Albanesi et al 2005 Fm Volcancito

Introducción

Se presenta una bioestratigrafía integrada para las for-maciones Volcancito y Bordo Atravesado, las cuales for-

man parte del Paleozoico inferior del Sistema de Fama-tina, en el oeste de Argentina. El desarrollo de una bioes-tratigrafía de alta resolución para estas unidades se funda-menta en la integración de registros previos y originalesde conodontes, graptolitos y trilobites. En esta contribu-ción se definen las biozonas de conodontes de ambas for-maciones y se ilustran sus taxones guías y algunas formasasociadas. El esquema bioestratigráfico para estas uni-dades y la interpretación paleoambiental de sus faunas ca-racterísticas, se apoyan en un análisis litofacial detalladocon la interpretación de sus respectivos ambientes sedi-mentarios.

La sección tipo de la Formación Volcancito se ubica enla vertiente oriental de la sierra de Famatina, provincia deLa Rioja. El área de estudio está comprendida por las ca-

Asociación Geológica Argentina, Serie D: Publicación Especial Nº 8: 00-00 (2004)

1CONICET, Museo de Paleontología, Facultad de Ciencias Exactas,Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba. Av. VélezSarsfield 299, 5000 Córdoba, [email protected], [email protected]

2INSUGEO, Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo,Universidad Nacional de Tucumán. M. Lillo 205, 4000 Tucumán, Argen-tina. [email protected] Nacional de Ciencias, Córdoba. Centro Regional de Investi-gaciones Científicas y de Transferencia Tecnológica La Rioja (CRI-LAR). Entre Ríos y Mendoza, 5301 Anillaco, La Rioja, Argentina. [email protected] for Earth and Ocean Research, University of Victoria, P.O. Box3055, V8W 3P6 Victoria, B.C., Canada. [email protected]

Bioestratigrafía y ambientes sedimentarios de las formacionesVolcancito y Bordo Atravesado (Cámbrico Superior - OrdovícicoInferior), Sistema de Famatina, provincia de La Rioja, Argentina

Guillermo L. ALBANESI1, Susana B. ESTEBAN2, Gladys ORTEGA1, Mario A. HÜNICKEN3 y Christopher R. BARNES4

RESUMEN. El presente estudio tiene por objeto la descripción e interpretación lito y bioestratigráfica de las formaciones Volcancito yBordo Atravesado, expuestas en el Sistema de Famatina, provincia de La Rioja. La primera unidad consiste en dos miembros; elMiembro Filo Azul (inferior) comprende cinco facies sedimentarias, las cuales se integran en dos asociaciones que corresponden a am-bientes de plataforma externa (asociación 1, inferior) con caracteres de transición hacia una plataforma media (asociación 2, superior).En este miembro se definen las Zonas de conodontes de Cordylodus proavus, C. intermedius, C. lindstromi, Iapetognathus y C. angu-latus. El límite Cámbrico/Ordovícico se aproxima a la base de la Zona de Iapetognathus s.l., a unos 85 m de la base de la formación.A escasos metros encima de este nivel aparecen los primeros registros del trilobite Jujuyaspis keideli y de graptolitos planctónicos(Zona de Rhabdinopora flabelliformis parabola). En el Miembro Peña Negra (superior) de la Formación Volcancito se registran dosfacies sedimentarias que corresponden a ambientes de planicies de cuenca. Esta unidad está caracterizada por las Zonas de Anisograptusmatanensis, Rhabdinopora flabelliformis anglica del Tremadociano inferior, y probablemente Adelograptus, del Tremadociano supe-rior. La Formación Bordo Atravesado está constituida por cuatro facies sedimentarias, reunidas en dos asociaciones que representan su-bambientes diferenciados en un sistema de mar abierto. La presencia de conodontes de la Subzona de Paltodus deltifer pristinus (Zonade P. deltifer) y de graptolitos de la Zona de Kiaerograptus refieren al Tremadociano superior bajo. Las faunas de conodontes de am-bas formaciones representan ambientes de transición, con una afinidad más próxima a las comunidades de aguas frías.

Palabras clave: Litoestratigrafía, Bioestratigrafía, Cámbrico-Ordovícico, Sistema de Famatina, Argentina.

ABSTRACT. The objective of present study is the litho- and biostratigraphic description and interpretation of the Volcancito and BordoAtravesado formations, which are exposed in the Famatina System, La Rioja Province. The former unit consists of two members: theFilo Azul Member (lower) includes five sedimentary facies, which are integrated in two associations. Association 1 (lower) correspondsto outer platform environments and the association 2 (upper) includes transitional characteristics to middle platform environments. Thefollowing conodont zones are defined in this member: Cordylodus proavus, C. intermedius, C. lindstromi s.l., Iapetognathus s.l. and C.angulatus zones. The Cambrian/Ordovician boundary is located at ca. 85 m above the base of the formation, coinciding with the baseof the Iapetognathus s.l. Zone. Few meters above this level, the first appearances of the trilobite Jujuyaspis keideli and planktic grap-tolites (Rhabdinopora flabelliformis parabola Zone) are recorded. Two facies are described for the Peña Negra Member (upper) of theVolcancito Formation, which correspond to basin plain environments. This unit is characterized by the Anisograptus matanensis andRhabdinopora flabelliformis anglica zones, early Tremadocian in age, and probably the Adelograptus Zone of the late Tremadocian.The Bordo Atravesado Formation is composed of four sedimentary facies, integrated in two associations that represent different midd-le-outer shelf environments. The presence of conodonts of the Paltodus deltifer pristinus Subzone (P. deltifer Zone) and graptolites ofthe Kiaerograptus Zone, indicate an early late Tremadocian age. Conodont faunas of both formations represent transitional environ-ments, showing closer affinities to cold water communities.

Key words: Lithostratigraphy, Biostratigraphy, Cambrian-Ordovician, Famatina System, Argentina.

Guillermo L. Albanesi, Susana B. Esteban, Gladys Ortega, Mario A. Hünicken y Christopher R. Barnes2

beceras de los ríos Achavil y Volcancito (fig. 1). La mis-ma se encuentra delimitada por los paralelos de 28º 51’ y28º 54’ de latitud sur y los meridianos de 67º 45’ y 67º 47’de longitud oeste. El acceso es posible desde la localidadde Famatina, distante 24 km de la ruta nacional N° 40, endirección norte. Aproximadamente a seis kilómetros deesta población, pasando por las localidades de Carrizal,Alto Carrizal y Los Corrales, se accede al valle del ríoAchavil hasta alcanzar Peña Negra. Desde este sitio, el ca-mino continúa hacia el sur, unos 4 km hasta el río Volcan-cito, en cuya margen izquierda se encuentra la sección es-tratigráfica de referencia de la formación homónima. Elárea tipo de la Formación Bordo Atravesado se ubica en laquebrada del Portezuelo de la Alumbrera, 2 km al norte dela localidad de Bordo Atravesado en el extremo sur de lasierra de Famatina, y se puede acceder desde la cuesta deMiranda (fig. 1). El estratotipo de la Formación BordoAtravesado se definió en el tramo medio de la quebradadel Portezuelo de la Alumbrera, sobre su margen derecha.

Recientemente se publicaron diversas síntesis sobre lahistoria geológica del Sistema de Famatina, su evolucióndepositacional y tectónica, en las que se integran las uni-dades estratigráficas del presente estudio (e.g., Astini1999, 2003; Mángano et al. 2002).

El estudio bioestratigráfico de la Formación Volcan-cito reviste particular interés por la posibilidad de deter-minar el límite Cámbrico/Ordovícico (el último de los lí-mites inter-Sistemas del Paleozoico definido formalmentea nivel global), en base a la integración de registros de co-nodontes, graptolitos y trilobites; una conjunción de fósi-les guías como ocurre en pocas localidades del mundo (Tor-tello y Esteban 1997; 1998; 1999; Albanesi et al. 1999).Recientemente se eligió la sección de Green Point, en eloeste de Terranova, Canadá, como estratotipo global(“Global Stratotype Section and Point”) donde el límiteCámbrico/Ordovícico se ubica en el nivel de la primeraaparición del conodonte Iapetognathus fluctivagus Nicollet al. (Cooper et al. 2001). Durante el lapso de 25 añosque demandó la proposición de una sección tipo global,desde que se iniciaron los estudios específicos, se discu-tieron posibles estratotipos en Kazajstán, China, Australia,Gran Bretaña, Escandinavia y Norteamérica, pero no seconsideraron las potenciales secciones de Sudamérica.Existen numerosas contribuciones sobre la determinacióndel límite Cámbrico/Ordovícico en América del Sur; par-ticularmente, en base a grupos paleontológicos clásicoscomo graptolitos y trilobites (e.g., Harrington y Leanza1957, Benedetto 1977, Aceñolaza 1983, Ortega y Rao1995). El trabajo de Rao y Hünicken (1995) fue el prime-ro en intentar definir el límite en base a conodontes. Estosautores, y Rao (1999) publicaron el primer esquema bio-estratigráfico basado en conodontes para la sección de lasierra de Cajas, en la Cordillera Oriental del noroeste ar-gentino, donde el límite Cámbrico/Ordovícico es indicadopor la primera aparición del conodonte Cordylodus linds-tromi Druce y Jones, siguiendo el esquema originalmentepropuesto por Barnes (1988) para la sección de GreenPoint. En el presente estudio, se amplía el trabajo prelimi-

nar de Albanesi et al. (1999), en el que se aproxima conmayor precisión el límite referido en la FormaciónVolcancito, siguiendo los criterios más recientes para sudeterminación; es decir, tomando en consideración la pri-mera aparición de especies del género Iapetognathus(Ross et al. 1997, Nicoll et al. 1999, Cooper et al. 2001).En un trabajo exhaustivo sobre las secciones de referenciadel área Ibex, Utah, Miller et al. (2003) observan proble-mas significativos en la distribución vertical de conodon-tes de la sección de referencia global Green Point, inter-pretando una inversión de polaridad en la secuencia estra-tigráfica. El presente estudio no está dirigido a verificar lareciente demostración de estos autores; no obstante, el po-tencial bioestratigráfico de conodontes del Miembro FiloAzul de la Formación Volcancito, podría servir como uncontrol externo para tal verificación en un próximo estu-dio.

Litoestratigrafía

Antecedentes y caracterización estratigráfica de la Formación Volcancito

Los primeros datos paleontológicos de la unidad estra-tigráfica que posteriormente se denominara FormaciónVolcancito, fueron brindados por Bodenbender (1911),quien reconoció las especies Dictyonema flabelliformis yStaurograptus dichotomus en rocas del “Cambriano supe-rior” o “Siluriano inferior” expuestas en el Peñón Negro(tramo alto del río Achavil). El hallazgo de calizas con tri-lobites y braquiópodos en el sector del río Volcancito fueinformado posteriormente por Bodenbender (1916).

La abundante fauna de trilobites del área de Vol-cancito fue originalmente descripta por Harrington

Figura 1. A, mapa de ubicación del Sistema de Famatina (provincias deCatamarca y La Rioja). B, región del río Volcancito - Peña Negra. C, re-gión de Bordo Atravesado en la provincia de La Rioja (tomado de Est-eban 1999).

Bioestratigrafía y ambientes sedimentarios de las Formaciones Volcancito y Bordo Atravesado... 3

(1938), a partir de ejemplares coleccionados por Floss-dorf. Posteriormente, Harrington (en Harrington y Le-anza 1957) definió formalmente la Formación Volcan-cito, describio detalladamente nuevas especies y recono-ció la Zona de Parabolina frequens argentina (Kayser)(Tremadociano inferior).

La Formación Volcancito aflora en dos sectores de lasierra de Famatina: río Volcancito y Peña Negra las cua-les constituyen el área tipo de esta unidad (Turner1960a).

Los afloramientos localizados en el área tipo (hoja ge-ológica Vinchina) se disponen en una faja larga y angosta,de orientación meridiana que se extiende desde la PeñaNegra del río Achavil (en el norte) hasta el filo Azul (en elsur). Esta faja está representada por asomos aislados ubi-cados preferentemente en ambas márgenes del río Vol-cancito y en el valle superior del río Achavil. Los estratosse presentan como sucesiones homoclinales buzantes en-tre 23º y 43º hacia el O-SO y con un rumbo variable entre160º y 185º. El resto se encuentra cubierto por material deacarreo y morenas cuaternarias de la pampa de la PeñaNegra.

La base de la Formación Volcancito no ha sido obser-vada y una falla la separa de la subyacente Formación Ne-gro Peinado. En cuanto al techo de esta unidad, el mismoestá representado por una discordancia sobre la cual seapoyan las sedimentitas carboníferas de la FormaciónAgua Colorada.

En su definición original, no se caracterizó ningúnperfil tipo para la Formación Volcancito y su espesor fueestimado en 350 m. Estudios realizados en los últimosaños indican que en el área tipo esta unidad alcanzaría unespesor aproximado de 430 m (Esteban 1999). Si bien enel trabajo de Harrington (en Harrington y Leanza 1957)no se definió en la Formación Volcancito la presencia dedos miembros, dicho autor diferenció claramente las dis-tintas litologías que integran dicha unidad. En el levanta-miento cartográfico de la Hoja 15c Vinchina Turner(1964) marcó la diferencia entre los bancos portadores degraptolitos y los niveles con trilobites, mientras queToselli (1975, 1977) separó a la Formación Volcancito enun miembro inferior portador de una fauna de trilobites yun miembro superior con una abundante graptofauna.Posteriormente, Esteban (1999) basándose en las diferen-cias litológicas y paleoambientales de la unidad en el áreatipo y considerando como parte de la FormaciónVolcancito a los afloramientos del extremo sur de la sie-rra de Famatina de acuerdo a lo establecido por Alderete(1968) definió tres miembros para esta unidad, a los cua-les denominó de base a techo: Filo Azul, Peña Negra yBordo Atravesado (= miembros inferior, medio y supe-rior, respectivamente). Como se verá más adelante, re-cientemente el Miembro Bordo Atravesado ha sido cam-biado de categoría debido a sus marcadas diferencias conlas rocas descriptas en el área tipo de la FormaciónVolcancito, definiéndose como una nueva unidad litoes-tratigráfica (Formación Bordo Atravesado, Esteban,2002).

Miembro Filo Azul de la Formación Volcancito

El área tipo del Miembro Filo Azul se ubica sobre elflanco oriental de la sierra de Famatina en la región del ríoVolcancito. El estratotipo se ha definido sobre la margenizquierda del río Volcancito, 1500 m aguas abajo del pues-to homónimo, donde queda expuesta una sucesión de al-rededor de 170 m de espesor (Esteban 1999) (fig. 1: B).

La base de este miembro se ubica por encima de la fa-lla que separa estas rocas de las metamorfitas de la For-mación Negro Peinado. El límite superior se dispone don-de los potentes paquetes de lutitas negras lajosas delMiembro Peña Negra reemplazan a las pelitas y areniscasdel Miembro Filo Azul.

Si bien este miembro está constituido por afloramien-tos de distribución relativamente restringida, se observanexposiciones a ambos lados del río Volcancito. Estos de-pósitos comprenden pelitas y margas con areniscas carbo-náticas y limolitas laminadas interestratificadas. La com-posición mineralógica de las rocas está dominada porcuarzo y calcita con plagioclasa (albita), muscovita, clori-ta, caolinita e illita subordinada. Material detrítico volcá-nico no ha sido observado en estas rocas (Zimmermann yEsteban 2002). Los depósitos del río Volcancito presentantrilobites pertenecientes a la Biozona de Parabolina (Neo-parabolina) frequens argentina (Harrington y Leanza1957). Sobre la base de nuevas colecciones, Tortello yEsteban (1997) asignaron al Cámbrico Superior el tramobasal de la sección de río Volcancito. El hallazgo hacia laparte superior de una asociación integrada por Jujuyaspiskeideli Kobayashi y Rhabdinopora flabelliformis ssp. cf.R. f. socialis (Salter) y R. f. ssp. cf. R. f. norvegica (Bul-man) ha permitido asignar dicho tramo al Tremadocianobasal (Tortello y Esteban 1998, 1999). La presencia de tri-lobites diagnósticos del Cámbrico cuspidal en el tramoinferior, y graptolitos y trilobites (tramo superior) caracte-rísticos del Ordovícico basal, convierte a la sección delMiembro Filo Azul en un referente bioestratigráfico deimportancia regional para la transición Cámbrico-Ordovícico (Tortello y Esteban 1998, 1999).

Una aproximación más precisa al límite Cámbrico-Ordovícico ha sido realizada a partir de la fauna de cono-dontes hallada en la sección de río Volcancito. La deter-minación aproximada del límite en esta sección está dadapor la primera parición del conodonte Iapetognathus aen-gensis (Lindström), la cual ocurre a 85 m de su base (Al-banesi et al. 1999) (ver bioestratigrafía).

Recientemente, Astini (2001) ha descripto algas calcá-reas (Nuia y Girvanella) en distintos niveles de la secciónde río Volcancito ubicados entre las biozonas de conodon-tes de Cordylodus proavus y Cordylodus angulatus.

En el perfil tipo del Miembro Filo Azul, se han reco-nocido cinco facies sedimentarias (Esteban 1999), que sedescriben sintéticamente a continuación (figs. 2, 5, 6):Facies A: margas finamente laminadas. Esta facies estáconstituida por margas silicificadas, de color gris verdosooscuro, cuya estructura dominante es la laminación para-lela muy fina. A simple vista se observa una alternancia de


láminas más delgadas claras (menos de 0,5 mm de espe-sor) y láminas algo más gruesas oscuras (1 a 3 mm deespesor). Las rocas de esta facies presentan una fisilidadpoco marcada, pero que permite la separación de la roca alo largo de superficies lisas y paralelas a la estratificación,con una frecuencia variable entre 2 y 5 mm (Esteban1999).

La facies A se presenta como paquetes de pocos me-tros de espesor dispuestos predominantemente en el tramoinferior de la sección del río Volcancito, donde se encuen-tra interestratificada con la facies B.

Cerca de la base de la secuencia, esta facies preservauna abundante fauna de trilobites asociada a escasos bra-quiópodos, los cuales están representados en su mayoríapor valvas desarticuladas. Estudios bioestratigráficos de-terminaron que la fauna de trilobites registrada correspon-de a la de la parte inferior de la Zona de Parabolina (N.)frequens argentina (Tortello y Esteban 1997, 1999).

La facies A puede ser interpretada como depositada apartir de un proceso de acumulación de material en sus-pensión de la columna de agua (decantación), con fluc-tuaciones en el aporte del sedimento en suspensión, locual da origen a la laminación. Otro proceso posible, men-cionado para este tipo de laminación en “mudrocks”, es elde corrientes de densidad diluidas cercanas al fondo. Estascorrientes darían lugar a las capas delgadas de materialmás grueso, mientras que las capas de material fino regis-trarían la sedimentación de “background” (Collinson yThompson 1989, Wetzel 1991).Facies B: areniscas muy finas limosas masivas y/o la-minadas. Esta facies comprende areniscas muy finas li-mosas silicificadas, de color gris oscuro a gris claro. Pre-sentan estratificación delgada, en bancos de 2 a 10 cm deespesor, contactos netos y geometría tabular. Las basessuelen ser planas u onduladas, en tanto que los techos ex-hiben ondulitas simétricas. Generalmente son masivos enla base y finamente laminadas, con laminación paralela,hacia el techo. En ocasiones se han observado bancos quepresentan laminación ondulítica y otras veces, estratos ex-clusivamente con laminación paralela. La amalgamaciónde estratos no es común, ya que estos se encuentran gene-ralmente separados por intervalos de material fino (faciesA y E). Esta facies caracteriza al tramo inferior a mediodel Miembro Filo Azul.

En estos sedimentos se hallaron conodontes bien pre-servados y espículas de esponjas indeterminadas.

Estos depósitos de areniscas, interestratificados consedimentos finos, han sido interpretados como productosde depositación episódica. La presencia de laminación pa-ralela predominante, superpuesta en la mayoría de los ca-sos a un intervalo masivo, puede indicar depositación apartir de un flujo unidireccional episódico y de corta du-ración, probablemente una corriente de turbidez.Depósitos de este tipo han sido interpretados como “turbi-ditas inducidas por tormenta” (Brenchley 1985).Facies C: areniscas medianas a gruesas masivas. La fa-cies C está representada por areniscas carbonáticas grisesmedianas a gruesas, sin estructura interna. Los estratos de

5 a 20 cm de espesor son generalmente continuos, aunquea veces se adelgazan lateralmente constituyendo lentes.Presentan bases netas y topes con suave ondulación cuasi-simétrica pero con amplia longitud de onda. Esta facies seencuentra intercalada con la facies E y en ocasiones, tam-bién está asociada a depósitos margosos correspondientesa la facies A. En ciertos tramos de la secuencia existeamalgamación de capas, con delgados niveles pelíticos in-tercalados que no superan 1 cm de espesor. Los depósitosincluyen coquinas que contienen fragmentos de trilobitesy braquiópodos indeterminables, y caracterizan el tramomedio del perfil del río Volcancito. También se han en-contrado en esta facies conodontes y espículas de espon-jas indeterminadas.

La ausencia de estructuras sedimentarias en estos es-tratos arenosos indica una depositación de naturaleza epi-sódica. Los topes ondulados con amplia longitud de ondasugieren un retrabajo por parte del oleaje de tormenta delos sedimentos provenientes del “shoreface”.Facies D: areniscas y limolitas con estratificación en-trecruzada hummocky. La facies D está constituida porareniscas carbonática de grano fino a muy fino y limolitasde grano grueso cuyo rasgo diagnóstico es la presencia deestratificación entrecruzada microhummocky. Esta faciesse presenta en forma de estratos delgados de 5 a 15 cm deespesor, con contactos netos y geometría lenticular. Laamalgamación no es un rasgo común y los estratos con es-tratificación entrecruzada hummocky (HCS) se encuen-tran intercalados con pelitas laminadas oscuras semejan-tes a las de la facies E.

La presencia en esta facies de microhummocky (Harmset al. 1975), permite inferir que el mecanismo de deposi-tación más probable habría sido el de corrientes de turbi-dez generadas por la licuefacción de arenas en el “shore-face” durante la acción de tormentas (“storm-generatedturbidites” de Hamblin y Walter 1979) (cf., Walker et al.1983, Walker 1983, 1985).Facies E: pelitas masivas y laminadas.La facies E con-siste en pelitas de coloración verde a gris oscura, masivaso con laminación paralela muy fina. Generalmente se pre-senta como paquetes de 2 metros o más de espesor, comolos que se observan en el tramo inferior y superior de lasecuencia del Miembro Filo Azul. También pueden formarniveles muy delgados, como los que separan los bancos dela facies C (Areniscas medianas a gruesas masivas), en eltramo medio de la secuencia. Dentro de los paquetes depelitas se observan intercalaciones de bancos de areniscascarbonáticas correspondientes a la facies B, y en menorproporción de la facies D.

Los fósiles, principalmente trilobites y graptolitos, seencuentran dispuestos en el tramo superior de la secuen-cia, donde se ha podido identificar la presencia de Jujuya-spis keideli y Rhabdinopora flabelliformis (Tortello y Es-teban 1999).

Esta facies representa depositación por decantación apartir de material fino en suspensión. La presencia de ban-cos arenosos intercalados (facies B y D), indican que elproceso de decantación alternaría con momentos de sedi-


mentación episódica, a partir de corrientes inducidas portormentas y flujos gravitatorios de sedimentos (flujos dedetritos). Si bien la depositación de esta facies habría te-nido lugar mayormente por debajo del nivel de base deolas de tormenta en un ambiente de plataforma externa, lapresencia de pelitas masivas y de rabdosomas en partefragmentados, sugieren un ambiente de moderada energía.

Ambiente de sedimentación

Las facies del Miembro Filo Azul pueden reunirse endos asociaciones que representan dos subambientes den-tro de un sistema de plataforma. La asociación de facies 1(facies A, B y E) corresponde a una plataforma externa, entanto que la asociación de facies 2 (facies C, D y E) re-presenta una zona con caracteres de transición hacia unaplataforma interna, que puede considerarse como una pla-taforma media.

Importantes paquetes de esta asociación se presentanhacia el tramo inferior y superior del perfil tipo del Miem-bro Filo Azul, en la sección del río Volcancito. El espesorde estos paquetes es de aproximadamente 30 m.

La asociación de facies 1 está constituida principal-mente por estratos de grano muy fino. En el tramo inferiorde la secuencia el material fino de la asociación es casi ex-clusivamente carbonático (facies A), en tanto que en eltramo superior predominan los sedimentos pelíticos nocarbonáticos (facies E).

La disposición de las facies en la asociación 1 sugiereque la depositación del material en suspensión, produci-da en aguas relativamente profundas de la plataforma, fueinterrumpida en distintos momentos por depósitos másgruesos de génesis episódica que recuerdan a los origina-dos por corrientes de turbidez inducidas por tormenta. Lafalta de estructuras físicas indicadoras de un retrabajo porparte de las olas en los depósitos de evento permite infe-rir que este grupo registra una depositación por debajo delnivel de base de olas de tormenta, en una plataforma ex-terna.

La asociación faunística, presente en estos tramos dela secuencia, también indica características de aguas rela-tivamente profundas dentro de la plataforma. No obstan-te, se nota un incremento en la profundidad entre los tra-mos inferior y superior, en donde la fauna pasa de ser ex-clusivamente de trilobites y braquiópodos a estar repre-sentada por graptolitos y escasos trilobites.

Los depósitos de plataforma externa se caracterizan enel tramo inferior por presentar una coloración oscura, re-flejo de un ambiente pobre en oxígeno. La falta de unabuena oxigenación en el medio es corroborada por la pre-sencia de elementos de la Biofacies de Olénidos, que re-presentaría un ambiente caracterizado por bajo contenidode oxígeno y posiblemente ubicado por debajo de la ter-moclina (Fortey 1985), desarrollándose en márgenes con-tinentales o en cuencas restringidas a la circulación oceá-nica. No obstante, la coloración más verdosa del materialfino de esta asociación hacia el tramo superior del perfil

podría estar indicando un nivel de oxígeno relativamentemayor (cf., “biofacies cuasi-anaeróbica” de Bottjer ySavrda 1993).

La preservación de la fina laminación en las pelitaspuede ser adjudicada a la falta de una infauna y/o epifau-na capaz de perturbar el sedimento, debido a la baja oxi-genación en la interfase agua-sedimento.

La ausencia de bioturbación se mantiene aún en lostramos superiores, donde el cambio de coloración de lossedimentos indica mejores condiciones de oxigenación.En este caso, la falta de organismos perturbadores podríadeberse a una sedimentación más intensa.

La asociación de facies 2 incluye las facies E, C y D.Esta asociación se encuentra principalmente representadaen el tramo inferior a medio de la sección del río Volcan-cito, donde presenta un espesor aproximado de 50 m, pe-ro también ha sido observada hacia el techo de la mismasección, donde no supera los 10 metros de espesor.

La asociación 2 está caracterizada por un mayor con-tenido de sedimentos de grano grueso, los cuales incre-mentan en espesor hacia el tramo medio del paquete de 50m, donde los niveles pelíticos han quedado reducidos a es-pesores muy pequeños.

El rasgo más distintivo de esta asociación es la pre-sencia de bancos arenosos delgadamente estratificadoscon HCS y areniscas medianas a gruesas con fragmentosde braquiópodos y trilobites, que llegan a tener en algunoscasos niveles coquinoideos. El porcentaje de pelita decre-ce con respecto a la plataforma externa, y aparecen los pri-meros depósitos de tempestitas que pueden ser considera-das mayormente distales con respecto al shoreface tenien-do en cuenta ciertos rasgos de los estratos como HCS demuy bajo ángulo, escasos espesores de los bancos, ausen-cia de amalgamación e incremento en la proporción de pe-litas entre bancos. La presencia de coquinas y tempestitasindican una mayor energía del medio, en tanto que las úl-timas evidencian, además, depositación bajo la influenciade las olas.

El brusco incremento en la proporción de pelitas y lanotable disminución de los niveles de tempestitas y dedepósitos de flujos de detritos observados en el paquetesuperior de la asociación 2, sugieren la reimplantaciónde una dinámica de sedimentación de plataforma externahacia el tope de la sección del río Volcancito. En la par-te alta de esta sección comienza a manifestarse un cam-bio de facies relacionado a un evento transgresivo, queda lugar posteriormente a la implantación de un ambien-te de planicie de cuenca, correspondiente al MiembroPeña Negra.

Miembro Peña Negra de la Formación Volcancito

El área y el perfil tipo del Miembro Peña Negra se ubi-can en la comarca homónima, localizada sobre la margenizquierda del río Achavil en su tramo superior (fig. 1: A).El perfil tipo tiene un espesor de 260 m, mientras que enlas cercanías del puesto Volcancito se han medido espeso-


res parciales de alrededor de 90 m en afloramientos des-conectados.

El límite inferior del Miembro Peña Negra puede ob-servarse en el cauce profundo del río Volcancito, dondelas lutitas negras lajosas apoyan sobre las pelitas y arenis-cas del tope del Miembro Filo Azul. El límite superior es-tá cubierto por depósitos cuaternarios.

Si bien los depósitos del Miembro Peña Negra se pre-sentan mayormente como sucesiones homoclinales, seidentificaron sectores donde los mismos están plegados,conformando pliegues abiertos.

Este miembro está constituido en su mayor parte porlutitas arcillosas negras con fangolitas masivas subordina-das. La composición mineralógica de las rocas está domi-nada por cuarzo con plagioclasa (albita), muscovita, clori-ta, pirita, biotita y caolinita como minerales subordinados(Zimmermann y Esteban 2002). Las lutitas negras presen-tan una abundante fauna de graptolitos (Turner 1960b, To-selli 1975, Aceñolaza y Durand 1984, Esteban y Gutié-rrez-Marco 1997) acompañada en escasos niveles del per-fil por restos de esponjas hexactinélidas (Esteban y Rigby1998). Los graptolitos indican una edad tremadocianatemprana alta (zonas de Anisograptus matanensis y Rhab-dinopora flabelliformis anglica) para el tramo inferior delMiembro Peña Negra, mientras que el tramo superior secorrelaciona probablemente con la parte basal del Trema-

dociano superior (Biozona de Adelograptus) (Gutiérrez-Marco y Esteban 2003).

En el Miembro Peña Negra se reconocieron dos faciessedimentarias (Esteban 1999) (Fig. 3):Facies A: lutitas arcillosas muy finamente laminadas ycon fisilidad. Esta facies consiste en lutitas arcillosas gri-ses oscuras a negras, finamente laminadas y con marcadafisilidad. Compone más del 90% de las secciones delpuesto Volcancito y Peña Negra, aunque comprende nu-merosos asomos discontinuos a ambas márgenes del ríoVolcancito. En el tramo superior de la secuencia afloranteen puesto Volcancito esta facies presenta una alternanciade bandas gris verdoso a blanco. Dichas láminas tienen unespesor de 1 a 2 mm, aunque en algunos casos son de ma-yor tamaño (3 a 5 mm). Estas lutitas bandeadas constitu-yen unidades de lados paralelos y suelen presentarse enpaquetes de hasta 60 cm, o bien en capas más delgadas nomayores a los 26 cm de espesor. La fina laminación de es-ta facies se debe a la alternancia de láminas micrométricascarentes de materia orgánica (claras) con láminas escasa-mente milimétricas con materia orgánica (oscuras). Aná-lisis de carbono orgánico total (COT) de estas rocas, pro-porcionaron valores inferiores al 1% en peso de carbonoorgánico, lo que estaría indicando un contenido regular abajo. No obstante, la presencia de metamorfismo de bajogrado en estas rocas sugiere un contenido orgánico origi-nal más alto (cf., Arthur y Sageman 1994).

Los graptolitos, en su mayoría planctónicos con algu-nos rabdosomas bentónicos retransportados, constituyenel componente más abundante de esta facies (Gutiérrez-Marco y Esteban 2003) (fig. 3). También se han observa-do fragmentos de malla y espículas sueltas de esponjas si-líceas hexactinélidas (Protospongia sp.) (Esteban y Rigby1998).

Esta facies se habría depositado por decantación y encondiciones de baja energía, a partir de material fino ensuspensión en la columna de agua. La fina granulometríay la ausencia de estructuras físicas, indicarían una sedi-mentación por debajo del nivel de base de olas de tor-menta. La baja energía del medio, es sugerida por la bue-na conservación de la graptofauna y la presencia de dis-tintos estadios de desarrollo astogenético de las colonias.La fina laminación, refleja fluctuaciones en uno de loscomponentes del material en suspensión en la columna deagua (cf., Wetzel 1991).Facies B: fangolitas masivas. La facies B está compues-ta por fangolitas masivas de color gris claro, que por me-teorización presentan coloración verdosa. Constituye ca-pas tabulares de hasta 1 m de espesor que frecuentementese intercalan con la facies A. Estos bancos han sido ob-servados en el tramo inferior del perfil de Peña Negra, entanto que en el del puesto Volcancito están ausentes. Sonmasivos pero se vuelven más laminados hacia el techo portransición a la facies A. Varían lateralmente de espesor ypresentan bases netas y techos transicionales. Estas faciesno presentan planos internos bien definidos con graptoli-tos, aunque excepcionalmente pueden encontrarse ejem-plares dispersos.

Figura 2. Perfil estratigráfico del río Volcancito: facies sedimentarias ydistribución taxones de trilobites y graptolitos (modificado de Tortello yEsteban 1999).


La génesis atribuida a esta facies es la de rápida depo-sitación de granos de limo y flóculos de fango a partir decorrientes de turbidez de alta densidad dominadas por fan-go (cf., Pickering et al. 1986). En el caso aquí estudiadono ha sido observado ningún tipo de bioturbación. Estopuede ser atribuido a la escasez de oxígeno en el mediocomo ocurre en la facies A.

Ambientes de sedimentación

El Miembro Peña Negra registra una sedimentación enambiente de planicie de cuenca (Basin plain).

En la comarca de Peña Negra - río Volcancito, la aso-ciación de facies de planicie de cuenca aflora en seccionesaisladas ubicadas a lo largo del río Volcancito y en la lo-calidad de Peña Negra. Las facies A y B componen estaasociación

Aunque no se ha llegado a observar un pasaje continuode la plataforma a la planicie de cuenca dentro de la re-gión estudiada, se considera que este último sistema de-positacional suprayace al de plataforma. Si bien aguasabajo del río Volcancito, en el sector del perfil de plata-forma, están representados ambos ambientes, el contactoentre ellos es tectónico. En cuanto al resto de los aflora-mientos, ubicados en la cercanía del puesto Volcancito yen Peña Negra, corresponden exclusivamente al ambientede planicie de cuenca, y no se encuentran representadoslos depósitos de plataforma.

El sistema de planicie de cuenca está representado ca-si exclusivamente por pelitas negras, con escasos materia-les de granulometría levemente más gruesa. Esta asocia-ción registra sedimentación episódica a partir de corrien-tes de turbidez fangosas, que alternaron con la deposita-ción por decantación de material fino.

La disposición de esta asociación de facies por enci-ma de depósitos típicos de plataforma, estaría indicandouna profundización de la cuenca, la cual viene acompaña-da por una disminución en el contenido de oxígeno en lainterfase agua-sedimento. La deficiencia de oxígeno que-da evidenciada por la coloración oscura de las rocas y lapreservación de la fina laminación ante la ausencia de fau-na bentónica capaz de perturbar el sedimento. De acuerdoal esquema de biofacies relacionadas con el oxígeno deBottjer y Savrda (1993), y teniendo en cuenta las caracte-rísticas de la facies A, se puede considerar a la misma den-tro de las biofacies anaeróbica y cuasi-anaeróbica.

Antecedentes y caracterización estratigráfica de la Formación Bordo Atravesado

A partir del hallazgo de trilobites del Tremadociano in-ferior, las rocas aflorantes en la quebrada del Portezuelode la Alumbrera (extremo sur de la sierra de Famatina),fueron asignadas por Alderete (1968) a la Formación Vol-cancito. Dicha asignación fue mantenida en los diferentestrabajos científicos realizados en la región, aunque Este-

ban (1999) destacó que estos afloramientos muestran di-ferencias litológicas y faunísticas con los de la región tipode la Formación Volcancito. Esto motivó la inclusión delos afloramientos de la quebrada del Portezuelo de laAlumbrera, como un miembro distinto a los ya propuestospara la Formación Volcancito (= Miembro Bordo Atrave-sado de Esteban 1999). En un trabajo reciente, Esteban(2002) reformuló el rango litoestratigráfico de estas rocas,las cuales pasaron a constituir la denominada FormaciónBordo Atravesado (Esteban 1999, nom. trasl. Esteban,2002).

La base de la Formación Bordo Atravesado se encuen-tra en contacto tectónico con andesitas terciarias (Alderete1968) mientras que su techo está separado por una discor-dancia de las sedimentitas neopaleozoicas del GrupoPaganzo.

El afloramiento de la Formación Bordo Atravesado nocomprende una faja continua sino por el contrario está ca-racterizado por lomadas bajas con afloramientos disconti-nuos. Estas rocas se encuentran intruídas por numerososcuerpos porfíricos de composición riolíticos-dacíticos, loscuales han sido asignados al Ordovícico Medio (Toselli etal. 1996).

En la sección tipo de esta formación se reconocen cua-tro facies sedimentarias (Fig. 4):Facies A: limolitas arcillosas masivas o laminadas. Lafacies A está constituida por limolitas arcillosas silicifica-das gris oscuras a amarillo verdoso con bandeamiento de-terminado por la alternancia de capas claras y oscuras deespesores variados. Presentan estratificación delgada amedia, con espesores predominantes de 10 a 20 cm. Songeneralmente masivos o finamente laminados, aunque al-gunos estratos muestran una gradación normal solo obser-vable a escala microscópica. En sección delgada, se ob-servan láminas oscuras ricas en materia orgánica que al-ternan con láminas claras limosas ricas en cuarzo. Esta fa-cies constituye gran parte del perfil tipo de la FormaciónBordo Atravesado.

Restos de trilobites ciclopígidos, fueron hallados endos niveles ubicados en la parte media y superior de la se-cuencia. La fauna está representada por formas pelágicasy bentónicas (Tortello y Esteban 1995, 2003; Esteban1996). La presencia de filocáridos (Aceñolaza y Esteban1996) ha sido observada en distintos niveles del perfil ycolonias de graptolitos, escasas y fragmentarias, se locali-zaron en la parte alta del mismo (Ortega y Esteban, enprep.). Ocasionalmente, en las capas más verdosas de es-ta facies hay niveles con escasa bioturbación representadapor pequeñas trazas verticales, tentativamente asignadas aTrichichnus, junto a los icnotaxones Gyrophyllites y To-maculum (Esteban 1993, 2001) (fig. 4).

Esta facies representa mayormente depositación dematerial en suspensión en un ambiente de muy baja ener-gía, por debajo de la base de olas de tormenta. La pre-sencia de fósiles principalmente pelágicos, indican con-diciones de plataforma de agua profunda. Los escasosestratos micro-gradados pueden representar eventos tur-bidíticos aislados (cf., O’Brien et al. 1980; O’Brien


1996). La preservación de la laminación fina, la escasabioturbación y el color oscuro de estas rocas, sugierencondiciones de oxigenación restringida en los fondosmarinos (Sageman et al. 1991, Bottjer y Savrda 1993,Allison et al. 1995).Facies B: cuplas arena muy fina/limo. La facies B estáconstituida por cuplas arenisca muy fina/limolitas de co-lor verde-negro a gris claro-gris oscuro, respectivamente.Son rocas muy coherentes que constituyen bancos de 3 a10 cm de espesor, con contactos netos y geometría tabu-lar. Se encuentran interestratificados con la facies A (li-molitas arcillosas masivas o laminadas) y sólo en el tramoinferior de la secuencia está asociada con la facies D (are-niscas limosas masivas). Se agrupan en unidades fina-mente laminadas con espesores no mayores a los 10 cm,en donde las láminas varían su espesor entre 3 y 7 mm. Enalgunos bancos, la fina laminación es acompañada por ungradamiento normal hacia la base de los estratos. La gé-nesis de esta facies ha sido atribuida a corrientes de turbi-dez diluidas (cf., Pickering et al. 1986).Facies C: limolitas y areniscas con estratificación en-trecruzada hummocky. La facies C está caracterizadapor areniscas calcáreas de grano muy fino a limolitas degrano grueso, de colores marrón claro, delgadamente es-tratificadas (5 cm de espesor). Los bancos presentan típi-camente una laminación paralela en la base y una estrati-

ficación entrecruzada microhummocky en el techo, repre-sentando las divisiones P (laminación planar inferior) y H(estratificación entrecruzada hummocky) del “estrato ti-po” de Walker et al. (1983). La zona masiva basal (B) es-tá comúnmente ausente. Las bases de estas capas son ne-tas y los techos exhiben ondulaciones simétricas a cuasi-asimétricas.

Una escasa y moderadamente preservada fauna de co-nodontes procedente de esta facies, a 25 m de la base dela secuencia, corresponde a la Zona de Paltodus deltiferdel Tremadociano Tardío (Albanesi et al. 2000).

La facies C es interpretada como depósitos de tormen-ta. La presencia de la zona P en la parte inferior de las ca-pas estudiadas, y ocasionalmente la zona B, es considera-da como indicando la primera fase en la formación de losdepósitos de arena transportados generados por tormentas.En tanto que, la estratificación entrecruzada micro-hum-mocky en el techo de los estratos reflejarían la segunda fa-se con el retrabajo por parte de las olas (Harms et al. 1975,Hamblin y Walter 1979, Dott y Bourgeois 1982, Bren-chley 1985, 1989). Los estratos delgados y no amalgama-dos de areniscas finas y limolitas gruesas como los des-criptos en esta facies, pueden ser interpretados como tem-pestitas distales (Brenchley et al. 1986).Facies D: areniscas limosas masivas. La facies D com-prende areniscas limosas grises oscuras, estratificadas enbancos continuos de 10 a 20 cm de espesor, con contactosnetos y geometría tabular. Estas capas se encuentran inte-restratificadas con los sedimentos finos (facies A) en eltramo inferior y superior del perfil y ocasionalmente estánasociados con la facies B.

Estructuras de deformación pueden ser detectadas oca-sionalmente, las cuales habrían producido la destrucciónparcial o total de la estratificación original, dando lugar apseudonódulos con laminación interna, de 7 a 10 cm delongitud. No obstante, la mayoría de las capas correspon-dientes a esta facies no muestran estructura interna.

La facies D es interpretada como depósitos de flujosen masa, altamente licuificados o fluidificados. Estos de-pósitos registran una resedimentación de material despla-zado a través de la plataforma marina por la acción de lagravedad (Pickering et al. 1986). La ausencia de estruc-turas de escape de agua y la presencia de pseudonódulos,internamente laminados, demuestran que la arena no seencontraba totalmente licuificada.

Ambientes de sedimentación

Las facies de la Formación Bordo Atravesado han si-do reunidas en dos asociaciones, las cuales representandos subambientes dentro de un sistema de mar abierto.

La asociación de facies 1 está presente en gran partedel perfil tipo de la Formación Bordo Atravesado y estáconstituida por las facies A, B y D. En esta asociación, lafacies A es portadora de una fauna dominada por trilobi-tes. La distribución de facies sugiere una depositación apartir de la caída de material en suspensión sobre una pla-

Figura 3. Perfil estratigráfico de Peña Negra: facies sedimentarias y dis-tribución de su fauna (modificado de Gutiérrez-Marco y Esteban 2003).


taforma relativamente profunda, la cual fue interrumpidapor aportes episódicos de material más grueso relaciona-do a corrientes de turbidez generadas por tormentas y aflujos de deslizamiento gravitatorio. No fue observada enesta facies la presencia de estructuras físicas que eviden-cien el retrabajo por parte de las olas.

Los datos sedimentológicos y paleontológicos sugie-ren que la asociación de facies 1 registra depositación enuna plataforma externa, por debajo de la base de olas detormenta. La abundancia en esta asociación de sedimentososcuros finamente laminados, así como la presencia de or-ganismos planctónicos (ciclopígidos, graptolitos y filocá-ridos) asociados a una biota bentónica caracterizada porformas ciegas o casi ciegas, sugieren una depositación enun ambiente marino profundo, deficiente en oxígeno. Lapresencia dominante de elementos de la familia cyclopy-gidae dentro de esta asociación, permite comparar a lamisma con la comunidad de ciclopígidos de Fortey(1985). Según dicho autor, esta comunidad está confinadaa ambientes marinos relativamente profundos y corres-ponde a la asociación más externa de trilobites. Sin em-bargo, los niveles verdosos que muestran una escasa bio-turbación (Trichichnus, Gyrophyllites y Tomaculum) ob-servados en la facies A, podrían indicar un mejoramiento

relativo en las condiciones de oxigenación con respecto alresto de la secuencia.

La asociación de facies 2 incluye las facies A y C. Estaasociación se presenta en las partes inferior y superior dela secuencia aquí estudiada, donde constituye paquetes de10 m y de 20 m de potencia respectivamente. El rasgo másdistintivo de esta asociación es la presencia de capas conestratificación entrecruzada hummocky que evidencian laacción de tormentas. Teniendo en cuenta el delgado espe-sor (5 cm) y la fina litología, como así también la ausen-cia de amalgamamiento de los bancos, se interpreta a es-tos depósitos como tempestitas distales dentro del área deinfluencia de las olas. La presencia de pequeñas valvasdesarticuladas dentro de la facies C, indicando un origenmecánico de acumulación, es una evidencia más para in-terpretar a esta facies como producto de una rápida depo-sitación dentro de la plataforma.

La asociación de facies 2 estaría indicando la alter-nancia de períodos de sedimentación normal, con suspen-sión de material fino, y breves episodios de tormentas enun área de la plataforma ubicada ligeramente por encimade la base de olas de tormentas.

Bioestratigrafía

Conodontes de la Formación Volcancito

El registro bioestratigráfico de los conodontes delMiembro Filo Azul de la Formación Volcancito, en el per-fil de río Volcancito, se desarrolla sobre un muestreo sis-temático que comprende 43 muestras carbonáticas, conuna masa promedio de ca. 2 kg (fig. 5). Todas las mues-tras (masa total: 87,095 kg) fueron completamente proce-sadas (total de residuo insoluble: 39,739 kg), siguiendométodos convencionales, y empleando una solución ácidade ácido acético al 10% (Stone 1987). La cantidad de ele-mentos por kilogramo de roca es variable según el tipo li-tológico de procedencia; si bien la mayoría de las mues-tras proporcionaron unas pocas decenas de conodontespor kg, algunos niveles como el VN produjeron varioscientos de elementos por kg.

El estado de preservación de los elementos es, asimis-mo, variable, y el índice de alteración del color (CAI) os-cila entre 2 y 5, dependiendo de la posición estratigráficade las muestras. Los conodontes con CAI 5 demuestranque las máximas temperaturas a las que estuvieron some-tidas las rocas portadoras habrían alcanzado los 350°C(Epstein et al. 1977). La variación del color está en fun-ción de la acción de eventos térmicos súbitos, como elmetamorfismo de contacto que producen algunos cuerposintrusivos máficos; e.g., el dique que se emplaza a unos 40m de la base de la formación (entre niveles VE y VF). Enlos conodontes con CAI elevado, 4-5, se observan micro-fisuras, poros, y superficies corroídas que denotan la ac-ción de fluidos hidrotermales (cf., Rejebian et al. 1987),como los procedentes de intrusivos hipabisales. Se inter-preta que el CAI más bajo, 2, representa la paleotempera-

Figura 4. Columna estratigráfica de la Formación Bordo Atravesado enla quebrada del Portezuelo de La Alumbrera, con las facies y la distri-bución de trilobites, conodontes y graptolitos (modificado de Esteban2002, y Tortello y Esteban 2003).


tura de soterramiento regional, que estaría comprendidadentro de la ventana térmica generadora de hidrocarburoslíquidos (i.e., 70-120ºC).

La presente colección incluye 22 especies de cono-dontes, la mayor parte de las cuales son especies multie-lementales previamente descriptas. Otras formas corres-ponden a taxones sensu formae identificados bajo nomen-clatura abierta, en razón de que la estructura de sus apara-tos multielementales no es conocida.

El registro de estas especies a través del Miembro FiloAzul permite reconocer una sucesión de cinco biozonas.Desde los niveles basales de este miembro, los sucesivosintervalos bioestratigráficos (biozonas de intervalo basa-das en primeros registros) están caracterizados por las es-pecies Cordylodus proavus Müller, C. intermediusFürnish, C. lindstromi Druce y Jones, Iapetognathus aen-gensis (Lindström) y Cordylodus angulatus Pander, y que-dan limitados por la primera aparición de los taxones epó-nimos. Esta sucesión de biozonas es correlativa con la delas secuencias de plataforma de la Serie Ibexiana de GreatBasin, en Norteamérica (Miller 1988, Ross et al. 1997,Miller et al. 2003). Asimismo, estas biozonas se puedencorresponder con las de secuencias de talud del GrupoCow Head (Barnes 1988), y con la de otras secciones co-rrelativas de Terranova (Bagnoli et al. 1987, Fåhraeus yRoy 1993). Estudios detallados a través del intervalo crí-tico del límite Cámbrico/Ordovícico, realizados en Ka-zajstán, Asia Central (Dubinina 1991, 2000) y China(Chen et al. 1998) propusieron una sucesión de unidadescomparables. Actualmente, la Subcomisión Internacionalde Estratigrafía del Ordovícico (IUGS) adopta el esquemaestándar para correlación global del límite Cámbri-co/Ordovícico establecido por Cooper et al. (2001) para lasección de Green Point (GSSP), en el oeste de Terranova.Con excepción de la Zona de Iapetognathus, las otras zo-nas que aquí se definen para la Formación Volcancito fue-ron identificadas originalmente por Rao y Hünicken (1995)y Rao (1999) en las formaciones Lampazar y Cardonal dela sierra de Cajas, Cordillera Oriental del noroeste argen-tino.

En la fig. 7 se ilustran todas las especies determina-das en este estudio a excepción de los taxones Muelle-rodus? cf. hunjiangesis Chen y Gong, Proconodontusmuelleri Müller y Teridontus obesus Ji y Barnes, quefueron previamente ilustrados por Albanesi et al. (1999),a partir de una colección preliminar de la misma seccióndel río Volcancito. Las especies indicadas bajo nomen-clatura abierta, que corresponden a los géneros Cordylo-dus, Diaphanodus, Furnishina y Prooneotodus, se ilus-trarán en un trabajo posterior que comprenda su análisistaxonómico.

Biozonas de conodontes

El Miembro Filo Azul es dividido en cinco biozonasde intervalo basadas en primeros registros (Código Argen-tino de Estratigrafía, 1992, art. 38) (Fig. 5).

Zona de Cordylodus proavus

En la sección del río Volcancito no se conoce la basede esta unidad a partir de un registro continuo de cono-dontes. La presencia de Cordylodus proavus en la muestramás baja de la columna (A97-1) sugiere que la zona ho-mónima se extiende desde la base de la Formación Vol-cancito, si bien los estratos basales no produjeron regis-tros de conodontes. El techo de esta zona está definido porla primera aparición del taxón guía de la zona siguiente,cubriendo un espesor de ca. 20 m. La Zona de C. proavusestá caracterizada por la especie epónima, Furnishina sp.,Cordylodus hastatus Barnes, Eoconodontus notchpea-ckensis Miller, y Teridontus nakamurai (Nogami). En es-ta biozona aparecen los conodontes ramiformes más anti-guos del género Cordylodus como se verifica en diversaslocalidades de Norteamérica (e.g., Barnes 1988, Miller1988, Miller et al. 2003) y del mundo, así como en el no-roeste de Argentina (Rao 1999; Moya et al. 2003) con elregistro de formas correspondientes a Cordylodus andresiViira y Sergeyeva, y C. aff. primitivus Bagnoli et al. en laFormación Lampazar y unidades equivalentes de laCordillera Oriental de Salta y Jujuy. En la Precordillera deSan Juan, se documentaron registros aislados de Cordy-lodus proavus en la Formación Los Sombreros, afloranteen la Sierra del Tontal (Lehnert 1994).

Zona de Cordylodus intermedius

La base de esta biozona en la Formación Volcancito,se define en el nivel A97-4.5 donde aparece por primeravez la especie C. intermedius; si bien los caracteres diag-nósticos de este taxón no son muy precisos, y es probableque se trate de un complejo interespecífico que incluyaformas estrechamente relacionadas en la línea filética queune a C. proavus con C. angulatus (Druce y Jones 1971;Miller 1980; Fåhraeus y Roy 1993). El techo de esta uni-dad coincide con la base de la zona siguiente, según la pri-mera aparición de la especie C. lindstromi Druce y Jones,y su espesor alcanza los 20 m.

Zona de Cordylodus lindstromi (sensu lato)

La Zona de C. lindstromi se extiende desde el nivel dela primera aparición de la especie epónima; i.e., VF, hastala base de la Zona de Iapetognathus (ca. 20 m de espesor).En esta zona aparece una serie de taxones nuevos que au-mentan sustancialmente la diversidad de conodontes en laFormación Volcancito. Entre estas especies se registranAcanthodus uncinatus s. l. Furnish, Cordylodus caseyiDruce y Jones, C. prion Lindström, C. viruanus Viira ySergeyeva, C. deflexus Bagnoli, Barnes y Stevens, Mue-llerodus? cf. hunjiangesis Chen y Gong, Teridontus obe-sus Ji y Barnes, además de varias especies que prosiguensu registro desde la zona subyacente (Fig. 5). Aquí se si-gue el concepto bioestratigráfico aplicado por Ross et al.


(1997) y Miller et al. (2003) para las secciones del áreaIbex, Utah, donde la diagnosis de la especie guía C. linds-tromi se emplea en sentido amplio, incorporando elemen-tos que Nicoll (1991) describió como C. prolindstromi;por consiguiente, comprende la Zona de C. lindstromi deNicoll (1991) y la Zona de C. prolindstromi de Shergold yNicoll (1992), definidas en Australia.

Zona de Iapetognathus (sensu lato)

La primera aparición de una especie del géneroIapetognathus marca la base de la zona homónima segúnla definición original de esta unidad (Ross et al. 1997). Noobstante, según la reciente descripción de Miller et al.(2003), las primeras apariciones de Iapetognathus flucti-vagus Nicoll et al. y de Iapetonudus ibexensis Nicoll et al.marcan la base de esta zona. Aquí se adopta la definiciónoriginal que, en sentido amplio, permite una primera bio-zonación para la Formación Volcancito. En la sección delrío Volcancito (fig. 6), Iapetognathus aengensis (Linds-tröm) es la primera y única especie del género a través delos niveles VL a VM. Por consiguiente, la base actual dela zona se encuentra en el nivel VL, situado a ca. 85 m dela base de la Formación Volcancito. No obstante, I. aen-gensis es brevemente precedida, en otras secciones delmundo, por la especie I. fluctivagus, cuya eventual apari-ción implicaría bajar ligeramente la base de la zona en es-

ta sección. El techo de esta zona coincide con la base dela Zona de Cordylodus angulatus, demarcando un interva-lo de ca. 20 m de espesor.

El límite Cámbrico/Ordovícico puede aproximarsecon precisión en la Formación Volcancito, a través de laprimera aparición del conodonte Iapetognathus aengen-sis en el nivel VL, a unos 85 m de la base de la forma-ción, o 45 m por encima del nivel VF, donde Cordyloduslindstromi aparece por primera vez, y unos 20 m por de-bajo de la primera aparición de C. angulatus. En razón dela ausencia de Iapetognathus fluctivagus en la presentecolección, se adopta la primera aparición de I. aengensiscomo una aproximación precisa a límite Cámbrico/Or-dovícico. I. aengensis es una especie de distribución glo-bal (Nicoll et al. 1999) y, si bien su rango estratigráficoes unos de los más extensos entre las especies del géne-ro, su primera aparición en secciones de referencia globalcomo la de Green Point, Terranova, ocurre ligeramentepor encima (ca. 3 m, sensu Cooper et al. 2001) de la pri-mera aparición de I. fluctivagus (cf., Miller et al. 2003) ypocos metros por debajo o en niveles correlativos, en sen-tido amplio, a los que contienen las primeras formas degraptolitos planctónicos y de trilobites del géneroJujuyaspis, formas que se consideran elementos guías pa-ra acotar el límite Cámbrico/Ordovícico en secuenciascarentes de conodontes (Aceñolaza y Aceñolaza 1992,Landing 1993, Miller y Stitt 1995, Cooper 1999).Precisamente, en la Formación Volcancito el registro de I.aengensis precede por pocos metros las primeras formasdel género Rhabdinopora y la primera aparición deJujuyaspis keideli, aproximadamente a 110 m de la basede la formación (Figs. 2, 5).

Zona de Cordylodus angulatus

La base de esta unidad ocurre en el nivel VN, dondeCordylodus angulatus tiene su primera aparición. La defi-nición del techo de esta unidad queda abierta por carecerde datos de conodontes en el Miembro Peña Negra, hastacuya base y por un intervalo de 40 m, en el Miembro FiloAzul, se extienden los registros de la Zona de C. angula-tus.

Esta zona se caracteriza por la presencia de la especieepónima asociada a otras especies del género Cordylodus,como C. caboti, C. deflexus, C. intermedius, C. lindstromiy C. proavus, y a un particular dominio biofacial de espe-cies coniformes del género Teridontus. La Zona de C. an-gulatus cubre la parte superior del piso Tremadociano(lapso en el que las faunas de conodontes comienzan a di-ferenciarse en su distribución geográfica, Miller 1984), ytiene un amplio registro intercontinental, estando repre-sentada tanto en ambientes del Reino Atlántico, de aguasfrías o profundas (e.g., Pyle y Barnes 2002), como en losdel Reino Midcontinent de aguas someras y cálidas (e.g.,Chen et al. 1988, Ji y Barnes 1994, Miller et al. 2003). EnArgentina, la Zona de C. angulatus se documentó en di-versas localidades de la Cordillera Oriental de Salta y

Figura 5. Columna estratigráfica de la Formación Volcancito (MiembroFilo Azul) con la distribución vertical de las especies y biozonas de co-nodontes.


Jujuy, con asociaciones de especies que varían ligeramen-te en su composición, si bien siempre con una diversidadrelativamente baja; por ejemplo, en las secciones de Cajas(Rao 1999), Angosto del Moreno (Moya et al. 2003), In-camayo (Rao y Tortello 1998), Parcha (Ortega y Albanesi2003) y Alfarcito (Zeballo et al. 2003).

No se recuperaron conodontes del Miembro Peña Ne-gra de la Formación Volcancito. A juzgar por su posiciónestratigráfica, y por correlación con las faunas de grapto-litos, probablemente el mismo cubra partes de las zonasde Cordylodus angulatus y de Rossodus manitouensis del

esquema norteamericano (sensu Ross et al. 1997 y Milleret al. 2003).

Observaciones paleobiogeográficas

Las biozonas de la Formación Volcancito presentanuna asociación de especies típicas de ambientes periféri-cos profundos, comparables a los de cuencas equivalentesdel oeste de Terranova (e.g., Bagnoli et al. 1987, Barnes1988, Fåhraeus y Roy 1993), o de las Montañas Mac-

Figura 6. Intervalo crítico del límite Cámbrico/Ordovícico, en la parte media del Miembro Filo Azul de la Formación Volcancito. Vista al norte de lasección inferior del río Volcancito.

Figura 7. A, Cordylodus hastatus Barnes 1988, Zona de Cordylodus proavus, muestra A97-3, CORD-MP 10108, vista lateral, x 70. B, Cordylodus prionLindström 1955, Zona de Cordylodus lindstromi, muestra VF, CORD-MP 10109, vista lateral, x 120. C, Cordylodus caboti Bagnoli, Barnes y Stevens1987, Zona de Iapetognathus, muestra VL, CORD-MP 10110, vista lateral, x 150. D, F, Cordylodus deflexus Bagnoli, Barnes y Stevens 1987, Zona deIapetognathus, muestra VL, CORD-MP 10111/12, vista lateral, x 150. E, Cordylodus viruanus Viira y Sergeyeva 1987, Zona de Cordylodus lindstro-mi, muestra VF, CORD-MP 10113, vista lateral, x 180. G, I, Cordylodus proavus Müller 1959, Zona de Iapetognathus, muestra VL, CORD-MP10114/10115, vista lateral, x 120. H, K, Cordylodus lindstromi Druce y Jones 1971, Zonas de Iapetognathus y Cordylodus angulatus, muestras VL yVN, CORD-MP 10116/17, vista lateral, x 120. J, Cordylodus caseyi Druce y Jones 1971, Zona de Cordylodus angulatus, muestra VN, CORD-MP 10118,vista lateral, x 180. L, Cordylodus angulatus Pander 1856, Zona de Cordylodus angulatus, muestra VN, CORD-MP 10031, vista lateral, x 150. M,Iapetognathus aengensis (Lindström 1955), Zona de Iapetognathus, muestra VL, CORD-MP 10030, vista lateral, x 100. N, O, Eoconodontus notchpe-ackensis (Miller 1969), Zona de Cordylodus angulatus, muestra VN, CORD-MP 10028/10122, vista lateral, x 100. P, Q, Teridontus gracillimus Nowlan1985, Zona de Cordylodus angulatus, muestra VR, CORD-MP 10123/10124, vista lateral, x 180. R, S, Teridontus nakamurai (Nogami 1967), Zona deCordylodus angulatus, muestra VN, CORD-MP 10036/10126, vista lateral, x 120. T, U, Acanthodus uncinatus s. l. Furnish 1938, Zona de Cordylodusangulatus, muestra VN, CORD-MP 10127/10128, vista lateral, x 100. Todas las especies proceden del Miembro Azul de la Formación Volcancito.Todas las figuras son fotografías de microscopio electrónico de barrido.




kenzie (Landing et al. 1980) y secuencias del noreste deColumbia Británica (Pyle y Barnes 2002), en el noroestede Canadá. Particularmente, la composición faunística deVolcancito es comparable con aquella del reino faunísticode transición, en ambientes de plataforma externa a océa-no abierto de latitudes medias a bajas, como los descrip-tos para Asia Central (Dubinina 1991, 2000). Las faunasde conodontes de la formación estudiada carecen de géne-ros propios de ambientes de aguas someras y cálidas delReino Midcontinent, como las cuencas epicratónicas aus-tralianas, chinas, o de Laurentia (e.g., Chen y Gong 1986,Shergold y Nicoll 1992, Ji y Barres 1994), o las facies car-bonáticas de ambientes restringidos de la PrecordilleraArgentina (Lehnert et al. 1997). En la Formación Volcan-cito no se evidencia la mayor abundancia proporcional deparaconodontes, en relación a euconodontes, que caracte-riza a los ambientes de altas latitudes del Reino Atlántico(e.g., Müller y Hinz 1991, Viira et al. 1987). La semejan-za en la diversidad específica de la colección de conodon-tes de la Formación Volcancito con las colecciones de laCordillera Oriental Argentina (cf., Rao 1999), sugiere unavinculación entre las comunidades de conodontes contem-poráneas de este segmento del margen gondwánico.

Conodontes de la Formación Bordo Atravesado

Los conodontes de la Formación Bordo Atravesadofueron recuperados de rocas calcareníticas con estructurasentrecruzadas tipo hummocky (Facies C), de la sección ti-po en la quebrada de La Alumbrera (fig. 4). En total, seprocesaron mediante métodos convencionales unos 26 kgde rocas calcareníticas, procedentes de 11 niveles distin-tos a través de la extensión vertical de la formación, la ma-yoría de los cuales resultó estéril. Si bien este hecho de-muestra que las diferentes facies de la formación no sonpropicias para el contenido en conodontes, la muestra FV2 ubicada a ca. 25 m de la base de su sección tipo, produ-jo 20 especímenes y fragmentos indeterminados, recupe-rados de 7,430 kg de roca desagregada (Albanesi et al.2000). Los elementos están pobremente conservados, tie-nen un CAI 5, son opacos, y están corroídos, con poros y

microfisuras superficiales. La superficie de algunos ele-mentos presenta una pátina plateada. Estas característicasde conservación representan la acción de fluidos hidroter-males (Rejebian et al. 1987), probablemente procedentesde los cuerpos ígneos que intruyen la secuencia (Toselli etal. 1996). El CAI 5 que muestran estos conodontes refie-re a paleotemperaturas eventuales de hasta 350ºC.

A causa del registro puntual de conodontes en laFormación Bordo Atravesado, no es posible definir los lí-mites de la biozona correspondiente. No obstante, la pre-sencia de la especie guía Paltodus deltifer pristinus Löf-gren, y la ausencia de P. d. deltifer (Viira), acotarían el in-tervalo bioestratigráfico a la subzona inferior de la Zonade P. deltifer, siguiendo la división propuesta por Löfgren(1997), para las secuencias de la plataforma Baltoes-candinava. La Zona de Paltodus deltifer (incluyendo sóloPaltodus deltifer deltifer) fue originalmente definida porLindström (1971) en Suecia, donde se corresponde con lasfaunas de “Ceratopyge Limestone” (Piso AIII, Varangu,de la Serie Oelandiana inferior) de Västergötland y Öland,las cuales se correlacionan a su vez con el Tremadocianosuperior bajo, entre los Pisos Cressagiano y Migneintiano,de la cronoestratigrafía británica (Fortey et al. 2000). Enrelación al esquema bioestratigráfico norteamericano, losestratos de la Formación Bordo Atravesado corresponde-rían al “Intervalo de Baja Diversidad” (Ross et al. 1997,Miller et al. 2003) que sucede, justo por encima de la Zo-na de Rossodus manitouensis, al primer evento de extin-ción importante del Sistema Ordovícico (Ethington et al.1987). Las especies asociadas a P. deltifer pristinus, P. cf.subaequalis Pander, Paroistodus numarcuatus (Lindström),Drepanodus arcuatus Pander, Cornuodus longibasis(Lindström) y Rossodus manitouensis (Repetski y Ething-ton), representan una biofacies de baja abundancia y di-versidad, dominada por elementos de hábito pelágico enaguas profundas o frías. En la fig. 8 se ilustran las espe-cies P. deltifer pristinus, P. numarcuatus y R. manitouen-sis, formas de referencia intercontinental para este inter-valo (las restantes especies se ilustrarán en el trabajo queincluya el análisis taxonómico, Albanesi, en prep.).

En Argentina, la Zona de Paltodus deltifer fue recono-cida inicialmente por Keller et al. (1994), y luego des-

Figura 8. A, C, Kiaerograptus sp. 1, Zona de Kiaerograptus sp., Formación Bordo Atravesado; A, CORD-PZ 21817, extremo proximal mostrando laporción metasicular pendiente libre de la sícula, x 25; C, CORD-PZ 21821, Rabdosoma maduro ligeramente pendiente, con dicotomías irregulares, x11. B, D, Rhabdinopora flabelliformis ssp. cf. R. f. parabola (Bulman), Zona de R. f. parabola, Miembro Filo Azul, Formación Volcancito; B, CORD-PZ 21935, colonia juvenil, x 5,5; D, CORD-PZ 21928, colonia juvenil con disepimentos y ejemplar en vista discoidal con aparente estructura cuadri-rradiada, x 5,5. E, Kiaerograptus? sp., Zona de Kiaerograptus sp., Formación Bordo Atravesado, CORD-PZ 21891, colonia adulta en vista horizontalcon dicotomías de hasta tercer orden, x 8,5; F, Paradelograptus sp., Formación Bordo Atravesado, CORD-PZ 21828, colonia juvenil con sícula y dis-posición asimétrica de las dos primeras tecas, x 20. G, Kiaerograptus sp. 2, Formación Bordo Atravesado, CORD-PZ 21822, extremo proximal de co-lonia con porción metasicular pendiente libre corta, x 20. H, Rossodus manitouensis Repetski y Ethington 1983, Subzona de Paltodus d. pristinus,Formación Bordo Atravesado, muestra FBA2, CORD-MP 10034, elemento Sb, vista póstero-lateral, x 250. I, Paroistodus numarcuatus (Lindström1955), Subzona de Paltodus d. pristinus, Formación Bordo Atravesado, muestra FBA2, CORD-MP 10131, elemento M, vista lateral, x 250. J, Paltodusdeltifer pristinus (Viira 1970), Subzona de Paltodus d. pristinus, Formación Bordo Atravesado, muestra FBA2, CORD-MP 10132, elemento M, vistalateral, x 120. Las figuras de conodontes son fotografías de microscopio electrónico de barrido.


cripta por Lehnert (1995), para la sección del Cerro LaSilla, Precordillera de San Juan, donde aparecen represen-tantes típicos del Reino Midcontinent. Heredia (1995)identifica una asociación de conodontes como pertene-ciente a esta biozona, en el conglomerado basal de la For-mación Empozada, Precordillera de Mendoza. Manca etal. (1995) reconocen esta unidad en la Formación SantaRosita, expuesta en la localidad de Nazareno, CordilleraOriental de Salta, y Aceñolaza y Albanesi (1997) identifi-can una fauna equivalente en la parte alta de la misma for-mación, en Chucalezna, provincia de Jujuy. Rao y Flores(1998) recuperan conodontes de los niveles superiores dela Formación Acoite en la Sierra de Aguilar, CordilleraOriental de Jujuy, que asignan a la Zona de Paltodus del-tifer. Posteriormente, Albanesi et al. (1998) definen for-malmente la Zona de P. deltifer en la parte superior de laFormación La Silla, sección del Portezuelo Yanso, Precor-dillera de San Juan. La Subzona de Paltodus deltifer pris-tinus fue determinada recientemente por Zeballo et al.(2003) para las secciones del área de Alfarcito, en la sie-rra de Tilcara, Jujuy, documentando una fauna más diver-sa que la de la Formación Bordo Atravesado. No obstan-te, la asociación de conodontes de esta unidad favoreceuna precisa correlación con los estratos correspondientesde la Cordillera Oriental, representando para esta parte delmargen gondwánico a los ambientes de “transición” delocéano Iapetus (sensu Dubinia 1991, 2000), con predomi-nio de las especies típicas de aguas frías del ReinoAtlántico.

Graptolitos de la Formación Bordo Atravesado

Una graptofauna compuesta por Kiaerograptus sp. 1,Kiaerograptus sp. 2, y Paradelograptus spp. fue halladarecientemente en el tercio superior (La2, fig. 8: A, C, E, F,G) de la Formación Bordo Atravesado, en su perfil tipo dela quebrada de La Alumbrera (Ortega y Esteban, en prep.).El material, escaso y fragmentario, se encuentra alteradopor soluciones hidrotermales. Los rabdosomas están nor-malmente rotos a pocos milímetros de sus extremos pro-ximales. Las colonias maduras son poco frecuentes y es-tán pobremente conservadas. Los aspectos citados han di-ficultado la identificación taxonómica de los ejemplarescoleccionados. Los graptolitos están asociados a restosabundantes de filocáridos (Aceñolaza y Esteban 1996),trilobites (Esteban 1996, Tortello y Esteban 2003) y bra-quiópodos inarticulados (fig. 4).

Los ejemplares clasificados como Kiaerograptus sp. 1corresponden a colonias multirramosas, con una sículadelgada en forma de tubo y los dos primeros brotes diver-giendo desde la misma a distintos niveles (fig. 8: A, C). Lasícula presenta una porción metasicular pendiente libreque concuerda con el género Kiaerograptus (Maletz1999). La ramificación del rabdosoma es irregular, supe-rior al tercer orden. Estos especimenes guardan similitudcon formas descritas para el Tremadociano superior deAustralia (Lancefieldiano La2) (Cooper y Stewart 1979) y

Terranova, Canadá (Adelograptus altus Williams y Ste-vens 1991), pero las dicotomías irregulares del materialdel Bordo Atravesado no concuerdan con esas formas.Ejemplares de Adelograptus sp. cf. A. altus fueron locali-zados en la Zona de Kiaerograptus de la FormaciónSaladillo, área de Parcha, Cordillera Oriental de Salta(Ortega y Albanesi 2003).

Estipes y colonias juveniles referibles al géneroParadelograptus presentan distintas formas. Algunas co-lonias están compuestas por dos ramas horizontales an-gostas que divergen desde una sícula corta y ligeramentecurvada en su extremo apertural hacia el segundo estipe.Las tecas son delgadas y llevan pequeños rutelos apertu-rales. Otros rabdosomas muestran estipes suavemente in-clinados. Algunos fragmentos de ramas tienen tecas del-gadas con largas protecas.

La graptofauna descrita corresponde a la Zona deKiaerograptus del Tremadociano Tardío (Maletz 1999).De acuerdo a este autor, las formas del género Kiaero-graptus y afines están restringidas a la biozona menciona-da. Los niveles referidos pueden también correlacionarsecon la Zona de Aorograptus victoriae (Williams y Stevens1991), reconocida recientemente en la sierra de Mojotoro,Cordillera Oriental de Salta (Monteros y Moya 2002,2003), la cual es equivalente en su mayor parte a la Zonade Kiaerograptus.

Agradecimientos

G. L. Albanesi agradece al CONICET (Argentina), através de cuya beca post-doctoral externa se ha desarro-llado parte de este trabajo en el “Centre for Earth andOcean Research, University of Victoria, B.C.”, Canadá. ElDr. M. F. Tortello colaboró en los trabajos de campo. S. B.Esteban agradece al Dr. F. G. Aceñolaza por el apoyo brin-dado para la realización de este estudio, y C. R. Barnesagradece el subsidio para investigación sobre conodontesotorgado por el NSERC, Canadá. Se reconocen las revi-siones efectuadas por los árbitros.

Apéndice

Las especies ilustradas en las figs. 7 y 8, y aquellas que sediscuten en el texto, fueron descriptas por otros autores, y se in-troducen en este estudio a través de las siguientes notas taxonó-micas, que remiten a los trabajos de sus designaciones origina-les o revisiones recientes. Los conodontes de la esta colección seencuentran depositados en el Museo de Paleontología de laUniversidad Nacional de Córdoba, bajo la sigla de repositorioCORD-MP.

Conodontes de la Formación Volcancito

Acanthodus uncinatus Furnish 1938, Ji y Barnes, 1994, p. 25, pl.1, figs. 9-13, text-fig. 22B.Cordylodus angulatus Pander 1956, Nicoll 1990, p. 536-543,figs. 3 (4a-c), 5-12.


Cordylodus caboti Bagnoli, Barnes y Stevens 1987, p. 152, pl. 1,figs. 10-14.Cordylodus caseyi Druce y Jones 1971, Nicoll 1990, p. 543-545,figs. 3(3a-c), 13-15.Cordylodus deflexus Bagnoli, Barnes y Stevens 1987, p. 153, pl.2, figs. 1-4.Cordylodus hastatus Barnes 1988, p. 411-412, figs. 13s-x, 14d.Cordylodus intermedius Furnish 1938, p. 338, pl. 42, fig. 31.Miller 1980, p. 17, pl. 1, fig. 16, text-fig. 4L.Cordylodus lindstromi Druce y Jones 1971, p. 68-69, pl. 1, figs.7a-9b, pl. 2, figs. 8a-c, text-fig. 23h. Nicoll 1990; p. 545-550,figs. 3(2a-c), 16-18.Cordylodus proavus Müller 1959, p. 448-449, pl. 15, figs. 11,12,18, text-fig. 3B. Nicoll 1990, p. 550, figs. 3(1a-d), 19-22.Cordylodus prion Lindström 1955, Nicoll 1991, p. 231-233,figs. 2.2, 5-12.Cordylodus viruanus Viira y Segeyeva 1987, p. 151-152, pl. IV,figs. 10, 13, 14.Eoconodontus notchpeakensis (Miller 1969), p. 438, pl. 66, figs.13-29. Miller 1980, p. 22, pl. 1, figs. 10-12, text-figs. 3D, E.Iapetognathus aengensis (Lindström 1955), Nicoll, Miller,Nowlan, Repetski y Ethington 1999, p. 44-46, pl. 1, figs. 1a-5f,pl. 2, figs. 1a-4g, pl. 3, figs. 1a-4e; pl. 4, figs. 1a-3f; pl. 5, figs.1a-3f.“Muellerodus” hunjiangesis Chen y Gong 1986, p. 153-154, pl.18, figs. 3, 12-16, 20; pl. 19, fig. 1; pl. 23, fig. 11; text-fig. 57.Proconodontus muelleri Miller 1969, p. 437, pl. 66, figs. 30-40.Teridontus gracillimus Nowlan 1985, p. 116, figs. 8.2-8.3. Ji yBarnes 1994, p. 64-65, pl. 24, figs. 18-25, text-fig. 37A.Teridontus nakamurai (Nogami 1967), p. 216-217, pl. 1, figs. 9,12, text-figs. 3A,B. Ji y Barnes 1994, p. 64-65, pl. 24, figs. 1-9,text-fig. 37C.Teridontus obesus Ji y Barnes 1994, p. 65-66, pl. 24, figs. 10-17,text-fig. 37B.

Conodontes de la Formación Bordo Atravesado

Cornuodus longibasis (Lindström 1955), Löfgren 1999, p. 180-185, pls. 1-3.Drepanodus arcuatus Pander, 1856, Löfgren 2003, p. 211-215,figs. 2, 3A-C, E-H, 5K-V, 6M-U, 7H-N, 8A-G.Paltodus subaequalis Pander, 1856, Löfgren 1997a, p. 265, figs.5AO-AW, 6O-U.Paltodus deltifer pristinus (Viira 1970), Löfgren 1997a, p. 263-264, figs. 5P-Y, 6A-G.Paroistodus numarcuatus (Lindström 1955), Löfgren 1997b, p.921-922, text-figs. 2O-U, 3A-G, 4A-K.Rossodus manitouensis Repetski y Ethington 1983, p. 289-301,figs. 1-4.

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