ARTÍCULOS

La Formación Sassito, una nueva unidad calcárea en la Precordillera de San Juan: Sedimentología y significado estratigráfico y paleoambiental

 

Ricardo A. Astini* y Fernando L. Cañas*

* Cátedra de Estratigrafía y Geología Histórica, Fac. Cs. Ex. Fís. y Nat., Universidad Nacional de Córdoba, Av. Vélez Sársfield 299, C. C. 395. 5000 Córdoba. CONICET.

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RESUMEN

La Formación Sassito (nom. nov.) (Caradociano superior-Ashgiliano inferior) constituye una sucesión dominantemente calcárea de 24,5 m de espesor caracterizada por su estratificación delgada, aspecto rítmico y coloración amarillenta que aflora en la base del corrimiento Sassito en la margen izquierda del río homónimo. Su posición estratigráfica junto a sus características litofaciales, composicionales y faunísticas permiten diferenciarla de la Formación San Juan, sobre la que se apoya en discordancia erosiva. La unidad comienza con un conglomerado delgado constituido por litoclastos pobremente seleccionados de calizas parcialmente dolomitizadas mezclados con material silicoclástico, sobre el que se asienta un paquete de calcipelitas de 5,5 m de espesor. Gradualmente se intercalan entre las calcipelitas lentes de calcarenitas gruesas sobre las que se desarrolla una sucesión rítmica de calcarenitas peloidales y calcilimolitas laminadas con incremento gradual de la bioturbación. La naturaleza episódica del tramo medio y superior permitió una preservación excepcional de trazas fósiles y de estructuras mecánicas. La unidad posee un arreglo general estratocreciente y dentro del tercio superior presenta un pasaje gradual de capas tabulares con un término basal laminado y otro superior bioturbado, a capas lenticulares amalgamadas con buen desarrollo de estructuras en domo y cuenco. Este cambio de estratofábricas obedece a una influencia creciente de la acción de oleaje de tormentas. Tanto las capas tabulares como las lenticulares son comunes en sucesiones afectadas por tormentas, cuyos índices de proximalidad indican tendencias de somerización entre una plataforma media y la base del "shoreface". El incremento gradual de la energía y el conspicuo desarrollo de tempestitas calcáreas, junto a la naturaleza mixta del aporte, son rasgos comunes en ambientes con bajo gradiente y aportes múltiples como los de rampas interiores.
Las evidencias estratigráficas y paleontológicas indican que la Formación Sassito constituye la unidad calcárea más joven registrada en el Ordovícico precordillerano. Tanto la fauna (dominada por briozoarios) como la ausencia de componentes característicos de plataformas tropicales (algas verdes, agregados, oolitas y granos recubiertos en general) indicarían un desarrollo en paleolatitudes de agua templada, en acuerdo con los datos regionales (sedimentológicos y paleontológicos) disponibles en el Ordovícico tardío de Precordillera.

Palabras Clave: Formación Sassito; Ordovícico Superior; Precordillera; Facies carbonáticas; Tempestitas; Estratigrafía; Paleoclima.

EXTENDED ABSTRACT

A 24.5 m thick Late Ordovician (Caradocian-Lower Ashgillian) carbonate succession, the Sassito Formation (nom. nov.) is described and analyzed. The thinly stratified thickening-upward and strongly episodic unit is found in the Central Precordillera of San Juan. Argentina (Fig. 1), at the Sassito thrust. The formation represents the youngest carbonate succession described in the Lower Paleozoic of the Precordillera. Formerly, it had been considered as part of the San Juan Formation but recent surveys allow to determine the existence of an important erosive and nondepositonal gap between them, as shown by a thin horizon of chert and limestone conglomerates and coarse calclithites which cover the San Juan Formation. The conglomerates are succeeded by 5.5 m of condensed black shaly mudstones (Fig. 2). Several lithofacies are identified within the Sassito Formation: a) black calcilutites (shaly mudstones), b) coarse fossiliferous calcarenites (calclithites), seldom graded, c) thin-bedded calcarenite/calcisiltite rhythmites with variable degree of bioturbation, and d) laminated (with frequent low angle cross- laminations) fine-grained calcarenites.
From a petrologic viewpoint the Sassito Formation includes both extraclats (detrital non-coeval carbonate grains) and autochthonous (coeval intrabasinal) carbonate components. For this reason, these rocks are seldom named calcarenites or calclithites, which according to Folk (1959, p. 36) contain over 50 percent carbonate particles derived from preexisting limestones and dolostones. Dunham (1962) classification cannot be applied properly. A certain amount of siliciclastic components, either rock fragments or isolated quartz and feldspars are also present. Coarse calclithites form part of the basal conglomerate and lenticular beds at half section. Calcisiltites and calcarenites largely predominate in the upper half of the section. Among the allochems over 90 % are rounded homogeneous micrite peloids.
Grain types, in particular the remarkable absence of oolites, aggregate, and algal grains in the high-energy facies, the low depositional rates and the associated fauna, point to a temperate carbonate shelf environment for the development of the Sassito Fm. These evidences are in accordance with the regional sedimentological and paleontological data which show an intermediate to high latitude for the Precordillera during the Late Ordovician.
The upper part of the Sassito Formation represents the episodic sedimentation of a storm-dominated carbonate shallowing-upward succession deposited on a shallow carbonate ramp, mostly between the storm wave base and the fair weather wave base (Fig. 4). A gradual stratofabric change from tabular to lenticular allow to interpret a progradational arrangement from mid-ramp to lower shoreface. In the mid-ramp a better preservation of trace fossils allows to differentiate pre and post event burrowing. In the shoreface some isolated gutter casts were found, whereas hummocky cross-stratification and swaley cross-stratification dominate the lenticular pattern. The aspect ratios as well as the sizes of hummocks and swales are lower than average, and in plan view out of phase (discordant) pyramidal oscillatory megaripples are present. The episodic nature of either the allochthonous non-coeval carbonates or the coeval intrabasinal ones allow the unusual preservation of trace fossils (Paleophycus, Planolites and Cruziana among the most diagnostic) although the scarcity of body fossils is remarkable, except for the lower half of the succession.
In the Central Precordillera the Silurian strata (either the Tambolar Formation to the south or the La Chilca Formation to the north) unconformably overlie the Ordovician limestones (San Juan Formation) at different stratigraphic levels. The special paleogeographic situation of the Sassito section, where the pre-Silurian erosion has been less (Fig. 3), allows to study several stratigraphic features important to unravel the Mid to Late Ordovician history of the Precordillera basin, as well as the architecture and nature of the regional unconformity. Because of its erosive boundaries and shallowing-upward arrangement, the Sassito Fm. is interpreted to involve part of a transgressive systems tract and a highstand succession, in which the transgressive surface is coincident with the basal sequence boundary. An older (Early-Middle Ordovician) relative sea-level drop is evidenced by a chert and fossiliferous limestone conglomerate and red dolomitized breccia which caps the San Juan Fm. locally. The onlapping black calcilutites can be regarded as a highstand condensed deposit.
The ongoing paleontological dating of the different units and key horizons will permit to construct a detail chronostratigraphic chart to allow a more accurate event-stratigraphic interpretation. Refinement on the mineralogy and geochemistry of the Sassito limestones may show new insights on the cooler conditions that affected the Precordillera during the Late Ordovician.

Key words: Sassito Formation; Late Ordovician; Precordillera; Carbonate facies; Storm layers; Stratigraphy; Paleoclimate.

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INTRODUCCION

En el perfil del rio Sassito, en la Precordillera de San Juan, aflora un paquete calcáreo de características singulares interpuesto entre la Formación San Juan (Ordovícico inferior) y la Formación Tambolar (Silúrico). En este trabajo se analizan las características sedimentológicas (litofaciales y microfacies) de dicha sucesión y se consideran aspectos paleoambientales y estratigráficos de importancia regional.
El perfil analizado se halla en la margen izquierda del río Sassito, afluente del río San Juan a la altura del km 48 de la ruta nacional 20 entre la ciudad de San Juan y la localidad de Calingasta (Fig. l).

Figura 1: Mapa geológico y ubicación de los afloramientos de la Formación Sassito. Precordillera de San Juan.
Figure 1: Geologic map and location of the outcrops of the Sassito Formation, in the San Juan Precordillera.

Por debajo de las unidades silicoclásticas silúricas y devónicas de esta sección sólo se describió con anterioridad a la Formación San Juan. En esta oportunidad se da a conocer la estratigrafía detallada de dicho perfil en donde se incluye una sucesión de 24,5 m de espesor compuesta por calcipelitas negras y calizas finamente estratificadas, para la que se introduce el nombre de Formación Sassito. Esta unidad constituye un relicto de la actividad erosiva presílúrica, previa a la depositación de la Formación Tambolar (Fig. 2). A esto se debe su acuñamiento lateral tanto en sentido longitudinal como latitudinal, resaltando la importancia y la magnitud de la discordancia regional presilúrica (Astini, 1992). Si bien su afloramiento es arealmente restringido, esta sucesión constituye un notable cambio de facies con respecto a los niveles cuspidales de la Formación San Juan, permitiendo establecer en base a su análisis sedimentológico y caracterización paleoambiemal, nuevas interpretaciones estratigráficas para el Ordovícico Medio y Superior en la Precordillera. Los aspectos paleoambientales analizados en esta contribución proveen nuevas evidencias para considerar la evolución paleoclimática y paleogeográfica de la Precordillera durante el Ordovícico tardío.

Figura: 2: Vista panorámica hacia el oeste de la margen izquierda de la Quebrada del río Sassito mostrando las relaciones estratigráficas entre las formaciones San Juan (FSJ), Sassito (FS) y Tambolar (FT).
Figure 2: Panoramic view to the west of the Sassito creek showing the stratigraphic relationships between the San Juan Formation (FSI), the Sassito Formation (FS) and the Tarnbolar Formation (FT).

DESCRIPCIÓN DE LA SECCIÓN DEL RÍO SASSITO Y CONSIDERACIONES GENERALES SOBRE LA FORMACIÓN SASSITO

La unidad analizada en el presente trabajo forma parte de la sucesión paleozoica que conforma el corrimiento Sassito (von Gosen, 1992), el más oriental dentro de la Precordillera Central, que incluye en su base calizas de la Formación San Juan. Dentro de esta escama puede diferenciarse un conjunto basal calcáreo de uno silicoclástico. El primero incluye a la Formación San Juan y a la unidad objeto de estudio, el segundo incluye a las unidades silúricas y devónicas. Si bien la Formación San Juan no ha sido analizada en detalle, su asociación litológica y la presencia de niveles discontinuos de estromatoporóideos a pocos metros del tope (Fig. 3) permiten asignarle por correlación una edad arenigiana media alta (véase Lehnert & Keller, 1993). Lehnert (1995) describe conodontofaunas del Arernigiano alto provenientes de estos niveles. Los "packstones" y "wackestones" grises de la Formación San Juan con estratificación mediana a gruesa están coronados por un nivel conglomerádico lenticular, de retrabajo local, al que le sigue una calcarenita gruesa de color gris-rosado en la que participan fragmentos dolomitizados, mal seleccionados, con variadas texturas primarias pertenecientes a la Formación San Juan y clastos subangulosos a subredondeados de cuarzo y chert (Fig. 4). Sobre la calcarenita sabulítica se dispone concordantemente un paquete de calcipelitas negras (Fig. 5) de aproximadamente 5,5 m de espesor que ha brindado en su parte superior fósiles (trilobites, braquiópodos y briozoarios) del Ordovícico Medio-Superior. Asimismo, el marcado contraste litológico con la Formación San Juan sugiere la existencia de un importante hiato entre ellas. Sobre las calcipelitas se desarrolla una sucesión calcárea finamente estratificada (Fig. 6) y de color amarillento de 19 m de espesor que es decapitada en el tope por el conglomerado basal de la Formación Tambolar (Fig. 2). La sucesión lajosa comienza con niveles de calcarenitas gruesas, lenticulares, con frecuentes restos fósiles fragmentados que pasan rápidamente a calcarenitas y calcilimolitas híbridas, laminadas, entre las que se disponen restos de briozoarios, corales solitarios, braquiópodos y trilobites bien preservados. Hacia arriba la sucesión es suavemente estratocreciente (Fig. 6) y posee en el tope un incremento notable de estructuras mecánicas bien preservadas, a la vez que disminuye la bioturbación.

Figura 3: Columna sedimentaria de la sección tipo dela Formación Sassito y detalles litofaciales. LF1: calcipelitas laminadas con intercalaciones calcilimolílicas, LF2: calciruditas y calcarenitas gruesas gradadas, LF3: calcilimolitas laminadas y bioturbadas, LF4: calcarenitas laminadas. 1: calizas (“wackestones" y “packstones"), 2: niveles con estromatoporóideos, 3: conglomerados calcáreos, 4: calcilutitas, 5: calcarenitas, 6: conglomerado de chert, 7: limolitas, 8: areniscas finas.
Figure 3: Sedimentary log of the type section of the Sassito Formation and lithofacies details. LF1: laminated calcilulites, LF2: calcirudites and coarse graded calcarenites, LF3: bioturbated calcisiltstones, LF4: laminated fine-grained hybrid calcarenites. 1: wackestones and packstones, 2: stromatoporoid levels, 3: calcareous conglomerates, 4: black calcilutites, 5: calcarenites, 6: chert conglomerates, 7: siltstones, 8: fine-grained sandstones.

Figura 4: Detalle del conglomerado calcáreo del tope de la Formación San Juan. Obsérvese el bloque de estromatoporóideos señalado.
Figure 4: Detail of the conglomerate that covers the San Juan Formation. Arrow shows block of stromatoporoid.

Figura 5: Contacto sedimentario entre las calcipelitas de la base de la Formación Sassito y el conglomerado cuspidal de la Formación San Juan levemente fallado.
Figure 5: Sedimentary contact between the conglomerates that top the San Juan Formation and the shaly calcilutites of the Sassito Formation, slightly faulted.

Figura 6: Tramo medio y superior lajoso de la Formación Sassito. Obsérvese el suave arreglo estralocreciente y el contacto superior erosivo con la Formación Tambolar señalado por las flechas. Persona de escala.
Figure 6: Mid to upper part of the thin-bedded limestones of the Sassito Formation. Arrows show the upper erosive contact with the Tambolar Formation. Person for scale.

En base a su clara diferenciación litológica y fácil reconocimiento en el campo se propone en este trabajo denominar a este paquete Formación Sassito, quedando su estratotipo localizado en la margen izquierda del rio homónimo en la Precordillera sanjuanina. La Formación Sassito está limitada por discordancias erosivas tanto en la base como en el techo. Suprayace a la Formación San Juan e infrayace a la Formación Tambolar. Su estratofábrica delgada y coloración amarillenta permiten diferenciarla de la Formación San Juan.
Los datos paleontológicos señalan en general una edad Ordovícica tardía. Por asociaciones de conodontes Lehnert (1995) determinó un rango comprendido entre la Biozona de Amorphognatus tvaerensis y la parte basal de Amorphognatus ordovicicus, que abarcan el lapso Caradociano medio - Ashgiliano temprano (comprendiendo la Biozona de Amorphognatus superbus). Las macrofaunas, actualmente en estudio (Vaccari, Carrera y Benedetto, com. pers.), señalan también una edad Ordovícico tardía, aunque no precisan con mayor detalle su posición cronoestratigráfica.
Debido al carácter relictual de esta unidad y la marcada topografía y diacronía que posee la discordancia presilúrica, es difícil establecer correlaciones regionales con otras unidades. No obstante, por su edad y de acuerdo con las evidencias de campo, se trataría de la unidad calcárea más joven hallada dentro del eopaleozoico de la cuenca precordillerana y sólo se correlacionaría temporalmente con las Formaciones Trapiche y Empozada (véase Astini, 1991, 1994) que alcanzan la Biozona de Amorphognatus superbus. A su vez, el notorio contenido de componentes siliciclásticos, la escasa variedad de aloquímicos y el notable desarrollo de trazas y estructuras mecánicas de alta energía, como así también su macrofauna, permiten diferenciarla de la Formación Las Aguaditas, unidad que aflora más el norte (suroeste de Jáchal) y llega hasta el Caradociano inferior (Brussa, 1994; Lehnert, 1995).
Un hecho notable que se corrobora en el río Sassito es el carácter erosivo del Silúrico (Astini, 1992), representado en las secciones aflorantes a lo largo del río San Juan por la Formación Tambolar (Formación Los Espejos?). Esta unidad comienza con un delgado conglomerado basal compuesto por guijas de chert subredondeadas y ooides ferruginosos y fosfáticos con matriz arenítica cuarzosa a subfeldespática que se dispone alternativamente, sobre la Formación San Juan y sobre la Formación Sassito en distancias del orden de los 150 m (Fig. 7). A pesar de las posibles complicaciones tectónicas, esto demuestra la existencia de un importante relieve pre-Silúrico en la región, siendo la Formación Sassito clave para reconocer la magnitud de esta etapa erosiva. Asimismo, en el tramo ubicado al sur del afloramiento de la Formación Sassito, donde la Formación Tambolar suprayace directamente a la Formación San Juan, pueden observarse microrelieves labrados en el tope de esta última, y si bien la capa de meteorización no es muy potente, grietas rellenas con el conglomerado basal descienden hasta 1,5 m dentro de la Formación San Juan.

Figura 7: Esquema lateral mostrando las relaciones estratigráficas y la naturaleza erosiva de los contactos formacionales en la margen izquierda del río Sassito, H1, H2 y H3 son discontinuidades. Explicación en el texto.
Figure 7: Sketch of the western side of the Sassito creek showing the stratigraphical relationships and the erosive nature of the contacts between formations. H1, H2 and H3 are discontinuities. Explanation in the text.

PETROGRAFIA

Granos calcáreos de tamaño arena fina, muy fina y limo son los componentes más abundantes dentro de esta unidad. Su naturaleza no es identificable en muestras de mano, en donde por el contrario, resaltan las estructuras sedimentarias tanto mecánicas como biogénicas comunes en areniscas finas silicoclásticas depositadas en plataformas. A pesar de su fina granulometría las fábricas son generalmente granosoportadas con texturas de “packstones” y “grainstones” y gradaciones a granulometrías limolíticas (“micrograinstones”).
Composicionalmente las calizas de la Formación Sassito presentan una notable diferencia con las de la Formación San Juan y unidades calcáreas más antiguas de la Precordillera debido a dos razones. Por un lado la participación variable y omnipresente de materiales silicoclásticos y por el otro, la naturaleza detrítica de gran parte de los componentes carbonáticos. Esto dificulta el empleo de las clasificaciones clásicas (Dunham, 1962 o Folk, 1959) y permite emplear con mayor facilidad el sistema adoptado por Carozzi (1983) basado en las granulometrías predominantes (e.g. calcarenita, calcilimolita) y criterios petrográficos más afines a las clasificaciones de rocas epiclásticas.
El carácter detrítico de los componentes permite, particularmente en el caso de rocas de granulometría arena gruesa denominarlas calclititas (Folk, 1959, p. 36), ya que este término se reserva para arenitas cuyos componentes principales son granos de caliza y dolomitas de carácter no coetáneo. Cuando poseen dimensiones de arena media o mayores es posible reconocer dentro de ellos la textura original de la roca de proveniencia. El problema lo constituyen los peloides, que bien pueden provenir de sistemas carbonaticos activos próximos y en cuyo caso tienen un origen peletoidal (Flügel, l982) y corresponden a granos intracuencales coetáneos (Zuffa, 1987), o bien, pueden ser detritos calcáreos micritizados (“pseudopellets”) o pequeños intraclastos (Wilson, 1967) y estar seleccionados por factores hidrodinámicos. En este último caso serían de naturaleza no coetánea extra o intracuencal. Lamentablemente, son los peloides los granos más abundantes en toda la unidad y, por lo tanto, subsiste una cierta incertidumbre acerca de su origen. Por comparación con las otras fracciones granulométricas y teniendo en cuenta su buena selección se los considera tentativamente como elementos intracuencales coetáneos, tal como si fueran bioclastos. Es probable, no obstante, que los peloides hayan estado parcialmente cementados (“hardened carbonate pellets”), ya que éstos se comportan con cierta equivalencia hidráulica con respecto a granos de cuarzo de igual diámetro (Wanless et al., 1981), a diferencia de los peloides blandos que equivalen a esferas de cuarzo de entre 25 y 60 % de su diámetro. Además, por su asociación con granos esqueletales y de cuarzo no habrían sobrevivido a un elevado número de colisiones intergranulares de no estar ciertamente consolidados. De acuerdo con Haak & Schlager (1989) los peloides cementados requieren de una etapa bastante prolongada de retrabajo en condiciones someras con niveles de alta energía, previos a su depositación final, por ello es posible que correspondan a sedimentos relictuales (Cf. James et al., 1992) y no sean estrictamente coetáneos.
Los bioclatstos constituyen granos poco comunes siendo más frecuentes en el tramo basal, entre los que se destacan braquiópodos, briozoarios, trilobites y escasos fragmentos de crinóideos. En las calcarenitas finas y calcilimolitas se han detectado entre los peloides, fragmentos de granos esqueletales junto con escasos granos recubiertos, ambos considerados normalmente como de naturaleza intracuencal coetánea.
Dentro de los granos silicoclásticos se destacan cuarzo y feldespatos subordinados, generalmente de tamaño limo grueso hasta arena fina y contornos angulosos, subangulosos y subredondeados. Dentro de los granos de cuarzo son frecuentes aquéllos con extinción ondulosa y variedades de cuarzo microcristalino tanto equigranular (chert) conto fibrosas (calcedonítico). Los granos de feldespato presentan alteraciones calcíticas. Los fragmentos líticos son muy escasos y entre ellos se destacan litoclastos con texturas de intercrecimiento cuarzo-feldespático.
Desde el punto de vista composicional resulta significativa la escasa diversidad de los aloquímicos, destacándose la ausencia de ooides, granos agregados, oncoides y algas calcáreas. La asociación de bioclastos, peloides e intraclastos como únicos aloquímicos dentro del espectro de litofacies reconocidas, sugiere una comparación con la “asociación foramol” (Lees, 1975; Nelson, 1988; Jones & Desrocheres, 1992) que caracteriza a ambientes carbonaticos actuales desarrollados en climas templados (con temperatura media anual inferior a los 15°C). La ausencia de oolitas refuerza particularmente esta presunción, ya que de acuerdo con su distribución durante el Fanerozoico, se habrían desarrollado sólo en bajas latiludes (Opdyke & Wi1kinson, 1990; Brookfield, 1988). El predominio de briozoarios entre la macrofauna constituiría una característica de las plataformas templadas (Nelson el al., 1988; Lavoie, 1995), siendo su asociación con braquiópodos y trilobites común durante el Ordovícico (Cf. Brookfield, 1988).
En la tabla 1 se resumen las características de las distintas litologías reconocidas con su respectiva interpretación hidrodinámica: a) calcarenitas litocláslicas gruesas (calclititas gruesas) (Sl), b) calcarenitas peloidales esparíticas (S2), c) calcilimolitas peloidales (S3), d) calcilimolitas moteadas (S4) y e) calcilutitas laminadas (S5). Estos tipos litológicos son los constituyentes de las siete facies reconocidas.

ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

Entre las principales estructuras sedimentarias observadas en la sucesión resaltan aquéllas pertenecientes a flujos oscilatorios, particularmente ondulitas simétricas y domos y cuencos. Capas gradadas y estructuras erosivas son menos frecuentes y están localizadas en niveles específicos.
La bioturbación es en general intensa dentro del tramo medio de la sucesión produciendo la homogeneización interna de las capas y texturas moteadas, mejor desarrolladas en los términos superiores de capas de tormenta. Complejos patrones de trazas se preservan en la base de tempestitas en el tramo superior entre las que resaltan Paleophycus (Fig. 8) y formas análogas a Cruziana. En los topes de las capas del tramo cuspidal son comunes marcas de escape de tipo Skolithos y en el interior en superficies pulidas y cortes delgados se determinó Planolites.

Figura 8: Trazas hipicniales de Paleophycus en las capas de tormenta del tramo medio-superior de la Formación Sassito.
Figure 8: Hypicnial Paleophycus fossil traces in the base of a storm layer of the Sassito Formation.

En la superficie de capas del tramo superior, donde la bioturbación es menos intensa, se observan trenes de ondulitas simétricas (Fig. 9) con crestas continuas rectas y bifurcadas, cuya longitud de onda oscila entre 6 y 10 cm y su amplitud entre 0,25 y 0,6. Los índices de óndula (Tanner, 1967; Allen, 1981) arrojan valores alrededor de 20 ± 4. Dada la granulometría muy fina de las arenas intervinientes, éstos indican profundidades de generación entre 6 y 12 m en condiciones de oleaje normal y alrededor de 17 m en condiciones de aguas encrespadas, tomando en cuenta diversos autores (Komar, 1974; Miller y Komar, 1980; González Bonorino, 1986).

Figura 9: Ondulitas de oscilación en el tope de los bancos del tramo superior de la Formación Sassito.
Figure 9: Wave ripples at the top of a storm layer in the Sassito Formation.

El tamaño en planta de los domos y cuencos en las capas del tope de la Formación Sassito es algo inferior al tamaño medio sugerido por varios autores (Walker, 1979; Greenwood & Sherman, 1986), oscilando entre 18 y 40 cm de longitud de onda por 1 a 3,5 cm de amplitud, respectivamente. No obstante, su geometría es francamente simétrica tanto bi como tridimensionalmente, siendo comparables con las geometrías poligonales (seudohexagonales) generadas por efectos de corrientes oscilatorias multidireccionales (Allen, 1982. p. 435).
Estructuras erosivas del tipo de los surcos y rellenos ("gutters") fueron halladas en la base del tramo predominantemente lenticular del tope (Fig. 13). Se trata de surcos profundos con relación ancho/profundidad variable entre 2 y 5 y geometría transversal cóncava. En su relleno intervienen algunos intraclastos y aparentemente es unieventual. Estas estructuras son comunes en relación con sucesiones tempestíticas (Johnson & Baldwin, 1986) y se ubican normalmente en la parte inferior del "shoreface" (Myrow, l992; Astini & Waisfeld, en prensa), reflejando la fuerte actividad erosiva de corrientes vigorosas sobre sustratos cohesivos (Allen, 1969; Flood, 1981) o cementados.

Figura 13: Tramo cuspidal de la sucesión lajosa. Obsérvese la amalgamación de capas y la lenlicularidad interna producto de la existencia de domos y cuencos, como así también de “gutters” y microcanales erosivos.
Figure 13: Upper part of the thin-bedded limestones from the Sassito Formation, showing amalgamation of storm layers and lenticular bedding caused by the presence of hummocks and swales, as well as the presence of gutters and microchannels.

Capas gradadas son visibles por encima del tramo calcipelítico donde la bioturbación no es tan penetrativa. Se trata de calcarenitas medias que gradan rápidamente a calcilimolitas, afectadas gradualmente por bioturbación. Ocasionalmente, cuentan con un término con laminación paralela y desarrollo de ondulitas asimétricas en el tope. Sus bases son netas y generalmente microerosivas. En superficies pulidas se observan rasgos de deformación por carga en la base y al microscopio se determinaron efectos de “sheltering” bajo algunas valvas. Su espesor varía entre algunos centímetros y milímetros, interpretándose como posibles tempestitas distales (Cfs Hamblin & Walker., 1979; Aigner, l985).

LITOFACIES

Teniendo en cuenta la composición, estratofábrica y atributos estratinómicos pueden diferenciarse las siguientes facies:

a) Calcarenitas gruesas:
Las calcarenitas gruesas (S1) están presentes en la base de la unidad (Fig. 3), en contacto neto sobre la Formación San Juan que localmente desarrolla un conglomerado calcáreo grueso en el tope, como así también intercaladas dentro de la sucesión rítmica particularmente en el intervalo basal y medio. La calcarenita basal constituye una capa continua con espesores variables entre 0,05-0,10 m y l m. Contiene abundantes litoclastos calcáreos mal seleccionados, generalmente con bordes ferruginosos rojizos y granos de chert y cuarzo, pudiendo diferenciarse mediante un salto granulométrico brusco y por el contenido de granos silicoclásticos del conglomerado residual presente en el tope de la Formación San Juan.
Los clastos de caliza que van desde tamaño arena media a sábulo y grava fina (hasta l cm) son angulosos y subangulosos, mientras que la fracción silicoclástica es generalmente subangulosa a subredondeada, de granulometría arena fina a media-gruesa y representa valores de 5 - 10%. Los granos calcáreos tienen coloración rojo-rosada, particularmente acentuada en los bordes, y corresponden a fragmentos de la Formación San Juan alterados, oxidados y perforados. Entre los componentes se hallaron restos fósiles generalmente fragmentados de faunas más jóvenes que las de Formación San Juan (destacándose braquiópodos y briozoarios). Este conglomerado correspondería a un depósito traccional producto, al menos parcialmente, de retrabajo de la Formación San Juan. La coloración y textura superficial de los litoclastos calcáreos y la mezcla con materiales silicoclásticos y faunas distintas de aquéllas de la Formación San Juan permiten, como al resto de la Formación Sassito, asignarle una edad sustancialmente más joven.
Si bien la calcarenita sabulítica basal se interpreta parcialmente como el retrabajo del sustrato, los restantes niveles con litoclastos gruesos intercalados en la sección poseen base erosiva y gradación normal. Estos últimos se habrían generado a partir de flujos granulares o episodios de tormenta que resedimentaron detritos calcáreos junto con restos fragmentarios de faunas de ambiente más somero, aprovechando el gradiente depositacional.
A diferencia de las calcarenitas de la base de esta unidad, el conglomerado lenticular que localmente corona la Formación San Juan, posee tamaños máximos de clasto de hasta 30 cm, con formas redondeadas a subangulosas y fábrica clastosoportada. Los clastos se componen de chert gris oscuro y calizas gris claro. Los litoclastos calcáreos poseen texturas muy variadas (“wackestones”, “packstones” y “grainstones”) y son portadores de restos fósiles típicos de la Formación San Juan, como así también de algas y cianobacterias como Nuia sp. y Girvanella y fragmentos de estromatoporóideos (Fig. 4). Los litoclastos se interpretan como detritos de proveniencia local producto de retrabajo de la Formación San Juan, previamente consolidada.

b) Calcipelitas laminadas:
Las calcipelitas (S5) constituyen los 5,5 m basales de la unidad y descansan sobre el conglomerado basal (Figs. 3 y 5). Se trata de depósitos de grano muy fino (limo-arcilloso) con fuerte reacción calcárea, de color negro a gris azulado, internamente bien laminados. La delicada laminación textural está dada por alternancias de fracción calcilimolítica y calcarenítica fina, a veces dispuesta en capas microgradadas (milimétricas) con contactos basales netos. Ocasionalmente, se visualizan superficies de truncamiento interno con muy bajos ángulos. La bioturbación es escasa, reduciéndose a madrigueras discretas desarrolladas en torno a las láminas calcilimolíticas. En general no se hallaron restos de macrofauna, excepto en el metro cuspidal donde se encontraron niveles laminares con ejemplares completos y bien preservados de braquiópodos y trilobites en la transición hacia las facies rítmicas.
La escasez de fauna y bioturbación y las tonalidades oscuras, dadas por la presencia de abundante materia orgánica, indican ambientes reductores y fondos en general anóxicos (anaeróbicos a disaeróbicos), mientras que la laminación interna del depósito obedece a procesos de decantación en medios de reducida energía. Los niveles de calcilimolitas gradadas podrían corresponder a eventos de mayor energía (tempestitas distales), durante los cuales el fondo habría estado sujeto a niveles de oxigenación mayores, permitiendo la colonización parcial por organismos epifaunales. La presencia de superficies de truncamiento con bajo ángulo se interpretan como superficies erosivas relacionadas con la base de tempestitas distales de naturaleza fangosa (Cf. Brett, 1983; Aigner, 1985). El hallazgo de faunas preservadas in situ es frecuente en ambientes protegidos de la plataforma distal (Cf. Handford, 1986; Jennete & Pryor, 1993).

c) Ritmitas tabulares delgadas intercaladas con calcilimolitas bioturbadas:
Se trata de calcarenitas finas y calcilimolitas laminadas, gradadas y macizas (S2 y S3) de geometría tabular, que alternan rítmicamente con calcilimolitas bioturbadas (S4) conformando el cuerpo central de la unidad, con estratificación paralela (Fig. 3). Las capas poseen contactos basales netos erosivos con abundantes marcas de base (patrones complejos de trazas y marcas de flujo) y laminación paralela desde la base con escasos truncarmientos internos de muy bajo ángulo (Fig. 10). En el tope de algunas capas es posible reconocer laminación cruzada simétrica y combinada y ondulitas de oscilación (Fig. 11). También se reconocen niveles con laminación convoluta y estructuras en plato, ocasionalmente distorsionadas por bioturbación. Las calcilimolitas intercaladas presentan una intensa bioturbación desarrollando frecuente- meme texturas moteadas. Los efectos diagenéticos magnifican la textura moteada definiendo bancos con patrones nodulares producto de juntas de presión-disolución y microestilolitos (Cf. Wanless, 1979).
Las calcarenitas gradadas y laminadas se interpretan como tempestitas calcáreas (Cf. Kreisa, 1981; Aigner, 1982; Handford, 1986; Sami & Desrochers, l992), mientras que las calcilimolitas bioturbadas corresponderían parcialmente a la decantación de fondo (o de tiempo normal), por debajo del tren de oleaje.

Figura 10: Capas de tormenta del tramo medio de la Formación Sassito. Obsérvese la delicada laminación interna con truncamientos de bajo ángulo en la capa superior y las estructuras convolutas y de escape de agua en la capa inferior.
Figure 10: Storm layers of the Sassito Formation showing a fine lamination with low angular truncations (top) and water escape dish structures (bottom).

Figura 11: Asociación íntima entre capas laminadas y bioturbadas del tramo medio de la Formación Sassito. Obsérvense los topes retrabajados por oleaje.
Figure 11: Thin-bedded association of laminated and bioturbated layers showing irregular wave-reworked tops in the middle part of the Sassito Formation.

d) Calcarenitas laminadas:
Conforman los 5 m cuspidales de la unidad (Fig. 2), tratándose de calcarenitas finas y muy finas dolomitizadas (S2), donde resalta la buena preservación de la laminación interna. Las capas son delgadas y poseen variaciones laterales de espesor. En ocasiones son lenticulares. Contienen sets de laminación paralela cruzados con bajo ángulo y en el tope formas en domo y cuenco. Estas últimas suelen estar en fase con las estructuras internas y en dicho caso dan lugar a formas agradacionales o combinadas, o bien son sólo erosivas, generando una superficie discordante con la estructura interna (Nottvedt & Kreisa, 1987; Brenchley et al., 1993b). Asociados entre los niveles basales de esta facies se desarrollan surcos rellenos ("gutters") y microcanales con rellenos calcareníticos con intraclastos y valvas dispersas.
Se interpretan como depósitos someros situados en el "shoreface" (tempestitas proximales), donde estructuras en domo y cuenco (“hummocks & swaleys”) modelan el fondo producto de la actividad de tormentas (Harms et al., 1975; Dott & Bourgeois, 1982: Walker et al., 1983; Brenchley, 1985; Cheel & Leckie, 1993). La recurrente actividad de tormentas sobre el fondo produce amalgamación de capas e incremento de la lenticularidad interna (Brenchley et al., l993a). El tramo en donde se hallaron los surcos erosivos podría corresponder con superficies de "bypass" producto de corrientes de reflujo inusuales o del embate de tormentas de mayor intensidad (Cf. Myrow, 1992).

ARREGLO ESTRATIGRAFICO Y PALEOAMBIENTE

Excluyendo los niveles calcareníticos gruesos de la base, la sucesión presenta un arreglo vertical grano- estratocreciente con un pasaje gradual de calcipelitas negras a facies de calcilimolitas y calcarenitas gris amarillentas que representa un ciclo de somerización progresivo. Las calcarenitas poseen un arreglo particularmente episódico y un cambio gradual de facies tabulares a lenticulares en el tope. Mientras que las capas tabulares son de naturaleza rítmica, la geometría lenticular de las del tope está producida por la presencia de abundantes superficies de truncamiento interno que con bajo ángulo sesgan la estratificación (Fig. 12). Esta característica se acentúa en los tres metros cuspidales donde la amalgamación de capas es marcada (Fig. l3).

Figura 12: Facies lenliculares del tope. Obsérvese la variación lateral de espesores producto de la terminación lateral de un domo.
Figure 12: Lenticular facies association from the top of the Sassito Formation. Arrow shows the lateral pinch-out termination of a hummocky.

Si bien en el análisis de índices de proximalidad en sucesiones dominadas por tormenta es frecuente considerar la relación de arena/pelita y el espesor y la preservación de estructuras diagnósticas del ciclo de la tempestita (Aigner & Reineck, 1982; Aigner, 1985, Brenchley et al., 1986; Sami & Desrochers, l992), es común que estos elementos se vean alterados dependiendo de la tasa de bioturbación. En la Formación Sassito a pesar de la intensa actividad orgánica, preservada como trazas pre-evento e icnofábricas pos evento, la mayor preservación de estructuras mecánicas en el tramo cuspidal estaría directamente ligada a una disminución de la profundidad y el consiguiente aumento relativo de la energía. A esto se debe el incremento de la estratofábrica lenticular y la preservación de domos y cuencos además de otras estructuras asociadas con tormentas como son “gutters” y ondulitas poligonales (Fig. 14). Según Brenchley et al. (l993a & b) el pasaje de estratofábricas tabulares a lenticulares es propio de la zona superior del “shoreface” donde la actividad del oleaje de tormentas produce amalgamación de capas y aún las tormentas más suaves producen modificaciones del sustrato. De acuerdo con esto, el tramo medio y superior de la Formación Sassito se habría depositado entre la base del tren de oleaje de buen tiempo, donde las tempestitas se registran como capas tabulares, hasta por encima del tren de base del oleaje de tormentas (Fig. 14), donde la energía durante el clímax de las tormentas contribuye a modelar el fondo generando domos y cuencos como formas francamente erosivas. Estas últimas quedan registradas como geometrías discordantes con la laminación interna en el tope de las capas o como truncamientos de bajo ángulo en el interior, evitando el carácter agradacional típico de las tempestitas completas (menos proximales). El elevado número de truncamientos internos no disminuye la relación ancho/espesor ("aspect ratio" de Allen & Underhill, 1989; Corbett et al., 1994), que depende del tamaño de las formas de lecho y de la relación entre movilidad lateral y tasa de sedimentación, sino del tamaño de las lentículas.

Figura 14: Perfil depositacional y paleoambientes de la Formación Sassito mostrando las relaciones laterales existentes entre las distintas litofacies (modificado de Handford, 1986). nbon: nivel de base del oleaje de tiempo normal; nbot: nivel de base del oleaje de tormentas. Referencias como en figura 3.
Figure 14: Depositional profile and paleoenvironments of the Sassito Formation showing lateral relationships between lithofacies associations (modified from Handford, 1986). nbon: fairweather wave base; nbot: storm wave base. References as in figure 3.

Las calcipelitas negras del tramo basal se habrían sedimentado en un ambiente restringido, de baja energía (Fig. 14), que refleja la naturaleza inicial transgresiva de esta unidad, hecho común en rampas distales (Read, 1980; Brett, 1983; Aigner, 1985). Las calcarenitas que separan el tramo de calcipelitas de la sucesión rítmica pueden interpretarse como pequeñas canalizaciones en el sector distal de una rampa (véase Read, 1985). El arreglo estratocreciente de las ritmitas tabulares coronadas por las calcarenitas lenticulares indica una somerización gradual, con niveles de mayor energía afectando al fondo progresivamente. Esto es común de rampas carbonáticas en donde la suave pendiente del fondo hace que los cinturones de facies posean amplia distribución y sean transicionales entre sí, pero en el registro describan transiciones cortas. Lamentablemente, el tope de la Formación Sassito está decapitado por la actividad erosiva previa a la depositación de la Formación Tambolar (H3 en Fig. 7), y probablemente se deba a esta la ausencia de facies más someras.
La ausencia de componentes tales como oolitas, granos agregados, oncoides y algas calcáreas, aún en el ambiente más somero y de mayor energía, es llamativa, y podría deberse a factores climáticos (condiciones templadas) que influyeron sobre el quimismo y la biosíntesis, junto con la presencia inhibidora de materiales terrígenos. Asimismo, la ausencia de concentraciones fosilíferas en relación con las capas de tormenta y la ubicación de la macrofauna hallada, podría vincularse directa o indirectamente con factores climáticos que produjeron un corrimiento de las faunas hacia nichos ecológicos más profundos e influyeron negativamente sobre el potencial de preservación en las facies más someras por disminución de la cementación en los mares templados (Tucker & Wright, 1990; Opdyke & Wilkinson, 1990).
Tomando en cuenta la posición paleogeográfica de la Precordillera para el Ordovícico superior (Astini, 1993; Lehnert y Keller, 1994 y Astini et al., 1985) se postula un desarrollo bajo condiciones de clima templado a diferencia de las secuencias del Cámbrico y Ordovícico inferior (véase Astini, 1995). Esto último podría explicar la composición de estas calcarenitas.
Con respecto al marco de desarrollo, la frecuente posición interior de ambientes de rampa (interior cratónico, intraplataforma, antepaís) ha sido subrayada por Read (1980, 1982) y Burchette & Wright (1992). Entre ellas, tanto en cuencas extensionales como en cuencas de antepaís, es común la coexistencia de materiales carbonaticos con terrígenos como en la Formación Sassito, en donde habrían existido múltiples sectores de aporte desde donde provinieron los materiales reciclados mezclados con los aloquímicos autóctonos. No obstante, las primeras permiten el desarrollo de rampas de reducido tamaño en relación con bloques rotados.

SIGNIFICADO E INTERPRETACIÓN ESTRATIGRÁFICA

Desde un punto de vista estratigráfico secuencial, y a pesar de lo reducido de sus afloramientos, la Formación Sassito constituiría una secuencia depositacional, mediando entre la Formación San Juan y la Formación Sassito, al menos una caída relativa del nivel del mar. La presencia de los niveles con abundantes estromatoporóideos a pocos metros del tope de la Formación San Juan y la ausencia de facies de profundización progresiva (facies de transición o transfacies) como en otros sitios de la Precordillera, constituyen evidencias de que dicha unidad está decapitada por erosión. De acuerdo con datos bioestratigráficos (Lehnert, 1995), el arrasamiento erosivo en la sección del río Sassito habría alcanzado al Arenigiano superior, según indica la posición estratigráfica de los niveles con abundantes estromatoporóideos en otras localidades de la Precordillera de San Juan (Lehnert & Keller, 1993). No obstante, en esta localidad la edad del tope de la Formación San Juan seria llanvirniana basal en base al hallazgo de restos de conodontes asociados al conglomerado cuspidal donde Lehnert (1995) halló conodontofaunas del Llanvirniano inferior, muy probablemente recicladas. De acuerdo con esto último, el conglomerado con fragmentos de estromatoporoideos correspondería a relictos de una fase erosiva más antigua (H1 en Fig. 7), de probable edad llanvimiana-llandeiliana?.
La calcarenita litoclástica sabulítica de la base de Formación Sassito cubre concordantemente al anterior, aunque lateralmente, se apoya directamente sobre la Formación San Juan. El contraste granulométrico, textural y composicional con el conglomerado grueso indican el origen distinto de este último, permitiendo inferir la existencia de un hiato entre ambos (H2 en Fig. 7). El desarrollo de la Formación Sassito indica que en este lapso se habría producido un importante cambio paleogeográfico y paleoambiental.
El conglomerado lenticular del tope de la Formación San Juan sería de naturaleza residual e indicaría una fase temprana de retrabajo de la plataforma calcárea ordovícica inferior, ligada a una caída del nivel de base. El conglomerado fino, de mayor extensión lateral, sería en cambio, de origen transgresivo (vinculado con una etapa posterior), lo que explica su delgado espesor, la proveniencia mixta y la importante participación de litoclastos calcáreos oxidados que resultan de un período erosivo con exposición subaérea prolongada de la Formación San Juan. La mezcla con materiales silicoclásticos indica un cambio paleogeográfico en las áreas fuente, que parcialmente aportaron cuarzo y líticos durante la sedimentación de la Formación Sassito.
Las calcipelitas negras que cubren el conglomerado basal pueden ser interpretadas como parte del cortejo transgresivo, siendo la respuesta de una fase de inundación rápida y retrogradación del sistema, mientras que las calcipelitas reflejan una mayor condensación. La somerización progresiva indica una progradación costera o acreción vertical, generada normalmente durante etapas dc nivel de mar alto con que culmina una secuencia depositacional (Cf. Tucker & Wright, 1990; Burchette & Wright, 1992; Handford & Loucks, 1994). Es importante tener en cuenta que los hiatos que separan a la Formación Sassito de las unidades sub y suprayacentes involucran lapsos considerables, por lo que dichas superficies erosivas pueden estar representando' varias fluctuaciones relativas y ser de naturaleza policíclica.
La fracción peloidal y bioclástica considerada como de naturaleza intracuencal coetánea o relictual indica que la producción carbonática, aunque con características distintas a las del Ordovícico inferior y con menor grado de desarrollo, siguió activa durante el Ordovícico superior. Como se reseña con anterioridad, en la Formación Sassito predominan calcilimolitas y calcarenilas depositadas en ambientes someros de alta energía, en los que la diferencia composicional con las unidades carbonáticas cambro-ordovicicas estaría controlada por un entorno paleogeografico diferente acompañado por un cambio climático (enfriamiento progresivo) inducido por la variación paleolatitudinal de la Precordillera durante el Ordovícico (Astini, 1993a; Astini et al., 1995).
El reducido espesor de esta unidad puede deberse a varios factores, incluyendo la escasa tasa de sedimentación que diferencia a las plataformas carbonáticas desarrolladas en climas templados (< 1 m/103 años, Cf. Boreen & James, 1993) de aquéllas desarrolladas en situación periecuatorial y la naturaleza erosiva del Silúrico. No obstante, habría existido un control paleogeográfico primario en la distribución de esta unidad para facilitar su naturaleza relictual.

CONCLUSIONES

La Formación Sassito (nom. nov.) constituye una unidad calcárea (24,5 m) de características únicas en el Ordovícico tardío de la Precordillera, que aflora de manera relictual bajo el conglomerado basal de la F. Tambolar en la base del corrimiento Sassito. Su edad estaría comprendida entre el Caradociano superior y el Ashgiliano inferior, siendo la unidad calcárea más joven del Paleozoico de la Precordillera. Su coloración amarillenta, composición mixta y estratofábrica delgada junto con la buena preservación de facies de tempestitas y de trazas fósiles, permiten distinguirla del resto de las unidades carbonáticas eopaleozoicas. La doble proveniencia de granos calcareos intracueneales coetáneos y no coetáneos en las calcarenitas es un hecho desconocido para la Formación San Juan y unidades carbonáticas más antiguas de la Precordillera.
Constituye una sucesión calcárea depositada en ambientes de rampa externa a media-proximal con influencia marcada de oleaje y tormentas en el tope. Se inicia con un conglomerado de litoclastos calcáreos, seguido de calcipelitas negras con intercalaciones de calcarenitas lenticulares y ritmitas tabulares (calcarenitas-calcilimolitas), y culmina con calcarenitas laminadas tabulares a lenticulares. Participa en su composición un porcentaje fijo (5-10 %) de terrígenos silicoclásticos que se atribuyen a la existencia de múltiples áreas de aporte. Las diferencias composicionales (particularmente la ausencia de oolitas y algas calcáreas) y faunísticas con las sucesiones del Ordovícico inferior podrían deberse a factores climáticos dados por una posición paleogeográfica en latitudes intermedias de climas templados. Esto abre interesantes perspectivas con respecto al estudio taxonómico y paleogeográfico de sus faunas. Asimismo, un análisis de isotopos estables (en progreso) y su caracterización geoquímica podría proveer datos adicionales sobre las paleotemperaturas y palcolatitudes del ambiente sedimentario de estas calizas.
Por su arreglo vertical grano-estratocreciente caracteriza a una sucesión progradacional. Sus límites erosivos (base y techo) permiten interpretarla como una secuencia depositacional, en la que se suceden una superficie erosiva producto de caída relativa (cortejo de nivel bajo ausente por la posición dentro de la cuenca), un cortejo transgresivo y uno de nivel alto. Se desconoce su espesor original por el carácter erosivo del silúrico suprayacente. No obstante, su reducido espesor podría constituir un indicio indirecto de tasas de sedimentación bajas, atributo común de plataformas edificadas en climas templados.
De un punto de vista estratigráfico esta unidad se incluiría dentro de la Aloformación Trapiche (Astini. l993b) correlacionándose con la Formación Trapiche y el Miembro Superior de la Formación Empozada en el norte y sur de la Precordillera, respectivamente.

Agradecimientos

Al CONICET y al CONICOR el apoyo económico brindado y a los Dres. J.L. Benedetto, N.E. Vaccari y M. Carrera por su inestimable colaboración en la determinación de faunas y discusión de edades. Asimismo, se agradece al Dr. Oliver Lehnert la valiosa discusión sobre la conodontofauna y edad de esta unidad y a los árbitros de la revista que permitieron clarificar varios aspectos del trabajo.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

1. AIGNER. T., l982. Calcareous tempestites: storm dominated stratification in upper Muschelkalk Limestones (middle Trias. SW Germany). En G. Einsele & A. Scilachcr, (Eds.), Cyclic and event stratification. Springer-Verlag, Berlin. 188-198 pp.         [ Links ]

2. AIGNER, T., 1985. Storm depositional systems. Lecture Notes in Earth Science. Springer-Verlag, New York, 3:174 pp.         [ Links ]

3. AIGNER, T. & H.E. REINECK, 1982. Proximality trends in modern storm samds from Helgoland Bight (North Sea) and their implications for basin analysis. Senckenbergiana Maritima, 14:183-215.         [ Links ]

4. ALLEN, J.R., 1969. Erosional current marks of weakly cohesive mud beds. Journal of Sedimentary Petrology, 39:607-623.         [ Links ]

5. ALLEN, J.R.L., 1982. Sedimentary structures: Their character and physical basis. Developments in Sedimentology. Elsevier. Amsterdam, vol 30:1256 pp.         [ Links ]

6. ALLEN, P.A., 198l, Some guidelines in reconstructing ancient sea conditions from wave ripple marks. Marine Geology, 43:M59-M67.         [ Links ]

7. ALLEN, P.A. & L.R. UNDERHILL, 1989. Swaley cross-stratification produced by unidirectional flows, Bencliff Grit (U. Jurassic) Dorset, U.K. Journal of Geological Society of London, 146:241-252.         [ Links ]

8. ASTINI, R.A., 1991. Paleoambientes sedimentarios y secuencias depositacionailes del Ordovícico clástico de la Precordillera Argentina. Tesis doctoral, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, Inédita. 851 pp.         [ Links ]

9. ASTINI, R.A., 1992. Origin and implications of a Lower Paleozoic (Late Ordovician to Early Silurian) unconformity in the Precordillera basin of western Argentina. Paleoweathering Record and Paleosurfaces, Second Meeting, La Plata, Abstracts:6-7.         [ Links ]

10. ASTINI, R.A., l993a. Facies glacigénicas del Ordovícico tardío (Hirnantiense) de la Precordillera Argentina. Boletín de lo Real Sociedad Española de Historia Natural (Sección Geología), 88:137-l49.         [ Links ]

11. ASTINI, R.A., l993b. Secuencias deposicionales y niveles del mar en el Sistema Ordovícico de la Precordillera Argentina. Boletín de la Real Sociedad Española de Historia Natural (Sección Geologia), 88:113-126.         [ Links ]

12. ASTINI, R.A., l994. Las megaturbiditas de la Formación Trapiche (Ordovícico superior de la Precordillera): procesos sedimentarios y marco geológico. Quinta Reunión Argentina de Sedimentología. Actas:107-112. Tucumán.         [ Links ]

13. ASTINI, R.A., 1995, Paleoclimates and paleogeographic paths of the Argentine Precordillera during the Ordovician: Evidence from climatically sensitive lithofacies. En: Cooper, J.D., M.L. Droser & S.C. Finney (Eds.), Ordovician Odyssey. The Pacific Section Society for Sedimentary Geology (SEPM), 77:177-180.         [ Links ]

14. ASTINI, R.A. & B.G. WAISFELD, 1995. Estructuras erosivas en secuencias de plataforma y su significado paleoecológico, Ordovícico de la Cordillera Oriental. Ameghiniana, 32:41-55.         [ Links ]

15. ASTINI, R.A., J.L. BENEDETTO & N.E. VACCARI, l995. The Early Paleozoic evolution of the Argentine Precordillera as a Laurentian rifted, drifted and collided terrane: A Geodynamic model. Geological Society of America Bulletin, 107:253-273.         [ Links ]

16. BOREEN, T.D. & N.P. JAMES, 1993. Holocene sediment dynamics on a cool-water carbonate shelf: Otway, southern Australia. Journal of Sedimentary Petrology, 63:574-588.         [ Links ]

17. BRENCHLEY, P.J., 1985. Storm influenced sandstone beds. Modern Geology, 9:369-396.         [ Links ]

18. BRENCHLEY, P.J., M. ROMANO & J.C. GUTIERRREZ MARCO. l986. Proximal and distal hummocky cross-stratified facies on a wide Ordovician shelf in Iberia. En: Knight. R.J. & J.R. McLean (Eds.), Shelf Sands and Sandstones. Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir 11:24l-255.         [ Links ]

19. BRENCHLEY, P.J., S.S. FLINT & S.G. STROMBERG, l993a. Quantitative facies discrimination and the application of sequence stratigraphy to bed length modelling of shallow marine heterolithic facies. En: R. Eschard & B. Doligez (Eds.), Subsurface reservoir characterization from outcrop observation. Editions Technip, Paris. 1-9 pp.         [ Links ]

20. BRENCHLEY, P.J., R.K. PICKERILL & S.G. STROMBERG, l993b. The role of wave-reworking on the architecture of storm-sandstone facies, Bell Island Group (Lower Ordovician), eastern Newfoundland. Sedimentology, 40:359-382.         [ Links ]

21. BRETT, C.E., 1983. Sedimentology, facies and depositional environments of the Rochester shale (Silurian; Wenlockian) in western New York and Ontario. Journal of Sedimentary Petrology, 53:947-971.         [ Links ]

22. BROOKFIELD, M.E., 1988. A mid-Ordovician temperate carbonate shelf - The Black River and Trenton Limestone Groups of southern Ontario, Canada. Sedimentary Geology, 60:137-153.         [ Links ]

23. BRUSSA, E.D., 1994. Las graptofaunas ordovícicas del sector central de la Precordillera Occidental sanjuanina, Argentina. Tesis Doctoral. Facultad de Ciencias Exactas. Físicas y Naturales, Universidad Nacional de Córdoba, inédita, 323 pp.         [ Links ]

24. BURCHETTE, T.P. & V.P. WRIGHT, 1992. Carbonate ramp depositional systems. Sedimentary Geology, 79:3-57.         [ Links ]

25. CARROZZI, A.V., l983, Modelos deposicionales carbonaticos. Asociación Geológica Argentina, Serie B, Didáctica y complementaria 11, v.1:108 - v.2:197 pp.         [ Links ]

26. CORBETT, P.W.M., S.G. STROMBERG, P.J. BRENCHLEY & G. GRRHAN, 1994. Laminaset geometries in fine grained shallow marine sequences: core data from the Rannoch Formation (North Sea) and outcrop data from the Kennilworth Member (Utah, USA) and the Bencliff Grit (Dorset, UK). Sedimentology, 41:729-745.         [ Links ]

27. CHEEL, R.J. & D.A. LECKIE, 1993. Hummocky cross-stratification. En: Wright, V.P. (Ed.), Sedimentology Review, 1:103-122.         [ Links ]

28. DOTT. R.H. & J, BOURGEOIS, 1982. Hummocky stratification: significance of its variable bedding sequence, Geological Society of America Bulletin, 93:663-680.         [ Links ]

29. DUNHAM, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 1:108-121.         [ Links ]

30. FLOOD, R.D., 198l. Distribution, morphology, and origin of sedimentary furrows in cohesive sediments. Southampton Water. Sedimentology, 28:511-529.         [ Links ]

31. FLUGEL, E., 1982. Microfacies analysis of limestones. Springer Verlag, New York. 633 pp.         [ Links ]

32. FOLK, R.L., 1959, Practical petrographical classification of limestones. American Association of Perroleum Geologists Bulletin, 43:1-33.         [ Links ]

33. GONZALEZ BONORINO, G., 1986. Determinación de la profundidad de agua en que se formaron ondulitas simétricas por corrientes oscilatorias. Primer Reunión Argentina de Sedimentología, Actas:221-224. La Plata.         [ Links ]

34. GOSEN, von. W., l992. Structural evolution of the Argentine Precordillera: the Rio San Juan section. Journal of Structural Geology, 14:643-667.         [ Links ]

35. HAMBLIN, A.P. & R.G. WALKER, l989. Storm-dominated shallow marine deposits: the Fernie-Kootenay (Jurassic) transition, southern Rocky Mountains. Canadian Journal of Earth Sciences, 16:1673-1690.         [ Links ]

36. HAAK, A.B. & W. SCHLAGER, l989. Compositional variations in calciturbidites due to sea-level fluctuations, late Quaternary, Bahamas. Goelogische Rundschau, 78:477-486.         [ Links ]

37. HANDFORD, C.R., 1986. Facies and bedding sequences in shelf-storm-deposited carbonates - Fayetieville Shale and Pitkin limestone (Mississippiain), Arkansas. Journal of Sedimentary Petrology, 56:123-137.         [ Links ]

38. HANDFORD, C.R. & R.G. LOUCKS, 1994, Carbonate depositional sequences and systems tracts - responses of carbonate platforms to relative sea level changes. En: Loucks. R.G. & J.F. Sarg (Eds.), Carbonate sequence stratigraphy. American Association of Petroleum Geologists Memoir 57:3-41.         [ Links ]

39. HARMS, J.C., LB. SOUTHARD, D.R. SPEARING & R.G. WALKER, 1975. Depositional environments as interpreted from primary sedimentary structures and stratification sequences. Society of Economic Paleontologists & Mineralogisrs, Short Course Notes, 2:161 pp.         [ Links ]

40. JAMES, N.P, Y. BONE, C.C. VON DER BORCH & V.A. GOSTIN, 1992. Modern carbonate and terrigenous clastic sediments on a cool water, high energy, mid-latiiude shelf: Lacepede, southern Australia. Sedimentology, 39:877-903.         [ Links ]

41. JENNETTE, D.C. & W.A. PRYOR, 1993. Cyclic alternation of proximal and distal storm facies: Kope and Fairview Formations (Upper Ordovician), Ohio and Kentucky. Journal of Sedimentary Petrology, 63:183-203.         [ Links ]

42. JOHNS, B. & A. DESROCHERS, 1992. Shallow platform carbonates. En: Walker. R.G. & N.P. James (Eds.), Facies Models: Response lo sea level change. Geological Association of Canada, 277-301.         [ Links ]

43. JOHNSON, H.D. & C.T. BALDWIN, 1986. Shallow siliciclastic seas. En: Reading, H.G. (Ed.), Sedimentary Environment and Facies . Blackwell Scientific Publications, Oxford, 229-282.         [ Links ]

44. KELLER, M., F. CAÑAS, O. LEHNERT & N.E. VACCARI, 1994. The Upper Cambrian and Lower Ordovician of the Precordillera (Western Argentina): Some stratigraphic reconsiderations. Newsletter in Stratigraphy, 31:115-132.         [ Links ]

45. KOMAR, P.D., 1974. Oscillatory ripple marks and evaluation of ancient conditions and environments. Journal of Sedimentary Petrology, 44:169-180.         [ Links ]

46. KREISA, 1981. Storm-generated sedimentary structures in subtidal marine facies with examples from the middle and upper Ordovician of southwestern Virginia, Journal of Sedimentary Petrology, 51:823-848.         [ Links ]

47. LAVOIE, D., 1995. A Late Ordovician high-energy temperate-water carbonate ramp, southern Quebec, Canada: implications for Late Ordovician oceanography. Sedimentology, 42:95-116.         [ Links ]

48. LEES, A., 1975. Possible influence of salinity and temperature on modern shelf carbonate sedimentation. Marine Geology, 19:159-l98.         [ Links ]

49. LEHNERT, O., 1995. Ordnvizische Conodonten aus der Priikordillere Westargentiniens: Ihre Bedeutung fiir Stratigraphie und Paläogeographie. Erlagen Geologische Abhandlungen, 125.         [ Links ]

50. LEHNERT, O. & M. KELLER, 1993. Posición estratigráfica de los arrecifes arenigianos en la Precordillera Argentina. Doc. Lab. Géul. Lymi. 125:263-275.         [ Links ]

51. LEHNERT, O. & M. KELLER, 1994. The conodont record of the Argentine Precordillera: problems and possibilities. Zentralblatt für Geologie und Paläontologie, l:231-244.         [ Links ]

52. MILLER, M.C. & P.D. KOMAR, 1980. A field investigation on the relationship between oscillation ripple spacing and the near-bottom water orbital motions. Journal of Sedimentary Petrology, 50:183-191.         [ Links ]

53. MYROW, P.M., 1992, Pot and gutter casts from the Chapel Island Formation, southeast Newfoundland. Journal of Sedimentary Petrology, 62:992-1007.         [ Links ]

54. NELSON, C.S., 1983. An introductory perspective on non-tropical shelf carbonates. Sedimentary Geology, 60:3-14.         [ Links ]

55. NELSON, C.S., S.L. KEANE & P.S. HEAD, 1988. Non-tropical carbonate deposits on the modern New Zealand shelf. Sedimentary Geology, 60:71-94.         [ Links ]

56. NOTTVEDT, A. & R.D, KREISA, 1987. Model for the combined-flow origin of hummockyc cross-stratification, Geology, 15:357-361.         [ Links ]

57. OPDYKE, B.N. & B.H. WILKINSON, 1990. Paleolalilude distribution on Phanerozoic marine ooids and cements, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 78:135-48,         [ Links ]

58. SAMI, T. & A. DESROCHERS, 1992. Episodic sedimentation on an early Silurian, storm-dominated carbonate ramp. Becscie and Merrimack formations, Anticosti Island, Canada. Sedimentology, 3:355-381.         [ Links ]

59. READ, J.F., 1980. Carbonate ramp to basin transitions and foreland basin evolution, Middle Ordovician Virginia Appalachians. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 64:1575-1612.         [ Links ]

60. READ, J.F., 1982. Carbonate platforms of passive (extensional) continental margins: types, characteristics and evolution. Tectonophysics, 81:195-212.         [ Links ]

61. READ, J.F., 1985, Carbonate platform facies models, American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 69:1-21.         [ Links ]

62. TANNER, W.F., 1967. Ripple mark indices and their uses. Sedimentology 9:89-104.         [ Links ]

63. TUCKER, M.E. & V.P. WRIGHT, 1990. Carbonate sedimentology. Blackwell, Oxford, 482 pp.         [ Links ]

64. WALKER, R.G., W.L. DUKE & D.A. LECKIE, 1983. Hummocky stratification: Significance of its variable bedding sequences: Discussion. Bulletin of the Geological Society of America, 94:1245-1249.         [ Links ]

65. WANLESS, H.R., E.A. BURTON & J. DRAVIS, 1981. Hydrodynamics of carbonate fecal pellets, Journal of Sedimentary Petrology, 51:27-36.         [ Links ]

66. ZUFFA, G.G., 1987. Unravelling hinterland and offshore paleogeography from deep-water arenites, En: Leggel, J.K. & G.G. Zuffa (Eds.), Marine Clastic Sedimentology. Graham & Trolman, 39-61,         [ Links ]

Recibido: 30 de diclembre de 1994.
Aceptado: 28 de septiembre de 1995