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Ameghiniana

versión On-line ISSN 1851-8044

Ameghiniana v.45 n.1 Buenos Aires ene./mar. 2008

 

Primer registro de braquiópodos y graptolitos ordovícicos en el Cordón de Lila (Puna de Atacama), norte de Chile

Juan L. Benedetto1, Hans Niemeyer2, Javier González2 y Edsel D. Brussa3

1CONICET-CICTERRA Centro de Investigaciones Paleobiológicas, Universidad Nacional de Córdoba, Av. Vélez Sarsfield 299, 5000 Córdoba, Argentina. jbenedetto@arnet.com.ar
2
Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile. hans@ucn.cl
3CONICET. Departamento de Geología (Ciencias Naturales), Universidad Nacional de La Pampa, Uruguay 151, 6300 Santa Rosa, Argentina. ebrussa@exactas.unlpam.edu.ar

Resumen. Se da a conocer el hallazgo de braquiópodos rinconeliformes y graptolitos en la Formación Quebrada Grande expuesta en el Cordón de Lila, al sur del Salar de Atacama, en territorio de Chile. La sucesión estratigráfica, de más de 1000 m de espesor, se compone de conglomerados intercalados con areniscas y lutitas. Los braquiópodos provienen de microconglomerados y calcarenitas localizadas cerca de la base de la unidad. Las asociaciones de braquiópodos son de baja diversidad e incluyen Paralenorthis sp., Monorthis transversa Benedetto y Mollesella? sp. Los tres taxones han sido registrados en la Sierra de Famatina del oeste de Argentina en capas del Arenigiano (zonas de conodontes de O. evae -B. navis). Alrededor de 300 m por arriba de los niveles con braquiópodos se indentificaron los graptolitos Tetragraptus sp. y Cryptograptus? sp., los que sugieren una edad Yapeeniana-Darriwilliana temprana (aproximadamente Arenigiano tardío-Llanvirniano temprano de las series británicas). Este descubrimiento es significativo dado que constituye el registro más occidental de faunas ordovícicas marinas en la Puna argentino-chilena y remarca la conexión paleogeográfica existente entre la cuenca de la Puna occidental y la cuenca volcaniclástica de Famatina.

Abstract. First record of ordovician brachiopods and graptolites from Cordón de Lila (Puna de Atacama), northern Chile. Brachiopods and graptolites are reported for the first time from the Quebrada Grande Formation exposed at Cordón de Lila, south of the Salar de Atacama. The stratigraphic succession, over 1000 m thick, consists of conglomerates interbedded with sandstones and shales. The calcareous microconglomerates and calcarenites laying near the base of the unit have yielded the brachiopods Paralenorthis sp., Monorthis transversa Benedetto, and Mollesella? sp. The three taxa have been recorded elsewhere in the Sierra de Famatina, western Argentina, from beds of well-constrained Arenig age (O. evae -B. navis conodont zones). The graptolite fauna recovered c. 300 m above the brachiopod levels consists of Tetragraptus sp. and Cryptograptus? sp., suggesting a Yapeenian-early Darriwilian age (approximately late Arenig-early Llanvirn of the British Series). This discovery is significant as it constitutes the westernmost occurrence of Ordovician marine faunas in the Argentine-Chilean Puna region, and supports a paleogeographic connection between the western Puna Basin and the Famatina volcaniclastic belt.

Palabras clave. Braquiópodos; Graptolitos; Ordovícico; Atacama; Chile; Bioestratigrafía.

Key words. Brachiopods; Graptolites; Ordovician; Atacama; Chile; Biostratigraphy.

Introducción

El Cordón de Lila es una serranía de 3200 m de altitud que se extiende al sur del Salar de Atacama, en territorio de Chile, dentro del ámbito de la Puna (figura 1). Este cordón está caracterizado por extensos afloramientos de rocas volcaniclásticas intruidas por granitoides del Paleozoico inferior. Las primeras están representadas por el Complejo Ígneo-Sedimentario del Cordón de Lila (CISL) definido por Niemeyer (1984), correspondiente a la unidad más antigua de la región. Se trata de una sucesión de ~3000 metros de espesor de rocas basálticas con signatura de arco insular, riolitas y rocas clásticas de naturaleza turbidítica (Niemeyer, 1989). Este complejo ha sido encuadrado por Palma et al. (1986) dentro de la Faja Eruptiva de la Puna Occidental. Por su relación discordante con la Formación Lila suprayacente, del Devónico Inferior, y por estar intruida por granitoides del Ordovícico Superior y Silúrico (Mpodozis et al., 1983; Damm et al., 1991) su edad mínima es ordovícica. Coira et al. (1999) refirieron tentativamente este complejo al Cámbrico Superior- Ordovícico Inferior sobre la base de sus relaciones geoquímicas con otros cuerpos magmáticos del área, como el plutón de Choschas.


Figura 1. Mapa general de ubicación y mapa geológico de la Sierra. de Lila. Asterisco: ubicación del sitio fosilífero. a: Ubicación de la sección medida; b: fallas. 1, Plutón Tambillo; 2, Pórfiro feldespático; 3, Plutón Tilopozo; 4, Plutón Tucúcaro; 5, Diorita Cerro Lila; 6, Plutón Pingo-Pingo; 7, Plutones del Paleozoico superior; 8, Complejo del Cordón de Lila (CISL); 9, Formación Quebrada Grande (Ordovícico); 10, 11, Formaciones Lila y Zorritas (Devónico-Carbonífero / Index map and geologic map of Sierra de Lila showing location of fossiliferous locality (asterisk). a: Measured stratigraphic section; b: faults. 1, Tambillo Pluton; 2, Feldespathic porfiry; 3, Tilopozo Pluton; 4, Tucucaro Pluton; 5, Cerro Lila Diorite; 6, Pingo- Pingo Pluton; 7, Upper Paleozoic plutons; 8, Cordón de Lila Complex (CISL); 9, Quebrada Grande Formation (Ordovician); 10, 11, Lila and Zorritas Formations (Devonian-Carboniferous).

En el área centro-occidental del Cordón de Lila el Complejo Ígneo-Sedimentario del Cordón de Lila está cubierto discordantemente por la Formación Quebrada Grande, la que fue referida tentativamente al Carbonífero-Pérmico en base a la identificación del braquiópodo Rossirhynchus? chavelensis (Amos) (Isaacson, en Niemeyer, 1989: 165). Sin embargo, los braquiópodos y graptolitos descubiertos en esta formación permitieron acotar su edad al Ordovícico, más precisamente al lapso Arenigiano tardío- Llanvirniano temprano (Benedetto et al., 2005). El objetivo del presente trabajo es describir e ilustrar la fauna de la Formación Quebrada Grande mencionada en esa comunicación y ampliar la discusión sobre su edad, correlación y significado paleobiogeográfico.

Estratigrafía y procedencia de los fósiles

La Formación Quebrada Grande es una unidad clástica de más de 1000 m de espesor. Su parte inferior está constituida por conglomerados matriz-soportados y areniscas masivas compuestas predominantemente por clastos de riolitas provenientes del complejo volcaniclástico infrayacente. Entre los conglomerados se intercalan capas de areniscas y microconglomerados calcáreos que contienen los restos de braquiópodos aquí descriptos, los que están restringidos a los 25 m basales de la unidad (figura 2). Los braquiópodos están dispersos en los microconglomerados y están preservados como valvas aisladas completas o fragmentadas, o como ejemplares articulados. Hacia arriba continúa una alternancia de areniscas y pelitas entre las que se intercalan algunas capas con base erosiva de conglomerados clastosoportados. Alrededor de 300 m por arriba de la base de la unidad se localizó un nivel de areniscas finas portador de la graptofauna aquí descripta (figura 2). El intervalo conglomerádico basal ha sido interpretado como producto de flujos de detritos correspondientes a un sistema de 'fan delta' proximal que grada a depósitos marinos someros y luego a depósitos de plataforma, representados por una potente sucesión pelítico-arenosa. Las intercalaciones conglomerádicas de la parte media y superior de la unidad indicarían sucesivas progradaciones de sistemas deltaicos costaneros (González et al., 2006).


Figura 2. Columna estratigráfica de la Formación Quebrada Grande con indicación de los niveles con braquiópodos y graptolitos descriptos en este trabajo. Asteriscos: niveles con braquiópodos; CISL: Complejo Igneo-Sedimentario del Cordón de Lila / stratigraphic column of the Quebrada Grande Formation showing fossiliferous levels. Asterisks: brachiopod horizons. CISL: Cordón de Lila Complex.

Edad y correlación de la Formación Quebrada Grande

El género Monorthis Bates fue definido para la Formación Treiorwerth de Gales, de edad arenigiana tardía (Bates, 1968). Con posterioridad, los ejemplares de la Formación Davidsville ilustrados como aff. Eostrophomena por McKerrow y Cocks, (1986) de Terranova central fueron referidos a Monorthis por Benedetto (1998b), al igual que el material proveniente de la región central de Nueva Brunswick (Neuman, 1999). En Argentina este género está representado por diversas especies. Monorthis cumillangoensis Benedetto es muy común en la Formación San Juan, en niveles del Arenigiano medio-superior (zonas de conodontes B. navis - M. parva). La especie de la Formación Quebrada Grande aquí descripta es indiferenciable de Monorthis transversa Benedetto, presente en la Formación Molles de la Sierra de Famatina (Benedetto, 2003) y en la sucesión volcaniclástica del río Chaschuil referida al Miembro Loma del Kilómetro de la "Formación Suri" por Mángano y Buatois (1997). En esta última localidad el material fue asignado originalmente a M. aff. menapiae (Davidson) (Benedetto, 1994) y luego asignado a M. transversa. Los conodontes identificados por Lehnert et al. (1997) en la parte inferior de la Formación Molles indican una edad arenigiana (Zona de P. originalis). En un trabajo posterior, Albanesi y Astini (2000) refirieron los niveles inferiores de la Formación Molles expuestos en la sección tipo del Arroyo Los Molles a la parte superior de la Zona de O. evae. Por otra parte, las capas con Monorthis transversa de Chaschuil fueron referidas a la Zona de B. navis por Albanesi y Vaccari (1994). La edad arenigiana temprana-media (B. deflexus - D. bifidus) indicada por las graptofaunas de la infrayacente Formación Suri (Toro y Brussa, 1997) es coincidente con los datos de las condontofaunas, que señalan una edad arenigiana media-tardía para la "Asociación de Mollesella planiventralis" de la que forma parte Monorthis transversa (Benedetto, 2002). La presencia de Mollesella? sp. y de una especie de Paralenorthis similar a P. riojanus (Levy y Nullo) en la fauna del Cordón de Lila refuerzan sus afinidades con la asociación de la Formación Molles de la Sierra de Famatina. Otra especie del noroeste de Argentina es M. coloradoensis Benedetto, proveniente de los niveles pelítico-calcáreos que sobreyacen en discordancia a la Formación Alto del Cóndor en la localidad de Los Colorados, Cordillera Oriental de Jujuy (Benedetto, 1998a; Astini et al., 2004). Esta especie, morfológicamente muy diferente de M. transversa, constituye el registro más joven conocido del género, pues está asociada a conodontes y restos de vertebrados agnatos (Sacabambaspis) del Llanvirniano tardío (Albanesi y Astini, 2002). Esta edad es descartada en función de las graptofaunas halladas en niveles suprayacentes de la Formación Quebrada Grande.
Los graptolitos recuperados alrededor de 300 metros por encima de los horizontes con braquiópodos incluyen Tetragraptus sp. y glossográptidos referidos a ?Cryptograptus. Dado que la asociación está constituida por dos formas identificadas a nivel genérico sólo se puede inferir, de acuerdo a sus biocrones, un rango aproximado de edad, siendo imposible su asignación a alguna biozona. Los géneros con los que podrían estar relacionados los glossográptidos de la Formación Quebrada Grande son Glossograptus, Paraglossograptus o Cryptograptus. La primera aparición de Glossograptus se estima ocurre en el Darriwiliano temprano (Da1), mientras que los géneros Paraglossograptus y Cryptograptus podrían ya haber aparecido en el Yapeeniano tardío (Ya2) (Maletz y Mitchell, 1996). Los tetragráptidos, que recuerdan a Tetragraptus quadribrachiatus (J. Hall), tienen un amplio biocrón que comienza en el Lancefieldiano y que podría llegar hasta el Da3. El género Tetragraptus, a pesar de su extenso biocrón, comienza a declinar más allá del Da2 y las formas identificadas para estas edades presentan desarrollo de estipes distintos a los observados en el material de la Puna chilena. En consecuencia, la edad probable para estos niveles es Yapeeniano-Darriwiliano temprano, aproximadamente equivalente al Arenigiano tardío-Llanvirniano temprano de las series británicas.

Significado paleobiogeográfico

La baja diversidad de la asociación de braquiópodos de la Formación Quebrada Grande impide obtener conclusiones definitivas sobre sus afinidades. La única cuenca donde están presentes los tres taxones es la de Famatina, en el oeste de Argentina. Monorthis transversa Benedetto es una especie distintiva de la Formación Molles, en el área central de la Sierra de Famatina (ríos Cachiyuyo-Saladillo-Molles) y en el área de Chaschuil (Benedetto, 1994). Paralenorthis sp. tiene mayores semejanzas con P. riojanus brevis Benedetto de la Formación Molles que con las especies de la Cordillera Oriental y de la Precordillera de San Juan. Por último, la probable presencia de Mollesella, género registrado hasta el presente sólo en la Sierra de Famatina, contribuye a reafirmar las afinidades entre las faunas de Atacama y de Famatina. De los tres géneros reconocidos en este trabajo, Paralenorthis es el que tiene mayor dispersión geográfica, con registros en Baltoscandia, América del Norte, Cuenca Andina Central, Sistema de Famatina y Precordillera (Jaanusson y Bassett, 1993). Monorthis, en cambio, es un taxón distintivo de la Provincia Céltica (Williams, 1973; Neuman, 1976; Neuman y Harper, 1992). En el Arenigiano está presente en las sucesiones volcaniclásticas de Terranova central y Nueva Brunswick (Benedetto, 1998b; Neuman, 1999), Gales (Bates, 1968), Precordillera (Benedetto, 2001a) y Famatina (Benedetto, 1994, 2003). En todas estas localidades está asociado con distintas especies de Paralenorthis. Por último, el género Mollesella es endémico de la cuenca de Famatina.
A pesar de la proximidad geográfica, no hay braquiópodos en común entre la Formación Quebrada Grande y la Formación Aguada de la Perdiz aflorante en Vega Pinato, alrededor de 100 km al este del Cordón de Lila, en la Puna occidental Argentina (Benedetto, 2001b). Es posible que la fauna de Vega Pinato sea ligeramente más antigua que la del Cordón de Lila, pues (1) comparte al menos cuatro taxones (Tritoechia, Pinatotoechia, Rugostrophia y Trigonostrophia) con la Formación Suri, unidad que en la Sierra de Famatina infrayace a la Formación Molles portadora de Monorthis transversa, el principal elemento de correlación bioestratigráfica, (2) la Formación Aguada de la Perdiz es volcaniclástica, mientras que la Formación Quebrada Grande yace en discordancia sobre el complejo volcanosedimentario del Cordón de Lila. Dado que la diversidad de la asociación de la Formación Quebrada Grande es muy baja, posiblemente como resultado de factores ambientales adversos (e.g. alta energía, salinidad baja por la proximidad de un delta) o tafonómicos (bajo potencial de preservación en microconglomerados), no podemos descartar que las diferencias señaladas obedezcan a un registro incompleto más que a cuestiones paleogeográficas (por ejemplo, la existencia de barreras). Lo que está fuera de duda es que en el Arenigiano tardío hubo un fluido intercambio faunístico entre la cuenca de trasarco de Famatina (Astini y Benedetto, 1996) y la Puna occidental Argentino-Chilena (Benedetto, 1998b, 2004).
La Formación Quebrada Grande carece de intercalaciones volcánicas. Como se mencionó previamente, es una potente unidad clástica marina que incluye mayoritariamente clastos de rocas volcánicas del infrayacente Complejo Ígneo-Sedimentario del Cordón de Lila, del cual la separa una discordancia angular. Por lo tanto esta unidad representa los primeros depósitos sedimentarios acumulados luego de la finalización del magmatismo de arco desarrollado en el borde de la Puna Occidental durante el lapso Cámbrico Tardío- Arenigiano temprano (Coira et al., 1999). Este evento habría ocurrido entre 476 y 467 Ma y estaría relacionado con un cambio en el movimiento de placas en el Océano Iapetus, posiblemente al pasaje a un régimen de convergencia oblicua o aún de transcurrencia (Coira et al., 1999: 167). La sucesión sedimentaria de la Formación Quebrada Grande señala un evento transgresivo mayor, responsable de la acumulación de cerca de 1000 m de sedimentos marinos de plataforma, acompañado de una subsidencia marcada del edifico volcánico sobre el que se depositó. Esto puede ser parte del mismo fenómeno de subsidencia generalizada que condujo a la acumulación de más de 3000 m de turbiditas correspondientes al Complejo Turbidítico de la Puna (Bahlburg, 1990) o Grupo Calalaste. Dentro de este contexto paleogeográfico, la Formación Quebrada Grande se habría desarrollado en la zona marginal de esta cuenca turbidítica que fue alimentada por sedimentos provenientes de la erosión del arco magmático inactivo situado hacia el oeste (Bahlburg, 1998). La identificación de las probables facies marinas marginales de la cuenca turbidítica de la Puna reviste gran interés paleogeográfico pues permite circunscribir su extensión al oeste hasta la longitud del Cordón de Lila-Salar de Atacama. El desarrollo de numerosos intervalos conglomerádicos referidos a facies de "fandelta" testimonia la proximalidad de estos depósitos y también un levantamiento generalizado de las rocas que formaron el arco volcánico.

Paleontología sistemática

El material descrito e ilustrado en el presente trabajo está depositado en la colección paleontológica del Servicio Geológico de Chile (SERGEOMIN, Santiago de Chile), bajo la sigla SNGM.

Braquiópodos (Juan L. Benedetto)

Subphylum RHINOCHONELLIFORMEA Williams et al., 1996
Clase RHYNCHONELLATA Williams et al., 1996
Orden ORTHIDA Schuchert y Cooper, 1932
Suborden ORTHIDINA Schuchert y Cooper, 1932
Superfamilia ORTHOIDEA Woodward, 1852
Familia ORTHIDAE Woodward, 1852

Género Paralenorthis Havlícek y Branisa, 1980

Especie tipo. Paralenorthis immitatrix Havlícek y Branisa, 1980.

Paralenorthis sp. Figuras 3.1-8


Figura 3. 1-8, Paralenorthis sp. 1. Exterior de valva ventral, réplica de caucho / ventral valve exterior, latex cast, SNGM 1850a, X4; 2, Molde interno de valva ventral /ventral valve, internal mold, SNGM 1851, X7; 3, 4, Valva ventral, exterior parcialmente exfoliado, vistas ventral y posterior / ventral valve, partially exfoliated exterior, ventral and posterior views, SNGM 1856 X2; 5, Exterior de valva ventral / ventral valve exterior, SNGM 1852, X2,5; 6, Exterior de valva dorsal / dorsal valve exterior, SNGM 1853, X2,5; 7, Exterior de valva dorsal / dorsal valve exterior, SNGM 1855, X2,5; 8, Molde interno de valva dorsal / dorsal valve, internal mold, SNGM 1855, X3. 9-17, Monorthis transversa Benedetto; 9, 10, Molde externo de valva ventral y réplica de caucho / Ventral valve, external mold and latex cast, SNGM 1857a, X4; 11, Exterior de valva ventral, réplica de caucho /ventral valve exterior, latex cast, SNGM 1860a, X5; 12, Exterior de valva dorsal, réplica de caucho / dorsal valve exterior, latex cast, SNGM 1857b, X4; 13, Exterior de valva dorsal, réplica de caucho / dorsal valve exterior, latex cast, SNGM 1850b, X4; 14, Exterior de valva dorsal incompleta, réplica de caucho / incomplete dorsal valve exterior, latex cast, SNGM 1860b, X4; 15, Molde interno de valva ventral /ventral valve, internal mold, SNGM 1858, X4; 16, Molde interno de valva dorsal / dorsal valve, internal mold, SNGM 1862, X4; 17, Molde interno de valva dorsal / dorsal valve, internal mold, SNGM 1866, X4. 18-21, Mollesella? sp. 18, Exterior de valva dorsal incompleta, molde de caucho / dorsal valve exterior, latex cast, SNGM 18568, X3; 19, Exterior de valva ventral / ventral valve exterior, SNGM 1869, X2; 20, Exterior de valva dorsal, réplica de caucho / dorsal valve exterior, latex cast, SNGM 1867, X2; 21, Molde interno de valva ventral / ventral valve, internal mold, SNGM 1861, X3.

Material y procedencia. Un molde externo, dos exteriores y dos moldes internos de valvas ventrales; dos exteriores y dos moldes internos de valvas dorsales, SNGM 1850-1856, provenientes de los 25 m inferiores de la Formación Quebrada Grande.

Descripción. Conchilla ventribiconvexa, de contorno semielíptico. Anchura máxima medida: 15 mm; longitud máxima: 11,5 mm; relación longitud/anchura promedio de 0,77. Valva ventral fuertemente y uniformemente convexa tanto en sentido longitudinal como transversal. Interárea apsaclina, moderadamente elevada con deltirio triangular completamente abierto. Valva dorsal ligeramente convexa en su tercio posterior, aplanada hacia adelante. Ornamentación radial formada por 16 a 18 costillas simples y gruesas gradualmente ensanchadas hacia los márgenes de las valvas, de sección redondeada, separadas por espacios intercostales tan amplios como las costillas. Líneas concéntricas de crecimiento conspicuas y uniformemente espaciadas; espacios intercostales con finas estrías radiales (lirae). Interior de la valva ventral con dientes robustos, subtriangulares. Campo muscular ventral subtriangular, ligeramente impreso, con una longitud equivalente a alrededor de 1/3 de la longitud de la valva (medida en el único molde interno disponible correspondiente a un ejemplar juvenil). Sistema vascular no preservado. Interior de la valva dorsal con braquióforos robustos, ligeramente divergentes hacia adelante delimitando una plataforma nototirial angosta y cóncava recorrida por un proceso cardinal simple, en forma de arista. Impresiones musculares no preservadas.
Discusión. Tanto la ornamentación como los caracteres internos de ambas valvas son distintivos del género Paralenorthis. La asignación específica de material de Atacama, sin embargo, es más problemática por la escasez de material completo y bien preservado, sobre todo de las estructuras interiores. En las proporciones, contorno y ornamentación se asemeja a P. altiplanicus Benedetto, del Arenigiano de la Cordillera Oriental del noroeste de Argentina (Benedetto, 1998a) y a P. riojanus (Levy y Nullo), de la Sierra de Famatina (Levy y Nullo, 1973). P. suriensis Benedetto, también de la Sierra de Famatina, se distingue por el tamaño más pequeño y las costillas más elevadas y angostas, mientras que P. vulgaris Herrera y Benedetto, del Arenigiano-Llanvirniano inferior de la Precordillera, es menos transversa y las costillas son más numerosas en promedio (Herrera y Benedetto, 1989). El campo muscular ventral es más alargado que en P. altiplanicus y es más similar en sus proporciones al de P. riojanus brevis Benedetto, de la Formación Molles de la Sierra de Famatina (Benedetto, 2003). Sin embargo, dado que el único ejemplar disponible corresponde - a juzgar por su tamaño- a un juvenil, no puede descartarse que se trate de P. riojanus riojanus, cuya característica más distintiva es el campo muscular ventral fuertemente alargado en los especímenes adultos. En síntesis, el material de Chile tiene mayores afinidades con las formas de Famatina, pero su asignación taxonómica definitiva depende de la obtención de nuevo material.

Género Monorthis Bates, 1968

Especie tipo. Monorthis typis Bates, 1968.

Monorthis transversa Benedetto, 2003 Figuras 3.9-17

1876. Orthis vespertilio J. de C. Sowerby, Kayser: pl. 3, figs. 22-23 (non Sowerby).
1977. Hesperonomia sp., Aceñolaza y Toselli: 67-68, lám. 1, fig. 7.
1994. Monorthis aff. menapiae (Davidson, 1868), Benedetto: 227-228, lám. 1, figs. 1-15.
2003. Monorthis transversa Benedetto: 226-227, figs. 9.1-9.12.

Material y procedencia. Tres moldes externos y dos moldes internos de valvas ventrales; dos moldes externos y dos moldes internos de valvas dorsales, SNGM 1850b, 1857a, 1857b, 1858, 1859, 1860a, 1860b, 1862, 1866, provenientes de los 25 metros inferiores de la Formación Quebrada Grande.

Descripción. Conchilla convexoplana, de contorno fuertemente transverso (relación longitud/anchura promedio 0,53). Anchura máxima: 10,5 mm; longitud máxima: 5 mm. Línea cardinal recta, coincidente con la anchura máxima. Ángulos cardinales agudos. Valva ventral plana con un pliegue mediano inicialmente angosto y carenado, más bajo y redondeado hacia adelante. Interárea ventral baja, plana, fuertemente apsaclina a cataclina. Deltirio abierto. Valva dorsal moderadamente convexa, con un surco inicialmente profundo y angular, menos marcado y suave sobre la mitad anterior de la valva. Interárea dorsal muy baja, fuertemente anaclina. Ornamentación multicostelada formada por costillas redondeadas que aumentan en número tanto por interpolación como por bifurcación, en número de 8-9 en 2 mm. Interior de la valva ventral con dientes robustos, soportados por láminas dentales cortas y fuertemente divergentes hacia adelante. Campo muscular ventral subtriangular confinado a la cavidad deltirial. Impresiones de aductores y diductores indefinidas. Interior de la valva dorsal con plataforma nototirial subtriangular, elevada sobre el piso de la valva. Proceso cardinal en forma de arista simple, algo engrosada en su base. Braquióforos en forma de varilla, divergentes hacia adelante formando un ángulo cercano a 90º, delimitando internamente las profundas fosetas dentales. Campo muscular cuadripartito, fuertemente impreso, con impresiones de aductores anteriores y posteriores de tamaño similar. Septo mediano robusto y redondeado originado en el frente de la plataforma nototirial y extendido anteriormente hasta alrededor de la mitad de la longitud de la valva.
Discusión. El material chileno es indistinguible de Monorthis transversa Benedetto, de la Formación Molles de la región central del Sistema de Famatina (provincia de La Rioja), y de la unidad equivalente expuesta en la Loma del Kilómetro, cerca de Puesto Chaschuil (provincia de Catamarca). Con esta especie comparte caracteres diagnósticos tales como el contorno alargado transversalmente, la densidad de costillas, la interárea ventral baja y casi cataclina, y el campo muscular ventral corto y triangular. Las únicas diferencias son el mayor alargamiento de las extremidades cardinales en la forma de Famatina, lo que determina una relación longitud/anchura algo más baja, y el septo dorsal menos prominente, pero se considera que las mismas están dentro del rango de variabilidad de la especie, que es bastante grande. Monorthis cumillangoensis Benedetto, del Arenigiano de la Precordillera de San Juan (Benedetto, 2001a), se diferencia por su contorno menos transverso (no así los juveniles que tienden a ser más similares a M. transversa), la interárea ventral más alta y menos inclinada, y el pliegue dorsal menos elevado. M. coloradoensis Benedetto, del Llanvirniano superior (Llandeiliano) de la Cordillera Oriental de Jujuy (Benedetto, 1998a) se distingue claramente del material de Atacama por la ornamentación más fina, el contorno subrectangular de las valvas, el campo muscular ventral cuadrado, el septo medio dorsal extendido hasta la región anterior de la valva y la presencia de un engrosamiento periférico en la parte interna de la valva ventral.

Familia HESPERONOMIIDAE Ulrich y Cooper, 1936

Género Mollesella Benedetto, 2003

Especie tipo. Mollesella planiventralis Benedetto, 2003.

Mollesella? sp. Figuras 3.19-21

Material y procedencia. Un exterior de valva ventral y dos exteriores incompletos de valva dorsal; un molde interno incompleto de valva ventral, SNGM 1861, 1867, 1868 y 1869, provenientes de los 25 metros inferiores de la Formación Quebrada Grande.

Descripción. Conchilla de contorno semielíptico, convexoplana, con una anchura máxima medida de 26 mm y una longitud máxima de 20 mm. Valva ventral plana, con excepción de la región umbonal que es ligeramente convexa, con un pliegue redondeado confinado al tercio posterior de la valva, indefinido hacia adelante. Áreas laterales de la valva ventral planas a ligeramente cóncavas. Interárea ventral moderadamente elevada, plana, con deltirio completamente abierto. Valva dorsal moderadamente y uniformemente convexa. Ornamentación multicostelada, con una densidad de 9-10 costillas en 3 mm. Interior de la valva ventral con dientes robustos. Campo muscular subtriangular, aproximadamente tan ancho como largo, limitado por aristas bajas extendidas a partir de las láminas dentales.
Impresiones de los músculos diductores triangulares, profundas, ocupando alrededor de 1/3 de la anchura del campo muscular. Vascula media anchas, inicialmente adyacentes. Regiones póstero-laterales con sacos gonadales radialmente estriados. Interior de la valva dorsal desconocido.
Discusión. El material disponible es escaso y fragmentario por lo que su identificación permanece incierta. El tamaño relativamente grande, el perfil convexo- plano y los caracteres internos de la valva ventral lo aproximan a Mollesella planiventralis Benedetto, de la Formación Molles de la Sierra de Famatina (Benedetto, 2003). El material de Atacama difiere de esta especie, la única descripta para el género, en el pliegue ventral más notable y en la ornamentación radial algo más gruesa. El único interior de la valva ventral incompleta disponible es muy similar a los ejemplares de Famatina (cf. Benedetto, 2003, figs. 21, 22). Si bien los principales caracteres diagnósticos coinciden con los del género Mollesella, el desconocimiento de los caracteres internos de la valva dorsal impone reservas a su asignación genérica.

Graptolitos (Edsel D. Brussa)

El material es escaso y se encuentra moderadamente preservado como película carbonosa. La mayoría de las colonias se encuentran rotas. La asociación está integrada por tetragráptidos y glossográptidos junto a ramas de colonias no identificadas.
Cryptograptus? sp. (figuras 4.1, 4.3). El material incluye tres rabdosomas incompletos. Las características del extremo proximal son apenas perceptibles aunque se pueden distinguir las típicas espinas aperturales de la sícula. Los rabdosomas incompletos desarrollan al menos 8,4 mm de longitud y un ancho proximal, tomado en orientación dorso-ventral, de 3,2 mm que aumenta a 3,8 mm en la porción media y disminuye luego distalmente. El espaciamiento tecal es de 14 tecas en 10 mm. Las tecas son simples. En la porción distal de uno de los especímenes se puede observar el desarrollo de un nema.


Figura 4. 1, Cryptograptus? sp., Formación Quebrada Grande, colonia madura incompleta con detalle de las espinas aperturales de la sícula / incomplete mature colony with lateral apertural spines on sicula, SNGM1863; 2, Tetragraptus sp., Formación Quebrada Grande, colonia madura incompleta / incomplete mature colony, SNGM 1865 / 3, Cryptograptus? sp., Formación Quebrada Grande, porción distal de una colonia madura / distal portion of mature colony, SNGM 1864. Barra / bar: 1 mm.

Los glossográptidos comprenden un grupo de formas estrechamente relacionadas por poseer detalles característicos en su estructura proximal y típico diseño de las tecas. Ellas muestran poca variación en el bauplan general de sus rabdosomas y los caracteres estructurales pueden ser seguidos dentro del grupo (Maletz y Mitchell, 1996). Los caracteres estructurales proximales, sin embargo, no son conocidos en detalle en la mayoría de las especies, ya que su observación es difícil aún en los especímenes en relieve. Sólo pueden ser comparados, en general, los detalles de la morfología externa. Por el tipo de desarrollo, es poco probable que Cryptograptus sea ancestro de Glossograptus ya que todo el material conocido de especímenes aislados muestran caracteres derivados como: 1) origen metasicular de th 11, 2) una sícula acortada y 3) un origen ascendente de th 11. (Maletz y Mitchell, 1996). Los géneros Cryptograptus, Glossograptus y Paraglossograptus comparten el arreglo general monopleural de los estipes y un estilo de teca simple con espinas aperturales laterales en la apertura de la sícula. Las relaciones entre estos tres géneros siguen siendo controvertidas y se dificultan todavía más al no contarse con material aislado de glossográptidos para el intervalo Yapeeniano tardío a Darriwiliano temprano (Maletz y Mitchell, 1996). El material de la Formación Quebrada Grande corresponde a glossográptidos que por las características generales de su morfología externa se aproximan a Cryptograptus, aunque esta asignación es dudosa.
Tetragraptus sp. (figura 2). Se estudiaron tres especímenes incompletos. Las colonias presentan un funículo pequeño (1,6 mm). Solamente en uno de los ejemplares se puede observar parte de la sícula que alcanza 0,6 mm de longitud. Los estipes de segundo orden son rectos y forman ángulos de 90º entre sí. La mayoría de los estipes de 2º orden están rotos; sin embargo, en uno de los ejemplares se pudo medir 12,1 mm de largo. Las tecas son simples y muestran una inclinación de 30º. Se contaron aproximadamente 14 tecas en 10 mm en la porción proximal. Los ejemplares analizados recuerdan a Tetragraptus quadribrachiatus (J. Hall, 1858) en la forma y dimensiones de la colonia con funículo corto. Como fuera propuesto por Williams y Stevens (1988) sobre la base de la clasificación de Cooper y Fortey (1982) es necesaria una revisión crítica del material tipo de esta especie ya que, cuando se conozcan los detalles de su extremo proximal, podría estar involucrando más de una especie. Se considera por este motivo prudente asignar el material sólo a nivel genérico.

Agradecimientos

Los autores agradecen a los revisores G. Ortega y E. Villas sus oportunas observaciones. Este estudio fue realizado con el apoyo del Consejo Nacional de Investigaciones Cientíicas y Técnicas (CONICET, PIP 5599) y de la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica of Argentina, (PICT 21857).

Bibliografía

1. Aceñolaza, F.G. y Toselli, A. 1977. Observaciones geológicas y paleontológicas sobre el Ordovícico de la zona de Chaschuil, provincia de Catamarca. Acta Geológica Lilloana 14: 55-81.        [ Links ]

2. Albanesi, G.L y Astini, R.A. 2000. New conodont fauna from Suri Formation (Early-Middle Ordovician), Famatina System, western Argentina. Reunión Anual Comunicaciones Asociación Paleontológica Argentina (Mar del Plata), Resúmenes, p. 3.        [ Links ]

3. Albanesi, G.L. y Astini, R.A. 2002. Faunas de conodontes y Sacabambaspis janvieri (Vertebrata) en el Ordovícico Medio de la Cordillera oriental argentina: implicancias estratigráficas y paleogeográficas. 8º Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía (Corrientes), Resúmenes, p. 17.        [ Links ]

4. Albanesi, G.L. y Vaccari, N.E. 1994. Conodontes del Arenig en la Formación Suri, Sistema de Famatina, Argentina. Revista Española de Micropaleontología 26: 125-146.        [ Links ]

5. Astini, R.A. y Benedetto, J.L. 1996. Paleoenvironmental features and basin evolution of a complex volcanic arc region in the proto-Andean western Gondwana. 3º International Symposium on Andean Geodynamics (St. Malô.), pp. 755-758.        [ Links ]

6. Astini, R.A., Toro, B.A., Waisfeld, B.G. y Benedetto, J.L. 2004. Revisión estratigráfica de la región de Los Colorados: un perfil condensado del Paleozoico inferior en el borde occidental del Cordillera Oriental, Provincia de Jujuy. Revista de la Asociación Geológica Argentina 59: 243-260.        [ Links ]

7. Bahlburg, H. 1990. The Ordovician basin in the Puna of NW Argentina and N Chile: geodynamic evolution from back-arc to foreland basin. Geotektonische Forschungen 75: 1-107.        [ Links ]

8. Bahlburg, H. 1998. The geochemistry and provenance of Ordovician turbidites in the Argentine Puna. En: R.J. Pankhurst y C.W. Rapela (eds.), The proto-Andean margin of Gondwana, Geological Society London, Special Publications 142: 127-142.        [ Links ]

9. Bates, D.E.B. 1968. The Lower Palaeozoic brachiopod and trilobite faunas from Anglesey. Bulletin of the British Museum (Natural History), Geology 16: 127-199.        [ Links ]

10. Benedetto, J.L. 1994. Braquiópodos ordovícicos (Arenigiano) de la Formación Suri en la región del río Chaschuil, Sistema de Famatina, Argentina. Ameghiniana 31: 221-238.        [ Links ]

11. Benedetto, J.L. 1998a. Early Ordovician (Arenig) brachiopods from the Acoite and Sepulturas Formations, Cordillera Oriental, northwestern Argentina. Geologica et Palaeontologica 32: 7-27.        [ Links ]

12. Benedetto, J.L. 1998b. Early Palaeozoic brachiopods and associated shelly faunas from western Gondwana: its bearing on the geodynamic history of the pre-Andean margin. En: R.J. Pankhurst y C.W. Rapela (eds.), The proto-Andean margin of Gondwana, Geological Society London, Special Publications 142: 57-83.        [ Links ]

13. Benedetto, J.L. 2001a. Silicified early Ordovician (Arenig) brachiopods from the San Juan Limestone, Argentine Precordillera. Geologica et Palaeontologica 35: 1-29.        [ Links ]

14. Benedetto, J.L. 2001b. Una fauna de braquiópodos arenigianos (Ordovícico temprano) en rocas volcaniclásticas de la Puna occidental: implicaciones paleoclimáticas y paleogeográficas. Ameghiniana 38: 131-146.        [ Links ]

15. Benedetto, J.L. 2002. The Ordovician brachiopod faunas of Argentina: chronology and biostratigraphic succession. En: F.G. Aceñolaza (ed.), Aspects of the Ordovician System in Argentina. INSUGEO, Serie Correlación Geológica 16: 87-106.        [ Links ]

16. Benedetto, J.L. 2003. Early Ordovician (Arenig) brachiopods from volcaniclastic rocks of the Famatina Range, northwest Argentina. Journal of Paleontology 77: 212-242.        [ Links ]

17. Benedetto, J.L. 2004. The allochthony of the Precordillera ten years later (1993-2003): A new paleobiogeographic test of the microcontinental model. Gondwana Research 7: 1027-1039.        [ Links ]

18. Benedetto, J.L., Niemeyer, H., González, J. y Brussa, E.D. 2005. First occurrence of Ordovician brachiopods and graptolites from Cordón de Lila (Salar de Atacama), northern Chile: stratigraphic and paleobiogeographic implications. En: R.J. Pankhurst y G.D. Veiga (eds), Gondwana 12, Abstracts, p. 68. Academia Nacional de Ciencias.        [ Links ]

19. Coira, B., Pérez, B., Flores, P., Kay, S.M., Woll, B. y Hanning, M. 1999. Magmatic sources and tectonic setting of Gondwana margin Ordovician magmas, northern Puna of Argentina and Chile. En: V.A. Ramos y J.D. Keppie (eds.), Laurentia- Gondwana connections before Pangea. Geological Society of America Special Paper 336: 145-170.         [ Links ]

20. Cooper, R. y Fortey, R.A. 1982. The Ordovician graptolites of Sptisbergen. Bulletin of the British Museum Natural History (Geology) 36: 157-302.        [ Links ]

21. Damm, K.W., Pichowiak, S., Breitkreuz, C., Harmon, R.S., Todt, W. y Buchelt, M. 1991. The Cordón de Lila complex, central Andes, northern Chile: an Ordovician continental volcanic province. En: R.S. Harmon y C.W. Rapela (eds, Andean magmatism and its tectonic setting. Geological Society of America Special Paper 265: 179-188.        [ Links ]

22. Davidson, T. 1868. A monograph of the British fossil Brachiopoda. Palaeontographical Society, 3, part 7 (Silurian): 1-397.        [ Links ]

23. González, J., Niemeyer, H., Benedetto, J.L. y Brussa, E.D. 2006. La Formación Quebrada Grande, Arenigiano superior- Llanvirniano inferior del Cordón de Lila, Región de Antofagasta, Norte de Chile. 11º Congreso Geológico Chileno (Antofagasta) Actas 1: 49-52.        [ Links ]

24. Hall, J. 1858. Description of Canadian graptolites. Geological Survey Report Program, pp. 111-145.        [ Links ]

25. Havlícek, V. y Branisa, L. 1980. Ordovician brachiopods of Bolivia. Rozpravy Ceskoslovenské Akademie Ved 90: 1-53.        [ Links ]

26. Herrera, Z.A. y Benedetto, J.L. 1989. Braquiópodos del Suborden Orthidina de la Formación San Juan (Ordovícico temprano) en el área de Huaco-Cerro Viejo, Precordillera Argentina. Ameghiniana 26: 3-22.        [ Links ]

27. Jaanusson, V. y Bassett, M.G. 1993. Orthambonites and related Ordovician brachiopod genera. Palaeontology 36: 21-63.        [ Links ]

28. Kayser, E. 1876. Ueber Primordiale und Untersilurische Fossilien aus der Argentinischen Republik. Palaeontographica (supplement) 3: 1-33.        [ Links ]

29. Lehnert, O.T., Bergström, S.M. y Vaccari, N.E. 1997. Arenig conodonts from the Famatina Range, northwestern Argentina: faunal affinities and paleogeographic implications. Abstracts 18th IAS Regional European Meeting of Sedimentology, Heidelberg. Gaea Heidelbergensis 3: 216-217.        [ Links ]

30. Levy, R. y Nullo, F. 1973. Braquiópodos ordovícicos de la Sierra de Famatina (Formación Molles), Provincia de La Rioja. Ameghiniana 10: 139-151.        [ Links ]

31. Maletz, J. y Mitchell, C.E. 1996. Evolution and phylogenetic classification of the Glossograpidae and Arienigraptidae (Graptoloidea): New data and remaining questions. Journal of Paleontology 70: 641-655.        [ Links ]

32. Mángano, M.G. y Buatois, L.A. 1997. Slope apron deposition in an arc-related setting: the Ordovician Suri Formation, Famatina Range, northwestern Argentina. Sedimentary Geology 109: 155- 180.        [ Links ]

33. McKerrow, W.S. y Cocks, L.R.M. 1986. Oceans, island arcs and olistostromes: the use of fossils in distinguishing sutures, terranes and environments around the Iapetus Ocean. Journal of the Geological Society London 143: 185-191.        [ Links ]

34. Mpodozis, C., Hervé, F., Davidson, J. y Rivano, S. 1983. Los granitoides del Cerro Lila, manifestaciones de un episodio intrusivo y termal del Paleozoico inferior en los Andes del norte de Chile. Revista Geológica de Chile 18: 3-14.        [ Links ]

35. Neuman, R.B. 1976. Early Ordovician (late Arenig) brachiopods from Virgin Arm, New World Island, Newfoundland. Geological Survey of Canada Bulletin 261: 11-61.        [ Links ]

36. Neuman, R.B. 1999. Arenig-Early Llanvirn age Celtic brachiopod assemblage reaffirmed. En: P. Kraft y O. Fatka (eds.), Quo vadis Ordovician? Acta Universitatis Carolinae, Geologica 43: 345- 346        [ Links ]

37. Neuman, R.B. y Harper, D.A.T. 1992. Paleogeographic significance of the the Arenig-Llanvirn Toquima-Table Head and Celtic brachiopod assemblages. En: B.D. Webby y J. Laurie (eds.), Global Perspectives on Ordovician Geology, pp. 241-254. Balkema.        [ Links ]

38. Niemeyer, H., 1984. La megafalla de Tucúcaro en el extremo sur del Salar de Atacama: una antigua zona de cizalla reactivada en el Cenozoico. Comunicaciones del Departamento de Geología y Geofísica Universidad de Chile 34: 37-45.        [ Links ]

39. Niemeyer, H. 1989. El Complejo Ígneo-Sedimentario del Cordón de Lila, región de Antofagasta: significado tectónico. Revista Geológica de Chile 16: 163-181.        [ Links ]

40. Palma, M.A., Parica, P. y Ramos, V.A. 1986. El granito Archibarca: su edad y significado tectónico, provincia de Catamarca. Revista de la Asociación Geológica Argentina 41: 414-419.        [ Links ]

41. Schuchert, C. y Cooper, G.A. 1932. Brachiopod genera of the suborders Orthoidea and Pentameroidea. Memoirs of the Peabody Museum of Natural History4: 1-270.        [ Links ]

42. Toro, B.A y Brussa, E.D. 1997. Graptolitos de la Formación Suri (Arenig) en el Sistema de Famatina, Argentina. Revista Española de Paleontología 12: 175-1884.        [ Links ]

43. Ulrich, E.O. y Cooper, G.A. 1936. New genera and species of Ozarkian and Canadian brachiopods. Journal of Paleontology 10: 616-631.        [ Links ]

44. Williams, A. 1973. Distribution of brachiopod assemblages in relation to Ordovician paleogeography. En: N. Hughes (ed.), Organisms and Continents through Time, Special Papers in Palaeontology 12: 241-269.        [ Links ]

45. Williams, S.H. y Stevens, R.K. 1988. Early Ordovician (Arenig) graptolites of the Cow Head Group, western Newfoundland, Canada. Palaeontographica Canadiana 5: 1-99        [ Links ]

46. Williams, A. Carlson, S.J., Brunton, C.H.S, Holmer, L.E. y Popov, E. 1996. A supra-ordinal classification of the Brachiopoda. Phylosophical Transactions of the Royal Society of London B, 351: 1171-1193.        [ Links ]

47. Woodward, S.P. 1851-1856. A manual of the Mollusca. John Weale, London, 488 pp.        [ Links ]

Recibido: 1 de noviembre de 2006
Aceptado: 17 de julio de 2007