien la información sedimentológica y estratigráfica de esta unidad es aún escasa, se puede postular que estos depósitos se originaron en una extensa plataforma marina. Se considera una progresiva ampliación de los depocentros de la cuenca ordovícica (Turner, 1964a; Moya, 1988). La base de esta unidad descansa sobre sedimentitas de la Formación Santa Rosita. A su vez, a la Formación Acoite, le sobreyace en discordancia regional, la Formación Mecoyita. Nesossi (1950), Harrington y Leanza (1957) y Turner (1964 a y b) citan y describen una abundante fauna de trilobites, braquiópodos y graptolitos, cuyo estudio permitió asignar a la Formación Acoite una edad arenigiana. Entre los fósiles se puede citar: Didymograptus-v-deflexus, Thysanopyge argentina, Hoekaspis schlagintweiti, entre otros. Waisfeld y Toro (1997) dan a conocer nuevas asociaciones de trilobites y graptolitos para la localidad de Santa Victoria. En el tramo superior de la formación, la fauna de Thysanopyge se encuentra vinculada a graptolitos de edad arenigiana inferior. Los estratos cuspidales de esta unidad son portadores de la fauna de Famatinolithus, cuya edad arenigiana media está verificada por los graptolitos asociados.
COMPLEJO MAGMÁTICO-SEDIMENTARIO COCHINOCA - ESCAYA Facies sedimentaria con participación volcánica subordinada Esta unidad consiste esencialmente en areniscas cuarzo-feldespáticas de grano medio a fino, limolitas y arcilitas micáceas laminadas y macizas e incluye escasos niveles volcánicos. Las areniscas tienen una coloración verde grisácea clara en superficies frescas, y tonos amarillentos en superficies alteradas. Conforman estratos de geometría tabular y en menor medida lenticular, de bases usualmente netas y techos frecuentemente ondulados y gradacionales a limolitas. Sus bancos, decimétricos, suelen amalgamarse con espesores de 5-10 metros. Es común observar en ellos laminación paralela, cruzada de bajo ángulo y laminación ondulada. Petrográficamente se diferencian niveles de parasubcuarcitas y en menor proporción ortosubcuarcitas. Las limolitas y arcilitas tienen colores negruzcos y verdosos, son finamente laminadas y se asocian en relación de alternancia. También presentan delgadas intercalaciones de areniscas muy finas, laminadas. Los niveles limoníticos suelen exhibir bases netas y techos transicionales. En los niveles lutíticos abundan los cristales de pirita diseminados lo cual puede generar pátinas pardo-amarillentas por meteorización del sulfuro. Las características litológicas, estructuras sedimentarias y relaciones de facies de estas secuencias indican interacción de eventos turbidíticos de cuenca distal-talud y tempestíticos bajo un régimen de plataforma externa a media, con aporte volcánico. La secuencia sedimentaria está afectada por un plegamiento de longitud de onda variable (métrica a decamétrica) con buen desarrollo de clivaje axial, de rumbo general NNE-SSO y vergencia no definida, atribuido a la fase Oclóyica (Mon y Hongn, 1987; Hongn, 1994). Para la sierra de Cochinoca y el cordón de Escaya, Aceñolaza y Toselli (1986) establecieron una edad arenigiana, de acuerdo al registro de graptolitos Didymograptus nitidus, D. protobifichus y Tetragraptus fruticosis. Bahlburg et al. (1990) reconocen en el cordón de Escaya Isograptus caduceus cf. nanus, Tetragraptus quadribrachiatus sl., Corimbograptus cf. Vacillans y Aerograptus filiformis, y asignan a dicha secuencia al Arenigiano inferior, mientras que en la sierra de Cochinoca, basándose en la presencia de Dicellograptus sp., indican una edad probablemente llandeiliana. Por otra parte, en el extremo norte del cordón de Escaya (cuesta del Toquero), Gutiérrez Marco et al. (1996) describen la biozona Undolograptus austrodentatus, indicativa del límite arenigiano-llanvirniano. Facies magmática Cuerpos dómicos subvolcánicos, lavas y brechas hialoclásticas dacíticas, lavas espilíticas, sills y diques básicos alcalinos Las magmatitas que constituyen esta unidad incluyen cuerpos subvolcánicos, lavas, hialoclastitas y brechas de composición dacítica junto a lavas espilíticas, sills y diques básicos alcalinos. El volcanismo silíceo es el de mayor representación en el complejo y forma gran parte de los núcleos de la sierra de Cochinoca y del cordón de Escaya. Se compone de domos extrusivos, criptodomos, facies lávicas masivas, autobrechadas, hialoclastitas y sills. En el flanco oriental del cordón de Escaya se reconocen muy buenos ejemplos de lavas y hialoclastitas dacíticas con potencias de 10 a 25 m, estas últimas son frecuentes hacia los techos de las secuencias lávicas. Así también se observa desarrollo de niveles peperíticos globulares, de 5 a 10 cm de potencia, en los techos de sills dacíticos, evidenciando la naturaleza sinsedimentaria de los mismos. Coira y Koukharsky (1994) y Coira (1996) reconocen características texturales en estas rocas que indican efusiones esencialmente no explosivas con fenómenos de fragmentación por enfriamiento con el agua de mar. Las facies lávico-dómicas son porfíricas (20-35%) con fenocristales de feldespato alcalino de hasta 5 cm, acompañados por oligoclasa, cuarzo y biotita en una matriz microcristalina desvitrificada y alterada (Coira y Koukharsky, 1994). Éstas presentan signatura calcoalcalina moderada a débil, con contenidos de Si O2 entre 67 y 72% y Na2O K2O entre 5,1 y 7,2% (Koukharsky et al., 1988). Conforman también, a este complejo, lavas espilíticas intercaladas en las sedimentitas, con espesores de hasta 25 metros, macizas o con estructura en almohadilla. Son rocas de color gris verdoso, microporfíricas con fenocristales de plagioclasa (albita-oligoclasa), ocasionalmente tremolita-actinolita, ilmenita y augita, inmersos en una matriz clorítica fina con carbonatos. Un buen afloramiento de lavas espilíticas en almohadilla se ve en la quebrada Chocoite, a 17 km de la localidad La Intermedia (km 1397 - F.C.N.G.B.), sobre el camino que une esta última población con Cerrillos, adonde se advierten almohadillas con ordenamiento zonal concéntrico y diámetros mayores de 1-3 m (Coira y Koukharsky, 1991). Geoquímicamente se caracterizan por contenidos en SiO2 entre 48-51%, altos tenores de TiO2 (1,2 -2 %) y relaciones FeO*/MgO entre 1,3-2,3%. Escasos sills y diques sinvolcánicos de basaltos alcalinos de 1-2 m han sido reconocidos en la sierra de Cochinoca. Son afíricos a pobremente porfíricos con augita, kersutita y biotita como minerales máficos. Corresponden a rocas con 42-45% de SiO2, ricas en TiO2 (2,5-4%) y con contenidos K2O de 0,8-2%, las que se encuadran en el campo subalcalino a alcalino en base a sus elementos mayoritarios y cuyos elementos traza permiten asignarlos por otra parte, junto a las espilitas, a asociaciones alcalinas de intraplaca (Coira et al., 1998). Ambiente Los representantes magmáticos tienen características composicionales, estructurales y de emplazamiento, que permiten asignarlos a un volcanismo bimodal, esencialmente no explosivo, cercano a su zona de emisión. (Coira et al., 1998). La geoquímica de las dacitas, composicionalmente homogéneas a lo largo de más de 200 km, con signatura de arco débil, junto al carácter alcalino de intraplaca de los componentes máficos, apoyan la asociación de dicho magmatismo a un régimen extensional como ha sido postulado por Coira et al. (1998). El Complejo Magmático - Sedimentario Cochinoca - Escaya forma parte de una faja de deformación regional denominada Frente Oclóyico (Salfity et al., 1975; Mon y Hongn, 1991). Los contactos entre las rocas ígneas y las sedimentarias se vieron localmente modificados debido a las diferentes competencias (Hongn, 1994). La fase Oclóyica del Ordovícico superior, afectó con mayor intensidad a las rocas de este complejo que a las de la Formación Acoite s.s., que afloran más al este en las sierras de Pumahuasi, Aguilar y Tres Cruces. Las volcanitas presentan desarrollo de un clivaje irregular y espaciado de similar orientación al de las sedimentitas. La facies porfírica suele exhibir alternancia de fajas protomiloníticas dentro de rocas con menor deformación (Hongn, 1995). El tectonismo sobreimpuesto ha modificado en gran medida las texturas originales de estas secuencias magmáticas, dificultando la interpretación de su génesis. Una datación por método U/Pb en monacitas en magmatitas de la comarca de Cochinoca señala una edad mínima de cristalización de 467±1 Ma (Ordovícico medio, Lork y Bahlburg, 1993). Otros valores obtenidos por método Rb/Sr indican un evento devónico de 374 ± 7 Ma (Omarini et al., 1979) y son interpretadas como edades del último cierre del sistema isotópico. |
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2) Complejo Turbidítico de la Puna (Arenigiano tardío-Llandeiliano-Caradociano temprano?)
2a Sistema turbidítico
inferior (Arenigiano tardío-Llanvirniano)
2a Sistema turbidítico superior (Llandeiliano-Caradociano temprano?)
Cuenca del noroeste argentino.
En la cuenca del noroeste argentino, el Ordovícico basal se encuentra representado por sedimentitas siliciclásticas, que consisten básicamente en lutitas y areniscas finas, las cuales suelen aparecer en mayor o menor grado asociadas con bancos de areniscas cuarcíticas, cuarcitas, calizas, margas y, ocasionalmente, horizontes conglomerádicos (Harrington, in Harrington y Leanza, 1957; véase la
síntesis de Cuerda, 1973).
En la Cordillera Oriental, la secuencia más completa corresponde al perfil del río Santa Victoria, en el norte de la provincia de Salta, y ha sido asignada a la Formación Santa Rosita (Turner, 1960a), unidad que constituye la base del Grupo Santa Victoria (Turner, 1964a). Esta sección consiste en un conglomerado basal sucedido por lutitas grises oscuras y grises verdosas con intercalaciones de areniscas y escasos bancos de calizas y margas (Harrington, in Harrington y Leanza, 1957). Estas sedimentitas están bien expuestas y presentan un espesor de 2.300 m, por lo que dicho perfil es considerado como la localidad clásica de la transición cambroordovícica del noroeste argentino. Su contenido fosilífero consiste en una rica fauna de trilobites, braquiópodos, graptolitos, gastrópodos, bivalvos, cefalópodos y equinodermos. En base al estudio de la trilobitofauna y la graptofauna, es posible asignar a esta unidad una edad que comprende el Cámbrico cuspidal y todo el Tremadociano.
Existen muchas otras localidades con afloramientos que se presentan, en forma discontinua, a lo largo de la Cordillera Oriental. Debido a los cambios faciales en sentido lateral y vertical que exhiben los depósitos del Ordovícico basal en esta región, éstos han recibido numerosos nombres formacionales de carácter local cuyo detalle excede el objetivo de la presente síntesis. Información acerca de las distintas unidades definidas ha sido proporcionada por Harrington y Leanza (1957), Chayle (1981) y Moya (1988), entre otros.
De todos modos, es importante mencionar aquí la típica sección de la sierra de Cajas (provincia de Jujuy), los numerosos afloramientos situados a ambos lados de la quebrada de Humahuaca, así como aquellos localizados en la quebrada de Incamayo y en las proximidades de la ciudad de Salta. En general, las secciones australes poseen un espesor menor al exhibido por aquellas más septentrionales.
Con respecto a la Puna, en la zona del salar de Cauchari afloran cuarcitas y limolitas con escasos restos orgánicos. Las mismas fueron asignadas a las Formaciones Taique y Potrerillo (Schwab, 1973), las cuales constituyen las unidades inferiores del Grupo Cobres (Aceñolaza, 1983). Por su parte, la secuencia más fosilífera conocida para el Ordovícico basal de esta provincia geológica se encuentra localizada al oeste del salar del Rincón, en el extremo noroccidental de la Puna salteña (Moya et al., 1993). Dicha secuencia ha sido asignada a la Formación Las Vicuñas y está integrada por lutitas oscuras, escasos niveles de areniscas y calizas, tobas ácidas y tobas brechosas fenodacíticas (Koukharsky, 1988; Moya et al., 1993). Esta Formación ha sido atribuida al Tremadociano inferior en base a su fauna de trilobites y constituye la evidencia del evento volcánico más antiguo registrado en el Ordovícico del noroeste argentino.
ORDOVICICO INFERIOR DE LA PUNA
ORDOVICICO INFERIOR DE LA CORDILLERA ORIENTAL
ORDOVICICO INFERIOR DE LAS SIERRAS SUBANDINAS
GRUPO TAMANGO, FM LAS MORAS
Finalmente, en el ámbito de las Sierras Subandinas, el paso del Cámbrico al Ordovícico se reconoce en una sección localizada en el flanco occidental de la sierra de Santa Bárbara, frente a la localidad de Piquete, en la provincia de Jujuy. La misma consiste en una secuencia de areniscas y pelitas que ha aportado escasos restos de trilobites y que ha sido asignada a la Formación Las Moras (Aceñolaza y González, 1977), unidad que conforma la base del Grupo Tamango (Aceñolaza y Toselli, 1981). Otro afloramiento con similares caracteres litológicos se encuentra en el flanco occidental de la sierra de La Candelaria, en el sur de la provincia de Salta (Ricci y Villanueva, 1969).
La bioestratigrafía de los afloramientos mencionados se ha basado fundamentalmente en el estudio de los trilobites y graptolitos, al que se ha agregado, más recientemente, el de los conodontes. En función de las faunas de trilobites, Harrington y Leanza (1957) han definido las Biozonas de Parabolina argentina, Kainella meridionalis, Triarthrus tetragonalis-Shumardia minutula y Notopeltis orthometopa, (véase lámina 2) las cuales fueron reconocidas en numerosas localidades del noroeste argentino. Como fuera mencionado, la Biozona de P. argentina comprendería en parte al Cámbrico superior cuspidal. Probablemente el inicio del Piso Tremadociano estaría marcado por la presencia del trilobite Jujuyaspis keideli Kobayashi (Aceñolaza, 1983; Salfity et al., 1984; Rao et al., 1994; Moya et al., 1994). Por su parte, las zonaciones con graptolitos han cobrado importancia a partir de los trabajos de Turner (1959) y se basan fundamentalmente en las formas Rhabdinopora flabelliforme (Eichwald) y sus variedades (Tremadociano inferior) y Bryograptus kjerulfi Lapworth y Adelograptus (Tremadociano superior) (Moya et al., 1994). Por otro lado, el estudio de las faunas de conodontes del noroeste suscita gran interés en virtud de que éstas se hallan asociadas con trilobites y graptolitos, hecho que permite establecer las relaciones temporales entre las especies de estos grupos (Sarmiento y García López, 1993). En la zona de la sierra de Cajas, se han reconocido asociaciones de conodontes característicos del límite Cámbrico-Ordovícico (Biozona de Cordylodus proavus y Biozona de Cordylodus intermedius) y del Tremadociano inferior (Biozona de Cordylodus angulatus) (Hünicken et al., 1985; Rao y Hünicken, 1990). Asimismo, conodontes asignados al límite y al Tremadociano superior fueron identificados en el área de Purmamarca (Bultynck y Martin, 1982; Sarmiento y García López, 1993).
Asimismo, una secuencia del Tremadociano inferior de la sierra de Mojotoro, próxima a la ciudad de Salta, es interpretada como depósitos de zonas de transición línea de costa-mar afuera, correspondientes a una plataforma también dominada por olas y tormentas (Juárez y Boso, 1993). A su vez, la sucesión tremadociana aflorante en las cercanías de Purmamarca ha sido recientemente interpretada como el producto de la sedimentación en un ambiente submareal en el cual se habrían desarrollado complejos de ondas de arena, dominando los procesos mareales con respecto a los de tormenta (Mángano et al., 1994).
En lo referente al marco tectónico de la sedimentación, los modelos tradicionales tendían a considerar a la cuenca del noroeste como formada en un margen pasivo, previo al emplazamiento de un arco magmático. Sin embargo, las evidencias de volcanismo tremadociano ácido y de tipo explosivo documentado por Moya et al. (1993) para la Puna Occidental arrojan dudas sobre tal esquema. Estos nuevos datos parecen sugerir que el arco volcánico ya estaba activo durante el Tremadociano, por lo que la cuenca del noroeste podría haberse formado en un sector de retroarco desarrollado a partir de la ruptura de la dorsal Calchaquí en el Cámbrico superior.
ARENIGIANO-LLANVIRNIANO
En lo concerniente a la Puna Occidental, en las proximidades del límite argentino-chileno, afloran rocas volcaniclásticas, localmente con intercalaciones volcánicas, que han sido asignadas a la Formación Aguada de la Perdiz, de edad arenigiana media de acuerdo con su fauna graptolítica (cf. Aceñolaza y Durand, 1975; Breitkreuz, 1986; Aceñolaza y Baldis, 1987; Bahlburg y Breitkreuz, 1991).
Esta unidad alcanzaría un espesor de alrededor de 1.500 metros. La Formación Aguada de la Perdiz constituye una sucesión granodecreciente integrada por lavas basálticas, tobas brechosas y brechas de almohadilla, que son sucedidas por areniscas volcaniclásticas gradadas, tobas silíceas y ocasionales lavas basálticas (Bahlburg, 1991; Coira y Barber, 1987).
Por su parte, Koukharsky et al. (1987) han señalado la presencia de niveles espilíticos intercalados con potentes sucesiones de rocas piroclásticas mesosilícicas a ácidas en la sierra de Guayaos.
Por encima de la Formación Aguada de la Perdiz, se disponen potentes sucesiones de areniscas y pelitas intercaladas con niveles piroclásticos de tobas y chonitas, que constituyen la Formación Coquena. Esta unidad supera los 2.600 m de espesor y alberga una importante fauna de graptolites que sugiere que su edad oscilaría entre el Arenigiano tardío y el Llanvirniano (cf. Aceñolaza y Baldis, 1987; Bahlburg et al., 1988; Bahlburg et al., 1990). Las Formaciones Aguada de La Perdiz y Coquena constituyen las unidades basales del denominado Grupo Calalaste (Aceñolaza y Toselli, 1981; Aceñolaza y Baldis, 1987). Bahlburg et al. (1990) han postulado reemplazar este esquema litoestratigráfico por una sucesión de unidades de facies.
En la propuesta de estos autores, la Formación Aguada de la Perdiz equivaldría a las denominadas «Sucesiones Volcanosedimentarias», mientras que la Formación Coquena correspondería a grandes rasgos al «Sistema Turbidítico Inferior» (unidad basal del denominado «Complejo Turbidítico de Puna»).
Formación Coquena
Formación Aguada de la Perdiz
Sistema Turbidítico Inferior
Sucesiones Volcanosedimentarias
Faja Eruptiva de la Puna Occidental
A su vez, en el oeste de Salta y norte de Catamarca se han reconocido numerosos stocks graníticos, cuyas edades eran en principio asignadas al Silúrico o al Carbonífero, y que en base a nuevas dataciones radimétricas han sido reasignadas al Ordovícico, conformando la denominada Faja Eruptiva de la Puna Occidental (Palma et al., 1986).
Unidades ígneo-sedimentarias parcialmente equivalentes a las aquí descriptas afloran también en territorio chileno, conformando el «Complejo Ígneo y Sedimentario del Cordón del Lila», las «Capas de Argomedo» y los cuerpos intrusivos de la sierra de Almeida (Niemeyer et al., 1985; Breitkreuz, 1986; Palma et al., 1986; Breitkreuz et al., 1989).
Desde un punto de vista paleoambiental, los primeros estudios sedimentológicos de detalle de las sucesiones volcaniclásticas de la Puna Occidental fueron realizados por Bahlburg et al. (1988), Breitkreuz et al. (1989) y Bahlburg (1991). Para el intervalo en cuestión, este último ha diferenciado una sucesión volcánico - sedimentaria de talud volcaniclástico que se habría originado durante el Arenigiano medio, y un sistema turbidítico inferior formado durante el Arenigiano tardío-Llanvirniano. El talud volcaniclástico se habría desarrollado en el flanco este de un arco volcánico y su dinámica sedimentaria habría estado regulada por el predominio de procesos vinculados al vulcanismo, tales como corrientes de turbidez y flujos de detritos volcaniclásticos (Breitkreuz et al., 1989; Bahlburg, 1990).
Por su parte, el sistema turbidítico comprende depósitos de canal, albardón, lóbulo, franja de lóbulo y planicie cuencal (Bahlburg et al., 1988; Bahlburg, 1990). De acuerdo a Bahlburg (1991), la sedimentación en el sector de Puna habría estado controlada mayormente por el tectonismo y sólo en forma complementaria por las variaciones del nivel del mar.
The
Puna Western Eruptive Zone (Palma et al., 1986), it is constituted by
granitoids, besides volcanic associations of basic rocks and basic-ultrabasic plutonic complexes. The granitoids plutons
correspond to the Macón, Chiquivar, Taca-Taca, Chuquilaqui, Arita, Archibarca,
Antofalla, south of Petaquilla, Batin and Campo Negro, and the continuation in
Chile in the Cordón de Lila and Almeida range, with the Choschas and Tucúcaro
granitoids, all them are intrusives in sedimentary or metamorphic basement with
ordovician ages or older.
The
mafic-ultramafic complex, Ojo de los Colorados, it is described by Zappettini et
al. (1994), to the south of Pocitos saline. In this one they recognize sills
of stratified gabbros of until 200 m of thickness, with alternation of clear and
dark bands of 2 to 10 cm of thickness, made up of plagioclase and clinopiroxene
or for piroxenites. The basal cumulates is represented for wehrlites constituted
by olivine, with frequent clinopiroxene intercumulus and serpentine. These rocks
present intrusives or tectonic relationships with the Tolillar formation
(Tremadocian-Arenig). The chemical characters frames them inside the arc
associations, with intermediate characteristics among tholeitic and
calc-alkaline.
In
the Macón range outcrop granodiorites, with variations to tonalites and
granites with biotite and hornblende, together allanite, apatite, zircon and
titanit. They are of thick grain inequigranular and gray to pink colors. The
pluton is of shallow emplacement and it contains microgranular mafic enclaves,
as likewise metavolcanic and hornfels roof-pendants (Koukharsky, 1988;
Koukharsky et al., 2002). They are situated to the east of Tolar Grande,
and its intrusive in Ordovician sediments with trilobites (Méndez, 1974; Turner
and Mendez, 1979). To the north of this mountain they outcrop monzogranites in
the Batin area that they produce biotitic hornfels in the Tremadocian
(Koukharsky, 1988). Similar relations they have been observed in the southern
end of the south plutón of Petaquilla, on Arizaro saline. The chemical analyses
carried out by Damm et al. (1990) and Koukharsky et al. (2002)
they indicate calc-alkalic characters with ASI = 0.97 to 1.15. In the diagram Rb
vs. Y+Nb of Pearce et al. (1984) they are projected in the field of the
Volcanic Arc Granitoids. The age Ar/Ar in hornblende is 482,7±7.8 Ma.
(Koukharsky et al. 2002).
The
diorite of the Pocitos Igneous Complex, defined by Zappettini et al. (1994)
it was dated by Blasco et al. (1996) for K/Ar on amphibole and biotite in
494±20 Ma. and 470±17 Ma.
The
Llullaillaco granite, has 12 for 4 Km and it is situated to the southeast of the
Salines of Llullaillaco. It is a granodiorite constituted by quartz, plagioclase
and potassium feldspar, with biotite and hornblende. It is of medium grain, of
yellowish cream color and alkaline-calcic characters.
The
Chuculaqui granite, has 12 for 2 Km and it is located to the south of the
Llullaillaco granite. It is a granite constituted by quartz, plagioclase and
potassium feldspar, with biotite. It is of medium grain, of pink color and
alkaline-calcic characters.
The
Taca-Taca pluton is constituted by two-mica granite, of medium grain to thick,
in contact with a granite with biotite and hornblende, of medium grain to thick,
that presents enclaves of tonalites and diorites of fine grain, and whole is
crossed by aplite dikes and pegmatites (Koukharsky and Lanés, 1994). The
granite has values ASI=1.04-1.07. An isochron Rb/Sr gave 469±4 Ma (Llambías
and Caminos, 1986) and (419±16 Ma, Koukharsky and Lanés, unpublished).
From
of the Cordillera de Calalaste the magmatic registrations are prolonged toward
the south with a plutons of: Navarro formation 429±36 Ma (Blasco et al.,
1996); Arita, Antofalla and Campo Negro, 419-418 Ma (Voss et al., 1996).
Becchio (2000) gives to know ages K-Ar or of exhumation, of the Ordovician
granitoid plutons of the Southern Puna, corresponding to: the Salines de Hombre
Muerto – Cerro Blanco: 452 Ma (hornblende) and El Jote–El Peñón: 446 Ma
(hornblende).
The
Arita granitoid is situated to the south of Arizaro salar. It has 18 for 5 Km.
It is an intrusive complex constituted by a two-mica granite, and that is
intruded by dikes of piroxene-granodiorite. It is of medium grain to thick, with
similar chemical characters to Taca-Taca granite (Damm et al. 1990).
The
Archibarca granite, outcrop to the west of the one on the way of Tolar Grande to
Antofalla.
Posteriormente, Koukharsky y Mirré (1974) y Coira (1979) mencionaron la presencia de espilitas sucedidas estratigráficamente por ignimbritas submarinas y riolitas intercaladas con sedimentitas ordovícicas. Estas volcanitas conformarían la denominada Faja Eruptiva de la Puna Oriental (Méndez et al., 1973).
Recientemente, Bahlburg et al. (1988, 1990), Bahlburg y Breitkreuz (1991) y Bahlburg (1991) han puesto en duda la validez de esta interpretación. Según estos autores, las supuestas rocas volcánicas serían en realidad diques básicos e intrusivos graníticos superficiales, posteriores a la sedimentación ordovícica.
It is constituted by
peraluminous plutons (ASI =1.17-1.20), deformed to augen gneisses, as the
monzogranite to granodiorite of the Quebrada de Tajamar and the granodiorite of
Salar de Diablillos. The Quepente granodiorite, with gneissic to hypidiomorphic
texture, is composed by oligoclase, microcline, quartz and biotite, that together
with the Cobres granodiorite, of similar composition but without deformation,
were intruded by the Churcal granite, constituted by a monzogranite with
cordierite megacrysts, microcline, oligoclase and biotite and the Las Burras
granite, with an age of 428 ± 17 Ma (Zappettini, 1990). The two-mica
porphyritic Ochaqui granite does not exhibit deformation (Coira et al.,
1999). Quenardelle (1989) described fine to medium-grained tonalites, with
plagioclase, quartz, biotite, muscovite and apatite, together with garnet,
tourmaline, titanite and epidote. They pass into leucosyenogranites and
monzogranites that contain microcline, oligoclase, quartz, biotite, muscovite,
apatite and zircon, together with tourmaline, sillimanite, epidote, opaques,
titanite, andalusite and garnet (absent in the leucosyenogranites) and
myrmekites in the monzogranites. They belong to the same zone of granitoids of
Luracatao, Laguna Blanca and Agua de Las Palomas (422 ± 15 Ma). Likewise the
foliated diorite of the Galán hill (417 ± 9.8 and 422 ± 9.8 Ma) and the
granitoids of the Chango Real Formation (448-445 Ma), all were dated by K-Ar
(Linares and González, 1990) and the Tacuil monzogranite of 472 and 473 ± 1 Ma
was dated by U-Pb in monazite (Lork and Bahlburg, 1993).
En Cordillera Oriental y Sierras Subandinas, el intervalo que incluye términos asignados al lapso que va entre el Tremadociano superior y el Llanvirniano inferior, al que denominamos «Acoiteano», está representado mayoritariamente por sucesiones sedimentarias epiclásticas, que han recibido distintos nombres formacionales en las diversas áreas. La existencia de numerosos nombres locales impide el tratamiento en esta revisión de la totalidad de las unidades definidas, por lo que mencionaremos únicamente las que se consideran más significativas.
En el norte de la provincia de Jujuy y noroeste de Salta, estas sedimentitas comprenden la Formación Acoite, unidad que apoya sobre la Formación Santa Rosita y marca el tope del Grupo Santa Victoria (Turner, 1964a). La Formación Acoite presenta su mayor potencia en las cercanías de La Quiaca, donde Turner (1964c) estimó un espesor superior a los 3.000 m, y es probablemente la unidad más importante de todas las que representan este intervalo. Esta unidad está dominantemente integrada por sedimentitas de grano fino, principalmente pelitas y areniscas muy finas.
La Formación Acoite alberga una variada fauna, integrada mayoritariamente por graptolites, trilobites y braquiópodos, cuyo estudio ha permitido asignar una edad arenigiana a tal unidad (Harrington y Leanza, 1957; Turner, 1960a). A su vez, la Formación Acoite es sucedida, en la sierra de Cajas, por la Formación Sepulturas de alrededor de 80 m de espesor (Aceñolaza, 1968). Esta unidad está integrada por areniscas calcáreas, calizas y lutitas de tonalidades rojizas. Aceñolaza (1968) le asignó una edad llanvirniana inferior en base a su fauna de trilobites y braquiópodos. En la sierra de Zapla, Monaldi et al. (1986) han reconocido cuatro formaciones descriptas por Harrington (en Harrington y Leanza, 1957), de base a techo, Zanjón, Centinela, Capillas y Labrado, que cubrirían el lapso arenigiano inferior-llanvirniano. Estas cuatro unidades totalizan un espesor superior a los 1.300 m y albergan una fauna de trilobites y bivalvos.
FORMACION ACOITE
GEOTECTONICA
En líneas generales, la distribución y espesor de las sucesiones de las Sierras Subandinas y la Cordillera Oriental indican que las sedimentitas del piso Acoiteano poseen una mayor distribución areal, evidenciado por una progresiva ampliación de los depocentros de la cuenca.
Si bien la información sedimentológica de detalle es aún escasa, resulta claro que los depósitos arenigianollanvirnianos se originaron en una extensa plataforma marina. Astini y Waisfeld (1993) y Astini (1994) han interpretado una sucesión de las Formaciones Acoite y Sepulturas aflorante al oeste de Purmamarca como el producto de sedimentación en una plataforma progresivamente más somera que culmina en una progradación deltaica. De acuerdo con estos autores, las plataformas exhibirían una marcada ingerencia de las tormentas, evidenciándose también procesos mareales hacia los sectores deltaicos.
En lo referente al marco tectónico en el cual se habría desarrollado la cuenca sedimentaria del noroeste argentino, existen interpretaciones conflictivas. El primer modelo de evolución geotectónica fue presentado por Coira et al. (1982), quienes interpretaron la existencia de un margen activo con subducción hacia el este en la periferia del sector occidental del Gondwana. En este modelo, las unidades sedimentarias de Puna Occidental corresponderían a un ambiente de antearco y el arco magmático sería coincidente con la Faja Eruptiva de Puna Oriental. La subducción habría cesado con la colisión del terreno alóctono del Macizo de Arequipa (Ramos, 1988).
Ramos (1986) realizó algunas precisiones a la propuesta de Coira et al. (1982), distinguiendo dos segmentos en el arco ordovícico. El segmento norte se desarrolló sobre corteza episiálica o cuasioceánica y corresponde a un arco de islas volcánicas. El segmento sur se desarrolló sobre corteza continental y se continúa hacia el sur en las Sierras Pampeanas de Ancasti, Córdoba y San Luis. Las rocas básicas y ultrabásicas de Puna austral son interpretadas como remanentes de un complejo de subducción de edad eopaleozoica. Posteriormente, Palma et al. (1986) sugirieron la existencia de un segundo arco magmático al interpretar a la Faja Eruptiva de la Puna Occidental como las raíces de un arco volcánico ubicado al oeste del postulado por Coira et al. (1982). Consecuentemente, las sucesiones sedimentarias de la Puna se habrían originado en una cuenca de interarco (Coira y Nullo, 1987).
Contraponiéndose a este grupo de modelos geotectónicos, Breitkreuz et al. (1989), Bahlburg y Breitkreuz (1991) y Bahlburg (1991) consideraron la existencia de un único arco magmático, aproximadamente coincidente con la Faja Eruptiva de la Puna Occidental, aduciendo que las supuestas volcanitas de la Puna Oriental son en realidad cuerpos subvolcánicos e intrusivos superficiales vinculados con el plegamiento de los sedimentos ordovícicos.
De acuerdo con estos autores, la sedimentación habría tenido lugar en una cuenca de retroarco. El arco volcánico habría estado activo durante el Arenigiano medio, extinguiéndose durante el Llanvirniano. Las sucesiones sedimentarias de la Puna se habrían originado en ambientes profundos a relativamente profundos desarrollados en las adyacencias del arco volcánico.
Por su parte, los depósitos de la Cordillera Oriental y las Sierras Subandinas se habrían formado en sectores de plataforma emplazados en posiciones distales con respecto al arco volcánico.
ORDOVÍCICO MEDIO
Los afloramientos de esta edad están restringidos a sectores localizados de la Puna Occidental. Si bien la mayor parte de los afloramientos de esta región ubicados al norte de la megafalla Calama-Olacapato-El Toro serían arenigianos-llanvirnianos, existen algunas localidades aisladas (e.g. sierra de Lina) donde se presentan niveles de edad llandeiliana y quizás incluso caradociana (cf. Ramos,
1972; Aceñolaza y Toselli, 1981; Aceñolaza y Baldis, 1987; Bahlburg, 1991).
Los mismos están representados por la Formación Falda Ciénaga (y por su equivalente lateral la Formación Lina) integrando ambas unidades el sector superior del Grupo Calalaste (Aceñolaza y Toselli, 1981; Aceñolaza y Baldis, 1987). En la nomenclatura de Bahlburg et al. (1990), estas dos Formaciones son aproximadamente equivalentes al «Sistema Turbidítico Superior».
Los afloramientos más conspicuos se extienden en el sector sur de la Puna, en las provincias de Salta y Catamarca. Estas sucesiones están integradas por alrededor de 1.200 m de areniscas y pelitas ligeramente metamorfizadas, portadoras de una fauna de graptolites que ha permitido asignarle una edad llanvirniana a tal vez caradociana (Aceñolaza y Baldis, 1987; Bahlburg et al., 1990).
Estudios sedimentológicos detallados de las sucesiones antes mencionadas han sido efectuados por Bahlburg (1991). Según este autor, estos depósitos se habrían originado en un sistema turbidítico en el que se desarrollaron subambientes de canal, albardón, lóbulo y franja de lóbulo.
A su vez, Bahlburg (1991) ha sugerido que la depositación llandeiliana (y caradociana?) tuvo lugar en una cuenca de antepaís. Durante estos momentos, no habría existido actividad volcánica, evidenciando los sedimentos erosión del arco y del basamento. De este modo, la cuenca de retroarco arenigiana-llanvirniana habría evolucionado a una cuenca de antepaís a partir del corrimiento del arco por sobre la corteza continental atenuada. El cierre de la cuenca de retroarco habría sido provocado por una rotación en sentido antihorario del Macizo de Arequipa y su colisión contra el margen gondwánico (fase Oclóyica).
GRUPO CALALASTE
ORDOVÍCICO SUPERIOR
El Ordovícico superior del noroeste argentino se desarrolla en discordancia por sobre niveles del Ordovícico inferior, particularmente en el ambiente de las Sierras Subandinas. La secuencia característica del piso Donbrauliano (Aceñolaza, 1992) se expone en la sierra de Zapla con un espesor del orden de los 120 metros. Esta unidad en su base tiene un importante nivel de diamictitas que hacia arriba pasa a areniscas y limolitas entre las que se intercalan horizontes ferríferos.
Esta unidad fue reconocida con el nombre de «Horizonte Glacial Zapla» (Schlagintweit, 1943), Formación Zapla o Mecoyita, cuya extensión regional llega hasta el ámbito subandino de Perú. En Bolivia y Perú se la reconoce con el nombre de Formación Cancañiri.
La Formación Zapla está compuesta por una diamictita de color gris oscuro de matriz arenosa y con clastos dispersos de cuarzo, rocas metamórficas y graníticas. Éstos llegan a tener dimensiones de bloques de hasta 70 cm de diámetro. Su estructura es masiva, pudiendo observarse pseudonódulos, laminación convoluta y pliegues intraformacionales. También hay niveles de areniscas intercalados en las diamictitas. El conjunto se caracteriza por el hecho de que tanto lateral como verticalmente presenta heterogeneidad. Esto llevó a diferentes autores a vincularlo con un evento glacial (Schlagintweit, 1943; Nieniewski y Wleklinski, 1950; Bossi y Viramonte, 1975; Antelo, 1978; Monaldi et al., 1986; Monteros et al., 1993).
Respecto a su techo, se supone la existencia de un hiatus o discordancia que da lugar a la Formación Lipeón. Debe destacarse que en base a estudios hechos en los bancos superiores del arroyo Pedregoso (Jujuy), Monaldi y Boso (1987) reconocieron la presencia de braquiópodos, moluscos y trilobites (Dalmanitina subandina) que permiten identificarlos como pertenecientes al Ashgilliano.
También es necesario señalar que recientemente Monteros et al. (1993) determinaron la existencia de varios niveles con graptolites en la base de la Formación Lipeón, en afloramientos de la sierra de Zapla. Estos niveles, ubicados en la cercanía de los bancos ferríferos, contienen restos de Climacograptus aff. C. normalis y Retiolites que identificarían la posición limítrofe entre el Ordovícico y el Silúrico.
En el ambiente de la Puna, la base de la Formación Salar del Rincón (Aceñolaza et al., 1972) está constituida básicamente por areniscas y lutitas que se apoyan en discordancia sobre la serie turbidítica-volcánica del Ordovícico medio y contiene una fauna de braquiópodos y moluscos entre los que se identificaron los géneros Dalmanella, Criptothyrella, Heterorthella y Fardenia, que para Benedetto y Sánchez (1990) representan el Ashgilliano tardío-Silúrico basal.
INTERPRETACIÓN GEOTECTÓNICA
La presente revisión remarca la importancia de las sucesiones eopaleozoicas del noroeste argentino para una cabal comprensión de la evolución geológica de este sector del continente sudamericano (Aceñolaza, 1992). El registro estratigráfico del Cambro-Ordovícico evidencia una compleja sucesión de eventos tectónicos, sedimentarios, magmáticos y orogénicos. La denominada cuenca del noroeste argentino sería en realidad un ambiente de depositación de tipo polihistórico, cuya evolución habría involucrado sucesivos estadios geodinámicos.
Así, por ejemplo, en tiempos del Cámbrico basal tuvo el comportamiento de una cuenca intracratónica desarrollada a partir de un proceso expansivo. Durante el Cámbrico medio a superior, la sedimentación acaeció en una cuenca progresivamente cerrada por una fase tectónica (Fase Tilcárica) que se generó a partir de un empuje O-E realizado por el Macizo de Arequipa.
Este movimiento dio lugar a la Dorsal Calchaquí que por el oeste desarrollaba un margen activo y al este una cuenca de retroarco. El mar transgredió sobre el basamento pampeano, generando un amplio engolfamiento epicontinental sobre las áreas cratónicas.
La configuración tectónica de la región cambió dramáticamente hacia el límite Cámbrico-Ordovícico en forma coincidente con los movimientos de la Fase Irúyica, que determinó la ruptura de la Dorsal Calchaquí y la conexión de las cuencas del noroeste con la del Famatina.
Recientes evidencias permiten inferir que posiblemente ya en el Ordovícico basal, un arco volcánico se habría emplazado a lo largo del margen occidental del Gondwana (Moya et al., 1993). Durante el lapso arenigiano-llanvirniano, la sedimentación habría tenido lugar en una cuenca de retroarco (Breitkreuz et al., 1989; Bahlburg, 1991) o interarco (Coira et al., 1982; Aceñolaza y Toselli, 1984).
Hacia la zona de la Puna, en las adyacencias del arco, se habrían desarrollado ambientes relativamente someros marcadamente influenciados por el volcanismo, que luego fueron reemplazados por un sistema turbidítico (Bahlburg, 1991). Por el contrario, en la Cordillera Oriental se desarrolló una extensa plataforma siliciclástica, sobre la que eventualmente progradaron sistemas deltaicos (Astini y Waisfeld, 1993). Un nuevo episodio sedimentario habría tenido lugar durante el Llandeiliano y posiblemente parte del Caradociano (Piso Trapicheano).
Este evento tuvo lugar en el sector de la Puna y consistió en la formación de un nuevo sistema turbidítico en una cuenca de antepaís. Ésta se habría generado después del corrimiento del arco por sobre la corteza continental atenuada como consecuencia de la colisión del Macizo de Arequipa (movimientos de la fase Oclóyica) (Bahlburg, 1991)
Por su parte, la cuenca del Famatina exhibe marcadas similitudes con los sectores de la Puna en cuanto a la naturaleza de sus sedimentos y de los ambientes de depositación desarrollados. Durante el Tremadociano tuvo lugar un extendido evento anóxico representado tanto en facies de plataforma como de planicie cuencal (Esteban, 1993a; 1994). Persisten aún dudas sobre el marco geodinámico de la depositación tremadociana ya que no se conoce con certeza la existencia de un arco magmático al occidente.
Por el contrario, el emplazamiento de un arco volcánico es indudable para el lapso arenigianollanvirniano. Durante estos tiempos, la cuenca del Famatina estuvo marcadamente influenciada por la actividad eruptiva, desarrollándose sucesiones con arreglos francamente regresivos, desde facies de talud a facies de plataformas estrechas sobre las cuales progradaron sistemas de abanicos deltaicos volcaniclásticos (Mángano y Buatois, 1992a). La cuenca arenigiana-llanvirniana se habría originado por movimientos extensionales en un sector de intra-arco (Mángano y Buatois, 1992a). Hacia el tope de las sucesiones ordovícicas del Famatina se hacen cada vez más importantes las intercalaciones de volcanitas, lo cual sugiere un progresivo aumento en la intensidad de los fenómenos eruptivos (cf. Aceñolaza y Toselli, 1984).
