LA FORMACIÓN ACHAVIL: UNA NUEVA UNIDAD DE … · plejo Puncoviscana como indican recien-tes trabajos de síntesis (e.g., Omarini et al. 1999, Zimmermann 2005). En este con-texto,

344 Revista de la Asociación Geológica Argentina 63 (3): 344 - 362 (2008)

LA FORMACIÓN ACHAVIL: UNA NUEVA UNIDAD DE BAJOGRADO METAMÓRFICO EN LA EVOLUCIÓN CÁMBRICASUPERIOR DEL FAMATINA

Gilda COLLO y Ricardo A. ASTINI

Laboratorio de Análisis de Cuencas, CICTERRA, CONICET-UNC. Avenida Vélez Sársfield 1611, X5016GCA Córdoba.E-mails: [email protected], [email protected]

RESUMEN La existencia de una unidad metamórfica de bajo grado, diferente a la Formación Negro Peinado, pudo establecerse a partirde estudios sedimentológicos, estratigráficos, mineralógicos, estructurales y geocronológicos de detalle realizados en elFamatina. Para esta nueva unidad se propone el nombre Formación Achavil (nom. nov.), se establece su localidad tipo y se deta-lla su extensión regional. En la misma se reconocen cuatro litofacies principales, que permiten interpretar ambientes de depo-sitación más someros que los tradicionalmente aceptados para la Formación Negro Peinado. Su edad de depositación habríaestado comprendida entre el Cámbrico Medio alto y el Cámbrico Superior, considerando la edad cámbrica superior-tremado-ciana de la suprayacente Formación Volcancito. Este intervalo sería correlativo con el Grupo Mesón en el Noroeste Argentinoy no, como frecuentemente se ha interpretado, con la Formación Puncoviscana. En la Formación Achavil se reconocen, ade-más, dos episodios de deformación superpuestos acotados al Cámbrico Superior, edad de depositación de las rocas no defor-madas de la Formación Volcancito. A partir de los resultados expuestos se establecen potenciales correlaciones entre laFormación Achavil y otras unidades del paleozoico inferior de la región que permiten realizar una reconstrucción paleogeo-gráfica y evolutiva para el margen occidental de Gondwana durante ese período.

Palabras clave: Cinturón, Famatina, Cámbrico, Paleogeografía.

ABSTRACT: The Achavil Formation: A new low-grade metamorphic unit in the Upper Cambrian evolution of Famatina.. A new low-grade metamorphic unit, different from the well-known Negro Peinado Formation, is suggested from sedimentological, stratigra-phical, mineralogical, structural and geochronologic criteria developed after detailed field mapping in the region of Famatina.For this new unit the name Achavil Formation (nom. nov.) is proposed and its type locality and regional extension are establis-hed. Four main lithofacies allow interpreting shallower water depositional environments than those traditionally accepted forthe Negro Peinado Formation. The depositional age for the Achavil Formation ranges between Middle-Upper and UpperCambrian, considering that the immediately overlying Volcancito Formation ranges between uppermost Cambrian andTremadocian. This interval would correlate with the Mesón Group in northwest Argentina and not, as it has often been inter-preted, with the Puncoviscana Formation. Two superposed deformational episodes inferred to be Cambrian are recordedwithin the Achavil Formation and clearly predate the deposition of the Volcancito Formation. From our results potentialcorrelations between the Achavil Formation and other lower Paleozoic units in the surrounding regions allow establishing apaleogeographic reconstruction for the western Gondwana margin during this period.

Keywords: Famatina, belt, Cambrian, Paleogeography.

INTRODUCCIÓN

La identificación de unidades estratigráfi-cas con características propias dentro decomplejos metamórficos de bajo gradono constituye un problema nuevo. Unbuen ejemplo de esto es representandopor la denominada Formación Puncovis-cana. Sin embargo, constituye un objeti-vo relevante no sólo a los efectos de me-jorar la resolución estratigráfica y nuestroentendimiento sobre la evolución geoló-

gica y paleogeográfica de regiones concierta complejidad, sino también para fa-cilitar la comprensión de guías prospecti-vas. Ocurre que, a menudo, las unidadesinvolucradas dentro de estos complejosson de origen predominantemente detrí-tico y como resultado del metamorfismode bajo grado adquieren tonalidades ver-dosas y grisáceas, típicas de los esquistosverdes, que dificultan la discriminaciónde los protolitos. En el análisis de regio-nes geológicas antiguas, como es el caso

del antepaís de la región andina central,donde se ubican numerosas fajas de ro-cas con metamorfismo de bajo grado, es-te objetivo reviste un particular interés,porque la diferenciación de una "estrati-grafía" brinda la posibilidad de compren-der la evolución geológica de intervalos"oscuros" de la historia geológica delProterozoico tardío y Paleozoico tempra-no.Las rocas con bajo grado de metamorfis-mo de la región de Famatina (Fig. 1) han

sido incluidas tradicionalmente dentro dela Formación Negro Peinado y, a partirde la década del 90, también dentro de laFormación La Aguadita y constituyengran parte del encajonante de la conoci-da mineralización aurífera y polimetálicade la región, donde intrusivos dacíticosandinos han provocado una profusa alte-ración hidrotermal (Turner 1971, LozadaCalderón et al. 1994). Por su aparienciaestas unidades han sido correlacionadaspor varios autores con la FormaciónPuncoviscana aflorante en el noroeste ar-gentino y con las rocas de mediano a altogrado de metamorfismo de las SierrasPampeanas Orientales (Schwartz y Gro-met 2004, Zimmermann 2005, Fig. 2).Sus protolitos fueron generalmente inter-pretados como sucesiones turbidíticasdepositadas en una gran cuenca denomi-nada Puncoviscana (Sureda et al. 2002,Aceñolaza y Aceñolaza 2005) desarrolla-da hacia fines del Precámbrico y comien-zos del Cámbrico durante el ciclo pampe-ano - brasiliano en el margen occidentalde Gondwana (Omarini et al. 1999). Asi-mismo, numerosos autores (de Alba,1979, Durand et al., 1994; Rossi de To-selli, 1996; Rossi et al., 1997; Saavedra etal. 1998, Rossi et al. 2002) identificaron alepisodio metamórfico-deformacional quelas afecta como vinculado a la orogeniapampeana (véase Rapela 2000). Nuevos datos que surgen de relevamien-tos geológicos llevados a cabo en la re-gión central del Famatina en el últimotiempo, incluyendo análisis estratigráfi-cos y estudios petrográficos, mineralógi-cos, estructurales y geocronológicos, hanmodificado enormemente el conoci-miento previo acerca del Cámbrico y elPaleozoico inferior de esta región. Tal esel caso de las rocas de la Formación LaAguadita que han sido recientemente re-definidas en el borde más oriental delFamatina (Astini et al. 2005a). En su loca-lidad tipo, de Loma de Las Damas ubica-da al sureste de Angulos (Fig. 3) Astiniet al. (2003) establecieron una edadSHRIMP U-Pb en zircones detríticos ca.480 Ma, que permitió interpretar unaedad no más antigua que Ordovícico

Medio, modificando la concepción pro-terozoica a cámbrica temprana que setenía de la misma al considerarse equiva-lente de la Formación Puncoviscana.Considerando la edad ordovícica de estaunidad y sobre la base de estudios mine-ralógicos, petrológicos y microtectóni-cos, Collo et al. (2005a) interpretaron alepisodio metamórfico-deformacionalprincipal como vinculado con la orogeniaOclóyica, en el marco de la geodinámica

convergente que caracterizó al Ordovíci-co Medio y Superior de la región (Astiniy Dávila 2004, Dávila y Astini 2005).Estos resultados revelan que no todas lasrocas metamórficas de bajo grado delFamatina forman parte de un basamentometamórfico pampeano sobre el cual sedepositaron las sucesiones cambro-ordo-vícicas. Por ende, no todas las unidadesde pizarras, metagrauvacas y filitas de es-ta región forman parte del supuesto Com-

La Formación Achavil: una nueva unidad de bajo grado metamórfico ... 345

Figura 1: a) Segmento del actual antepaís andino entre 26º y 33º lat. Sur. Q: Sierra de Quilmes; C:Capillitas; A: Ancasti; V: Velazco; F: Famatina; U: Umango; M: sierra de Maz; TN: Toro Negro;VF: Valle Fértil; PP: Pié de Palo; Ch: Chepes y Llanos de La Rioja; SL: sierras de San Luis; Co:Sierra de Córdoba; SN: sierra Norte; SB: sierra Brava; P: faja plegada y corrida de Precordillera;b) mapa geológico regional del Famatina en el que se indican los afloramientos de rocas con bajogrado de metamorfismo en la región, modificado de Astini y Dávila (2004).

plejo Puncoviscana como indican recien-tes trabajos de síntesis (e.g., Omarini et al.1999, Zimmermann 2005). En este con-texto, la edad precámbrica-cámbrica tem-prana, atribuida tradicionalmente a lasunidades metasedimentarias en el Fama-tina, sobre la base de similitudes litológi-cas con la Formación Puncoviscana, escuestionable, pudiendo éstas constituirdepósitos vinculados a un ciclo orogéni-co post-pampeano (cf. Astini et al. 2005a),considerando el marco tectónico acrecio-nal que caracterizó al margen de Gond-wana durante el Paleozoico temprano.Con el objeto de profundizar el conoci-miento sobre estas unidades se brindan,en este trabajo, resultados que permitensostener que dentro del complejo afecta-do por bajo grado en el Famatina puedendiferenciarse y cartografiarse unidadesque conformarían una estratigrafía, gene-rando un notable progreso en el entendi-miento de la historia más antigua de laregión. Nuestros resultados permitenidentificar una unidad dominantementepelítica para la que proponemos el nom-bre Formación Achavil (nomen novum),que puede separarse de las formacionesNegro Peinado y La Aguadita, menciona-das con anterioridad. En esta contribu-ción presentamos el análisis que permitesu caracterización y diferenciación delresto de las unidades de bajo grado delFamatina, así como una nueva recons-trucción paleogeográfica e interpretaciónevolutiva para esta región durante elCámbrico Superior.

ANTECEDENTES DE LASROCAS DE BAJO GRADODE METAMORFISMO DELA REGIÓN

Dado que las rocas metasedimentarias enel Famatina (Fig. 1) constituyen el princi-pal encajonante de la mineralización aurí-fera en la región estas secuencias han si-do objeto de estudio desde fines del sigloXIX y principios del siglo XX por variosautores (Stelzner 1872, Bodenbender1911, 1916, 1922, Groeber 1940, Ha-rrington 1942, 1957, Keidel 1947) que tu-

vieron opiniones contrastadas sobre suedad proterozoica superior - paleozoicainferior. Fue Turner (1960) quien realizólos aportes más significativos al conoci-miento geológico del área y creó el térmi-no Formación Negro Peinado para de-signar a "ectinitas, esquistos, pizarras, juntocon cornubianitas y anfibolitas aflorantes en am-bas márgenes del Cordón de Famatina". Esteautor atribuyó al conjunto una edad pre-

cámbrica diferenciándolo de las unidadesno metamórficas que asignó al Ordoví-cico. Contraponiéndose a la interpreta-ción de Turner (1960), Toselli (1975)consideró a las rocas de la FormaciónNegro Peinado como parte de la sedi-mentación del ciclo ordovícico y postuló,basado en resultados obtenidos a partirde dataciones K-Ar en roca total (Toselli1978), que la edad del metamorfismo de

G. COLLO Y R . A . ASTINI 346

Figura 2: Mapa orográfico simplificado del noroeste argentino mostrando las unidades metasedi-mentarias consideradas parte del Complejo Puncoviscana por Zimmermann (2005). Puna: 1, RíoTaique; 2, Quebrada del río Volcán; 3, Quebrada Randolfo; Cordillera Oriental: 4, Purmamarca;5, Corralito; 6, La Pedrera; 7, Seclantas; 8, Molinos; 9, Choromoro; Ambato: 10, Quebrada deSuncho; 11, Quebrada La Cébila, 12, Siján; 13, Concepción; Famatina: 14, Los Corrales; 15,Quebrada de Paimán. El autor además vincula a este complejo algunos afloramientos en la sierrade Chepes, Sierras Pampeanas de Córdoba y Sierra de San Luis y los señala tal como se muestraen la figura.

bajo grado que afectó a esta unidad seríaordovícica inferior, vinculada al efectotérmico de los granitoides ordovícicos.Posteriormente, Aceñolaza y Toselli (1988)

basados en registros icnológicos estable-cieron una edad más antigua e interpreta-ron al basamento estratigráfico del Fa-matina como perteneciente al ciclo pam-

peano. Asimismo, mencionaron una po-sible equivalencia con la Formación Pun-co-viscana aflorante más al norte. Poste-riormente, Durand et al. (1990, 1992,1994) propusieron que el basamento me-tamórfico de bajo grado del Famatina es-taría constituido por dos unidades inde-pendientes; por un lado la FormaciónNegro Peinado a la que le atribuyen enesta ocasión una edad ordovícica, y unanueva unidad que denominaron Forma-ción La Aguadita (véase Astini et al. 2005a), para la que establecieron una edadproterozoica tardía - cámbrica tempranaen base al contenido de trazas fósiles.Probablemente debido a la falta de preci-sión respecto a la ubicación y extensiónde los afloramientos que estos autoresatribuyen a la Formación La Aguadita, asícomo a la falta de análisis estratigráficosde detalle en la región, los subsiguientesestudios no fueron lo suficientementeclaros respecto a la discriminación entreestas dos formaciones (e.g., Clemens1992, Clemens y Miller 1996, Zimmer-mann 2005). Más recientemente Rossi etal. (1997) propusieron nuevamente queambas unidades conformaron la sedi-mentación neoproterozoica - cámbricatemprana atribuida al ciclo pampeano y,en consecuencia, que los sedimentos co-rrespondían a una misma cuenca marinadesarrollada en el margen occidental delGondwana. Estos mismos autores consi-deraron como equivalentes en regionesperiféricas (Fig. 2) a las Formaciones LaCébila, Suncho y Puncoviscana. Estainterpretación fue adoptada por otros au-tores (Aceñolaza y Aceñolaza 2000, Ace-ñolaza et al. 2000, Aceñolaza 2003, Zim-mermann 2003, Rossi et al. 2002) quienestendieron a considerar a la totalidad delas sucesiones clásticas afectadas por bajogrado de metamorfismo del noroeste ar-gentino como parte de una cuenca co-mún que denominaron cuenca Puncovis-cana. Esta supuesta gran cuenca fue al-ternativamente interpretada en un con-texto geodinámico como un antepaís(Kraemer et al. 1995, Keppie y Bahlburg1999), una cuenca de rift (Omarini et al.1999) o un margen pasivo evolucionado


Figura 3: Mapa de la región central del Famatina con los principales afloramientos de la Forma-ción Achavil. Ccñ: Corrimiento Chañarmuyo, CLD: corrimiento Los Damascos; EVA: escamaValle de la Aguadita; ESP: escama Sierra de Paimán; ER: escama Ramblones; EdA: escama delAbra; ELT: escama Las Trancas; ELD: escama Los Damascos; ECN: escama Cordón de losNevados.

(Jezek et al. 1985, Rossi et al. 1997, DoCampo y Ribeiro Guevara 2005).Durante los análisis sedimentológicos yestratigráficos de detalle realizados porAstini et al. (2003) en la Formación LaAguadita estos autores reconocieron ic-nogéneros más evolucionados que lespermitieron sugerir una edad más joven(Astini et al. 2005a), corroborada por aná-lisis geocronológicos de zircones detríti-cos que precisaron una edad ordovícicomedia. A partir de esta reubicación tem-poral la unidad se interpretó como pro-ducto de sedimentación sinorogénica enun retroarco desarrollado durante el ciclooclóyico (Astini y Dávila 2004, Astini etal. 2005a). A pesar de este avance, Zim-mermann (2005) incluyó a esta unidaddentro de su Complejo Puncoviscana,agrupándola junto a otras unidades conbajo grado de metamorfismo de la Puna,Cordillera Oriental, Sierras Pampeanas yFamatina. Cabe destacar que en base arecientes evidencias geocronológicas ypaleontológicas (Finney et al. 2003, Ver-decchia et al. 2007, Rapela et al. 2007) lassecuencias de metapelitas de la Sierra deAmbato (Fig. 2) no serían correlaciona-bles con la Formación Puncoviscana, demanera similar a lo que ocurre con lassecuencias de bajo grado del Famatina(Astini et al. 2003, Astini et al. 2005 a,Collo et al. 2005b, Collo 2006). En estesentido, Astini et al. (2005) indicaron queestas unidades podían haberse desarrolla-do en el antepaís ordovícico.

UBICACIÓN DE LA REGIÓNDE ESTUDIO

El Sistema de Famatina está ubicado en-tre los 27º y 31º de latitud sur en el actualantepaís andino del oeste argentino y esinterpretado como parte de un margenacreccional construido a lo largo deGondwana occidental en el Paleozoicotemprano. Las rocas con metamorfismode bajo grado afloran en la zona centralde esta región (Fig. 3) constituyendo lamayor parte de los cerros Áspero, Ñu-ñorco, del Filo Los Arenales y de la cum-bre del cerro Negro Overo, así como

asomos menores aislados tanto hacia elnorte como el sur. Dentro de esta región,la cartografía de detalle, incluyendo el le-vantamiento de datos estratigráficos-se-dimentológicos y estructurales, con elcomplemento de técnicas analíticas ten-dientes a incrementar el conocimientocomposicional (petrografía y DRX), asícomo análisis geocronológicos sobreprocedencia detrítica, permiten recono-cer, entre el complejo afectado por bajogrado metamórfico, dos unidades de di-ferente naturaleza. Una de ellas es la quehemos denominado en este trabajo For-mación Achavil y que consiste en un con-junto de rocas dominantemente pelíticasaflorante sobre la quebrada del río delmismo nombre que drena la ladera orien-tal del Cordón de los Nevados (Fig. 3).Aunque en ninguna parte exhibe su base,en esta localidad la unidad presenta rela-ciones de techo que permiten satisfaceralgunas de las normas exigidas por el Có-digo Argentino de Estratigrafía y el Có-digo Internacional de Nomenclatura Es-tratigráfica (CAE 1992, ISG 1994) para ladefinición de una unidad estratigráfica, yasí diferenciarla de la tradicional For-mación Negro Peinado sensu Turner(1960) y Rossi et al. (1997).

LA FORMACIÓN ACHAVIL(nom. nov.)

Se utiliza este nombre para definir a unconjunto estratificado de rocas dominan-temente pelíticas de colores verdes a gri-ses oscuros que constituyen una seriedesde relativamente homogénea hasta rít-mica que en ningún caso ha perdido to-talmente las características sedimentarias,a pesar del grado de metamorfismo ydeformación alcanzado. Se trata de unaunidad silicoclástica, sin componentesvolcánicos ni intercalaciones carbonáti-cas, caracterizada por el desarrollo de cli-vaje penetrativo asociado a plegamientode orden mesoscópico. En general larelación entre pelitas y areniscas es supe-rior a 10 y excepcionalmente se preser-van algunos niveles de microconglomera-dos. Las areniscas, con geometrías tabu-

lares continuas, raramente poseen espe-sores superiores a los 10 cm. Las litologí-as pelíticas dominantes son tanto arcilli-tas como limolitas, con un grado variablede bioturbación que queda representadapor moteados y dificulta la observaciónde estructuras mecánicas y laminaciónprimaria. La unidad, al momento, carecede restos fósiles preservados.La localidad tipo de esta unidad se defineen las márgenes del río Achavil (28º50'35.06''S 67º45'25.10''O, Fig. 3) al que seaccede por el camino que une la localidadde Famatina con el puesto Tres Piedras,pasando por las localidades de Carrizal yLos Corrales. El límite superior de la uni-dad puede ser observado en afloramien-tos del mismo cordón, sobre la margenizquierda del río Volcancito, en donde lascalcarenitas fosilíferas del Miembro Infe-rior de la Formación Volcancito se apo-yan en discordancia sobre la misma, porlo que desde un punto de vista estratigrá-fico, su edad tope queda limitada por laedad cámbrica tardía del tramo basal dela Formación Volcancito (Albanesi et al.2005). Dado que no se ha observado re-lación estratigráfica de esta unidad conrocas más antiguas, a lo que debe sumar-se el plegamiento por la que está afecta-da, el espesor de la misma no puede serestablecido con exactitud. Su potenciaaflorante alcanza los 10 kilómetros en elFilo los Arenales. La gran extensión deestas secuencias hace pensar que antes deser soterradas y deformadas habrían teni-do un espesor y una distribución arealconsiderable. Actualmente afloran demanera relativamente continua principal-mente en la parte sur de la escama estruc-tural Los Damascos (Dávila 2003), ex-tendiéndose desde la altura de la locali-dad de Chilecito al sur, hasta Peña Negraal norte (Fig. 3) por más de 50 km. Rocascon similares características litológicasafloran también en otras láminas de co-rrimiento cartográficamente menos im-portantes. En la escama del Cordón delos Nevados esta secuencia presenta me-tamorfismo de contacto y aflora comoun gran colgajo de techo (roof pendant)sobre granitoides ordovícicos. En la esca-


ma Los Damascos, que forma el Filo losArenales, la unidad limita hacia el nores-te con la zona triangular de Los Berrosque la separa de la escama Las Trancas,formada principalmente por granitoidesy metamorfitas atribuidas a la FormaciónNegro Peinado. No se han observado enel campo relaciones de contacto entre es-ta última unidad y la Formación Achavil

(Fig. 3).La separación entre esta formación y elresto de las rocas con bajo grado de me-tamorfismo del sistema de Famatina estáfundada predominantemente en resulta-dos de análisis sedimentológico-estrati-gráficos, geocronológicos, petrográficos,mineralógicos y estructurales que permi-ten marcar claras diferencias en algunosaspectos.

Aspectos sedimentológico-estrati-gráficos

LLiittooffaacciieess:: Sobre la base del análisis carto-gráfico y estratigráfico se diferenciandentro de la Formación Achavil cuatrolitofacies principales:a) Pizarras: Se trata de niveles de pizarrasverdosas del orden de la decena de centí-metros, con una laminación primaria pa-ralela, milimétrica, con alternancia granu-lométrica de láminas claras y oscuras,concentración de minerales opacos y evi-dencias de bioturbación (Figs. 4a y b).Microscópicamente se observa que estasrocas presentan abundantes granos debiotita y moscovita detríticos (>0,02mm) con extinción ondulosa, orientadoscon su eje mayor paralelo a la laminaciónprimaria que se identifica muy bien a es-cala de campo. En general las pizarraspresentan a esta escala los rasgos prima-rios obliterados por la neoformación y

transformación de mica blanca de granofino y la clorita (<0,01 mm) que envuel-ven granos muy pequeños, predominan-temente cuarzosos, definiendo una folia-ción metamórfica débil (cf. Passchier yTrouw 1998) subparalela a oblicua albandeado sedimentario (Fig. 4c). Análisisde DRX realizados en la fracción tamañoarcilla de las rocas de esta facies muestranque, en todos los casos, la fracción defilosilicatos <2µm, neoformados y trans-formados a partir de fracciones detríticas,se compone principalmente de illita (83 a98 %) y clorita (2 a 17 %), con presenciade clorita/vermiculita (chl/vm) y esmec-tita (Sm) en algunas muestras (Cuadro 1).La fracción de minerales no arcillosos<2µm presente en las muestras se com-pone de cuarzo y plagioclasa. La ausenciade feldespato potásico en esta fracción,probablemente se deba a su transforma-ción a illita y plagioclasa durante las mo-dificaciones posdeposicionales (Potter etal. 2005). Esta litofacies estaría vinculadaa depósitos de decantación.b) Metalimolitas y metaareniscas finas cuarzo-sas laminadas dispuestas en capas delgadas ymuy delgadas: Los niveles de metalimolitasy metaareniscas cuarzosas finas (con gra-nos de hasta 0,08 mm) son tabulares, decoloración pardo-verdosa y varían en es-pesor entre 0,05 y 0,15 m pero puedenllegar a 0,60 m en los casos extremos. Enel campo las capas tabulares presentan


Figura 4: Litofacies de pizarras: a) metapelitaslimo-arcillosas con laminación primaria mili-métrica paralela (alternancia de bandas clarasy oscuras) y clivaje secuendario S1 sobreim-puesto; fotomicrografías: b) Detalle del con-tacto entre metapelita y metalimolita gradada.Obsérvese el nivel con concentración deminerales pesados en la base de la metalimoli-ta y la bioturbación afectando la interfase.Nótese el clivaje metamórfico (línea continua),oblicuo a la estratificación primaria que sedesarrolla predominantemente en la capametapelítica (nicoles paralelos); c) metapelitalimo arcillosa en la que se identifican el ban-deado sedimentario (línea discontinua) y lafoliación metamórfica S1 (línea continua) dis-puesta oblicuamente (nicoles cruzados.

AA1 85 15 - - 0,41 - -AA2 72 28 - - 0,37 - -QV5m 92 8 - x 0,34 - 9,011QV10 99 1 - - - - -QV11 87 13 - x 0,27 - -QV12 84 13 4 - 0,41 0,34 9,013QV13 96 4 - - 0,39 - -QV14 83 17 - - 0,38 - -QV15p 75 25 - - 0,40 - 9,006QV15a - - - - - - 9,011QV16 79 21 - - 0,39 - 9,017ACH1 73 27 - - 0,26 - -QA - - - - - - 9,011547 68 32 - - 0,27 - -

Muestra Illita Clorita Esmectita Chl/Vm IK (001) IK (002) Pb

CUADRO 1: Concentraciones relativas de los minerales de arcilla*.

* Identificados en la fracción <2µm de las pizarras de la Formación Achavil. Chl/Vm: clorita/vermiculita. X: No cuantificado. Se presentan además los valores del índice de Kübler (IK) medi-dos sobre las reflexiones (001) y (002) y los valores del parámetro b (Pb) de la mica blanca.

contactos relativamente netos con lasmetapelitas (pizarras) con las que alter-nan (Fig. 5a y b). Localmente, suelen pre-sentar amalgamación de varios niveles,como estructuras mecánicas portadorasde laminación paralela próxima a la basey laminación cruzada de pequeña escalahacia el tope, esta última dispuesta enconjuntos escalonados, aunque en variaslocalidades se han observado conjuntoscon laminación cruzada directamentedesarrollada a partir de la base de la capa(estructuras lenticulares). En algunostopes se identificaron configuraciones detrenes de ondulitas asimétricas, con cres-tas discontinuas y linguoides de hasta 15cm de longitud de onda (Fig. 5c). Local-mente se diferencian formas hambrientas(ondulas lenticulares) y conjuntos de on-dulas agradacionales o escalonadas queforman conjuntos de hasta 0,10 m de es-pesor. Las capas metalimo-arenosas cuar-zosas suelen presentarse, además, comoniveles laminares con espesores de entre0,1 y 1 cm, intercalados entre metapelitasa manera de particiones dentro de inter-valos dominantemente finos (Fig. 5d).Microscópicamente se observa que la la-minación paralela milimétrica primaria,es dada por alternancias granulométricas,y por la presencia de niveles con concen-tración de circones detríticos y mineralesopacos.Las metaareniscas, que presentan una fá-brica relíctica grano-soportada, puedenser clasificadas a esta escala como metaa-reniscas cuarzosas a metagrauvacas cuar-zosas (Fig. 5e). Estos niveles metaareno-sos poseen granos de cuarzo de hasta0,13 mm, que extinguen en forma ondu-losa y presentan bordes suturados hastaaserrados y granos de plagioclasa, feldes-pato potásico y fragmentos líticos subor-dinados. Los escasos filosilicatos neofor-mados (mica blanca de grano fino y clo-rita) se orientan paralelamente al bandea-do sedimentario. Se observaron tambiéncristales de biotita, moscovita y cloritadetríticas de mayor tamaño que los crista-les neoformados (hasta 0,016 mm), orien-tadas paralelamente a la estratificaciónprimaria y con extinción ondulosa pro-

ducto de deformación intracristalina (cf.Passchier y Trouw 1998). En ocasionesse identificaron cristales de biotita trans-formándose a clorita. La pirita es abun-dante en algunas secciones formandodesde agregados framboidales de 0,04mm a cristales ehuedrales de hasta 0,25mm, que podrían relacionarse con la ac-ción de procesos posdepositacionalesvinculados al soterramiento. Análisis deDRX realizados en muestras de roca totalindican que las metaareniscas de esta fa-cies tienen contenidos de cuarzo de entre78 y 100% y entre 0 y 22% de plagiocla-sa, mientras que no se identificó feldes-pato potásico (Cuadro 2).Por su parte, las metalimolitas presentanuna laminación granulométrica a menorescala. Microscópicamente se observablástesis de mica blanca de grano fino yclorita, ambas orientadas con sus planos(001) subparalelos definiendo un clivajemetamórfico espaciado (cf. Passchier yTrouw 1998), en general subparalelo aoblicuo a la estratificación primaria. Es-tos filosilicatos neoformados rodean alos granos cuarzo-feldespáticos (predo-minantemente cuarzo, con plagioclasa yfeldespato potásico subordinados, 0,02 a0,05 mm) que se alargan levemente en elsentido de la foliación metamórfica. Porlo general, el cuarzo presenta extinciónondulosa y bordes de granos suturados yaserrados producto de dislocaciones,procesos de disolución por presión y re-cristalización, respectivamente. Se obser-varon algunos granos de biotita detríticacon los bordes alterados a clorita. Lasmetalimolitas están frecuentemente atra-vesadas por venas cuarzosas sin defor-mación, perpendiculares al bandeado se-dimentario que, a su vez, son cortadaspor venas cuarzo feldespáticas subparale-las a dicha foliación, lo cual señala lacomplejidad de los procesos posdeposi-tacionales por los que fue afectada la uni-dad.Dada su continuidad lateral, las capas queconforman esta facies parecen represen-tar colas diluidas de flujos densos.c) Metaareniscas medianas con particiones me-tapelíticas: Se trata de capas dominante-

mente arenosas, de granulometría fina amedia y colores claros, con abundante la-minación cruzada y frecuentes particio-nes metapelíticas, que se preservan comolaminaciones continuas o discontinuas yque recuerdan a estructuras heterolíticas,más particularmente laminación flaser(Fig. 5f). Estas capas están particular-mente bien preservadas en la parte supe-rior de la sección aflorante sobre la que-brada del río Volcancito (Fig. 3), dondepresentan una marcada tabularidad, con-tinuidad lateral notable y alcanzan a tener0,3-0,4 m. Desde un punto de vista com-posicional estas metaareniscas son lasmás maduras que se registran en la uni-dad, alcanzando el extremo de las metaa-renitas cuarzosas. Los niveles metapelíti-cos intercalados presentan evidencias debioturbación. Ocasionalmente muestranun clivaje en lápiz, que se refracta e inclu-so desaparece al pasar a las litologías másgruesas, asociado al metamorfismo debajo grado.La variación entre capas dominantemen-te arenosas y metapelitas descripta, per-mite interpretar una alternancia de condi-ciones de tracción y decantación para es-ta facies. Este arreglo interno recuerda adepósitos de ritmitas mareales (sensu Nioy Yang, 1991), dado que resulta difícilexplicar la alternancia de las dos condi-ciones mencionadas mediante otros pro-cesos sedimentarios.d) Microconglomerados: Se trata de micro-conglomerados arenosos y ortoconglo-merados centimétricos, con clastos decuarzo y fragmentos líticos ígneos y sedi-mentarios e intraclastos metapelíticos,que se encuentran esporádicamente so-bre niveles de granulometría más fina enlos que generan marcas de base. Los grá-


534 Va 78 22 0ACH Zr 100 0 0

Muestra Cuarzo Plagioclasa Feldespato potásico

CUADRO 2: Mineralogía de metaarenis-cas de la Formación Achavil*.

*Las abundancias son relativas a la fraccióncuarzo feldespática presente en las muestras.La muestra "ACH Zr" corresponde a la mues-tra en la que se realizaron las mediciones iso-tópicas en circones para esta unidad.

nulos llegan a tener 0,5 cm de diámetro yson predominantemente cuarzosos.PPaalleeooaammbbiieennttee:: Si bien no se han reconoci-do estructuras diagnósticas concluyentespara sostener la acción de flujos oscilato-rios en los depósitos de la FormaciónAchavil, es posible que al menos algunaslaminaciones escalonadas (climbing ripples)

procedan de flujos combinados que tie-nen una mayor capacidad de separacióngranulométrica que los flujos unidirec-cionales, e imprimen una fuerte biparti-ción en las capas gradadas (cf. Myrow etal. 2002). Esto se traduce en la presenciade un término arenoso y uno pelíticocontrastados como ocurre en el caso de

la facies de metaareniscas medianas con parti-ciones metapelíticas. Si bien no se ha demos-trado que esta alternancia sea del todosistemática, la misma es propia de am-bientes con fuerte influencia de mareas(Nio y Yang 1991) y sólo se registra enambientes relativamente someros. En es-tas situaciones el efecto mencionando


Figura 5: a y b) Afloramientos de la Formación Achavil próximos a Cueva de Pérez (véase Fig. 3) en las que se observan bancos tabulares de arenis-cas cuarzosas finas con contactos netos (facies 2); c) niveles de areniscas con planos de estratificación en los que se observan ondulitas de hasta 15cm de longitud de onda con crestas discontinuas; d) particiones pelíticas en una metaarenisca; e) metaarenisca cuarzosa con fábrica apretada y gra-nos de cuarzo con contactos suturados y extinción ondulosa. Nótese la carencia de clivaje metamórfico; f) capas dominantemente arenosas afloran-tes en la quebrada del río Volcancito, con abundante laminación cruzada y frecuentes particiones pelíticas continuas o discontinuas que recuerdan aestratofábricas heterolíticas (laminación flaser). .

puede explicarse por el movimiento dearenas por tracción, durante los semici-clos de marea entrante y saliente, y de-cantación que ocurre entre semiciclos(período de reposo). Resulta difícil gene-rar esta estructura en otros medios sedi-mentarios o en condiciones de cierta pro-fundidad, por lo que se interpreta que almenos algunas secciones de la unidadfueron depositadas en ambientes some-ros, hecho compatible con el grado debioturbación que localmente contiene ycon la presencia de microconglomeradosque indican la acción de flujos tractivospoco comunes en ambientes marinosprofundos. La composición dominante-mente cuarzosa de las metaareniscas deesta facies indica, a su vez, un mayorretrabajo de las fuentes detríticas prima-rias o un cierto reciclado sedimentario,en consistencia con los índices de altera-ción (CIA: 77 - 84, Collo 2006).Asimismo, la facies de metalimolitas y meta-areniscas finas cuarzosas laminadas dispuestasen capas delgadas y muy delgadas, intercaladasen relaciones de arena/pelita <10 con lafacies de pizarras, podría representar unaasociación de facies más distal dentro deun ámbito de plataforma.Aunque resulta difícil realizar una carac-terización ambiental precisa para la For-mación Achavil, pueden discriminarse engeneral arreglos propios de ambientesmás someros que los identificados co-múnmente en la Formación Negro Pei-nado (CIA: 69-80, Collo 2006), caracteri-zada como depósitos turbidíticos de am-biente marino profundo (Clemens y Mi-ller, 1996; Rossi et al., 1997; 2002). Cabedestacar que diferentes historias de reci-clado pueden interpretarse entre ambasunidades a partir de los contrastes en losvalores de CIA y en la madurez textural ymineralógica.AAssppeeccttooss eessttrruuccttuurraalleess:: El plegamiento queafectó a la Formación Achavil presentavariaciones tanto en su orientación comoen su intensidad y estilo, configurando des-de pliegues simétricos abiertos de granlongitud de onda (~300 metros) hastapliegues asimétricos cerrados con longi-tudes de onda del orden de los 50 cm

(Fig. 6a, b y d), con ejes orientados alter-nativamente ~N-S y ~E-O. Debido a es-tas variaciones, la disposición del bande-ado sedimentario cambia de una locali-dad a otra y, como se observa en el dia-grama de densidad de los planos S0, nopuede establecerse una orientación gene-ral que lo identifique (Fig. 7a).Del análisis detallado de las relaciones en-tre estos plegamientos pudieron estable-cerse dos episodios deformacionales, talcomo lo muestran las rocas aflorantes enla quebrada del Río El Oro (Fig. 6e).Aquí la unidad preserva el bandeado se-dimentario y el principal episodio de ple-gamiento (P1A) está formado por plie-gues abiertos (ángulo interlimbo ~90°),simétricos e isopáquicos, con el planoaxial orientado ~75º/85ºS, el eje orienta-do ~250º/20º y una longitud de onda de~150 metros. Asociada a dicho plega-miento se desarrolla una foliación meta-mórfica denominada S1, marcada por laorientación de illita y clorita (neoforma-das y transformadas) subparalela al planoaxial (~100º/85ºS) y transversal a laorientación de las estructuras oclóyicasen la región central de Famatina (Dávilaet al. 2003, Collo et al. 2006, Fig. 7b). Plie-gues con orientaciones comparables a lasdel plegamiento del río El Oro se obser-van además en varias localidades del Fa-matina. Tal es el caso de quebrada Anchay el río Amarillo próximos al distrito mi-nero Los Bayitos (GPS: 28º58'42"S 67º47'19"O).A este plegamiento se le superpone unode extensión regional (P2A) que puedeser identificado a escala cartográfica 1:100.000, con un plano axial orientadoaproximadamente N-S, caracterizado porpliegues abiertos (ángulo interlimbo ~120º)horizontales a levemente buzantes al nor-te (<10º), con una longitud de onda de~300 metros (Fig. 6c). Asociado al mis-mo se desarrolla un clivaje discontinuodenominado S2 con orientación 20º/70ºSE que no genera recristalización mineralevidente. La existencia de dos episodiosdeformacionales es evidenciada tambiéna partir del análisis del diagrama de den-sidades de las foliaciones metamórficas,

que muestra claramente dos disposicio-nes diferentes, una NNO con buzamien-to en alto ángulo tanto hacia el este comohacia el oeste y otra E-O también conbuzamiento en alto ángulo tanto hacia elnorte como hacia el sur (Fig. 7b).Para los afloramientos de la FormaciónAchavil en la quebrada del río Volcancito,se estableció un plegamiento suave aabierto (ángulo interlimbo ~120º), recli-nado subhorizontal, con un plano axialorientado NNO y un eje 170º/10º (Fig.6e). En esta región, los filosilicatos neo-formados y transformados se disponen,por lo general, paralelamente al bandea-do sedimentario, aunque en algunos sec-tores generan una foliación metamórficaoblicua a dicho plano de estratificación ysubparalela al plano axial del plegamien-to (NNO-/70ºE). Esta foliación meta-mórfica es la única foliación secundariaidentificada en esta localidad. Inmersio-nes del eje de plegamiento alternativa-mente al norte (Peña Negra, GPS: 28º50'29"S 67º45'24"O) y sur (río Volcancito,GPS: 28º52'28"S 67º45'40"O) podríanasociarse al primer episodio de plega-miento definido en la quebrada del RíoEl Oro (véase Collo et al. 2006).Estructuralmente la Formación NegroPeinado difiere considerablemente de laFormación Achavil. En la FormaciónNegro Peinado el rumbo general de losbancos es ~NNO a ~NNE con buza-miento predominantemente al ~NE ha-cia el norte de la región y entre ~OSO y~ONO hacia el sur, orientación que co-rresponde a la foliación metamórfica dela secuencia. Además, la Formación Ne-gro Peinado presenta evidencias de habersido afectada por un único episodio deplegamiento regional intenso, intrafoliary muy apretado, en el que las metaarenis-cas están boudinadas entre las metapeli-tas (Figs. 8a y b). Hacia el norte de la re-gión estos pliegues son en general recli-nados (Fleuty 1964) orientados NO (PA:~230º/70º, Eje: ~230º/60º; PA: ~35º/45º, Eje: 120º/50º), en tanto que hacia elsur el plegamiento es predominantemen-te vertical con inmersión moderada, yestá orientado NE (PA: ~130º/80º, Eje:


210º/50º; Fig. 8c). Estas orientaciones secorresponden con un acortamiento E-O,consistente con la dirección de acorta-miento establecida para la fase deforma-cional más joven en la Formación Acha-vil.AAssppeeccttooss vviinnccuullaaddooss aa ssuu hhiissttoorriiaa ddee ssootteerrrraa-mmiieennttoo:: Con el objeto de establecer mayo-res precisiones sobre la evolución post-depositacional de la Formación Achavil y

de realizar comparaciones entre las histo-rias de soterramiento de esta unidad y dela Formación Negro Peinado, se efectua-ron análisis mineralógicos y cristalográfi-cos cuyos resultados se exponen a conti-nuación.Aunque en la mayoría de las localidadesla Formación Achavil preserva claramen-te sus atributos sedimentarios, las rocaspresentan evidencias petrográficas claras

de la acción de procesos de reorientaciónde granos detríticos, deformación intra-cristalina, disolución por presión y recris-talización mineral. Valores del índice deKübler (IK) obtenidos para rocas de estaunidad (0,41 y 0,26 ∆º2θ, n: 11; Collo2006, Collo en preparación) indican quela misma fue metamorfizada en el rangode la anquizona débil a la anquizona intensa(Merriman y Peacor 1999), lo que permi-


Figura 6: Plegamiento en la Formación Achavil: a) región central de la escama Los Damascos, vista al oeste; b) ídem anterior, vista al noroeste; c)flanco oriental del plegamiento identificado en la quebrada del río Volcancito; d) región de Cueva de Pérez; vista al noroeste; e) plegamientos N-S(P1A) y E-O (P2A) en la quebrada del río El Oro, vista al sureste.

te estimar temperaturas entre 200º y 280ºC para el clímax del metamorfismo. Laasociación de filosilicatos determinada enla fracción <2 µm de las metapelitas,compuesta predominantemente por illitay clorita, se corresponde con los valoresde IK obtenidos. El parámetro b de lamica, medido en 4 muestras, arrojó unvalor promedio preliminar de 9,011 Å,que corresponde a la serie de facies de pre-sión intermedia a intermedia - baja (30-35ºC/km, Guidotti y Sassi 1986), lo que aso-ciado a las temperaturas inferidas, impli-caría que la Formación Achavil habría al-canzado profundidades máximas de en-tre 6 y 9 km.Localmente esta unidad fue afectada pormetamorfismo de baja presión productode la intrusión de los granitoides ordoví-cicos. Hacia la parte central de la escamadel Cordón de los Nevados, en lo quehoy constituye la cima del cerro NegroOvero (Figs. 3 y 9a), afloran corneanasdescriptas inicialmente por Bodenbender(1911), quien mencionó su riqueza enbiotita, y posteriormente por Turner(1964) y Toselli (1975). Se trata de horn-fels en facies de albita - epidota que ha-brían alcanzado temperaturas entre 300 y500º C y presiones de hasta 2,5 kb. Mi-croscópicamente estas rocas presentanuna textura moteada, cuyas motas anhe-drales isopoiquilíticas de plagioclasa sedesarrollan en la matriz de grano fino(Figs. 9b y c). La laminación primaria deestas rocas se identifica claramente, yaque fue preservada del metamorfismotérmico que la afectó.Por su parte, los análisis petrográficos,mineralógicos y microtexturales realiza-dos en la Formación Negro Peinado per-mitieron establecer que esta unidad estáafectada por un evento metamórfico-deformacional M1NP - D1NP de mayorgrado que el establecido para la Forma-ción Achavil. El mismo está comprendi-do entre la anquizona intensa - epizona (IK:0,16 - 0,28∆°2θ, n: 5, medido en rocassin biotita blástica) y la zona de biotita, contemperaturas estimadas de entre 290 y400º C (Collo 2006, Collo en prepara-ción). Para esta unidad análisis prelimina-

res del parámetro b de la mica blanca,medido en rocas en las que no hay bioti-ta blástica, arrojaron un valor de 9,025 Å,que corresponde a la serie de presión media

(25-35º C/km, Guidotti y Sassi, 1986).En base a estos resultados puede estimar-se que la Formación Negro Peinadohabría alcanzado profundidades de entre


Figura 7: a) Orientación de los planos sedimentarios primarios (S0) en la Formación Achavil; b)orientación de los planos de foliación S1 y de los ejes de plegamiento identificados en laFormación Achavil. En ambas figuras los datos fueron volcados en el hemisferio inferior de lared esterográfica equiareal de Schmidt (Stereonet1). Nótese la dispersión de los planos sedimen-tarios y la distribución de las foliaciones secundarias en dos direcciones. Contornos: 0,90; 1,80;2,70; 3,60; 4,50; 5,40; 6,30; 7,20; 8,10; 9,00; 9,90; 10,80; 11,70; 12,60; 13,50; 14,40.

Figura 8: Plegamiento reconocido en la Formación Negro Peinado: a) charnela relíctica asociadaal plegamiento intrafoliar, obsérvese el paralelismo entre la foliación metamórfica S1 y el bandea-do sedimentario S0 hacia la zona de los flancos; b) plegamiento intrafoliar en la región de LasTrancas, el bandeado sedimentario se identifica por la alternancia de bandas milimétricas claras yoscuras, mientras que la foliación S1 subparalela corresponde a bandas de cuarzo diferenciado; c)datos de orientación de los planos de foliación S1 y del plegamiento P1NP en el norte y sur de laregión (véase Fig. 3), graficados en el hemisferio inferior de la red esterográfica equiareal deSchmidt (Stereonet1). Contornos: 0,90; 1,80; 2,70; 3,60; 4,50; 5,40; 6,30; 7,20; 8,10; 9,00; 9,90;10,80;11,70; 12,60; 13,50; 14,40.

9 y 16 km (superiores a las alcanzadas porla Formación Achavil) en un contextometamórfico regional asociado a unengrosamiento cortical en márgenes deplaca convergentes (cf. Merriman y Frey1999. Merriman 2002, 2005).AAssppeeccttooss ggeeooccrroonnoollóóggiiccooss:: Una edad relativapuede establecerse para la FormaciónAchavil si consideramos que el miembroinferior de la Formación Volcancito, seapoya en discordancia angular sobre ella.La Formación Volcancito tiene una edadcámbrica superior-tremadociana superior(Albanesi et al. 1999, Esteban et al. 1999,Gutierrez - Marco y Esteban 2003; Al-banesi et al. 2005) lo que permite deducirque la Formación Achavil debió habersedepositado con anterioridad. Adicional-mente, Collo et al. (2005b) proveyeronedades U-Pb SHRIMP en circones detrí-ticos de una muestra ubicada en la sec-ción superior de la unidad, en la quebra-da del río Volcancito. Los resultadosmuestran un rango de edades compren-dido entre el Paleoproterozoico y elCámbrico Inferior a Medio, que en undiagrama de probabilidades se agrupanen una población principal del Neopro-terozoico Tardío (630 ± 13 Ma), una se-gunda del Cámbrico Inferior (519 ± 23Ma), y varias poblaciones subordinadascuyas edades se distribuyen entre el Me-soproterozoico (791 ± 29 Ma, 1041 ± 44Ma, 1118 ± 37 y 1294 ± 10 Ma) y Paleo-proterozoico (1908 ± 30 Ma y 2097 ± 17Ma) (Fig. 10). Estos resultados, que pro-bablemente representan una amplia gamade fuentes detríticas gondwánicas, per-miten establecer que la Formación Acha-vil sería más joven que el Cámbrico Me-dio dada la presencia de la importantepoblación de 519 ± 23 Ma (~17%), en laque se incluyen dos circones con edadesde cristalización de 504 ± 16 y 506 ± 16Ma correspondientes al Cámbrico Medioalto. El predominio de edades brasilianas(neoproterozoicas, ~55%), con presenciade granos meso y paleoproterozoicos enla Formación Achavil sugiere que elaporte desde fuentes pampeanas habríasido diluido por la participación de fuen-tes más antiguas.

Para la Formación Negro Peinado, encambio, se estableció una distribución re-lativamente uniforme de edades com-prendidas entre el Mesoproterozoico y elCámbrico Inferior a Medio, con una po-blación típicamente pampeana (522 ± 8Ma) de dispersión mucho menor que elresto de las poblaciones (Fig. 10; Collo etal. 2005b). Contrariamente a lo que ocu-rre con la Formación Achavil, en las ro-cas de la Formación Negro Peinado lasfuentes pampeanas habrían sido algo másimportantes en el aporte de detritos (~24%) que las fuentes neoproterozoicas

(brasilianas, ~16%). Si consideramos quelas diferencias entre las poblaciones decircones detríticos reflejan predominiode diferentes edades en las áreas fuente(Schwartz y Gromet 2004), podría inter-pretarse que ambas unidades tuvierondistintas procedencias o al menos dife-rentes historias de reciclado. En la For-mación Negro Peinado el área de aportehabría estado constituida por proporcio-nes similares de rocas con edades pampe-anas y mesoproterozoicas, mientras queen la Formación Achavil habría sido pre-ponderante la contribución de circones


Figura 9: a) Cumbre delcerro Negro Overo en elque la Formación Achavilaparece como un colgajo detecho con metamorfismo decontacto sobre los granitoi-des ordovícicos; b) hornfelsen facies de albita-epidotoen el que claramente se pre-servan el bandeado y lasestructuras sedimentarias(nicoles paralelos), así comola falta de orientación de losminerales neoformados queseñala el carácter estáticodel metamorfismo; c) motasanhedrales isopoiquilíticasde plagioclasa (nicoles cru-zados) asociadas al meta-morfismo térmico.

pertenecientes al basamento brasiliano.Basados en estos resultados, es probableque durante su depositación la Forma-ción Achavil haya tenido un área de apor-te diferente a la de la Formación NegroPeinado, aunque en ambos casos se trata-ría de unidades sinorogénicas en relacióncon el ciclo Pampeano, compatibles conun antepaís periférico (Collo 2006). Lafalta de relaciones estratigráficas decampo entre ambas unidades impide es-tablecer mayores presiciones al respecto.Las poblaciones establecidas para ambasunidades difieren claramente de las fuen-tes detríticas ordovícicas encontradas porAstini et al. (2003) en la Formación LaAguadita, que permitieron a dichos auto-res interpretarla como parte de una cuñaclástica depositada en una cuenca de re-troarco oclóyica con aporte de granos

con edades tremadocianas (ca. 470-480Ma) (Astini et al. 2003, 2005a).

POTENCIALESCORRELACIONES DELA FORMACIÓN ACHAVIL

La tradicional correlación entre la For-mación Puncoviscana y equivalentes enel noroeste argentino y las unidades debajo grado de metamorfismo en el Fa-matina ha sido realizada predominante-mente en base a sus caracteres litoestrati-gráficos y ciertos índices geoquímicos.Todas estas unidades son consideradasparte de la cuenca Puncoviscana y gene-ralizadas como por una monótona suce-sión de secuencias turbidíticas e interpre-tadas como el basamento metasedimen-tario sobre el que se apoyan las secuen-

cias cambro-ordovícicas (Rossi et al.1997; Zimmermann 2005). Cabe aquídestacar que secuencias antiguas de estetipo, es decir depósitos turbidíticos afec-tados por metamorfismo de muy bajogrado, comprendidas entre el Precámbri-co y el Cámbrico que se distribuyen mun-dialmente, presentan rasgos sedimento-lógicos, posdepositacionales y hasta geo-químicos muy similares entre sí (Frey yRobinson 1999). Esto impide que unacorrelación precisa pueda ser realizada enbase únicamente a estos aspectos.Para la Formación Puncoviscana la inte-gración de datos icnológicos y estratigrá-ficos sugiere que la misma se habría ex-tendido probablemente desde el Ediaca-riano hasta la parte baja del CámbricoInferior (Nemakitiano-Daldiniano, Mán-gano y Buatois 2004), dado que esta uni-dad es cubierta en discordancia angularpor las sedimentitas del Grupo Mesón,de edad cámbrica media a superior, e in-truida con anterioridad por cuerpos ígne-os con edades de ca. 535 Ma (Bachmannet al. 1987). Análisis U-Pb (SHRIMP) so-bre circones realizados para rocas de laFormación Puncoviscana, indican que laedad detrítica más joven es de ca. 580Ma, que forma parte de una población deedades brasilianas (580-760 Ma, Lork etal., 1990, Adams et al. 2005, Adams et al.2006). Esta edad resulta consistente conel rango temporal establecido para la se-dimentación de la unidad en base a losaspectos icnológicos y estratigráficosmencionados. Asimismo, en análisis U-Pb SHRIMP realizados recientemente endos muestras procedentes de seccionespertenecientes a la Formación Puncovis-cana, se habría identificado una pobla-ción importante de circones detríticos deca. 530 Ma (Miller, com. epist., 2006).Dado que los granos de esta edad no pre-sentan redondeamiento, esta poblaciónfue interpretada como procedente de to-bas ácidas. La presencia de esta pobla-ción, en niveles probablemente asociadosa la parte superior de la unidad, permiti-ría extender el intervalo de sedimenta-ción de la Formación Puncoviscana hastael Cámbrico Inferior alto. Esto resulta


Figura 10: Columna estratigráfica de las unidades afectadas por bajo grado de metamorfismo en elFamatina Central (Modificado de Astini 2003). En el margen inferior derecho se muestran losdiagramas de probabilidad acumulada con la distribución de edades U-Pb para las unidades cám-bricas (Collo et al. en rev.). NP: Formación Negro Peinado; ACH: Formación Achavil.


Fig

ura

11:

Esq

uem

a ev

olut

ivo

prop

uest

o pa

ra e

l Pal

eozo

ico

Infe

rior

del

mar

gen

occi

dent

al d

e G

ondw

ana

(mod

ifica

do d

e C

ollo

200

6).

consistente con los datos de Lork et al.(1990) y la interpretación posterior deMoya (1998), quien define la FormaciónGuachos para agrupar un intervalo conescasa deformación, tectónicamente in-terpuesto entre la Formación Puncovis-cana y el Grupo Mesón. Asimismo, cons-tituye una evidencia más de la gran com-plejidad de las sucesiones atribuidas a laFormación Puncoviscana y equivalentesya mencionada por autores como Mon yHongn (1991), Hongn (1996), Becchio etal. (1999), Buatois y Mángano (2003) yMán-gano y Buatois (2004), quienes con-sideran que la misma es susceptible deser dividida dado que incluye diferenteslitotipos, con grados metamórficos y esti-los de deformación variables, y unamayor variabilidad ambiental que la tradi-cionalmente aceptada.Como lo muestran las poblaciones de cir-cones detríticos obtenidas en las secuen-cias de bajo grado del Famatina, las rocasde la Formación Achavil se habrían de-positado en algún momento a partir deCámbrico Medio alto (edad concordiamás joven de 504 ± 16 Ma), por lo que suactual correlación con la Formación Pun-coviscana y equivalentes no parece serposible. Algo similar ocurre con las res-tantes unidades que componen el basa-mento metamórfico del Famatina, For-maciones Negro Peinado y La Aguadita,para las cuales se estableció la presenciade poblaciones de circones detríticospampeanos y oclóyicos respectivamente(Astini et al. 2003; Collo et al. 2005b). Unsincronismo entre la parte superior de laFormación Puncoviscana y las Forma-ciones Achavil y Negro Peinado resultapoco probable a la luz de la evidenciaactual, dado que la población atribuida alPampeano para las unidades del Fama-tina (ca. 520 Ma, con granos concordan-tes que alcanzan los 504 Ma) es algo másjoven que los 530 Ma. A esto debe agre-garse que en las unidades del Famatina lapoblación pampeana está formada porcircones detríticos, a diferencia de lo queocurriría en la Formación Puncoviscanacon una población ígnea pampeana sin-sedimentaria.

A partir principalmente de los aspectosgeocronológicos mencionados se deduceque las rocas metamórficas de bajo gradodel Famatina no serían correlacionablescon la Formación Puncoviscana. De ma-nera similar a lo que ocurre con las uni-dades de bajo grado del Famatina, algu-nas sucesiones pertenecientes a la For-mación San Luis y el Complejo Meta-mórfico Pringles, ambos aflorantes en lassierras de San Luis, y algunos protolitosdel Complejo Metamórfico Olta, afloran-te en la sierra de Chepes, consideradasanteriormente como equivalentes a laFormación Puncoviscana, presentan po-blaciones de circones detríticos de edadpampeana (ca. 530-545 Ma, Sims et al.1998, Söllner et al. 2000, Steenken et al.2006). Para esquistos aflorantes en lacantera Verde en la sierra de San Luis,que comparan con la Formación SanLuis, Chernicoff et al. (2006) mencionanpara edades U/Pb SHRIMP en circonesdetríticos de ca. 500 Ma., sugiriendo in-cluso para algunas unidades de esta re-gión una edad de sedimentación ordoví-cica.Teniendo en cuenta el rango temporalque comprende la sedimentación de laFormación Achavil (Cámbrico Medio al-to - Cámbrico Superior), resulta posiblecorrelacionarla con las rocas del GrupoMesón, depositado en el noroeste argen-tino en discordancia sobre las rocas de-formadas y con metamorfismo de bajogrado de la Formación Puncoviscana.Aunque la edad de este grupo es relativa-mente incierta por la falta de indicadoresbioestratigráficos, en general se aceptaque se habría depositado a partir delCámbrico Inferior alto - Cámbrico Me-dio (Mángano y Buatois 2004, Astini2005). Asimismo, se sugiere una correla-ción entre la Formación Volcancito(Cámbrico Superior - Tremadociano In-ferior, Albanesi et al. 2005), depositada endiscordancia angular sobre la FormaciónAchavil, y la Formación Santa Rosita(Grupo Santa Victoria), para la cual tam-bién se estableció una edad cámbrica su-perior cuspidal - tremadociana inferior(Moya et al. 1994, Brussa et al. 2003, Mán-

gano y Buatois 2004).

SIGNIFICADOPALEOGEOGRÁFICOY EVOLUTIVO

Las unidades metasedimentarias cámbri-cas pertenecientes a algunos complejosmetamórficos de las Sierras de San Luis yChepes fueron consideradas alternativa-mente como depósitos vinculados a unacuenca extensional de trasarco desarro-llada entre la culminación del ciclo orogé-nico pampeano y el comienzo del cicloOclóyico (Steenken et al. 2004), o comodepósitos de una cuenca de antepaís(Chernicoff y Ramos 2003). Estas unida-des habrían sido deformadas y metamor-fizadas posteriormente durante la oroge-nia oclóyica en el lapso ordovícico tem-prano a medio (edades U/Pb en bordesde circones detríticos y monacitas entre452 - 498 Ma; Sims et al. 1998, Steenkenet al. 2006). En el caso de la rocas de laFormación Achavil, la relación respecto alas rocas suprayacentes no deformadasde la Formación Volcancito es clara, ycomo se mencionó anteriormente, se in-terpreta que el episodio deformacionalque afectó a la primera habría tenidolugar con antelación al Cámbrico Supe-rior tardío. En este caso, la misma fasediastrófica Irúyica, generadora de la dis-cordancia entre los Grupos Mesón y San-ta Victoria en el NOA (Turner 1960, As-tini et al. 2005b) podría ser la responsabledel episodio deformacional en la regióndel Famatina, lo que evidenciaría en talcaso la distribución regional del inicio delrégimen de subducción ordovícico en elmargen occidental de Gondwana. Así losdepósitos sinorogénicos del ciclo Pam-peano en el Famatina (Formaciones A-chavil y Negro Peinado, Collo et al.2005b) y los episodios deformacionalesque afectaron a la Formación Achavilconstituirían un estadio previo a los pro-puestos por Astini y Dávila (2004) para laevolución cambro-ordovícica de la re-gión (Fig. 11), y más joven que el episo-dio de deformación que afectó a la For-mación Puncoviscana. Considerando la


ausencia de evidencias de vulcanismo ac-tivo durante la depositación de las For-maciones Achavil y Negro Peinado y losarreglos litofaciales mencionados paraestas unidades, se considera que las mis-mas se habrían depositado en un contex-to de antepaís periférico respecto del oró-geno Pampeano. Este contexto es com-patible con el contexto de antepaís pro-puesto por Chernicoff y Ramos (2003)para algunas unidades de la sierra de SanLuis. Por su parte, la Formación La Agua-dita, formaría parte un último estadio deevolución Ordovícica en la región delFamatina, constituyendo los depósitos si-norogénicos del ciclo oclóyico.

CONCLUSIONES

Se propone el nombre Formación Acha-vil (nom. nov.) para definir una nueva uni-dad, dentro del basamento leptometa-mórfico del Famatina. La misma se dis-crimina del resto de las unidades de bajogrado de metamorfismo por contrasteslitológicos, icnológicos, isotópicos y mi-neralógicos. Su localidad tipo se defineen las márgenes del río Achavil. Su límitesuperior está representado por la discor-dancia que la separa de la FormaciónVolcancito expuesta sobre la quebradadel río Volcancito, mientras que su baseaflorante es un corrimiento de primer or-den. A partir de análisis sedimentológico-estratigráficos se definen para la Forma-ción Achavil cuatro litofacies principalesy se infieren arreglos propios de ambien-tes más someros que los identificadoscomúnmente para la Formación NegroPeinado. Sobre la base de resultados iso-tópicos y de las relaciones estratigráficasse ubica en el intervalo Cámbrico Medioalto - Cámbrico Superior. El análisis decuenca permite interpretarla como depó-sitos de antepaís periférico respecto delorógeno Pampeano. Se establece que tan-to la Formación Achavil como la For-mación Negro Peinado no constituyenunidades correlativas con la FormaciónPuncoviscana y que la deformación ymetamorfismo que las afectan serían pro-ducto de un episodio más joven que el

orógeno pampeano. Para la FormaciónAchavil se propone además, una correla-ción con el Grupo Mesón aflorante en elnoroeste argentino, aunque no se descar-ta que pueda correlacionarse con la For-mación Los Guachos, una unidad dife-renciada del Complejo Puncoviscana.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos a la Secretaría de Ciencia yTecnología de la Universidad Nacionalde Córdoba (62/03 SECyT-UNC), a laAgencia Nacional de Promoción deCiencia y Tecnología (PICT-2002/07-11741 FONCYT/ANCYT) y al ConsejoNacional de Investigaciones Científicas yTécnicas (PIP-CONICET 5873) quesubsidian nuestros proyectos de investi-gación. Las discusiones constructivascon el Geol. Juan Carlos Candiani (SE-GEMAR) y Federico Dávila (Universi-dad Nacional de Córdoba) y las revisio-nes de la doctora Norma Brogioni y deun revisor anónimo contribuyeron a me-jorar significativamente nuestro trabajo.Este trabajo constituye aspectos parcialesde la Tesis Doctoral presentada por laprimera autora en la Universidad Na-cio-nal de Córdoba.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Aceñolaza, G. 2003. The Cambrian System inNorthwestern Argentina: stratigraphical andpaleontological framework. Geológica Acta 1:23-39.

Aceñolaza, F.G. y Toselli, A.J. 1988. El Sistema deFamatina, Argentina: Su interpretación comoorógeno de margen continental activo. 5ºCongreso Geológico Chileno, Actas 1: A55-A67, Antofagasta.

Aceñolaza, G. y Aceñolaza, F. 2000. The Cam-brian System in Nothwest Argentina. En Ace-ñolaza, G. y Peralta, S. (eds.) Cambrian fromthe Southern edge, Instituto Superior de Co-rrelación Geológica (INSUGEO), Miscelánea6: 46-50.

Aceñolaza, F. y Aceñolaza, G. 2005. La For-mación Puncoviscana y unidades estratigráfi-cas vinculadas en el Neoproterozoico-Cám-brico Temprano del Noroeste Argentino. La-

tin American Journal of Sedimentology andBasin Analysis 12(2): 65-87.

Aceñolaza, F.G., Miller, H. y Toselli, A.J. 2000.The Pampean and Famatinian Cycles - Super-posed orogenic events in West Gondwana.The Geological Evolution of the Andes, Son-derheft ZAG: 337-343.

Adams, CJ., Miller, H. y Toselli, A.J. 2005. Rb-Srage of metasediments of the PuncoviscanaFormation, northwest Argentina, and U-Pbdetrital zircon age evidence for their prove-nance. Gondwana 12: 35, Mendoza.

Adams, CJ., Miller, H., y Toselli, A.J. 2006. Maxi-mum age and provenance area of the Punco-viscana Fm. sediments (NW Argentina) basedon detrital zircon geochronology - a pilot stu-dy. XI Congreso Geológico Chileno, Actas 2:11-14, Antofagasta.

Albanesi, G.L., Esteban, S.B., y Barnes, C.R.1999. Conodontes del intervalo del límiteCámbrico-Ordovícico en la Formación Volca-ncito, Sistema de Famatina, Argentina. TemasGeológico-Mineros ITGE 26: 521-526.

Albanesi, G.L., Esteban, S.B., Ortega, G., Hünic-ken M.A. y Barnes, C.R. 2005. Bioestratigrafíay ambientes sedimentarios de las Formacio-nes Volcancito y Bordo Atravesado (Cámbri-co Superior - Ordovícico Inferior), Sistema deFamatina, provincia de La Rioja. En Dahl-quist, J.A., Baldo, E.G. y Alasino P.H. (eds.)Geología de la provincia de La Rioja, Precám-brico - Paleozoico Inferior. Asociación Geo-lógica Argentina, Serie D, Publicación Espe-cial 8: 42-64.

Astini, R.A., 2003. The Ordovician proto Andeanbasins. En Benededtto, J.L., (ed.) Ordovicianfossils of Argentina. Universidad Nacional deCórdoba p.1-74

Astini, R.A. 2005. Las sedimentitas que apoyanen no concordancia sobre el "Granito Rojo"en el Angosto de la Quesera (CordilleraOriental, Salta): Una revisión crítica a más de60 años de los trabajos pioneros de J. Keidel.Revista de la Asociación Geológica Argentina60: 513-523.

Astini, R.A. y Dávila, F.M. 2004. Ordovician backarc foreland and Ocloyic thrust belt develop-ment on the western Gondwana margin as aresponse to Precordillera terrane accretion.Tectonics 23, TC4008, doi:10.1029/2003TC001620.

Astini, R.A., Dávila, F.M., Rapela, C.W., Pank-



hurst, R.J. y Fanning, C.M. 2003. Ordovicianback-arc clastic wedge in the Famatina Ran-ges: New ages and implications for recons-truction of the Proto-Andean GondwanaMargin, En Albanesi, G.L., Beresi, M.S. andPeralta, S.H. (eds.) Ordovician from the Ar-gentina, Serie Correlación Geológica 17: 375-380.

Astini, R.A., Dávila, F.M., Collo, G. y Martina, F.2005a. La Formación La Aguadita (Ordoví-cico medio-superior): Su implicancia en laevolución temprana del Famatina y como par-te del orógeno oclóyico en el noroeste argen-tino. En Dahlquist, J.A., Baldo, E.G. y AlasinoP.H. (eds.) Geología de la provincia de La Rio-ja, Precámbrico - Paleozoico Inferior. Aso-ciación Geológica Argentina, Serie D, Publi-cación Especial 8: 67-84.

Astini, R.A., Spagnuolo, C.C., Dávila, F.M. y Ra-palini, A.E. 2005b. El Grupo Mesón y la dis-cordancia Irúyica en el Noroeste Argentino:Un aporte para la discusión se su origen. 165ºCongreso Geológico Argentino, Actas 4: 595-597, La Plata.

Bachmann, G., Grauert, B., Kramm, U., Lork, A.y Miller, H. 1987. El magmatismo del Cám-brico medio-Cámbrico superior en el basa-mento del Noroeste Argentino: investigacio-nes isotópicas y geocronológicas sobre grani-toides de los complejos intrusivos Santa Rosade Tastil y Cañaní. 10º Congreso GeológicoArgentino, Actas 4: 125-127, Tucumán.

Becchio, R., Lucassen, F., Franz, G., Viramonte, J.y Wemmer, K. 1999. El basamento paleozoi-co inferior del Noroeste de Argentina (23º-27º) - Metamorfismo y geocronología. EnGonzález Bonorino, G., Omarini, R., Vira-monte, J. (eds.) Geología del Noroeste Argen-tino, 14º Congreso Geológico Argentino,Relatorio 58-72, Salta.

Bodenbender G. 1911. Constitución geológica dela parte meridional de La Rioja y regioneslimítrofes, República Argentina. Boletín Aca-demia Nacional de Ciencias 19(1): 5-220, Cór-doba.

Bondenbender, G. 1916. El Nevado de Famatina.Boletín de la Academia Nacional de Ciencias21: 100-182, Córdoba.

Bondenbender, G. 1922. El Nevado de Famatina.Anales Ministerio Agricultura., Sección Geo-logía, Mineralogía y Minería 16(1): 1-68, Bue-nos Aires.

Brussa, E.D., Toto, B.A. y Benedetto, J.L. 2003.Biostratratigraphy. En: Benedetto, J.L. (es.):Ordovician fossils of Argentina. Secretaría deCiencias y Tecnología, Universidad Nacionalde Córdoba: 75-90.

Buatois, L.A. y Mángano, M.G. 2003. Early colo-nization of the deep sea: Ichnologic evidenceof deep-marine benthic ecology from theEarly Cambrian of Northwest Argentina. Pa-laios 18: 572-581.

CAE 1992. Código Argentino de Estratigrafía.Asociación Geológica Argentina Serie B 20:64 p., Buenos Aires.

Candiani, J.C., Astini, R.A., Dávila, F.M., Collo,G., Ezpeleta, M., Dahlquist, J., Alasino, P. yMartina, F. En prensa. Hojas GeológicasFamatina y Sañogasta. Programa Nacional deCartas Geológicas.

Chernicoff, C.J. y Ramos, V.A. 2003. El basamen-to de la sierra de San Luis: nuevas evidenciasmagnéticas y sus implicancias tectónicas. Re-vista de la Asociación Geológica Argentina58(4): 511-524.

Chernicoff, C., Santos, J., Zappettini, E. y McNaughton, N. 2006. Identification and zirconU-Pb SHRIMP dating of the Green Quarryschists, Southern San Luis province, Argen-tina. 5º SSAGI, Abstracts: 120, Montevideo.

Clemens, K. 1992. Sedimentologuie, Herkunftund geotektonische Entwicklung präkambris-cher und altpaläozoischer Gesteinsserien desSistema de Famatina in Nodwest - Argen-tinien, Tesis Doctoral inedita, 163 p., Munich.

Clemens, K. y Miller., H. 1996. Sedimentología,proveniencia y posición geotectónica de lassedimentitas del Precámbrico y paleozoicoinferior del Sistema de Famatina. En Aceño-laza, F.G., Miller, H. y Toselli A., (eds.) Geo-logía del Sistema de Famatina, Müncher Geo-logische Hefte (Reihe A Allgemeine Geolo-gie) A19: 31-49, Munich.

Collo, G. 2006. Caracterización petrográfica y ter-mobarométrica de las unidades con bajo gra-do de metamorfismo de la región central deFamatina. Universidad Nacional de Córdoba,Tesis Doctoral inédita, 263 p. Córdoba.

Collo, G., Do Campo, M. y Astini, R.A. 2005a.Caracterización mineralógica, microestructu-ral e historia posdeposicional de La Forma-ción La Aguadita, Sistema de Famatina, LaRioja, Argentina. Revista Mexicana de Cien-cias Geológicas 22 (3): 283-297.

Collo, G, Astini, R.A., Cawood, P.A. y Buchan, C.2005b. Preliminary detrital ages and strati-graphy for the basement in Famatina, proto-Andean margin of Gondwana. Gondwana 12:109, Mendoza.

Collo, G., Dávila, F.M., Candiani, J.C. y Astini,R.A. 2006. Plegamiento transversal a la defor-mación oclóyica en rocas pre-ordovícicas delSistema de Famatina. Revista de la AsociaciónGeológica Argentina 61(1): 112-117.

Dávila, F.M. 2003. Transecta Estratigráfica-Estructural a los 28º30'-28º45' de Latitud sur,Sierra de Famatina, Provincia de La Rioja Ar-gentina. Universidad Nacional de Córdoba,Tesis Doctoral inédita: 516 p. Córdoba.

Dávila, F.M. y Astini, R.A. 2005. La deformaciónoclóyica en el Famatina y su vinculación conla estructuración del antepaís protoandino.En Dahlquist, J., Baldo, E. y Alasino, P. (eds.)Geología de la Provincia de La Rioja (Pre-cámbrico-Paleozoico inferior), AsociaciónGeológica Argentina, Publicación Especial8(D): 133-148.

Dávila, F.M., Astini, R.A. y Schmidt, C.J. 2003.Unraveling 470 m.y. of shortening in the Cen-tral Andes and documentation of Type 0 su-perposed folding. Geology 31(3): 275-278.

De Alba, E. 1979. Descripción geológica de laHoja 16d, Chilecito, provincia de La Rioja: 87pp. Servicio Geológico Nacional.

Do Campo, M. y Ribeiro Guevara, S. 2005. Pro-venance análisis and tectonic setting of LateNeoproterozoic metasedimentary successionsin NW Argentina. Journal of South Ame-rican Earth Sciences 19: 143-145.

Durand, F.R., Toselli, A.J., Aceñolaza, F.G., Lech,R.G., Pérez, W.A. y Lencina, R. 1990. Geo-logía de la sierra de Paimán, Provincia de LaRioja, Argentina. 10º Congreso GeológicoArgentino, Actas 2: 15-18, S.M. Tucumán.

Durand, F.R., Aceñolaza, F.G. y Esteban, S.B.1992. El Proterozoico superior y Cámbricoinferior metasedimentario de la región deBordo Atravesado y extremo norte de la Sie-rra de Paimán, Sistema de Famatina, Provinciade La Rioja. Serie Correlación Geológica 9:31-40.

Durand, F.R., Toselli, A.J., Aceñolaza, F.G. y Ro-ssi de Toselli, J.N. 1994. Evolución geológicadel Sistema de Famatina durante el Precám-brico y Paleozoico: Serie Monográfica y Di-dáctica, Facultad de Ciencias Naturales e Ins-

tituto Miguel Lillo 14, 76 p.Esteban, S., Tortello, F., Mángano, M.G., Buatois,

L.A. y Aceñolaza, F.G. 1999. Bioestratigrafíadel Paleozoico inferior del Sistema del Fa-matina. En Gonzalez Bonorino, G., Omarini,R. y Viramonte, J. (eds.) Geología del No-roeste Argentino, 14º Congreso GeológicoArgentino, Relatorio 1: 217-223, Salta.

Finney, S., Gleason, J., Gehrels, G. Peralta, S. yAceñolaza G. 2003. Early Gondwanan con-nection for the Argentine Precordillera terra-ne. Earth and Planetary Science Letters 205:349-359.

Fleuty, M.J. 1964. The description of folds. Pro-ceedings of the Geological Association 75:461-492.

Frey, M. y Robinson, D. 1999. Low grade meta-morphism. Blackwell Science: 313 p., Oxford.

Groeber, P. 1940. Descripción geológica de laprovincia de La Rioja. Aguas minerales Re-pública Argentina, Comisión Nacional Clima-tología y Aguas Mineral, Ministerio del In-terior 6: 17-29, Buenos Aires.

Guidotti, C.V. y Sassi, F.P. 1986. Classificationand Correlation of Metamorphic Facies Se-ries by Means of Muscovite b0 data fromLow - Grade Metapelites. Neues Jahrbuch fürMineralogie Abhandlungen 153(3): 363-380.

Gutierrez - Marco, J.C. y Esteban, S.B. 2003. Rep-praisal of the Tremadocian graptolite sequen-ce of the Famatina System, NW Argentina.En Ortega, G. y Aceñolaza, G. (eds.) Procee-dings 7th IGC-FMSSS, Serie de CorrelaciónGeológica 18: 39-44.

Harrington, H. 1942. Algunas consideracionessobre el sector norte argentino del Geosin-linal de Samfrau. Anales Primer Congreso deIngeniería de Minas y Geología 2: 319-341,Santiago de Chile

Harrington, H.J. 1957. Ordovician Formations ofArgentina. En Harrington, H.J. y Leanza, A.F.(eds.) Ordovician trilobites of Argentina, Uni-versity of Kansas Special Publication 1: 1-59.

Hongn, F. 1996. La estructura pre-Grupo Mesón(Cámbrico) del basamento del Valle de Ler-ma, Provincia de Salta. 13º Congreso Geoló-gico Argentino y 13 Congreso de Exploraciónde Hidrocarburos, Actas 2: 137-145, BuenosAires.

ISG 1994. International Stratigraphic Guide. EnAmos, S. (ed.) The Geological Society ofAmerica, Wiley and Sons, Inc., 214 p.

Jezek, P., Willner, A.P., Aceñolaza, F.G. y Miller,H. 1985. The Puncoviscana trough-a large ba-sin of Late Precambrian to Early Cambrianage on the Pacifica edge of the BrazilianShield. Geologische Rundschau 47(3): 573-584.

Keidel, J. 1947. El Precámbrico y el Paleozoico.Geografía de la República Argentina I. Socie-dad Argentina de Estudios Geográficos: 43-304.

Keppie, J.D. y Bahlburg, H. 1999. PuncoviscanaFormation of Northwestern and Central Ar-gentina: Passive margin or foreland basin de-posits? En Ramos, V.A. y Keppie, J.D. (eds.)Laurentia-Gondwana Connections beforePangea, Geological Society of America Spe-cial Paper 336: 139-143.

Kraemer, P.E., Escayola, M.P. y Martino, R.D.1995. Hipótesis sobre la evolución neoprote-rozoica de las Sierras Pampeanas de Córdoba(30º40'-32º40'S), Argentina. Revista de laAvocación Geológica Argentina 50: 47-59.

Lork, A., Miller, H., Kramm, U. y Grauert, B.1990. Sistemática U-Pb de circones detríticosde la Formación Puncoviscana y su significa-do para la edad máxima de sedimentación enla Sierra de Cachi (prov. De Salta, Argentina).En Aceñolaza, F.G., Miller, H. y Toselli, A.J.(eds.) El Ciclo Pampeano en el Noreste Ar-gentino, Serie Correlación Geológica 4: 199-208.

Lozada Calderón, A.J.; McBride, S.L. y Bloom,M.S. 1994. The geology and 40Ar/39Ar geo-chronology of magmatic activity and relatedmineralization in the Nevados del Famatinamining district, La Rioja province, Argentina.Journal of South American Earth Sciences 7:9-24.

Mángano, M.G. y Buatois, L.A. 2004. Integraciónde estratigrafía secuencial, sedimentología eincnología para un análisis cronoestratigráficodel Paleozoico inferior del noroeste argentino.Revista de la Asociación Geológica Argentina59: 273-280.

Merriman, R.J. 2002. Contrasting clay mineralassemblages in British Lower Palaeozoic slatebelts: the influence of geotectonic setting.Clay Minerals 37: 207-219.

Merriman, R.J. 2005. Clay minerals and sedimen-tary basin history. European Journal of Mi-neralogy 17: 7-20.

Merriman, R.J. y Frey, M. 1999. Patterns of very

low-grade metamorphism in metapeliticrocks. En M. Frey, M. y Robinson, D. (eds.)Low Grade Metamorphism, Blackwell Scien-ce: 61-107. Cambridge.

Merriman, R.J. y Peacor, D.R. 1999. Very low gra-de metapelites: mineralogy, microfabrics andmeasuring reaction progress. En M. Frey y D.Robinson (eds.) Low-Grade Metamorphism,Blackwell Science: 10-60, Cambridge

Mon, R. y Hongn, F.D. 1991. The structure ofthe Precambrian and Lower Paleozoic base-ment of the Central Andes between 22º and32ºS. Lat. Geologische Rundschau 80(3): 745-758.

Moya, M.C. 1998. El Paleozoico inferior en la sie-rra de Mojotoro, Salta-Jujuy. Revista de laAsociación Geológica Argentina 53(2): 219-238.

Moya, M.C., Malanca, S., Monteros, J.A. y Cuer-do, A.J. 1994. Bioestratigrafía del OrdovícicoInferior en la Cordillera Oriental, Argentina,basada en graptolitos, Revista Española dePaleontología 9: 91-104.

Myrow, P.M., Fischer, W. y Goodge, J.W. 2002.Wave-modified turbidites: combined-flowshoreline and shelf deposits, Cambrian, An-tartica, Journal of Sedimentary Research 72:641-656.

Nio, S.D. y Yang, C.S. 1991. Diagnostic attributesof clastic tidal deposits: a review. En Smith,D.G., Reinson, G.E., Zaitlin, B.A. y Rahmani,R.A. (eds.) Clastic tidal sedimentology, Cana-dian Society of Petroleum Geologists,Memoir 16: 3-28.

Ogg, J.G. 2004. Status of Divisions of the Inter-national Geologic Time Scale. Lethaia 3: 183-199.

Omarini, R.H., Sureda, R.J., Götze, H.J., Sei-lacher, A. y Pflüger, F.P. 1999. Puncoviscanafolded belt in the Northwestern Argentina:testimony of Late Proterozoic fragmentationand pre-Gondwanic collisional episodes.Geologische Rundschau 88: 76-97.

Passchier, C. y Trouw, R.A.J. 1998. Microtec-tonics, Springer: 289 p. New York.

Potter, P.E., Maynard, J.B. y Depetris P. 2005.Mud and Mudstones. An introduction andoverview. Springer: 296 p., New York.

Rapela, C.W. 2000. The Sierras Pampeanas of Ar-gentina: Paleozoic building of the southernProto-Andes. En Cordani, U.G., Milani, E.J,Thomaz Filho, A., and Campos, D.A., (eds.)


Tectonic Evolution of South America. 31ºInternational Geological Congress: 381-387,Rio de Janeiro.

Rapela, C.W., Pankhurst, R.J., Casquet, C., Fan-ning, C.M., Baldo, E.G., Gonzalez-Casado,J.M., Galindo, C. y Dahlquist, J. 2007. The Riode la Plata craton and the assembly of SWGondwana. Earth-Science Reviews 83(1-2):49-82.

Rossi de Toselli, J.N. 1996. El basamento meta-mórfico del Sistema de Famatina. En Aceño-laza, F.G., Miller, H. y Toselli, A. (eds.) Geo-logía del Sistema del Famatina. MunchnerGeologische Hefte, A19: 23-30.

Rossi, J.N., Durand, F.R., Toselli, A.J. y Sardi, F.G.1997. Aspectos estratigráficos y geoquímicoscomparativos de basamento metamórfico debajo grado del Sistema del Famatina, Argen-tina: Revista de la Asociación Geológica Ar-gentina 52(4): 469-480.

Rossi, J.N., Willner, A P. y Toselli, A. 2002. Ordo-vician Metamorphism of the Sierras Pampea-nas, Sistema de Famatina and CordilleraOriental, Northwestern Argentina. En Ace-ñolaza, F.G (es.) Aspects of the OrdovicianSystem in Argentina. INSUGEO, Serie Co-rrelación Geológica 16: 225-242..

Saavedra, J., Toselli, A.J., Rossi, J.N., Pellitero, E.,y Durand, F.R. 1998. The Early Paleozoicmagmatic record of the Famatina System: areview. En Pankhurst, R.J., y Rapela, C.W.(eds.) The Proto-Andean margin of Gond-wana. Geological Society, Special Publication142: 283-295, London .

Schwartz, J.J. y Gromet, L.P. 2004. Provenance ofa late Proterozoic-early Cambrian basin, Sie-rras de Córdoba, Argentina. Precambrian Re-search 129: 1-21.

Sims, J.P, Ireland, T.R., Camacho, A., Lyons, P.,Pieters, P.E, Skirrow, R.G., Stuart-Smith, P.G.y Miró, R. 1998. U-Pb, Th-Pb and Ar-Argeochronology from the southern SierrasPampeanas, Argentina: implications for thePalaeozoic tectonic evolution of the westernGondwana margin. En Pankhurst, R.J. y Ra-pela, C.W. (Eds) The Proto-Andean margin ofGondwana. Geological, Special Publications142: 259-296, London.

Söllner, F., Brodtkorb, M.K., Miller, H., Pezzutti,

N.E. y Fernández, R.R. 2000. U-Pb zirconages of metavolcanic rocks from the Sierra deSan Luis, Argentina. Revista de la asociaciónGeológica Argentina 55(1-2): 15-22.

Stelzner, A. 1872. Briëfliche Mittelleilung überseine Reise in den Provinzen Tucumán, Ca-tamarca und La Rioja. Neues Jahrbuch furMineralogie, Geologie und Paleotologie, 630p., Stuttgart.

Steenken, A.; Wemmer, K.; López de Luchi, M.G.; Siegesmund, S. y Pawlig, S. 2004. CrustalProvenace and Cooling of the BasementComplexes of the Sierra de San Luis: An in-sight Into the Tectonic History of the Proto-Andean Margin of Gondwana. GondwanaResearch 7(4): 1171-1195.

Steenken, A.; Siegesmund, S.; López de Luchi,M.G.; Feri, R. y Wemmer, K. 2006. Neopro-terozoic to Early Palaeozoic events in the Sie-rra de San Luis: implications for the Fama-tinian geodynamics in the Eastern SierrasPampeanas (Argentina). Journal of the Geo-logical Society 163: 965-982.

Sureda, R.J., Omarini, R.H. y Matteini, M. 2002.La evolución del basamento en el NoroesteArgentino y sus implicancias geológicas parael Precámbrico de los Andes Centrales. 11ºCongreso Peruano de Geología, CD-volumende Presentaciones Multimedia, 13 p., Lima.

Toselli, A.J. 1975. Contribución al conocimientogeológico de la región de Volcancito, sierra deFamatina, Provincia de La Rioja. Tesis Doc-toral inédita, Facultad de ciencias Exactas, Fí-sicas y Naturales, Universidad Nacional deCórdoba (inédita), 170 p., Córdoba.

Toselli, A.J. 1978. Edad de la Formación NegroPeinado, Sierra de Famatina, La Rioja. Revistade la Asociación Geológica Argentina 33: 86-89.

Turner, J.C.M. 1960. Estratigrafía del tramomedio de la Sierra de Famatina y adyacencias,La Rioja. Boletín Academia Nacional de Cien-cias 42: 77-126, Córdoba.

Turner, J.C.M. 1964. Descripción geológica de laHoja 15C, Vinchina (provincias de Catamarcay La Rioja). Dirección Nacional de Geología yMinería, Boletín 100, 81 p., Buenos Aires.

Turner, J.C.M 1971. Descripción geológica de laHoja 15d, Famatina (provincias de Catamarca

y La Rioja). Dirección Nacional de Geología yMinería, Boletín 126, 106 p. Buenos Aires.

Verdecchia, S.O., Baldo, E.G., benedetto J.L. yBorghi, P.A. 2007. The first shelly fauna frommetamorphic rocks of the Sierras Pampeanas(La Cébila Formation, Sierra de Ambato, Ar-gentina): age and paleogeographical implica-tions. Nota Paleontológica en Ameghiniana.44(2): 493-498.

Zimmermann, U. 2003. Provenance study onNeoproterozoic rocks of NW Argentina:Puncoviscana Formation-first results. 10ºCongreso Geológico Chileno, Actas PAGI-NAS Y TOMO, Concepción.

Zimmermann, U. 2005. Provenance studies ofvery low to low-grade metasedimentary rocksof the Puncoviscana Complex, northwest Ar-gentina. En Vaughan, A.P.M., Leat, P.T. yPankhurst, R.J. (eds.) Terrane Processes at themargins of Gondwana. Geological Society of,Special Publications 246: 381-416, London.

Recibido: 26 de junio, 2007 Aceptado: 30 de julio, 2008


Documents

LA FORMACIÓN ACHAVIL: UNA NUEVA UNIDAD DE … · plejo Puncoviscana como indican recien-tes trabajos de síntesis (e.g., Omarini et al. 1999, Zimmermann 2005). En este con-texto,