sedimentología y paleontología de la formación santa...

Acta geológica li l loana 21 (2): 129�153, 2009 129

Sedimentología y paleontología de la Formación SantaRosita (Miembros Tilcara y Casa Colorada, CámbricoTardío) en la región de Iruya, provincia de Salta

�� R e s u m e n � En las proximidades de Iruya, sobre el río San Isidro (provincia de Salta, Ar-gentina) aflora una secuencia de 45 m de espesor caracterizada por depósitos pelíticos conniveles arenosos delgadamente interestratificados asignables a la Formación Santa Rosita(Miembros Tilcara y Casa Colorada). Cinco facies sedimentarias han sido reconocidas a lo largodel perfil, la mayoría de las cuales corresponden a sedimentos finos, laminados, con estructu-ras generadas dominantemente por corrientes y olas. Estas facies registran el pasaje verticalde ambientes restringidos estuarinos dominados por acción de mareas a ambientes marinosabiertos con predominio de oleaje. A diferencia de lo que ocurre en la mayoría de este tipo deambientes, la secuencia aquí estudiada muestra una buena preservación de las estructurasprimarias ante la ausencia de bioturbación. La falta de infauna se adjudica tanto a la escasez deoxígeno en el sustrato (Facies A y B) como a una alta tasa de sedimentación (Facies C a D).Condiciones de poca energía, baja tasa de sedimentación y escaso oxígeno (Facies A) favorecie-ron el desarrollo de una particular fauna de trilobites especialmente adaptada a vivir en ambien-tes disóxicos. Los agnóstidos Lotagnostus (Semagnostus) cf. zuninoi (Harrington y Leanza),Trilobagnostus sp., Micragnostus cf. vilonii Harrington y Leanza, y los olénidos Parabolina(Neoparabolina) frequens argentina (Kayser), Angelina hyeronimi (Kayser), Parabolinella cf.coelatifrons Harrington y Leanza y Plicatolina scalpta Harrington y Leanza indican una edadCámbrica tardía alta (Furongiano tardío, Biozona de Parabolina frequens argentina) y permitenestablecer correlaciones con otras localidades de la Cordillera Oriental.

Palabras clave: Sedimentología, paleontología, Cámbrico Tardío, Formación Santa Rosita,Iruya, Salta.

� A b s t r a c t � Sedimentology and Paleontology of the Santa Rosita Formation (Tilcara andCasa Colorada Members, Late Cambrian) in the Iruya region, Salta province. A 45 m thicksection of shales and subordinated sandstones of the Santa Rosita Formation (Tilcara andCasa Colorada Members) crops out in the San Isidro river at Iruya, Salta Province, Argenti-na. The succession is represented by five sedimentary facies, which are dominated by lami-nated, fine-grained sediments, as well as current- and wave-generated structures. Thesefacies reflect the vertical passage of restricted tide-domined estuarine environments to open-marine settings affected by waves. Although such environments usually show high levels of bio-turbation, the section studied herein contains well-preserved primary structures. The lack ofinfaunal activity is attributed to low-oxygen conditions in the substrate (Facies A and B) anda high sedimentation rate (Facies C to D). The presence of quiet, low-oxygen conditions andlow-rate sedimentation processes (Facies A) facilitated the development of a particular trilobitefauna, which was especially adapted to live in disoxic environments. The agnostoids Lotagnos-tus (Semagnostus) cf. zuninoi (Harrington and Leanza), Trilobagnostus sp., Micragnostus cf.vilonii Harrington and Leanza, and the olenids Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina(Kayser), Angelina hyeronimi (Kayser), Parabolinella cf. coelatifrons Harrington and Leanza, andPlicatolina scalpta Harrington and Leanza indicate a latest Cambrian age (latest Furongian,Parabolina frequens argentina Biozone) and permit correlation with other localities of theCordillera Oriental.

Keywords: Sedimentology, paleontology, Late Cambrian, Santa Rosita Formation, Iruya,Salta.

Esteban, Susana B.1 y M. Franco Tortello2

1 INSUGEO, Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, Miguel Lillo 205, (4000) San Miguel deTucumán, Argentina. [email protected]

2 CONICET � División Paleozoología Invertebrados, Museo de La Plata, Paseo del Bosque s/nº, (1900) LaPlata, Argentina. [email protected]

Recibido: 10/12/09 � Aceptado: 31/05/10

S. B. Esteban & M. F. Tortello: Sedimentología y paleontología en la región de Iruya (Salta)130

INTRODUCCIÓN

La Formación Santa Rosita representauna de las unidades clásicas del PaleozoicoInferior de la Cordillera Oriental de Argenti-na. Desde su descripción original (Turner,1960), sus afloramientos han sido objeto denumerosos estudios geológicos y bioestrati-gráficos (e.g., Harrington y Leanza, 1957;Turner, 1964; entre otros). No obstante, aúnse carece de información precisa sobre va-rios aspectos sedimentológicos y estratigráfi-cos, lo que motivó que distintos investigado-res elaboraran estudios de detalle en aque-llas secciones ubicadas a ambos lados de laquebrada de Humahuaca (provincia de Ju-juy) y redefinieran algunos de sus miembros(e.g., López y Nullo, 1969; Moya, 1988; Ace-ñolaza, 1996; Astini, 2003; Buatois y Mán-gano, 2003).

Dentro del Departamento de Iruya (pro-vincia de Salta), la Formación Santa Rositafue estudiada con mayor detalle en la zonade Rodeo Colorado, donde Figueroa Caprini(1955) describió un perfil estratigráfico contrilobites de la Zona de Kainella meridiona-lis (Tremadociano inferior alto) (véase tam-bién Vilela, 1960). De las quebradas de losríos Nazareno y San Juan proceden faunassimilares, asignables al Tremadociano (Ha-rrington, 1938; Figueroa Caprini, 1955; Ha-rrington y Leanza, 1957). Otros estudios pa-leontológicos están basados en hallazgosmás puntuales. Kayser (1897), Harrington(1938) y Harrington y Leanza (1957) descri-bieron trilobites de la Biozona de Parabolinafrequens argentina (Cámbrico Tardío) colec-cionados en las localidades de �Iruya�, SanIsidro y cerro Colorado. Por su parte, Figue-roa Caprini (1955) citó la presencia de trilo-bites de la �fauna de Parabolinella� sobre laquebrada del río Iruya. Este autor asignó elmaterial a los tramos basales de la Forma-ción Santa Rosita, destacando el carácterdislocado y aislado de estos últimos. Otrosantecedentes de esta comarca son estudiosgeológicos de carácter regional (ej. Turner,1964; Turner y Mon, 1979; Rubiolo, 1999;informes inéditos de YPF) y estratigráficos(Spagnuolo et al., 2005).

El objetivo del presente trabajo es apor-tar información sedimentológica y paleonto-lógica de la parte inferior de la FormaciónSanta Rosita para el sector oriental de laCordillera Oriental, en las proximidades dela localidad de Iruya (provincia de Salta).La secuencia, asignada a los Miembros Til-cara y Casa Colorada, está dominada porfacies pelíticas de color gris a negro, condelgadas capas de areniscas de grano fino amuy fino intercaladas. El estudio facial lleva-do a cabo demuestra un pasaje vertical deambientes restringidos estuarinos dominadospor acción de mareas (Miembro Tilcara) aambientes marinos abiertos con predominiodel oleaje (Miembro Casa Colorada).

En general, existen dos grupos de faciessedimentarias predominantes en los ambien-tes de plataforma: facies fangosas y faciesarenosas. Aunque las lutitas y fangolitas cons-tituyen más del 70% de las rocas sedimenta-rias (Potter et al., 1980), los modelos de fa-cies arenosos están mucho más desarrolladosy suelen definir más concluyentemente lospaleoambientes. No obstante, algunos investi-gadores han destacado la importancia de lasfacies pelíticas en el reconocimiento de am-bientes depositacionales, ya que brindan laposibilidad de observar gran número de deta-lles texturales y sus variaciones en pequeñostramos de afloramiento o muestras de mano(Pedersen, 1985; Kuehl et al., 1988; O´Brien,1996). Las estructuras físicas que normal-mente se observan dentro de los sedimentospelíticos corresponden a láminas de distintotipo, las cuales pueden haberse originado porprocesos sedimentarios similares a los queactúan en los sedimentos arenosos (O´Brien,1996). Sin embargo, estas estructuras, a dife-rencia de lo que ocurre en las facies arenosas,quedan generalmente poco preservadas debi-do a la bioturbación que oblitera su registro.El perfil descripto en este trabajo contiene es-tructuras primarias muy bien preservadas yuna particular fauna de trilobites, hecho quele confiere importancia para el análisis y en-tendimiento de los procesos sedimentarios ypaleoecológicos que actuaron sobre este sec-tor del margen del Gondwana en el CámbricoTardío.


MARCO GEOLÓGICO

La región de Iruya fue afectada por unatectónica de alta intensidad, que dio lugar agrandes dislocaciones de alcance regional,sobrecorrimientos, movimientos diferencialesy fallas de acomodación (Vilela, 1960). De-bido a esto, los depósitos correspondientes ala Formación Santa Rosita afloran en formade escamas angostas, dislocadas, orientadasde norte a sur e inclinadas preferentementehacia el oeste (Vilela, 1960). Dicha unidad,representada esencialmente por lutitas, seapoya en forma discordante sobre las cuarci-tas del Grupo Mesón (Cámbrico Medio-Cám-brico Superior) y se dispone, en contactotectónico, por debajo de las areniscas rojizasdel Grupo Salta (Cretácico-Terciario).

La sección estudiada se localiza en laquebrada de Los Caballos, sobre el río SanIsidro, próximo a su confluencia con el ríoIruya, a unos 3 km al noroeste del pueblo deIruya (Figuras 1, 3.A). La misma correspon-de a una secuencia dominantemente pelítica,de aproximadamente 45 m de espesor, contecho y base desconocida, asignable a losMiembros Tilcara y Casa Colorada de la For-mación Santa Rosita (Figura 2).

FACIES SEDIMENTARIAS

La sección de la quebrada de los Caba-llos presenta tramos principalmente fangososy otros heterolíticos, con niveles arenososdelgados de forma tabular o lenticular. Elrasgo sobresaliente de los depósitos fangososes una marcada laminación, a escala macroy microscópica, representada por la alter-nancia, a veces rítmica, de capas compues-tas por arcilla y limo, con pequeñas cantida-des de arena muy fina.

Dentro de la secuencia se han reconocidocinco facies sedimentarias (Figura 2; Cua-dro 1) sobre la base de las litologías, con-tactos, geometría, estructuras sedimentariasy contenido fósil de los estratos: fangolitasmasivas (Facies A); lutitas finamente lami-nadas (Facies B); areniscas y fangolitas rít-micamente laminadas (Facies C); areniscasmuy finas con estratificación entrecruzada

de bajo ángulo (Facies D) y areniscas finascon estratificación entrecruzada �hummoc-ky� (Facies E) (Esteban y Tortello, 2008).

Facies A: Fangolitas masivas.� Esta faciesestá representada por fangolitas gris oscurasa negras, sin estructura interna (Figuras 2,3.C, 5.A, B, 6.A, B). En afloramiento desa-rrollan una marcada fisilidad, que le confie-re partición laminar. Generalmente se en-cuentran asociadas a las pelitas laminadasen el tramo medio a superior del perfil. Tex-turalmente son arcillo-limosas. Dentro de lafracción arcilla (60-70% de la roca) el mine-ral cuantitativamente mayoritario es la illita.De acuerdo al análisis de difractogramas lesiguen caolinita, cuarzo, muscovita, feldes-pato. Microscópicamente, se observa que losminerales planares (arcillas y micas) presen-tan una orientación preferencial, paralela ala estratificación, dando lugar al desarrollode una fábrica compactada característica. Elcuarzo es dominantemente tamaño limomedio, aunque también pueden observarsegranos limo grueso y fino. Es fundamental-mente monocristalino debido al tamaño delgrano y subanguloso. También se han obser-vado pequeños granos de minerales opacos(sulfuros), mayormente redondeados a sub-redondeados, tamaño limo fino (10µm) quepor sectores se vuelven muy abundantes. Enalgunos casos los granos oscuros se encuen-tran aglutinados. Pequeñas láminas negrasde materia orgánica, de 0,05 a 0,2 mm delongitud, dispuestas paralelamente a la su-perficie de estratificación han sido halladasen esta facies.

Una asociación de trilobites correspon-diente a la Biozona de Parabolina frequensargentina ha sido hallada entre las fangoli-tas masivas. La misma está compuesta porrestos articulados y bien preservados de tri-lobites coleccionados en tres niveles dentrode la secuencia, ubicados a 33, 35,5 y 36,5m de la base del perfil (Figuras 2, 3.B, 8-11).

La Facies A representa la sedimentaciónde �background� por decantación de mate-rial fino en suspensión. Esta facies corres-ponde a la depositación de fango en un am-


biente tranquilo y ante la ausencia de olas ycorrientes. El color oscuro de estos sedimen-tos y la ausencia de bioturbación, sugierencondiciones de baja oxigenación en el fondomarino durante el momento de su deposita-ción. Esta condición ambiental es apoyadapor la megafauna de trilobites, dado que se

ha comprobado que las comunidades de ag-nóstidos-olénidos, como las aquí presentes,estaban especialmente adaptadas a vivir enambientes pobres en oxígeno (Tortello y Es-teban, 2003). De acuerdo a los modelos clá-sicos que reconstruyen el paleoambiente deestratos depositados en ambientes marinos

Figura 1. Mapa geológico de la región de Iruya (provincia de Salta) mostrando la ubicación delárea de estudio.


Figura 2. Columna estratigráfica de la Formación Santa Rosita en la quebrada de Los Caba-llos, indicando la distribución de las facies y ubicación de los niveles fosilíferos.


deficientes en oxígeno, la facies A se habríaacumulado en un ambiente disaeróbico defi-nido en base al registro de una fauna bentó-nica de baja diversidad, en ambientes conun contenido de oxígeno variable entre 1.0a 0.1 ml/l O2 (Rhoads y Morse, 1971; Byers,1977; Wignall, 1990).

Facies B: Lutitas finamente laminadas.�Esta facies está constituida por lutitas grisoscuras a negras, con laminación paralelamuy fina (Figuras 2, 3.C, 5.A, B, E, 6.A). Seencuentra asociada a las fangolitas masivasde la Facies A y está presente en el tramomedio a superior de la secuencia. La lami-nación está definida por una alternancia decapas claras y oscuras debida a una varia-ción en el tamaño del grano. Las láminas

son planas, paralelas y generalmente conti-nuas a escala de lámina delgada, aunque enalgunos casos puede mostrar una leve dis-continuidad. Las láminas oscuras presentanespesores generalmente inferiores a 5 mm ytienen la misma composición que las fango-litas masivas de la facies A. Mineralógica-mente están compuestas dominantementepor illita y caolinita, y en manera subordina-da por cuarzo y muscovita. En estas láminas,la fracción detrítica está acompañada pormaterial orgánico y agregados, generalmen-te redondeados de 5 a 10µm de diámetro,que pueden ser asignados a sulfuros minera-les. Las láminas claras son muy delgadas,menor a 1 mm de espesor, aunque microscó-picamente se observan espesores inferiores a0,1 mm. Son continuas a nivel de sección

Cuadro 1. Descripción e interpretación de las facies sedimentarias de los Miembros Tilcaray Casa Colorada (Formación Santa Rosita) en la región de Iruya.

Facies

Fangolitas masivas (A)

Lutitas finamentelaminadas (B)

Areniscas yfangolitas rítmicamentelaminadas (C)

Areniscas muyfinas con estratificaciónentrecruzada de bajoángulo (D)

Areniscas finascon estratificaciónentrecruzada hummocky(HCS) (E)

Fangolitas gris oscuras anegras masivas, confisilidad. Frecuentesrestos de trilobites

Cuplas de limolitas yfangolitas

Cuplas de areniscas yfangolitas laminadasparalelamente yareniscas ripplelaminadas.Estratificaciónlenticular.Tapetes de fango.Laminación convoluta.Trazas fósiles escasas.

Areniscas muy finas enbancos tabulares,delgadamenteestratificados.Basesnetas ytechos ondulosos.Estratificaciónentrecruzada de bajoángulo. Pantallas defango.

Areniscas finas, enbancos tabulares. Basesnetas y topes ondulados.Microhummocky

Decantación

Corrientes de turbidezdiluidas limo-fangosas,decantación

Alternancia de episodiostractivos y decantación(ritmitas tidales)

Acción de Tormentas

Acción de olas detormenta

�Offshore� inferior

�Offshore� inferior

Planicie de marea

�Offshore� superior

�Offshore� superior

Descripción Proceso depositacional Ambientede sedimentación


Figura 3. A, Vista general de la quebrada de Los Caballos; B, Vista del tramo superior dela secuencia donde se encuentran los niveles con trilobites; C, Tramo pelítico en la partesuperior del perfil correspondiente a la zona de �offshore� inferior; D, Niveles arenosos conpelitas intercaladas correspondientes a la zona de �offshore� superior.


delgada y presentan contactos netos y pla-nos. Están compuestas mayormente porcuarzo y en menor proporción por feldespa-to, muscovita y biotita. La materia orgánicay los agregados opacos son escasos en estasláminas. El tamaño del grano, en las lámi-nas claras, es predominantemente limo finocon escasa participación de limo medio.

La presencia en la Facies B de láminasmuy finas, recuerdan la típica laminación deblack shale de acuerdo a la definición deSpears (1980). Las capas oscuras, correspon-dientes a la fracción más fina, representanla sedimentación normal de la cuenca,mientras que las láminas claras, ricas encuarzo, podrían representar aportes esporá-dicos de material más grueso (fracción limo)al área de depositación. Las bases planas,sin muestras de erosión, y la ausencia degranoclasificación en las capas limosas, per-miten sugerir para las mismas una génesisposiblemente relacionada a nubes turbiasque se desplazan en suspensión a una ciertaprofundidad en la columna de agua. Estemecanismo de transporte de material limosofue propuesto por O´Brien (1989) para ex-plicar la fina laminación presente en lasblack shales devónicas de los Apalaches. Deacuerdo a dicho autor, las láminas limosasobservadas en estos depósitos se formaronpor decantación de material transportadopor flujos de baja densidad (�detached turbidlayer�) que entran esporádicamente en lacuenca y fluyen sobre la picnóclina.

Facies C: Areniscas y fangolitas rítmicamentelaminadas.� La Facies C consiste en fango-litas gris claras, de pocos centímetros de es-pesor, con laminación (Figuras 2, 3.C, 4.A,5.C, D, F, 6.C) y capas de areniscas limosasde grano fino a muy fino. Las capas de fan-golita son comúnmente ricas en limo, aun-que los intervalos ricos en arcilla ocurrenlocalmente. Dos subfacies principales pue-den ser reconocidas: cuplas de areniscas yfangolitas con laminación paralela y arenis-cas y fangolitas ripple-laminadas. La lami-nación puede ser continua o discontinua,pero siempre con espesores variables inferio-res a 10 mm (Figura 6.C). Las láminas are-

nosas son las de mayor espesor y muestranlocalmente un adelgazamiento bien marca-do. Donde las capas delgadas de areniscasno tienen continuidad lateral, ellas formanuna estratificación lenticular. Los tapetes defango (�mud drapes�) son comunes dentrode las capas con laminación cruzada de ri-pples. La carga de arena dentro de la fango-lita infrayacente es localmente intensa y pro-duce rasgos de deformación del sedimentoblando tales como la laminación convoluta(Figura 5.F). Las trazas fósiles son relativa-mente raras en esta facies. Hacia el tramoinferior del perfil, la Facies C es portadorade una escasa icnofauna distribuida en dosniveles ubicados dentro de los 7 m inferiores(Figuras 2, 4.C, D), consistente en trazas delocomoción de artrópodos asignadas a losicnogéneros Diplichnites, Asaphoidichnus? yAllocotichnus (Aceñolaza et al., 2001).

A nivel microscópico, la Facies C estáconstituida principalmente por limo gruesoy arena muy fina a fina. Mineralógicamentepredomina el cuarzo, con muscovita, arci-llas y opacos subordinados. La biotita hasido observada en muy pocas cantidades.Los minerales laminares muestran una orien-tación paralela a la estratificación y los opa-cos se disponen constituyendo agregadosminerales o pequeños granos individualesredondeados a subredondeados. Los minera-les de arcillas corresponden principalmente aillita, aunque cierto grado de cloritizaciónpuede ser observada en la muestra. Las lá-minas oscuras están formadas por arcillasminerales y materia orgánica indetermina-da, aunque también se identifican escasosgranos pequeños de cuarzo, muscovita y opa-cos. Las mismas tapizan las láminas claraslimosas y en ocasiones son discontinuas opresentan una bioturbación a nivel microscó-pico. La materia orgánica, de color negro,no traslúcida, se dispone en finas laminillasde micrómetros de espesor, generalmentediscontinuas (hasta 2 mm de largo).

El análisis de esta facies indica un origendepositacional ligado fundamentalmente aprocesos de decantación pelítica pura, alter-nante con procesos de tracción suave en unambiente de condiciones energéticas, en ge-


neral restringidas. La ritmicidad entre capasde areniscas y fangolitas y la presencia detapetes de fango sugieren influencia tidaldurante la depositación. La Facies D es in-terpretada aquí como una ritmita tidal. Es-tos tipos de depósitos representan la sedi-mentación en planos intertidales como losreconocidos por Buatois y Mángano (2003)para la zona media del �estuario Tilcara�.

La icnofauna presente en la Facies C, ca-racterizada por su baja diversidad y abun-dancia, podría estar indicando medios esca-samente oxigenados que impidieron un desa-rrollo más importante de la icnofauna, si-tuación que se ve refrendada por la ausenciadel registro de trazas verticales, comúnmen-te asociadas a organismos suspensívoros.

Facies D: Areniscas muy finas con estratifica-ción cruzada de bajo ángulo.� Esta faciesestá representada por areniscas muy finasdispuestas en bancos tabulares, delgadamen-

te estratificados, con un espesor inferior a10 cm (Figuras 2, 3.D, 7.C, D). Presentanbases netas y techos ondulosos. Internamentelos bancos arenosos presentan laminaciónentrecruzada tabular a cóncava débilmentemarcada, en donde se puede observar quelas láminas entrecruzadas se disponen cons-tituyendo sets y cosets. Los sets tienen un es-pesor de aproximadamente 1 cm y muestransuperficies onduladas que recuerdan unamorfología �hummocky�. Los cosets se en-cuentran separados por láminas fangosasoscuras continuas, de 1 a 3 mm de espesor,que han adquirido la forma ondulante de losniveles arenosos. Las superficies de reactiva-ción (plano de interrupción del set) a vecesestán cubiertas por una capa arcillosa muydelgada, inferior a 1 mm. Microscópicamen-te se ha podido observar que corresponde auna arenisca muy fina, pobremente seleccio-nada texturalmente, constituida por cuarzocon feldespato subordinado. Las bandas pelí-

Figura 4. A, Niveles lenticulares de areniscas intercalados entre fangolitas; B, banco areno-so con base y techo suavemente ondulado y estratificación entrecruzada �hummocky� de bajoángulo; C, Traza indeterminada sobre un plano de estratificación de la Facies C; D, Traza delocomoción correspondiente a Diplichnites sp.


ticas, de coloración más oscura, están for-madas principalmente por caolinita y serici-ta, con presencia de delgadas laminillas demuscovita y biotita (de tamaño principal-mente limo). Minerales opacos de pequeño

tamaño se disponen constituyendo delgadasláminas del �foreset� (Figuras 7.C, D).

Estas facies de areniscas muy finas tabu-lares interestratificadas con sedimentos pelí-ticos, reflejan un ambiente marino fangoso

Figura 5. Fotografías de secciones delgadas de las facies pelíticas. A y B, Fangolita masiva(Facies A) que pasan hacia arriba a las lutitas finamente laminadas; C y D, Alternancia depelitas y areniscas mostrando las estructuras de origen tidal (Facies C); E, Lente de limolitade grano grueso en fangolitas oscuras; F, Laminación convoluta. Nótese la presencia de lalaminación paralela, no contorneada en la parte inferior de la fotografía, que se vuelve contor-neada hacia arriba.


en el cual se producía una depositación pe-riódica de capas de tormenta. Durante ladepositación de la Facies D, el fondo delmar estuvo afectado por procesos de traccióny de decantación. Las corrientes que trans-portaron la arena crearon estructuras trac-cionales por migración de �ripples� (óndu-las) las cuales fueron cubiertas en parte porarcilla. La granulometría dominante y lasestructuras indican, en general, depositaciónpor tracción en condiciones de bajo régimende flujo alternantes con condiciones de muybaja energía durante las cuales decantaronlos recubrimientos pelíticos. Los �drapes� dearcilla corresponden a depositación desdesuspensión en el tiempo que media entre dos

avalanchas sucesivas, mientras que las lámi-nas continuas de arcilla que separan los setsindican una acumulación en períodos debuen tiempo o intertormentas.

Facies E: Areniscas finas con estratificaciónentrecruzada hummocky.� Esta facies con-siste en areniscas de grano fino a muy fino,coherentes, con estratificación delgada (3 a10 cm de espesor) (Figuras 2, 4.D, 7.A, B).Presentan bases netas, planas y a veces on-duladas. El techo muestra una ligera ondula-ción. Internamente presentan laminaciónentrecruzada �microhummocky� de bajo án-gulo, con láminas de fango que cubren y se-paran los distintos sets. Microscópicamentese ha podido observar que el corte corres-ponde a una arenisca fina, pobremente se-leccionada texturalmente. El entramado estáconstituido por cuarzo con feldespato subor-dinado. La matriz está formada principal-mente por cuarzo, con feldespato potásico yhornblenda subordinado, y el cemento esargilláceo. En el corte se aprecian bandas decoloración más oscura, que separan las ca-pas arenosas, y que contienen principalmentecaolinita y sericita, con presencia de granostamaño limo de cuarzo y delgadas lamini-llas de muscovita y biotita. Escasos opacoscomo agregados se han podido observar enel corte.

Niveles de arena fina, delgadamente es-tratificados y de geometría tabular como losaquí descriptos han sido registrados en laliteratura geológica como tempestitas dista-les (Brenchley et al., 1986, 1993). Con unaprogresiva distalidad, los bancos arenosostienden a volverse más delgados, sin grada-miento ni laminación paralela y separadospor paquetes más potentes de sedimentos degrano fino (limo-arcilla). De acuerdo aBrenchley et al. (1979), las facies distales detormenta se caracterizan por presentar inter-namente laminación entrecruzada a pequeñaescala o unidades fango/limo finamente la-minados. Este tipo de depósito ha sido halla-do dentro de la plataforma pero en una po-sición más alejada de la costa, donde los flu-jos unidireccionales juegan un rol principalcon respecto a la componente oscilatoria

Figura 6. Sección vertical pulida en tamañonatural de las facies de planicies intertidales.A, Lente claro de arenisca con laminaciónentrecruzada en fangolitas masivas oscuras;B, Láminas arenosas con laminación entre-cruzada (parte superior del pulido) y lamina-ción entrecruzada de �ripples� entre capasde fangolitas masivas. Nótense los �drapes�de arcilla en las láminas del �forset� y en lossenos de los �ripples�; C, Láminas ondulosasy lenticulares en las ritmitas tidales.


(Brenchley et al., 1993). La alternancia delmaterial fino (arcilla) y material más grueso(arena muy fina) en las láminas entrecruza-das, indica una fluctuación en el aporte delsedimento y en la fuerza del flujo.

PALEOAMBIENTE

La presencia de estructuras combinadasde oleaje y marea, preservadas tanto en losdepósitos de la fracción fina como en lascapas arenosas intercaladas (Facies C a E),permite inferir que la sedimentación tuvolugar en ambientes marinos mayormentesomeros. Las facies identificadas en la se-cuencia determinan en conjunto un ambienterestringido estuarino dominado por mareaspara la parte inferior y un ambiente marinoabierto bajo la influencia de las olas para eltramo medio a superior (Figura 2). Litoes-

tratigráficamente, el cambio entre ambosambientes es coincidente con el contacto en-tre los Miembros Tilcara y Casa Colorada yfue mencionado con anterioridad por Buatoisy Mángano (2003) en la región de la que-brada de Humahuaca. Una serie de ciclostransgresivos-regresivos fueron registrados enlos estratos marinos someros del NW argen-tino durante el Paleozoico temprano (Moya1998, 1999). El primer ciclo transgresivo,que comenzó con el establecimiento de unsistema de estuario, culminó con la deposi-tación de las fangolitas del �offshore� inferiory de la plataforma que estarían representan-do el intervalo de máxima inundación (Bua-tois y Mángano, 2003).

Los niveles arenosos con estratificaciónentrecruzada �hummocky� (Facies E) indicandepositación por encima del nivel de base deolas de tormenta. Esto es confirmado tam-

Figura 7. Fotografías de secciones delgadas de las facies arenosas. A y B, Areniscas degrano fino mostrando la estructura interna de las capas; C y D, Areniscas de grano muyfino con laminación entrecruzada. Nótese la disposición de los minerales opacos formandodelgadas láminas del �forset�.


bién por algunas de las facies pelíticas des-criptas para la parte media y superior delperfil estudiado (Facies B). Capas de arcillay limo de las Kimmeridge Clay del Jurásicode Inglaterra han sido interpretadas comodepósitos distales de tormenta (Aigner,1980). Asimismo, catorce tipos diferentes deláminas, de menos de 10 mm de espesor,mayormente gradadas, han sido descriptasen una asociación de plataforma de la For-mación Fjerritslev del Jurásico inferior deDinamarca e interpretadas como capas detormenta de grano fino (Pedersen, 1985).

A diferencia de la mayoría de los depósi-tos marinos someros en los cuales la fábricaprimaria está prácticamente obliterada porla bioturbación, los depósitos aquí estudia-dos muestran estructuras físicas bien preser-vadas especialmente dentro de las facies pe-líticas (Facies B y C), en donde se puedenobservar distintos tipos de láminas tanto asimple vista como a escala micrométrica. Elregistro de láminas limosas en fangolitas hasido usado generalmente como indicador decondiciones anóxicas ante la ausencia debioturbación (Byers, 1977). Sin embargo,observaciones realizadas por Kuehl et al.(1988) en los depósitos del Delta del Amazo-nas demuestran que dichas láminas tambiénpueden ser preservadas cuando existe unabuena oxigenación acompañada de una re-lación tasa de bioturbación/sedimentaciónmás bien baja. La laminación de los depósi-tos terrígenos de grano fino ha sido mayor-mente estudiada en facies de �black shale�,en donde las láminas son muy delgadas, conmenos de 1 mm de espesor y están determi-nadas por una variación en la composiciónantes que por diferencias en el tamaño delgrano. Esta variación composicional mues-tra una alternancia más o menos regular yla razón de acumulación de cada lámina esexcesivamente lenta (Wignall, 1994). Si bienen la sección de la quebrada de Los Caballosse han podido observar láminas limosas conespesores similares a los descriptos para lasfacies de �black shale� (Facies B: Lutitas fi-namente laminadas), normalmente las mis-mas tienen espesores mayores a 1 mm (Fa-cies C y D) y muestran cambios texturales

más que composicionales alternando irregu-larmente. Otra diferencia importante es lapresencia de estructuras de corrientes en elperfil estudiado (Facies B y C). Esto indicauna mayor energía del medio con respecto alos ambientes de �black shale�, tal como loevidencia también la textura dominante den-tro de las facies pelíticas de la secuencia, lacual corresponde normalmente a un tamañode grano limo medio a grueso con pequeñascantidades de la fracción arena muy fina yfina.

Factores ambientales tales como energíay oxigenación, son dos parámetros importan-tes dentro de las plataformas de tipo fango-sas ya que ellos controlan el grado de preser-vación de las estructuras sedimentarias enlas mismas. Normalmente, la presencia delaminación en este tipo de plataformas tienelugar en casos excepcionales, como ocurreante la presencia de muy bajos contenidosde oxígeno en el fondo marino que inhibe laactividad biológica (Pedersen, 1985). Se haindicado que cuando el porcentaje de oxíge-no en la interfase sedimento-agua es inferiora 0.2 ml O2/l, los organismos bentónicosestán ausentes (Wetzel, 1991). Si bien espoco probable el registro de bajos niveles deoxígeno en un ambiente influenciado porcorrientes y olas, un medio aeróbico no im-plica necesariamente un sustrato bien oxige-nado, ya que el porcentaje de oxígeno di-suelto en los poros del sedimento está condi-cionado por la composición litológica y latasa de bioturbación (Wetzel y Uchmann,1998). La ausencia casi total de bioturba-ción en la quebrada de Los Caballos puedeadjudicarse tanto a una falta de oxígeno enel sustrato (Facies A y B) como a una altatasa de sedimentación (Facies C y E), lo queexplica la inexistencia de infauna a lo largode la columna. El desarrollo de condicionesde poca energía, baja tasa de sedimentacióny escaso oxígeno en ciertos sectores del per-fil, favoreció el desarrollo de una particularfauna de trilobites epifaunales (e.g., Parabo-linella, Plicatolina) especialmente adaptadosa vivir en tales condiciones (Facies A).


BIOESTRATIGRAFÍA

La asociación de trilobites del tramo su-perior del perfil está constituida en su totali-dad por agnóstidos y olénidos, los cuales soncomponentes habituales de las faunas delCámbrico Superior -Ordovícico Inferior deambientes de plataforma de la �ProvinciaBáltica� (altas latitudes). El olénido Parabo-lina frequens argentina (Kayser) dominaampliamente la asociación, hecho que per-mite asignar la sección a la biozona homó-nima (Cámbrico Tardío alto) (e.g., Harring-ton y Leanza, 1957; Benedetto, 1977; Aceño-laza, 1983; Tortello y Esteban, 2003, 2007;Esteban y Tortello, 2007, y referencias cita-das allí).

Entre los componentes minoritarios de lafauna estudiada, el registro de Lotagnostus(Semagnostus) posee interesantes implica-ciones bioestratigráficas. Lotagnostus White-house es un género cosmopolita que incluyevarias especies guía del Cámbrico Tardío.Los subgéneros L. (Lotagnostus), L. (Eolotag-nostus) y L. (Distagnostus) están acotados,precisamente, a la parte superior del sistemaCámbrico (Shergold et al., 1990), mientrasque L. (Semagnostus) Nielsen se encuentratanto en el Cámbrico tardío alto de la Cordi-llera Oriental argentina (Biozona de Parabo-lina frequens argentina) y el sudeste de Chi-na, como en el Tremadociano basal de estaúltima región (Harrington y Leanza, 1957;Lu y Lin, 1983, 1984; Nielsen, 1997). Entreestos últimos registros se destaca el de Lotag-nostus (S.) orientalis para la parte superiorde la Biozona de Hysterolenus de la regiónde Zhejiang (SE China), apenas unos metrospor encima del límite Cámbrico-Ordovícico(Lu y Lin, 1983, 1984).

Por su parte, debe remarcarse que Micrag-nostus vilonii Harrington y Leanza y Plicato-lina scalpta Harrington y Leanza constituyenespecies características de la Biozona de Pa-rabolina frequens argentina (Cámbrico Tar-dío alto) en diversas localidades de la Cordi-llera Oriental (Harrington y Leanza, 1957;Tortello, 2003; Tortello y Esteban, 2003; Es-teban y Tortello, 2007) y la sierra de Fama-tina (Tortello y Esteban, 1999, 2007), que

suelen encontrarse asociadas a Parabolinafrequens argentina.

Finalmente, otros taxones proveen infor-mación menos precisa sobre la edad de lasección de la quebrada de Los Caballos. An-gelina hyeronimi está bien representada en elCámbrico Tardío alto del noroeste argentino(véase Harrington y Leanza, 1957; Pribyl yVanek, 1980; Tortello y Esteban, 2003; Este-ban y Tortello, 2007) y México (Robison yPantoja-Alor, 1968; Landing et al., 2007),pero también se ha documentado en nivelesdel Ordovícico basal de Jujuy, asociado altrilobite Jujuyaspis keideli Kobayashi (Ha-rrington y Leanza, 1957), y en el ?Ordovíci-co inferior de Canadá (Pratt, 1988). De ma-nera similar, Trilobagnostus es un género deamplia distribución geográfica que ha sidodescripto en el Cámbrico cuspidal - Trema-dociano temprano (e.g., Shergold et al.,1990; Nielsen, 1997), incluyendo algunaslocalidades de Jujuy y Salta (véase Tortello,2003).

PALEONTOLOGÍA SISTEMÁTICA

El material se encuentra depositado en laColección Paleoinvertebrados de la Facultadde Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillode la Universidad Nacional de Tucumán(PIL), Argentina.

Orden AGNOSTIDA Salter, 1864Familia AGNOSTIDAE M�Coy, 1849

Subfamilia AGNOSTINAE M�Coy, 1849Género Lotagnostus Whitehouse, 1936Subgénero Lotagnostus (Semagnostus)

Nielsen, 1997

Especie tipo.� Pseudoperonopsis zuninoiHarrington y Leanza, 1957, por designaciónoriginal.

Lotagnostus (Semagnostus) cf. zuninoi(Harrington y Leanza)Figuras 8.D, G, I, M

Material.� Cuatro céfalos y dos pigidios(PIL 15004-15006, 15069).


Figura 8. Trilobites de la Formación Santa Rosita en la quebrada de Los Caballos. A, B, E,F, J, Micragnostus cf. vilonii Harrington y Leanza; A, ejemplar completo, holáspido temprano,molde de látex, PIL 15639, x11; B, céfalo, PIL 15002, x8,6; E, ejemplar completo, PIL15019, x10,5; F, céfalo, PIL 15004, x10; J, ejemplar completo, molde de látex, PIL15001, x7,7. C, Trilobagnostus sp., ejemplar completo, PIL 14999, x9,3. D, G, I, M,Lotagnostus (Semagnostus) sp.; D, céfalo, PIL 15004, x9,6; G, céfalo, molde de látex, PIL15004, x9.3; I, pigidio, molde de látex, PIL 15005, x8,8; M, céfalo, PIL 15069, x9,3.H, K, L, N�Q, Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina (Kayser); H, cranidio juvenil, PIL15672, x9,5; K, cranidio juvenil, PIL 15678, x7,8; L, cranidio juvenil, PIL 15655, x8; N,ejemplar completo, holáspido temprano, PIL15677, x7,6; O, escudo axial, holáspido tempra-no, PIL 15046, x8,4; P, ejemplar completo, holáspido temprano, molde de látex, PIL15645, x6,5; Q, cranidio-tórax (incompleto), PIL 15675, x8.


Observaciones.� El material posee el exoes-queleto parcialmente liso (�effaced�), aunquelos contornos de la glabela y el pigaxis estánclaramente delineados. La glabela ocupaunos dos tercios de la longitud cefálica (sag.),está enangostada suavemente hacia adelantey posee un lóbulo anterior de contorno sub-pentagonal, un F3 muy somero de disposicióntransversa, y un nodo axial delicado dispues-to próximo al centro glabelar. El pigaxis esmuy largo (sag.), enangostado (tr.) al nivel deM2, provisto de F1 y F2 lisos, un nodo axialcircular (el cual es pequeño aunque bien visi-ble), un M3 que ocupa más de la mitad de lalongitud (sag.) pigaxial, y un margen poste-rior punteagudo. Los bordes del exoesqueletoson delgados, desprovistos de espinas. Esteconjunto de caracteres define a Lotagnostus(Semagnostus) Nielsen (1997). Las especiesde este subgénero constituyen un grupo muyhomogéneo (Zhou, 1987) conformado por L.(S.) zuninoi (Harrington y Leanza, 1957), delCámbrico Tardío alto del noroeste de Argenti-na, L. (S.) orientalis (Lu y Lin, 1983) y L. (S.)oblongus (Lu y Lin, 1984), del Ordovícicobasal de China, y �L. (Trilobagnostus) lanceo-latus� Ju, del Cámbrico Tardío de China (véa-se Nielsen, 1997).

El material estudiado muestra mayoressimilitudes con la especie tipo L. (S.) zuninoi(Harrington y Leanza, 1957: figs. 19, 21.6a-c; Nielsen, 1997: fig. 7a), del Cámbrico Tar-dío alto (Biozona de Parabolina frequensargentina) de las regiones de Santa Victoria,sierra de Cajas y cerro Colorado (Iruya) (Ha-rrington y Leanza, 1957; Aceñolaza, 1968).Aunque el material de L. (S.) zuninoi ilustra-do por Harrington y Leanza (1957) muestraun pigaxis menos constricto al nivel de M2,este contraste podría carecer de valor especí-fico. Lotagnostus (Semagnostus) sp. se dife-rencia de L. (S.) orientalis (Lu y Lin, 1983:lám. 1, figs. 1, 2; Lu y Lin, 1984: lám. 5,figs. 1-8; Zhou, 1987: fig. 11) y L. (S.)oblongus (Lu y Lin, 1984: lám. 5, figs. 9-10)porque el primero posee una anteroglabelaproporcionalmente más pequeña (Lu y Lin,1984). De L. (S.) oblongus se distingue, ade-más, por tener un contorno menos elongadoen sentido sagital.

Género Trilobagnostus Harrington, 1938

Especie tipo.� Agnostus innocens Clark,1923, por designación original.

Trilobagnostus sp.Figura 8.C

Material.� Un ejemplar completo con elcéfalo desarticulado del tórax-pigidio (PIL14999).

Observaciones.� El ejemplar presenta el cé-falo y el pigidio de contorno subcircular,con una convexidad marcada. El céfalo po-see la glabela enangostada hacia adelante,un F3 transverso suavemente curvado haciaatrás, un nodo axial delicado localizadoapenas por detrás del centro glabelar, lóbu-los basales pequeños, pleuras lisas y un sur-co preglabelar suavemente esbozado. A suvez, el pigidio se caracteriza por su pigaxisancho, largo y fuertemente convexo, con M1dividido claramente en tres lóbulos, M2enangostado (tr.) provisto de un tubérculoaxial conspicuo, y M3 de buen desarrollo,algo ensanchado transversalmente, con sumargen posterior redondeado; los campospleurales son lisos, enangostados (sag.) pordetrás del pigaxis, y el borde pigidial exhibeun par de espinas posterolaterales pequeñas.Sobre la base de las recientes diagnosis deShergold et al. (1990) y Nielsen (1997), elmaterial es asignable a Trilobagnostus Ha-rrington.

La especie de este género más difundidaen el noroeste argentino es T. chiushuensisKobayashi sensu Westrop (1995 y referenciascitadas allí). La misma posee una ampliadistribución geográfica (China, Norteaméri-ca, Méjico, Argentina) y un rango estratigrá-fico que abarca el Cámbrico Tardío y el Or-dovícico Temprano (ej. Palmer, 1968; Robi-son y Pantoja-Alor, 1968; Pratt, 1988; Sun,1989; Ludvigsen et al., 1989; Peng, 1992;Westrop, 1995 y referencias citadas allí; Raoy Tortello, 1998; Tortello et al., 1999; Torte-llo y Rao, 2000). El ejemplar descripto aquíes similar a T. chiushuensis, pero difiere por-que presenta la anteroglabela algo más acu-


Figura 9. Trilobites de la Formación Santa Rosita en la quebrada de Los Caballos. A�I, Parabo-lina (Neoparabolina) frequens argentina (Kayser); A, librígena e hipostoma, PIL 15053, x3,3;B, cranidio fragmentario, PIL 15671, x4,5; C, ejemplar completo fuertemente comprimido ensentido dorsoventral, PIL 15008, x5,2; D, cranidio y fragmento torácico, PIL 15018, x6,2;E, ejemplar completo, molde de látex, PIL 15056, x7; F, cranidio y tórax fragmentario, moldede látex, PIL 15656, x5,1; G, cranidio, PIL 15067, x3,4; H, cranidio y parte anterior deltórax, PIL 15047, x3,3; I, céfalo y tórax fragmentario, PIL 15019, x2,2.


minada, el surco pigaxial F1 con su porcióncentral visible, y los tramos laterales de F2suavemente curvados hacia atrás.

Género Micragnostus Howell, 1935

Especie tipo.� Agnostus calvus Lake, 1906,por designación original.

Micragnostus cf. viloniiHarrington y Leanza, 1957

Figuras 8.A, B, E, F, J

Material.� Cinco ejemplares completos y 2céfalos (PIL 15001, 15002, 15004, 15019,15639, 15642, 15667).

Observaciones.� Los ejemplares están ca-racterizados por su glabela de contorno sub-cilíndrico, con un lóbulo anterior conspicuo,y un pigaxis trilobulado de convexidad mo-derada, con un nodo axial de buen desarro-llo y un posteroaxis suavemente expandidotransversalmente, con su margen posteriorredondeado. El material es muy similar aMicragnostus vilonii Harrington y Leanza,del Cámbrico Tardío alto y ?Ordovícico Tem-prano de la Cordillera Oriental y Famatina(Harrington y Leanza, 1957: fig. 13.7-8;Tortello y Esteban, 1999: figs. 5.E-F; Tortelloy Esteban, 2003: figs. 4.E-J; Tortello, 2003:67; Esteban y Tortello, 2007: 448). No obs-tante, el primero se diferencia porque pre-senta una anteroglabela que se enangostasutilmente hacia adelante inmediatamentepor delante del surco transglabelar. Como escomún en este género, el surco glabelar F3exhibe cierta variabilidad, presentándoserecto (Figura 8.E) o suavemente curvadohacia atrás (Figura 8.B). Asimismo, el poste-roaxis de los ejemplares holáspidos tempra-nos (Figura 8.A) es más reducido y más an-gosto que el de los holáspidos tardíos.

Orden PTYCHOPARIIDA Swinnerton, 1915Suborden OLENINA Burmeister, 1843Familia OLENIDAE Burmeister, 1843

Subfamilia OLENINAE Burmeister, 1843Género Parabolina Salter, 1849

Subgénero P. (Neoparabolina) Nikolaisen yHenningsmoen, 1985

Especie tipo.� Parabolina frequens (Barran-de, 1868), por designación original.

Parabolina (Neoparabolina) frequensargentina (Kayser, 1876)

Figuras 8.H, K, L, N-Q; 9.A-I; 10.A-M

1876. Olenus argentinus sp. nov. Kayser: 6,lám. 1, figs. 1-3.

1957. Parabolina argentina (Kayser). Ha-rrington y Leanza: 81-85, figs. 25, 26.

2008. Parabolina (Neoparabolina) frequensargentina (Kayser). Tortello y Clarkson:16-30, figs. 3-11 (véase sinonimia com-pleta).

Material.� 44 ejemplares completos, 13 es-cudos axiales, 5 céfalo-tórax, 3 céfalos, 67cranidios, 3 librígenas, 5 hipostomas, 4 tó-rax, 30 fragmentos torácicos, 16 tórax-pigi-dios y 8 pigidios (PIL 15004-15006, 15008,15010, 15013, 15017-15068, 15070-15072,15637-15640, 15642-15648, 15651-15657,15659, 15660, 15662-15669, 15671-15684,15687, 15688).

Observaciones.� Harrington y Leanza(1957) revisaron con detalle este taxón ydestacaron su importancia bioestratigráfica.A su vez, Tortello y Clarkson (2008) realiza-ron un estudio ontogenético y aportaron nue-vos datos sobre sus afinidades sistemáticas,la variabilidad intraespecífica, mecanismosde muda y posibles hábitos de vida. Losejemplares de la quebrada de Los Caballosmuestran un amplio rango de tamaños, re-presentando diferentes estadios de la ontoge-nia (e.g., figura 10.M; véase también Torte-llo y Clarkson, 2008). Entre los ejemplaresmás pequeños, se destacan tres cranidios conuna espina occipital de buen desarrollo (Fi-guras 8.H, K, L), carácter que no es aprecia-ble en los holáspidos tardíos. La Figura 9.Aexhibe el hipostoma de un especímen adul-to, con sus reducidas alas anteriores y sumargen anterior en contacto con el doblezcefálico ventral. Por su parte, otros ejempla-


Figura 10. Trilobites de la Formación Santa Rosita en la quebrada de Los Caballos. A�M,Parabolina (Neoparabolina) frequens argentina (Kayser); A, cranidio, PIL 15004, x2,8; B,cranidio, molde de látex, PIL 15031, x4,6; C, cranidio, molde de látex, PIL 15674, x5,5;D, tórax-pigidio, molde de látex, PIL 15673, x7,5; E, parte anterior del tórax y un pigidio(desarticulado, arriba, perteneciente a otro ejemplar), PIL 15678, x7,4; F, pigidio, PIL15045, x4,8; G, pigidio, molde de látex, PIL 15045, x4; H, fragmento torácico, molde delátex, PIL 15654, x4,4; I, parte anterior del tórax, PIL 15668, x5,5; J, parte posteriordel tórax y pigidio, molde de látex, PIL 15656, x6; K, fragmento torácico, molde de látex,PIL 15005, x3,2; L, porción caudal del tórax y pigidio, PIL 15684, x4; M, ejemplares re-presentando diferentes estadios ontogenéticos, molde de látex, PIL 15653, x5.


res muestran caracteres que son típicamentevariables en P. frequens argentina (véaseHarrington y Leanza, 1957; Tortello y Clar-kson, 2008), relacionados particularmentecon la anchura (sag.) del borde cefálico an-terior (e.g., figuras 10.A, B, C) y el campopreglabelar (e.g., figuras 9.E, F, G), el diseñode los surcos glabelares (e.g., figuras 8.L, P;9.E, F) y el grado de expresión y la forma delos nodos axiales del tórax (e.g., figuras 8.P,Q; 9.C, H; 10.I, H, K).

Género Angelina Salter, 1859

Especie tipo.� Angelina sedgwickii Salter,1859 (Vogdes, 1890).

Angelina hyeronimi (Kayser, 1876)Figuras 11.A, B, F, ?M

1876. Arionellus hyeronimi sp. nov. Kayser:7, lám. 1, fig. 5.

1957. Angelina hyeronimi (Kayser). Harring-ton y Leanza: 99-101, fig. 35,1-11 (véasesinonimia).

1988. Angelina hyeronimi (Kayser). Pratt:1605, fig. 8,I-K (véase sinonimia).

2003. Angelina hyeronimi (Kayser). Tortelloy Esteban: 340, figs. 6.A-D, ?E, ?F, G(véase sinonimia).

2007. Angelina hyeronimi (Kayser). Estebany Tortello: 449-451, figs. 10.F-K (véasesinonimia).

Material.� Tres ejemplares completos, 1céfalo, 2 cranidios y 1 céfalo-tórax (PIL15012, 15015, 15016, 15641, 15649).

Observaciones.� La morfología de los ejem-plares examinados coincide con la descrip-ción de Angelina hyeronimi (Kayser, 1876).Harrington y Leanza (1957), Robison y Pan-toja-Alor (1968) y Pratt (1988) discutieronlos caracteres diagnósticos de la especie yampliaron su lista sinonímica. Angelina hye-ronimi está muy bien representado en elCámbrico Tardío alto-Ordovícico basal de laCordillera Oriental (e.g. véase Harrington yLeanza, 1957; Esteban y Tortello, 2007), asícomo en el Cámbrico Tardío de Méjico (Ro-

bison y Pantoja-Alor, 1968) y el ?OrdovícicoTemprano de Canadá (Pratt, 1988). La espe-cie es particularmente abundante en las for-maciones Lampazar y Santa Rosita (parteinferior) y suele estar asociada a Parabolina(Neoparabolina) frequens argentina, en dife-rentes facies (Esteban y Tortello, 2007).

Género Parabolinella Brögger, 1882

Especie tipo.� Parabolinella limitis Brögger,1882.

Parabolinella cf. coelatifronsHarrington y Leanza, 1957

Figuras 11.C, D, H, J

Material.� Un cranidio aislado y 3 crani-dios asociados a los segmentos anterioresdel tórax, PIL 15011, 15014, 15636, 15650.

Observaciones.� Los cranidios examinadosposeen un campo preglabelar surcado poraristas muy débiles y una glabela subrectan-gular con un diseño de surcos laterales ca-racterístico del género Parabolinella Brög-ger. El material muestra una mayor afinidadcon Parabolinella coelatifrons Harrington yLeanza, taxón de amplia representación enel Cámbrico Tardío alto (Biozona de Para-bolina frequens argentina) de la CordilleraOriental argentina (Harrington y Leanza,1957: figs. 3.a, b, d-f; Tortello y Esteban,2003: figs. 5.A, B; Esteban y Tortello, 2007:figs. 11.B-D, L). No obstante, los cranidiosde Iruya presentan el extremo anterior de laglabela algo más redondeado, razón por lacual se utiliza nomenclatura abierta.

Subfamilia PLICATOLININAE Robison yPantoja-Alor, 1968

Género Plicatolina Shaw, 1951

Especie tipo.� Plicatolina kindlei Shaw,1951, por designación original.

Plicatolina scalpta Harrington y Leanza,1957

Figuras 11.G, I, K, L


Figura 11. Trilobites de la Formación Santa Rosita en la quebrada de Los Caballos. A, B, F,?M, Angelina hyeronimi (Kayser); A, ejemplar completo, molde de látex, PIL 15015, x3,8;B, ejemplar completo, PIL 15016, x2,7; F, céfalo fragmentario, PIL 15649, x7; M, crani-dio, molde de látex, PIL 15641, x4,3. C, D, H, J, Parabolinella cf. coelatifrons Harringtony Leanza; C, cranidio y primer segmento torácico, PIL 15011, x8,5; D, cranidio, PIL15014, x3,5; H, cranidio, molde de látex, PIL 15650, x2,5; J, cranidio y primeros seg-mentos del tórax, molde de látex, PIL 15636, x4,6. E, Olenidae indet., céfalo y tórax, PIL15013, x5; G, I, K, L, Plicatolina scalpta Harrington y Leanza; G, cranidio fuertementecomprimido en sentido dorsoventral, molde de látex, PIL 15009, x4,1; I, cranidio, PIL15658, x5,6; K, cranidio, molde de látex, PIL 15670, x6,3; L, cranidio (asociado a ejem-plares de Parabolina frequens argentina), PIL 15647, x6,4.


1957. Plicatolina scalpta n. sp. Harrington yLeanza: 111-113, figs. 40, 41.1-9 (véasesinonimia).

2003. Plicatolina scalpta Harrington y Lean-za. Tortello y Esteban: 341, figs. 5.D, E.

2007. Plicatolina scalpta Harrington y Lean-za. Tortello y Esteban: 617, figs. 7.18,9.1.

2007. Plicatolina scalpta Harrington y Lean-za. Esteban y Tortello: 454, 455, figs. J,K, L.

Material.� Ocho cranidios y 1 céfalo-tórax(PIL 15004, 15006, 15007, 15009, 15646,15647, 15658, 15670).

Observaciones.� Los cranidios estudiadosestán caracterizados por una glabela conspi-cua provista de cuatro surcos laterales dedisposición transversa, un tubérculo occipitalde buen desarrollo, aristas oculares bienmarcadas, lóbulos palpebrales cortos dis-puestos por delante del punto medio del cra-nidio, y fixígenas con una ornamentación degránulos delicados. El material representaun plicatolino muy afín al genotipo Plicatoli-na kindlei Shaw (Cámbrico Tardío de Ver-mont; Shaw, 1951: lám. 22, figs. 11-17;transición Cámbrico-Ordovícico de China, Luy Lin, 1984: lám. 10, figs. 1-3) y a Plicatoli-na scalpta Harrington y Leanza (CámbricoTardío de Argentina; Harrington y Leanza,1957; Tortello y Esteban, 2003, 2007; Este-ban y Tortello, 2007). La presencia de unaanteroglabela lisa (desprovista de un surcolongitudinal de disposición axial), así comoel desarrollo de gránulos fixigenales de ta-maño reducido, justifica la asignación pro-puesta.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al Dr. Florencio G.Aceñolaza por la lectura crítica del manus-crito, y a Eric Gómez-Hasselroth por la con-fección de la figura 2. La Dra. Isabel Rábanoy la Dra. Cristina Moya arbitraron cuidado-samente el trabajo y aportaron valiosas su-gerencias. Esta contribución fue financiadapor el Instituto Superior de Correlación Geo-

lógica (CONICET, Universidad Nacional deTucumán, CIUNT (Proyecto Nº 26/G 401-3)y la Universidad Nacional de La Plata.

BIBLIOGRAFÍA

Aceñolaza, F. G. 1968. Geología estratigráfica de laregión de la Sierra de Cajas, Dpto. Humahuaca(Provincia de Jujuy). Revista de la AsociaciónGeológica Argentina 23 (3): 207-222.

Aceñolaza, F. G. 1983. The Tremadocian beds and theCambrian-Ordovician boundary problems in LatinAmerica. In: Papers for the Symposium on theCambrian-Ordovician and Ordovician-Silurian Boun-daries, Nanjing Institute of Geology and Palaeonto-logy, Academia Sinica, 88-93.

Aceñolaza, G. F. 1996. Bioestratigrafía del límiteCámbrico-Ordovícico y Ordovícico basal en laQuebrada de Humahuaca, provincia de Jujuy,República Argentina. Tesis Doctoral, Facultad deCiencias Naturales e Instituto Miguel Lillo, Uni-versidad Nacional de Tucumán. Tucumán (Inédito),237 p., Tucumán.

Aceñolaza, G. F.; S. B. Esteban y M. F. Tortello. 2001.Icnofósiles del Cámbrico superior en los nivelesbasales de la Formación Santa Rosita en Iruya,Provincia de Salta. IV Reunión Argentina de Icno-logía y II del Mercosur. Abstracts: 21, Tucumán.

Aigner, T. 1980. Biofabrics and stratinomy of theLower Kimmeridge Clay (U. Jurassic, Dorset,England). Neues Jahrbuch für Geologie undPaläontologie, Abhandlungen 159: 324-338.

Astini, R. A. 2003. The Ordovician Proto-Andean Ba-sins. En: Benedetto, J. L. (ed.), Ordovician fossilsof Argentina: 1-74. Secretaría de Ciencia y Tec-nología, Universidad Nacional de Córdoba, Cór-doba.

Barrande, J. 1868. Faune Silurienne des environs deHof, en Baviere. Prague, pp. 31-110, 1 pl.

Benedetto, J. L. 1977. Algunas consideraciones acer-ca de la posición del límite Cambro-Ordovícico enAmérica del Sur. Geos 23: 3-11.

Brenchley, P. J.; G. Newall y I. G. Stanistreet. 1979.A storm surge origin for sandstone beds in anepicontinental platform sequence, Ordovician,Norway. Sedimentary Geology 33: 185-217.

Brenchley, P. J.; J. K. Pickerill y S. G. Stromberg.1993. The role of wave reworking on the archi-tecture of storm sandstone facies, Bell IslandGroup (Lower Ordovician) Eastern Newfoundland.Sedimentology 40: 359-382.

Brenchley, P.; M. Romano y J. C. Gutiérrez-Marco.1986. Proximal and distal hummocky cross-stra-tified facies on a wide Ordovician shelf in Iberia.En: Knight, R. y J. McLean (eds.), Shelf sandsand sandstones, Canadian Society of PetroleumGeologists, Memoir II: 241-255.


Brögger, W. C. 1882. Die Silurischen Etagen 2 und 3im Kristianiagebiet und auf Eker. UniversitatsProgramm 32, semestre 1882, Kristiania, 376 p.

Buatois, L. A. y M. G. Mángano. 2003. Sedimentaryfacies, depositional evolution of the Upper Cam-brian-Lower Ordovician Santa Rosita formation innorthwest Argentina. Journal of South AmericanEarth Sciences 16: 343-363.

Burmeister, H. 1843. Die Organisation der Trilobiten,aus ihren lebenden Verwandten entwickelt; nebsteiner systematischen übersicht aller zeitherbeschriebenen Arten. Berlin, 147 p.

Byers, C. W. 1977. Biofacies patterns in euxinic ba-sins: a general model. SPEM Special Publication25: 5-17.

Clark, T. H. 1923. A group of new species of Agnos-tus from Lévis, Quebec. Canadian Field Naturalist37(7): 121-125.

Esteban, S. B. y M. F. Tortello. 2007. Latest Cambriansedimentary settings and trilobite faunas fromthe western Cordillera Oriental, Argentina. Me-moirs of the Association of Australasian Palaeon-tologists 34: 431-460.

Esteban, S.B. y M. F. Tortello. 2008. Sedimentologíay Paleontología de la parte inferior de la Forma-ción Santa Rosita (Cámbrico Tardío) en la regiónde Iruya, provincia de Salta. XVII Congreso Geo-lógico Argentino. Actas 1: 349-350, San Salva-dor de Jujuy.

Figueroa Caprini, M. 1955. Contribución al conocimien-to geológico y petrográfico de la zona compren-dida entre San Pedro de Iruya y el cerro Mine-ro, prov. de Salta. Tesis Doctoral, Facultad deCiencias Naturales y Museo, Universidad Nacio-nal de La Plata (inédito), 75 p., La Plata.

Harrington, H. J. 1938. Sobre las faunas del Ordovi-ciano Inferior del Norte argentino. Revista delMuseo de La Plata, Nueva Serie (Sección Pa-leontología) 1: 109-289.

Harrington, H. J. y A. F. Leanza. 1957. Ordoviciantrilobites of Argentina. Department of Geology,University of Kansas Special Publication, 1, 276pp.

Howell, B. F. 1935. Cambrian and Ordovician trilobitesfrom Herault, southern France. Journal of Pa-leontology 9 (3): 222-238.

Kayser, E. 1876. Über primordiale und untersilurischeFossilien aus der Argentinischen Republik. Pa-laeontographica, Supplementum 3, Lieferung 2,Theil II. En: Actas de la Academia Nacional deCiencias, 8, 297-332, tablas 1-5 (traducción alespañol).

Kayser, E. 1897. Beiträge zur Kenntnis einiger paläo-zoischer Faunen Südamerikas. Zeitschrift derdeutschen Geologischen Gesellschaft 49, 274-317, pls. 7-12.

Kuehl, S. A.; C. A. Nittrouer y D. J. DeMaster. 1988.Microfabric study of fine-grained sediments:observations from the Amazon subaqueous delta.Journal of Sedimentary Petrology 58 (1): 12-23.

Lake, P. 1906. Trilobites from Bolivia, collected by Dr.J. W. Evans in 1901-1902. Quarterly Journal ofthe Geological Society of London LXII: 425-430,pl. XL.

Landing, E.; S. R. Westrop y J. D. Keppie. 2007.Terminal Cambrian and lowest Ordovician succe-ssion of Mexican West Gondwana: biotas andsequence stratigraphy of the Tiñu Formation.Geological Magazine 144 (5): 1�28.

López, C. R. y F. E. Nullo. 1969. Geología de la mar-gen izquierda de la Quebrada de Humahuaca, deHuacalera a Maimará. Departamento Tilcara-Provincia de Jujuy, República Argentina. Revistade la Asociación Geológica Argentina 24: 173-182.

Lu, Y. y H. Lin. 1983. Uppermost Cambrian and Lo-wermost Ordovician tri lobites of Jiangshan-Changshan Area. En: Papers for the Symposiumon the Cambrian-Ordovician and Ordovician-SilurianBoundaries: 6-11, pl. 1-3, Nanjing Institute ofGeology and Palaeontology, Academia Sinica.

Lu, Y. y H. Lin. 1984. Late late Cambrian and earliestOrdovician trilobites of Jiangshan-ChangshanArea. En: Stratigraphy and Palaeontology of Sys-temic Boundaries in China, Cambrian-OrdovicianBoundary, 1: 45-143, Anhui Science and Techno-logy Publishing House. Nanjing.

Ludvigsen, R., S. R. Westrop y C. H. Kindle. 1989.Sunwaptan (Upper Cambrian) trilobites of theCow Head Group, western Newfoundland, Cana-da. Palaeontographica Canadiana 6: 1-175.

M�Coy, F. 1849. On the classification of some Britishfossil Crustacea with notices of some new formsin the University collection at Cambridge. Annalsand Magazine of Natural History, series 2, 4:161�179, 330�335, 392, 414.

Moya, M. C. 1988. Lower Ordovician in the southernpart of the Argentine Eastern Cordillera. LecturaNotes in Earth Sciences 17: 55-69.

Moya, M. C. 1999. El Ordovícico en los Andes delNorte Argentino. En: González Bonorino, G.,Omarini, R. y Viramonte, J. (eds.) Geología delNoroeste Argentino. XIV Congreso GeológicoArgentino, Relatorio 1: 134-152.

Nielsen, A. T. 1997. A review of Ordovician agnostidgenera (Trilobita). Transactions of the Royal Societyof Edinburgh: Earth Sciences 87: 463-501.

Nikolaisen, F. y G. Henningsmoen. 1985. Upper Cam-brian and Lower Tremadoc olenid trilobites fromthe Digermul peninsula, Finnmark, northernNorway. Norges Geologiske Undersokelse Bulletin400: 1-49.

O�Brien, N. R. 1989. Origin of lamination in Middleand Upper Devonian black shales. New YorkState. Northeastern Geology 11: 159-165.

O�Brien, N. R. 1996. Shale lamination and sedimenta-ry processes. En: Kemp, A. E. S. (ed.), Palaeocli-matology and palaeoceanography from laminatedsediments: 23-36. Geological Society SpecialPublication 116, Londres.


Palmer, A. R. 1968. Cambrian trilobites of east-centralAlaska. Geological Survey Professional Paper559-B: 1-115, pl. 1-15.

Pedersen, G. K. 1985. Thin, fine-grained storm layersin a muddy shelf sequence: an example from theLower Jurassic in the Stenlille 1 well, Denmark.Journal of the Geological Society 142 (2): 357-374.

Peng, S. C. 1992. Upper Cambrian biostratigraphyand trilobite faunas of the Cili-Taoyuan area,northwestern Hunan, China. Memoir of the As-sociation of Australasian Palaeontologists 13: 1-119.

Potter, P. E.; J. B. Maynard y W. A. Prior. 1980.Sedimentology of shale. Springer-Verlag, NewYork, 303 pp.

Pratt, B. R. 1988. An Ibexian (Early Ordovician) trilo-bite faunule from the type section of the Rabbi-tkettle Formation (southern Mackenzie Mountains,Northwest Territories). Canadian Journal of EarthSciences 25: 1595-1607.

Pribyl, A. y J. Vanek. 1980. Ordovician trilobites ofBolivia. Rozpravy Ceskoslovenske Akademie Ved90 (2): 1-90, 24 pl.

Rao, R. I. 1999. Los conodontes Cambro-Ordovícicosde la sierra de Cajas y del Espinazo del Diablo,Cordillera Oriental, República Argentina. RevistaEspañola de Micropaleontología 31 (1): 23-51.

Rao, R. I. y M. F. Tortello. 1998. Tremadocian co-nodonts and trilobites from the Cardonal Forma-tion, Incamayo Creek, Salta Province, northwes-tern Argentina. Palaeontologia Polonica 58: 31-45.

Rhoads, D. C. y I. W. Morse. 1971. Evolutionary andecologic significance of oxygen-deficient marinebasins. Lethaia 4: 413-428.

Robison, R. A. y J. Pantoja-Alor. 1968. Tremadociantrilobites from the Nochixtlán region, Oaxaca,Mexico. Journal of Paleontology 42 (3): 767-800, pls. 97-104.

Rubiolo, D. 1999. Hoja Geológica 2366-II y 2166-IV LaQuiaca, Provincias de Salta y Jujuy. ProgramaNacional de Cartas Geológicas 1:250.000. Edi-ción Preliminar.

Salter, J. W. 1849. Figures and descriptions illustra-tive of British organic remains. Memoirs Geolo-gical Survey U. K., decade 2, 39 pp.

Salter, J. W. 1859. En: R. I. Murchinson, Siluria (3rd.edition). London, John Murray.

Salter, J. W. 1864. A monograph of British trilobites.Part 1. Monograph of the PalaeontographicalSociety, p. 1�80, pls 1�6.

Shaw, A. B. 1951. The paleontology of northwesternVermont. I. New Late Cambrian trilobites. Jour-nal of Paleontology 25 (1): 97-114, pl. 21-24.

Shergold, J. H; J. R. Laurie y X. Sun. 1990. Classi-fication and review of the trilobite Order Agnos-tida Salter, 1864: an Australian perspective.Report of the Bureau of Mineral Resources,Geology and Geophysics 296, 93 pp.

Spagnuolo, C.; R. Astini; L. Marengo y A. Rapalini.2005. Estratigrafía y asociaciones de facies dela sección basal del Grupo Santa Victoria (Ordo-vícico) en el curso inferior del río Iruya (bordeoccidental de la Cordillera Oriental), provincia deSalta. XVI Congreso Geológico Argentino. Actas1: 261-264, La Plata.

Spears, D.A. 1980. Towards a classification of sha-les. Journal of the Geological Society 137: 125-129.

Sun, X. 1989. Cambrian agnostids from the NorthChina Platform. Palaeontologia Cathayana 4: 53-129.

Swinnerton, H. H. 1915. Suggestions for a revisedclassification of trilobites. Geological Magazine(New Series) 6: 487�496, 538�545.

Tortello, M. F. 2003. Biostratigraphic significance ofthe uppermost Cambrian-lowest Ordovician agnos-toid trilobites from northwestern Argentina.Geologica Acta 1: 61-72.

Tortello, M. F. y E. N. K. Clarkson. 2008. Ontogeny,structure and moulting of Parabolina frequensargentina (Kayser) (Trilobita, Olenidae) from theupper Cambrian of northwestern Argentina.Ameghiniana 35: 13-31.

Tortello, M. F. y S. B. Esteban. 1999. La transiciónCámbrico-Ordovícico en la Formación Volcancito(sierra de Famatina, La Rioja, Argentina). Ame-ghiniana 36 (4): 371-387.

Tortello, M. F. y S. B. Esteban. 2003. Trilobites delCámbrico Tardío de la Formación Lampazar (sie-rra de Cajas, Jujuy, Argentina). Implicancias bio-estratigráficas y paleoambientales. Ameghiniana40: 323�344.

Tortello, M. F. y S. B. Esteban. 2007. Trilobites de laFormación Volcancito (Miembro Filo Azul, Cám-brico Tardío) del Sistema de Famatina, La Rioja,Argentina: aspectos sistemáticos y paleoambien-tales. Ameghiniana 44: 597-620.

Tortello, M. F. y R. I. Rao. 2000. Trilobites y conodon-tes del Ordovícico Temprano del Angosto deLampazar (provincia de Salta, Argentina). BoletínGeológico y Minero (España) 111 (2-3): 61-84.

Tortello, M. F.; I. Rábano; R. I. Rao y F. G. Aceñolaza.1999. Los trilobites de la transición Cámbrico-Ordovícico en la quebrada Amarilla (sierra deCajas, Jujuy, Argentina). Boletín Geológico yMinero (España) 110 (5): 555-572.

Turner, J. C. 1960. Estratigrafía de la sierra de SantaVictoria y adyacencias. Boletín de la AcademiaNacional de Ciencias (Córdoba) 41(2): 163-196.

Turner, J. C. 1964. Descripción geológica de la Hoja2c, Santa Victoria (Provincias de Salta y Jujuy).Boletín del Instituto Nacional de Geología y Mine-ría 104: 93 pp.

Turner, J. C. y R. Mon. 1979. Cordillera Oriental. IISimposio Geología Regional Argentina, AcademiaNacional de Ciencias, volumen 1: 57-94.

Vilela, C. R. 1960. Algunos rasgos particulares de lageología de Iruya (Salta-Jujuy). Revista de la


Asociación Geológica Argentina 15 (3-4): 119-144.

Vodges, A. W. 1890. A bibliography of PalaeozoicCrustacea from 1698 to 1889, including a listof North American species and a systematicarrangement of genera. U.S. Geological SurveyBulletin 63: 177 pp.

Westrop, S. R. 1995. Sunwaptan and Ibexian (UpperCambrian-Lower Ordovician) trilobites of theRabbitkettle Formation, Mountain River region,northern Mackenzie Mountains, northwest Cana-da. Palaeontographica Canadiana 12: 1-75.

Wetzel, A. 1991. Ecologic interpretation of deep-seatrace fossil communities. Palaeogeography, Pa-laeoclimatology, Palaeoecology 85: 47-69.

Wetzel, A. y A. Uchmann. 1998. Biogenic sedimentarystructures in mudstones � an overview. En:Schieber, J.; W. Zimmerle y P. Sethi (eds.),

Shales and mudstones I: 351-369.Schweizerbart´sche Verlagsbuchhandlung.

Whitehouse, F. W. 1936. The Cambrian faunas ofnorth-eastern Australia. Part 1: Stratigraphicaloutline; Part 2: Trilobita (Miomera). Memoirs ofthe Queensland Museum 11(1): 59-112, fig. 1-4, pl. 8-10.

Wignall, P. B. 1990. Observations on the evolutionand classification of dysaerobic communities. En:Miller, W. (ed.), Paleocommunity temporal dyna-mics: the long-term development of multispeciesassemblies: 99-111. The Paleontological SocietySpecial Publication 5, Londres.

Wignall, P. B. 1994. Black shales. Clarendon Press,Oxford, 127 pp.

Zhou, Z. 1987. Notes on Chinese Ordovician agnos-tids. Acta Palaeontologica Sinica 26: 639-661.

sedimentología y paleontología de la formación santa...

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