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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

Print version ISSN 1853-6360

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.9 no.2 La Plata July/Dec. 2002

 

ARTÍCULOS

Análisis de procedencia de la Formación Falda Ciénaga (Ordovícico Medio, Puna Argentina) por petrografía sedimentaria, elementos trazas e isotopía de Nd

 

Zimmermann, Udo1,2, Luna Tula, Gabriela2, Marchioli, Alfredo2, Narváez, Gaspar2, Olima, Héctor2 y Ramírez, Alejandro2

1. Department of Geology, Rand Afrikaans University, POX 524, Auckland Park 2006, Johannesburg, Sudáfrica. E-mail: uz@na.rau.ac.za
2. Facultad de Tecnología y Ciencias Aplicadas, Departamento de Geología, Universidad Nacional de Catamarca, Maximio Victoria 55, 4700 Catamarca, Argentina

Udo Zimmermann
Department of Geology Rand Afrikaans University POX 524 Auckland Park 2006 Johannesburg, Sudáfrica
E-mail: uz@na.rau.ac.za

Gabriela Luna Tula, Alfredo Marchioli, Gaspar Narváez, Héctor Olima, Alejandro Ramírez
Departamento de Geología Facultad de Tecnología y Ciencias Aplicadas Universidad Nacional de Catamarca Maximio Victoria 55 4700 Catamarca Argentina

Recibido: 31 de agosto de 2000.
Aceptado: 5 de noviembre de 2002.

 


Resumen. La Formación Falda Ciénaga aflora entre Salar de Pocitos (24°24'59,5''S 66°55'18,0''W) y la Sierra Calalaste (26°11'52,5''S 67°41'02''W) en la Puna Austral. Incluye arenitas feldespáticas, cuarzosas de grano fino, bien seleccionadas, con cuarzos redondeados; grauvacas subordinadas dominadas por cuarzo y líticos sedimentarios, limolitas y pelitas. Las composiciones de arenitas y grauvacas varían entre 65-78 % Qt , 3-19 % F y 0-22 % L. Las sedimentitas no contienen líticos volcanogénicos ni rocas volcánicas sinsedimentarias. El material fue transportado de fuentes ubicadas al sudoeste y sudeste. Los elementos trazas y tierras raras muestran relaciones muy típicas para la corteza continental superior diferenciada (Th/Sc 0,75-2,81, promedio 1,8; Th/U 3-5,9, promedio 4,15; LaN/YbN 4,69-8,57, promedio 6,75). Una suave anomalía negativa de Ta en algunas muestras reflejaría la influencia del material volcanoclástico, que se interpreta como relicto del arco volcánico activo en el Ordovícico Inferior en el borde oeste de Gondwana (Arco volcánico Puna-Famatina). No ha sido posible observar este registro en la petrografía de los líticos.
Debido a ciclos de resedimentación esta información desapareció en el registro petrográfico. Las concentraciones de Hf, Co, Th, Sc y La muestran una procedencia de un margen pasivo, lo que está acuerdo con la petrografía de los componentes modales. Los primeros datos isotópicos indican eNdtsed=450Ma entre -6 y -4,5 y TDM de 1,4 -1,6 Ga. Estos datos isotópicos son similares a las características de las probables fuentes de aporte de la Formación Puncoviscana y magmatitas así como metamorfitas de las Sierras Pampeanas. No es posible observar este registro en la petrografía de los líticos. Un modelo que favorece una fuente con diferentes rocas plutónicas y metamórficas como las Sierras Pampeanas, especialmente la Formación Puncoviscana y sus equivalentes, mezclado con un aporte de rocas magmáticas de la Sierra Famatina es coherente con los datos petrológicos, elementos trazas y de la isotopía de Nd. Se sugiere que esta formación podría representar el momento donde estuvo ausente el vulcanismo del arco-continental Puna-Famatina, activo desde el Tremadociano (Superior?) y es comparable con el Sistema Turbiditas Superior en la Puna Septentrional.

Palabras clave: Ordovicico Medio; Geoquímica; Nd-isotopía; Análisis de procedencia.

EXTENDED ABSTRACT

Provenance studies of the Falda Ciénaga Formation (Middle Ordovivian, Argentinean Puna) using sedimentary petrography, trace elements and Nd isotopes.
The objective of this paper is to provide a provenance study of the Falda Ciénaga Formation and a paleotectonic scenario for the Middle Ordovician combining new data with published information from Ordovician sedimentary successions of the Puna, a highland in the northwestern part of Argentina.

The Falda Ciénaga Formation oucrops between the Salar de Pocitos (24° 24' 59.5''S 66° 55' 18.0''W) and the Sierra Calalaste (26° 11' 52.5''S 67° 41' 02''W). The abundance of black shales containing pyrite, the absence of shallow water sedimentary structures and the lack of debris flows suggest that the Falda Ciénaga Formation was deposited in a relatively deep basin. The material was deposited by turbidity currents in a depositional lobe, lobe fringe and basin plain environment (Göttert, 1997; Zimmermann et al., 1997). Deposits in the northern region (Salar de Pocitos; Fig. 1b) show different lithofacies to those to the south of Salar de Hombre Muerto (Fig. 1c). Voluminous sandstones and greywackes outcrop in the northern area, while shale dominate in the southern outcrop region. Furthermore, the succession in the north contains Phyllograptus sp. (Zimmermann et al., 1998) indicating a time lapse between Upper Arenigian and Llanvirnian, whereas Glossograptus sp. and Glossograptus hieckinsis found in the southern outcrops (Aceñolaza y Toselli, 1971; this paper) suggests a Llanvirnian age. Further to the south, between Salar de Hombre Muerto and Antofagasta de la Sierra (Fig. 1b), the Falda Ciénaga Formation is composed of massive turbidites and shales, rare siltstones and subordinate coarse-grained greywackes. The latter are interpreted as submarine channel deposits, as observed to the east of Los Nacimientos locality (Fig. 1c). Feldspathic to quartzitic arenites, medium to very-coarse grained greywackes and fine layers of pelites occur as lithotypes of the Falda Ciénaga Formation. The composition of the sandstones changes between 65-78 % Qt , 3-19 % F and 0-22 % L. The sedimentary rocks do not contain volcanic lithoclasts or synsedimentary volcanics.
The detrital material was transported from southern sources (SW to SE) to northern depositional areas. This coincides with the pronounced axis of the Ordovician Puna basin for the Lower Ordovician (Bahlburg, 1990; Göttert, 1997; Zimmermann y Bahlburg, 1998, Zimermann, 1999).
Whole rock geochemistry was focussed on trace elements, because a significant major element mobility occurs in abundance in Ordovician sedimentary rocks of the Puna, illustrated by element relations (K-Rb), spider diagrams of LILE as well as provenance discrimination diagrams after Bhatia (1983) and Roser y Korsch (1988) (Bahlburg, 1998; Zimmermann y Bahlburg, 1998; subm.; Zimmermann, 1999, 2000). Furthermore, isotope analysis of K-Ar and Rb- Sr systems indicate similar major element mobility for the entire Ordovician sedimentary record of the southern Puna (Zimmermann, 1999).
INAA trace element and rare earth element (REE) analysis show typical concentrations of an evolved upper continental crustal composition (UCC) as Th/Sc 0,75-2,81 (average 1,8); Th/U 3-5,9 (average 4,15) and LaN/YbN 4,69-8,57 (average 6,75). A negative Ta anomaly in some samples could reflect an influence of volcanic arc material of unknown age in the detritus. This source is not visible in the petrographic data (see Table 1). The concentrations and relations of Hf, Co, Th, Sc and La show compositional ranges typical for passive or rifted margin environments and support the petrographic data. Interestingly, slightly enriched concentrations of Cr (2-6x composition of UCC, Upper Continental Crust) do not coincide with negative anomalies of other compatible elements such as Ni and Sc, that show depleted UCC concentrations. Cr enrichment may be due to the introduction of detrital material from a less fractionated source that delivered heavy minerals like chromite, for example and reflect the loss, during mechanical sorting, of Ni and Sc bearing minerals.
Nd-isotope data for the Formation Falda Ciénaga indicates eNdt=450Ma between -6 y -4,5 and TDM of 1,4 -1,6 Ga. These data are similar to those of the Tollilar Formation (Fig. 2; Zimmermann et al., 1999a), the Puncoviscana Formation (Fig. 2; Bock et al., 2000), the Sierras Pampeanas (Rapela et al., 1998) and the magmatites of the Ordovician Sierra Famatina (Fig. 1; Pankhurst et al., 1998). Mixing models after DePaolo et al. (1991) show that the input of volcaniclastic material available in the region (Diablo Formation or Volcanic Successions; Fig. 2, Table 4) or mafic to ultra-mafic sources (Salar de Pocitos, Sierra Calalaste, Sierra Quebrada Honda, Fig. 1b) is not realistic. Furthermore, an input of mafic material could be excluded by petrographic data (Table 1, Figs. 6 and 9). Ordovician volcanics of the Puna have isotopic compositions that could not be mixed with any other exposed source to model a provenance according to the petrographic data for the Falda Ciénaga Formation. Mixing model using higher fractionated end members (e.g. Tolar Chico Formation (Fig. 2), Puncoviscana Formation) and as less fractionated end member magmatites of the Sierra Famatina give results according to the petrographic and geochemical data. Detrital material of the Puncoviscana Formation and metasedimentary as well as plutonic rocks of the Sierras Pampeanas are the most probable source areas for the Falda Ciénaga Formation. These sources could have been delivered the high amount of quartz grains as well as the sedimentary and metamorphic lithoclasts. Feldspar, especially plagioclase as well as less stable lithoclasts were lost by recycling and sorting processes that affected the petrographical composition. Recycling and sorting have changed the geochemical composition as shown by Hf-La- Co ratios (Fig. 10b).
Petrographical, geochemical and isotope geochemical comparisons with the Upper Turbidite System (UTS) of the Northern Puna, which holds the same stratigraphic position (Fig. 2), show similarities regarding the sedimentary facies and Nd-isotope systematics (this paper; Bock et al., 2000; Zimmermann y Bahlburg, subm.) but slight differences in the petrographic composition. The UTS is marked by an observable input of volcanic lithoclasts in contrast to the Falda Ciénaga Formation. The plutonic and volcanic rocks of the so-called "Faja Eruptiva de la Puna Occidental" (after Mendez et al., 1973) as well as the probable extinct Puna- Famatinian volcanic arc are regarded as a possible source for volcaniclastic debris in the UTS. Nevertheless, the petrographic data of the Upper Turbidite System points to a collisional orogen or a interior cratonic provenance (Bahlburg, 1990) in accordance to the Falda Ciénaga Formation.
The data presented for the Falda Ciénaga Formation coincides with the proposed evolution for the Ordovician basin in the Puna (Bahlburg y Zimmermann, 1999, Zimmermann, 2000; Zimmermann y Bahlburg, subm.). The differences in the petrographic record may be explained by a heterogeneous basin morphology (Zimmermann, 1999), for example the so-called "Cobres High" (Moya, 1997), rather than different tectonic entities. Additionally, in a retro-arc setting such as the Ordovician Puna basin (Bahlburg, 1990, 1998; Zimmermann, 1999, Zimmermann y Bahlburg, 1998; Bock et al., 2000) variations in petrographical, geochemical and isotope geochemical signatures are common. These are due to lithologically heterogeneous source areas, combined with variable transportation and sedimentation processes (e. g. McLennan y Taylor, 1991; Einsele, 1992; Marsaglia, 1995; Pouclet et al., 1995; Pre-Piper et al., 1995). However, this case study shows that the geochemical and isotope geochemical data obtained can be explained by petrographic results. It further suggests that the Falda Ciénaga Formation marks the extinction of the volcanic arc in the Puna and that the plate tectonic setting could be interpreted as a retro-arc or foreland basin deposit.

Keywords: Middle Ordovician; Geochemistry; Nd-isotopes; Provenance analysis.


 

INTRODUCCIÓN Y GEOLOGÍA

La Formación Falda Ciénaga (Aceñolaza et al., 1975) se encuentra ubicada entre Antofagasta de la Sierra y Salar de Pocitos, presentando un gran espesor en la Puna Austral (Fig. 1). El rumbo de las sedimentitas es NNE al SSO con inclinaciones entre 65° y 88° en general al E. Hasta el momento existen análisis petrológicos, sedimentológicos preliminares (Aceñolaza et al., 1975, 1976; Toselli, 1982; Göttert, 1997; Zimmermann et al., 1997) y paleontológicos (Aceñolaza y Durand, 1971; Aceñolaza et al.,1976, Zimmermann et al., 1998) de la unidad.


Figura 1. Ubicación de los afloramientos de la Formación Falda Ciénaga en la Puna Austral. Figs. 1a y b modificado de Bahlburg y Hervé (1997) y Rapela et al. (1992), respectivamente.
Figure 1. Outcrops of the Falda Ciénaga Formation in the southern Puna. Figs. 1a and b after Bahlburg and Hervé (1997) and Rapela et al. (1992), respectively.

El Ordovícico Inferior de la Puna Austral representaría la evolución de una cuenca marina sobre la corteza continental en un ambiente pasivo (Tremadociano), transicional a un activo durante el Tremadociano Superior y con un arco volcánico activo en el Arenigiano (p.e. Zimmermann, 1999, Zimmermann y Bahlburg, subm.). El lapso de tiempo de la extinción del volcanismo en la Puna Austral no ha sido determinado. Este trabajo muestra los primeros datos (petrográficos, geoquímicos de elementos de trazas e isotópicos) relacionado a la evolución de la cuenca ordovícica de la Puna Austral para el Ordovicico Medio (Fig. 2).


Figura 2. Cuadro estratigráfico del Ordovícico en la Puna y en la Cordillera Oriental (1=Aceñolaza y Baldis, 1987, 2=Bahlburg, 1990, 3=Moya, 1997, 4=Moya et al., 1993, 5=Schwab, 1973, 6=Zappettini et al., 1994, 7=Zimmermann et al., 1998, 8=Zimmermann, 2000, 9=Turner, 1960).
Figure 2. Stratigraphy of the Ordovician in the Puna and Cordillera Oriental (1=Aceñolaza and Baldis, 1987, 2=Bahlburg, 1990, 3=Moya, 1997, 4=Moya et al., 1993, 5=Schwab, 1973, 6=Zappettini et al., 1994, 7=Zimmermann et al., 1998, 8=Zimmermann, 2000, 9=Turner, 1960).

La Formación Falda Ciénaga presenta areniscas (de grano medio a fino), pelitas y grauvacas subordinadas (medianas hasta guijarrosas). Su extensión es difícil de determinar a causa de la pobre resolución paleontológica. Entre Antofagasta de la Sierra y el Salar Hombre Muerto (Fig. 1) se ubican los perfiles clásicos. Entre Pocitos y el Salar de Hombre Muerto afloran rocas sedimentarias similares a la Formación Falda Ciénaga y otras que muestran mayor cantidad de arenitas y grauvacas, semejantes a la Formación Coquena. Hacia el norte, Aceñolaza y Durand (1971) describieron el hallazgo de Glossograptus sp. y Zimmermann et al. (1998) de Phyllograptus sp. en la misma región. En vista de los datos paleontológicos y la ausencia de información sedimentológica y petrográfica cuantitativa, los últimos autores propusieron la presencia de la Formación Coquena en la región. Este trabajo se reinterpretan los afloramientos como una parte de la Formación Falda Ciénaga.
La Formación Falda Ciénaga, a diferencia de las sucesiones del Ordovícico Inferior de la Puna Austral, no está asociada a rocas magmáticas ni ultramáficas. Nuevos hallazgos de graptolitos, Glossograptus sp. y probablemente Glossograptus hieckinsis (com. pers. M. C. Moya), en la Formación Falda Ciénaga indican una edad Llanvirniana (Fig. 2), acorde con Aceñolaza et al. (1976).

LITOTIPOS DE LA FORMACIÓN FALDA CIÉNAGA

Petrografía

La Formación Falda Ciénaga puede dividirse en 4 litotipos.

Litotipo 1. Arenitas feldespáticas y cuarzosas (finas hasta medianas). Se trata de arenitas castañas y verdes que contienen entre 80 y 90 % de cuarzo redondeado, moderadamente hasta muy bien seleccionado. El 80 % de los clastos de cuarzo posee extinción ondulosa. La concentración de cuarzo policristalino varía entre 10 y 30% de la población total de cuarzo (Tabla 1). Asimismo se observan numerosas inclusiones y fracturas en el cuarzo, en las cuales cristalizaron frecuentemente sílice o minerales arcillosos. El feldespato predominante es alcalino (Tabla 1), principalmente ortoclasa estando el microclino casi ausente. Las plagioclasas son escasas, conforman individuos pequeños y de bordes redondeados. Los líticos son raros, siempre de origen sedimentario o metamórfico. Como accesorios, se observan apatita, anfíboles, micas y circón. El circón presenta dos tamaños y muestra en muchos casos una forma elongada. El contenido promedio de matriz es entre 1-5 % y está formada por minerales arcillosos y óxidos de hierro.

Tabla 1. Cuantificaciones de los componentes modales según el método de Gazzi/Dickinson (en Ingersoll et al., 1984). Referencias:Ø = promedio; Qm = cuarzo monocristalino; Qp = cuarzo policristalino, min. pes. = minerales pesados; a = cuarzoarenitas, af = arenitas feldespáticas, gv = grauvaca.
Table 1. Quantification of the framework components using the Gazzi/Dickinson (Ingersoll et al. (1984). References: Ø = average; Qm = monocrystalline quartz; Qp = polycrystalline quartz, min. pes. = heavy minerals; a = quartzarenites, af = feldspathic arenites, gv = greywackes.

En algunas muestras se ha observado pirita, a veces como cristales que alcanzan dimensiones de 2 cm y en ocasiones en capas. Es posible observar un ángulo entre las capas y la estratificación (Fig. 3a). En su mayoría este mineral presenta bordes silicificados. Las piritas presentan un origen secundario.


Figura 3. Litotipos de la Formación Falda Ciénaga: a, muestra litotipo 1 (arenitas feldespáticas y cuarzosas) obsérvese una acumulación de pirita en un ángulo de 50° a la estratificación (flecha); b, muestra litotipo 2: grauvacas con alto contenido de litoclastos sedimentarios (desde 0,2 cm a 0,02-0,05 cm).
Figure 3. Lithotypes of the Falda Ciénaga Formation: a, lithotype 1 (quarzitic and feldspathic arenites) note pyrite accumulation crosscuts the sedimentary bedding at an angle of about 50° (arrow); b, lithotype 2: Greywacke with abundant sedimentary lithoclasts (from 0,2 cm to 0,02 - 0,05 cm).

Litotipo 2. Grauvacas (finas, medianas hasta guijarrosas). Las grauvacas de grano fino muestran color gris hasta verde azulado y contenido de matriz entre 15 y 20 % (Tabla 1). Predomina el cuarzo (< 70%), observándose además feldespatos (P/F 0,2-0,4; Tabla 1) redondeados. Los líticos son abundantes, aunque no de origen volcánico. En numerosas muestras la selección del cuarzo es bimodal, existen componentes de tamaño limo y otros hasta 300 μm. Las dos fracciones están bien redondeadas. Como accesorios se observan apatita, anfíboles, micas, pirita y numerosos circones, estos últimos redondeados (< 100 μm), aunque en algunos casos se observan cristales idiomorfos, generalmente elongados y anchos (< 250 μm). La matriz comprende minerales arcillosos, micas y líticos sedi-mentarios en avanzado estado de alteración.
Las grauvacas de grano grueso (Fig. 3b) son rojas hasta verdes y con elevada proporción de matriz (hasta un 35%). Este litotipo presenta líticos de origen sedimentario y metamórfico. Los clastos mayores de cuarzo (< 2 mm) están bien redondeados, mientras que los más pequeños son subredondeados. Aproximadamente el 80 % del cuarzo posee extinción ondulosa, siendo numerosos los agregados de cuarzo policristalino (Tabla 1). Los feldespatos predominantes son feldespatos alcalinos (Tabla 1), especialmente ortoclasa, con tamaño similar a los cuarzos mayores, es destacable la ausencia de microclino. La plagioclasa es pequeña (0,5 phi); por lo que no es posible determinar su composición exacta. Los líticos predominantes son fragmentos sedimen-tarios que ocurren en dos tamaños de grano: fino (<40 μm) y grueso (< 100 μm). Raramente los líticos de sedimentitas contienen en su interior circón y feldespato, pero en todos los casos resultan carentes de matriz. Los minerales accesorios son apatita, micas, pirita y numerosos circones, estos últimos redondeados (<100 μm). La matriz está formada por cuarzo y minerales de arcilla que podrían resultar de la alteración de líticos sedimentarios.

Litotipo 3. Limolitas coloreadas. Presentan colores gris, amarillo, rojo y verdoso. El cuarzo es el mineral predominante junto a minerales arcillosos y micas. Los cuarzos están bien redondeados y casi siempre son de tipo ondulosos. La deformación afectó fuertemente ese litotipo, produciendo un clivaje muy bien definido.

Litotipo 4. Pelitas negras. Además del color negro, ese litotipo está caracterizado por un alto contenido de óxidos de hierro. Los componentes claros fueron interpretados como cuarzo, pero es difícil su determinación en virtud del fino tamaño de grano. Las rocas contienen micas y minerales oscuros con formas desgarradas, típicas de una fragmentación hidroclástica. Estos clastos se interpretan como líticos volcánicos resedimentados.

SEDIMENTOLOGÍA DE LA FORMACIÓN FALDA CIÉNAGA

Los estratos del litotipo 1 poseen espesores de entre 30 y 60 cm intercalados con pelitas rojizas (litotipo 3). El conjunto se habría depositado como corrientes de turbidez (Tb-d(e), Fig. 4b). Estas rocas muestran varios indicadores de direcciones de transporte como estructuras acanaladas, ondulas y estratificaciones cruzadas en tres dimensiones. En un afloramiento fue posible observar un paleocanal que contiene material de litotipo 2.


Figura 4. En a turbiditas en la Formación Falda Ciénaga cerca de Los Nacimientos (ver Fig. 1c), en b detalle de las turbiditas con base ondulada. La foto esta girada 90° en el sentido de las agujas del reloj de la Fig. 4a, la flecha indica el tope.
Figure 4. In a turbidites of the Falda Ciénaga Formation near Los Nacimientos (see Fig. 1c), in b detail of the turbidites with a wavy basal contact, this photo is rotated 90° clockwise to Fig. 4a, the arrow indicates the top.

Los dos tipos de grauvacas (litotipo 2), que conforman bancos con espesores inferiores a 1 m, son raras y afloran frecuentemente en el norte de Los Nacimientos (Fig. 1c). Frecuentemente aparecen como rellenos de canales, en algunos casos mostrando gradaciones normales y en otros estratificación cruzada. Es muy probable que estas sedimentitas se hallan depositado como canales turbidíticos antes que como flujos detríticos (debris flows), durante el Ordovícico Inferior (Zimmermann y Bahlburg, subm.) en las Formaciones Diablo y Tolillar (Fig. 2).
Las pelitas y limolitas coloreadas muestran fina laminación (entre 1 y 5 cm) y afloran en paquetes de 10 cm hasta 40 cm, intercalados con litotipo 1. Este litotipo se observa en las partes más altas de capas de turbiditas.
Por el contrario el litotipo 4 aflora conformando intervalos de hasta 2 m de espesor; presenta laminación muy fina (<< 1cm) y aparece en el tope de los litotipos 1 y 3. Estas rocas podrían indicar un periodo de cesación de corrientes de turbidez y es posible compararlas con las pelitas negras que Bahlburg (1990) describió en el Ordovícico Medio de la Puna Septentrional definiendo la base del sistema de turbiditas superior (Fig. 2).
Las paleocorrientes muestran un vector dominante del sur al norte que coincide con el eje central de la cuenca (Fig. 5; Bahlburg, 1990; Zimmermann, 1999). Esos datos son coincidentes con otras investigaciones efectuadas en la Puna Austral
(Göttert, 1997; Zimmermann et al., 1997; Zimmermann, 1999). Bahlburg (1990), Göttert (1997) y Zimmermann (1999) interpretaron una sedimentación desde los laterales (este y oeste) de la cuenca, para explicar las diferentes composiciones de depósitos con una probable edad similar y definieron dos franjas de facies (Bahlburg, 1990; Zimmermann et al., 1997; Zimmermann y Bahlburg, 1998; Zimmermann et al., 1998). De esta forma, durante el Ordovicico Inferior en el oeste de la cuenca las rocas sedimentarias muestran mayor influencia de material volcánico (Bahlburg, 1990, 1998; Zimmermann, 1999; Zimmermann y Bahlburg, subm.) y en el este de material silicoclástico (Bahlburg, 1990; Zimmermann et al., 1997, 1998). Sin embargo, no es posible separar las franjas estrictamente, pues existe mezcla de señales petrográficas (Bahlburg, 1990; Zimmermann, 1999), geoquímicas (Zimmermann y Bahlburg, 1998) e isotópicas (Bock et al., 2000).


Figura 5. Orientaciones de estructuras acanaladas en la Formación Falda Ciénaga y comparación con datos del Ordovicico de la Puna Austral y Septentrional. (datos de la Puna Septentrional de Bahlburg, 1990; de la Puna Austral de Zimmermann, 1999).
Figure 5. Flute mark orientations of turbidites of the Falda Ciénaga Formation, in comparison with data from Ordovician rocks of the southern and northern Puna. (data from the northern Puna from Bahlburg, 1990; from the southern Puna from Zimmermann, 1999).

Todos los litotipos podrían pertenecer a un sistema turbidítico muy extenso. Los afloramientos cerca del Salar Pocitos podrían ser interpretados como más antiguos y marcarían la transición desde las formaciones que no contienen influencia del vulcanismo (Formación Tolar Chico según Zappettini et al., 1994; Zimmermann et al., 1998, Zimmermann y Bahlburg, 1999; Zimmermann, 2000), ya que incluyen fragmentos volcaniclásticos (Formación Tolillar, Zimmermann et al., 1997), y también indican la transición de una depositación en lóbulos laterales en abanicos submarinos (lobe fringes) a una cuenca profunda con grandes espesores de pelitas negras. Con el respecto a esto último, el origen de las piritas podría estar relacionado con un ambiente más profundo de naturaleza anóxica. Los afloramientos en el norte de Salar de Hombre Muerto (Fig. 1b) no muestran líticos volcánicos y son interpretado como unidades más jóvenes.

COMPOSICIÓN PETROGRÁFICA Y GEOQUÍMICA

Cuantificación de las modas detríticas

La composición de la sedimentitas fue cuantificada utilizando el método de Gazzi-Dickinson descrito en Ingersoll et al. (1984) para investigar la procedencia (ver Fig. 6). En las relaciones Qt, F y L (Fig. 6a) las rocas muestran una composición muy homogénea con una dominancia de cuarzo (Qt entre 65 y 95 %; Tabla 1) con excepción de una grauvaca, que contiene un más alto contenido de feldespato. La presencia de feldespato es en general constante, a diferencia de los líticos que muestran mayores variaciones (entre 1 % y 22 % en grauvacas).


Figura 6. Cuantificación de los componentes básicos de las sedimentitas de la Fm. Falda Ciénaga. La estrella indica el valor medio. Las muestras con Lt < 10 % están indicadas con un circulo (según Dickinson, 1985 e Ingersoll y Suczek, 1979).
Figure 6. Quantification of the framework components of the sedimentary rocks of the Falda Ciénaga Formation. The star indicates the average value. Samples with Lt < 10 % are indicated by a circle (figures after Dickinson, 1985 and Ingersoll y Suczek, 1979).

Las relaciones de Qm-F-Lt (Fig. 6b) muestran mayor variabilidad (Tabla 1), debido a que Qp aparece en diferentes cantidades. Las rocas muestran una tendencia más clara a un orógeno reciclado cuarzoso y una procedencia "continental transicional".
El triángulo Qp-Lv-Ls (Fig. 6c) muestra la composición de los líticos en detalle. Allí, es posible notar la ausencia de líticos de origen volcánico, que es el objetivo de ese triángulo. Qp domina en las areniscas (Tabla 1), mientras que las grauvacas muestran la más grande cantidad de líticos sedimentarios. Dickinson y Suczek (1979) usan este triángulo para sedimentitas con un contenido de líticos > 10 %, a diferencia de Dickinson (1985, 1988) y Dickinson et al. (1983). Sin embargo, el mencionado diagrama es importante para mostrar la composición de los líticos (Ingersoll et al., 1984), aunque su valor para interpretar la procedencia es muy restringido. La figura 6e muestra como los líticos no ayudan en la determinación de procedencia en un marco tectónico independiente de un arco
volcánico. En el triángulo Qm-P-K (Fig. 6d) domina una composición característica de bloques continentales muy estables y maduros. Aunque es casi imposible separar las dos procedencias que la petrografía indica, como veremos inmediatamente es posible caracterizarlas en forma detallada con geoquímica de elementos trazas y la isotopía.

Composición geoquímica usando elementos de trazas

Las precondiciones para usar elementos mayores en análisis de procedencia, o para determinar la composición de sedimentitas son: metamorfismo de muy bajo grado y poca alteración. Toselli (1982) demostró, utilizando la cristalinidad de illitas, que en los afloramientos de la Falda Ciénaga al sur del Salar Hombre Muerto (Fig. 1c), el grado de metamorfismo es muy bajo. En el presente trabajo, los autores han detectado neo-crecimiento de cuarzo y de mica que indica un metamorfismo más alto en transición a la facies de esquistos verde. Además, análisis inéditos de K-Ar con la fracción < 2 μm indican edades muy variables, lo que podría significar que los elementos mayores fueron movilizados, en particular en este caso el K. El análisis petrográfico no muestra alteración importante, pero no es posible cuantificar el grado de la movilización de elementos mayores por éste método. En el Ordovícico Inferior en la Puna Austral y en el Ordovicico Inferior hasta Superior de la Puna Septentrional, los elementos mayores deberían ser usados solamente para cuantificar el grado de la alteración (Bahlburg, 1998; Zimmermann y Bahlburg, 1998, subm.). Los trabajos previos muestran que el CIA (según Nesbitt y Young, 1982) indica una alteración poco marcada (entre 58 y 69), pero concentraciones de elementos mayores como K, Na, Ca y elementos trazas muy móviles como Rb, Ba, Sr (p. e. Taylor y McLennan, 1985) varían bastante. Los diagramas de discriminación para determinar procedencia de Bhatia (1983) o Roser y Korsch (1988), indican una gran dispersión de datos y reflejan la movilización de los elementos mayores mencionados. Además, isotopía de Rb-Sr en las sedimentitas de la Formación Falda Ciénaga muestra también una movilización de los dos elementos (Zimmermann, 1999; Zimmermann y Bahlburg, subm.). Por lo expuesto, se prefirió la caracterización de las sedimentitas con los elementos trazas y tierras raras.
En la figura 7 los elementos mayores y trazas muestran un amplio rango de variación de concentraciones. Lo dicho puede reflejar dos situaciones diferentes: 1) movilización y/o 2) diferentes fuentes con diferentes composiciones. En particular las relaciones Cr/Th y Sc/Th varían entre 8 y 66 (Cr/Th) y 0,36 - 0,8 (Sc/Th). Floyd y Leveridge (1987) exigen para una fuente (ultra)-básica relaciones de Cr/Th de 45 y más altas y una relación Sc/Th más alta que 2 indica composición básica (Tabla 2). El Cr muestra un enriquecimiento entre 2-6 en relación a la CCS, pero tampoco es suficientemente alta para sugerir una procedencia básica.


Figura 7. Gráfico de elementos mayores y trazas (para discusión ver texto) de la Formación Falda Ciénaga y rocas sedimentarias del Ordovícico Inferior de la Puna Austral (datos de Zimmermann, 1999; Zimmermann y Bahlburg, 1999).
Figure 7. Diagram of mayor and trace elements (for discussion see the text) of the Falda Ciénaga Formation and sedimentary rocks of the Lower Ordovician of the southern Puna (data from Zimmermann, 1999, Zimmermann and Bahlburg, 1999).

Tabla 2. Geoquímice de la Formación Falda Ciénaga y de los formaciones del Ordovícico Inferior de la Puna Austral (CCS* = composición de la corteza continental superior según Taylor y McLennan, 1985 y McLennan, 2001; af = arenitas feldespáticas, gv = grauvaca; según Pettijohn et al., 1972.; *= indica el valor del elemento normalizadoal al CCS; Fm. TC= Formación Tolar Chico, Fm. TOL= Formación Tolillar, Fm. DIA= Formación Diablo; INAA y preparaciónes de roca total en ACME Laboratorio/Vancouver, Canadá; normalizaciones según Evensen et al., 1978).
Table 2. Geochemistry of the Falda Ciénaga Formation and Lower Ordovician Formations of the southern Puna (CCS*=composition of the upper continental crust (UCC) after Taylor and McLennan, 1985 and McLennan, 2001; af = feldspatic arenites, gv = greywackes; after Pettijohn et al., 1972; *= indicates the value of the element normalized to UCC; Fm. TC= Tolar Chico Formation , Fm. TOL= Tolillar Formation, Fm. DIA= Diablo Formation ; total rock analysis by INAA, preparations in ACME Laboratory/Vancouver, Canada. Normalisation after Evensen et al., 1978).

En la tabla 2 puede verse como la muestra 2 (grauvaca) posee una concentración baja de Sc (4,3 ppm) y Th (7,2 ppm). En general, la muestra tiene solamente una suave anomalía positiva en cromo en relación a CCS, los otros elementos muestran una concentración casi similar a CCS. Esto podría reflejar una menor concentración de cromita en el material detrítico; otro portador de Cr son los piroxenos, que además muestran un enriquecimiento en Sc (Wedepohl, 1969; McLennan et al., 1993) que en nuestro caso no es posible observar.
Otros elementos compatibles no muestran grandes anomalías positivas en relación a CCS (Fig. 7), ni indican una fuente máfica (p. e. Hiscott, 1984; Floyd et al., 1990; McLennan et al., 1993), sugiriendo que las rocas no contienen una porción significativa de minerales ferro-magnesianos.
Elementos de la resistencia de campo alto (HFSE, "High Field Strength Elements") como Th, U, Zr, Hf, Ta, Nb, Ti y elementos de tierras raras (ETR) son muy inmóviles y en partes incompatibles. A causa de su corto tiempo de residencias en océanos (Li, 1977; Taylor y McLennan, 1985), ellos podrían reflejar las composiciones de las fuentes en las áreas de depositación, porque un fraccionamiento se realiza por acumulaciones de minerales pesados y no por alteraciones o diagénesis (p. e. Taylor y McLennan, 1985; McLennan et al., 1993; Rollinson, 1993).
Ta exhibe en varias muestras (Tabla 2: 1, 9, AT-6 y LN-48) un empobrecimiento de las fuentes. También hay una muestra en las cuales Sc y Ta son enriquecido (Tabla 2: PAY), que coincide con un valor bajo de Hf, lo que refleja material muy fraccionado con una alta concentración de circones. Sc es en general probablemente diluido a causa del alto contenido de cuarzo en la mayoría de las muestras.
El análisis de las tierras raras (Fig. 8) indica una gran homogeneidad. Todas marcan un patrón muy típico para la CCS (corteza continental superior), que es expresado con el PAAS ("Post-Archean
Australian Shales", Taylor y McLennan, 1985). Si bien la muestra 1 (Tabla 2) acusa concentraciones más altas, presenta la misma forma del patrón. Anomalías del Eu son en general muy suaves, aparte de la muestra LN-11, que es empobrecida en Tb. Las concentraciones de los REE livianos son un poco más bajas, por cuanto las de REE pesados son levemente más altas que el PAAS, que refleja la composición de la corteza continental superior. También las relaciones de La(N)/Yb(N), Sm/Yb y Tb/Yb muestran un reducido enriquecimiento de tierras raras pesadas. La acumulación de minerales pesados como los abundantes circones, muestra una anomalía positiva en relación a CCS de Hf, y el granate (no observado) podría provocar el enriquecimiento de tierras raras pesadas (Fig. 7; Tabla 2). Las concentraciones de tierras raras de las pelitas en relación a las muestras con tamaño de grano más grueso son un poco más altas que en las tierras raras de livianos y en general relativamente más bajos en las tierras raras pesadas, aunque no es posible establecer una generalización. Lo dicho coincide con observaciones hechas tanto en el Ordovicico de la Puna Austral como Septentrional (Bahlburg, 1998; Zimmermann, 1999; Bock et al., 2000; Zimmermann y Bahlburg, 1999). En general la mezcla de diferentes fuentes se expresa en todas los tipos de rocas, tanto areniscas feldespáticas como grauvacas y pelitas.


Figura 8. Diagrama de elementos de tierras raras (+ Y) de las muestras de la Fm. Falda Ciénaga y PAAS (Post-Archaean Australian Shales; esp.: Arcilla Australiano Post-Archaico). Normalización según Evensen et al. (1978), PAAS según Taylor y McLennan, 1985.
Figure 8. Rare Earth Element (+ Y) patterns of samples from the Falda Ciénaga Formation and PAAS (Post-Archaean Australian Shales). Normalisation after Evensen et al., 1978, PAAS after Taylor and McLennan, 1985.

La relación Th/Sc, un elemento incompatible - Th- con un elemento compatible -Sc- referente del manto, muestra valores más altos (> 1) que la CCS (Tabla 2), a excepción de una muestra (PAY; Tabla 2; Fig. 1c localidad Paycuqui) con más alto concentraciones de Sc y más bajos de Th. También esa muestra contiene más altas concentraciones de Ta, pero la concentración del Cr es en relación a las otras muestras muy baja (con 85 ppm) y empobrecido referente de CCS (Tabla 2). Es más probable que el valor de Cr dependa de una concentración anormal en la fracción de minerales pesados. En particular piroxenos, que contienen Sc y Cr (Wedepohl, 1969), no podrían ser portadores de ambos a causa de su diferentes tendencias de concentraciones.
Por otro lado, tanto las relaciones Th/U como La/Sc y La(N)/Yb(N) son empobrecidas para CCS (Tabla 2). El cociente La/Th (elementos incompatibles) indica valores muy constantes, entre 2,61 y 3,41 (promedio 3,09, Tabla 2), suavemente fraccionados en relación a la corteza continental superior que contiene 2,8 +/- 0,2 (según McLennan, 2001).

ANÁLISIS DE LA PROCEDENCIA

Petrografía

En el Ordovícico Inferior de la Puna Austral es posible observar una evolución desde areniscas con predominancia de cuarzo (Formación Tolar Chico) a una de líticos (Formación Diablo) (Zimmermann y Bahlburg, 1999; Zimmermann, 2000). En la Formación Falda Ciénaga la influencia de material volcánico no puede ser detectada en afloramientos o con métodos petrográfico. Un basamento y/o un orógeno de colisión domina la composición del aporte. En la figura 9 se muestra una comparación de los datos promedios de la Formación Falda Ciénaga con otras formaciones del Ordovicico de la Puna. La flecha indica la tendencia desde la base de la columna estratigráfica hasta el tope. La figura 9 demuestra la misma evolución de la composición del aporte. En el Tremadociano la composición es dominada del cuarzo, hacia el Arenigiano superior (ver Fig. 2) la cantidad de feldespatos y litoclastos aumenta. Durante el Llanvirniano el aporte de cuarzo vuelve a ser importante, pero la variación es más grande que en el Tremadociano (Bahlburg, 1990; Göttert, 1997; Zimmermann, 1999; Zimmermann, 2000). La figura 9c muestra la escasez en líticos volcánicos en la Formación Falda Ciénaga en relación al Ordovicico Medio en la Puna Septentrional. Varias razones explican esta tendencia, una posibilidad es la influencia del magmatismo (con emplazamiento de granitoides y efusión de flujos de lavas) durante el Ordovícico medio en el sector norte de la Puna. La "Faja Eruptiva de la Puna Oriental" (según Mendez et al., 1973; Coira et al. 1982), reinterpretada por Bahlburg (1990) y Coira et al. (1999) como un magmatismo relacionado a movimientos transtensionales y transpresionales (strike-slip), no produjo una señal en los depósitos de la Puna Austral que recibieron material detrítico desde el sur (Zimmermann, 2000; Fig. 5).


Figura 9. Comparación de la composición petrográfica de las formaciones seleccionadas del Ordovícico de la Puna. Datos de la Puna Septentrional de Bahlburg (1990); diagramas según Dickinson (1985).
Figure 9. Comparison of the petrographic composition of selected formations of the Ordovician from the Puna region. Data for the northern Puna from Bahlburg (1990); diagrams after Dickinson (1985).

Los datos de la Puna Septentrional mostrados en la figura 9 se exhiben a modo de comparación, pero fueron determinados con el método clásico de conteo petrográfico. En este sentido debe tenerse en cuenta que las modas obtenidas por el método Gazzi-Dickinson contienen más cuarzo y feldespatos (ver discusión en Ingersoll et al., 1984, 1985). Los datos recalculados en Bahlburg (1998) muestran que las diferencias son menores y no afectan a las interpretaciones petrográficas.

Geoquímica de elementos trazas

Elementos trazas y tierras raras son menos móviles y tienen mucho más corto tiempo de residencia en océanos y los más bajos coeficientes de repartición entre agua y corteza superior (Li, 1977; Taylor y McLennan, 1985). Por lo señalado tienen mayor valor para transferir las informaciones de la/s fuente/s a las áreas de la sedimentación. Además, son menos sensibles con respecto a la alteración y a condiciones altas de presión y temperatura (p. e. Taylor y McLennan, 1985; Rollinson, 1993). Sin embargo cierto fraccionamiento tiene lugar especialmente a causa de la granulometría, por lo que varios elementos trazas están concentrados en minerales pesados, lo que lleva en algunos casos a que las concentraciones dependan de las condiciones de transporte y sedimentación (Taylor y McLennan, 1985; Morton y Hallsworth, 1999).
En el análisis de procedencia fue utilizado el diagrama de Bhatia y Crook (1986, Fig. 10a). Las relaciones de La-Th-Sc fueron mencionadas más arriba e indican una concentración típica y evolucionada a la CCS. La figura 10a muestra que las relaciones indican una procedencia de margen pasivo, incluyendo un rifted margin o sea un margen de
una cuenca en un marco tectónico extensional (McLennan et al., 1993) y/o un margen activo continental, parecido a la Formación Tolar Chico (Tremadociano; ver Figs. 2 y 10a). Para distinguir las dos procedencias, es posible usar las relaciones Th-Hf-Co, elementos muy incompatibles (Th, Hf) y un elemento compatible (Co). Taylor y McLennan (1985) mostraron utilizando el triángulo de la figura 10b el fraccionamiento de Hf a causa de varios ciclos de depositación y resedi-mentación del material detrítico que se expresa en una acumulación de circones. Es posible interpretar la tendencia (flecha en Fig. 10b) como un reciclaje de circones, a causa de su peso éstos se fraccionan en las arenas y no en las pelitas. El circón es el portador del Hf en una roca sedimentaria como una arenita cuarzosa o una grauvaca (Ro-llinson, 1993). Tanto circones como granates contienen una alta concentraciones de tierras raras pesadas (McLennan, 1989). En la Formación Falda Ciénaga todas las muestras están enriquecidas en Hf, algunas muestras 5 - 8 veces la concentración de la corteza superior que es un valor muy alto. La muestra PAY indica con 4 ppm Hf la más baja concentración pero muestra un suave enriquecimiento en tierras raras pesadas junto a Ta y Sc. La relación Th/Sc (0,75) de esta muestra indica tendencia a una procedencia máfica, sin embargo ella muestra la más baja concentración en Cr (82 ppm). Esto último puede reflejar la mezcla del material detrítico. El enriquecimiento del Cr podría señalar una fuente más básica en la área de erosión y Ta (si las muestras poseen anomalías negativas) y Sc muestran una fuente andesítica a básica de un arco volcánico.


Figura 10. a, Procedencia de la Formación Falda Ciénaga según las relaciones de La-Th-Sc; b, relaciones Th-Hf-Co (para discusión ver texto). Los datos para el Ordovícico Inferior de la Puna Austral de Zimmermann, 1999; Fig. 10a según Bhatia y Crook, 1986; Fig. 10b según Taylor y McLennan, 1985; CCS=corteza continental superior, CO= corteza oceánica.
Figure 10. a, Provenance of the Falda Ciénaga Formation using La-Th-Sc ratios; b relations of Th-Hf-Co (for discussion see the text). Data for the Lower Ordovician of the southern Puna from Zimmermann, 1999; Fig. 10a after Bhatia and Crook, 1986; Fig. 10b after Taylor and McLennan, 1985; CCS=corteza continental superior (upper continental crust), CO= corteza oceánica.

Si las Sierras Pampeanas fuesen una fuente de proveniencia, la heterogeneidad de las rocas de este basamento originaría variaciones geo-químicas. Gran cantidad de las muestras acusa una correlación entre alto concentraciones de Hf y de tierras raras pesadas (Tabla 2).
Es posible interpretar la procedencia de las rocas con datos geoquímicos de elementos trazas como una o varias fuentes que tenían una composición parecida a un margen pasivo con ausencia del volcanismo. En conjunto las relaciones de los elementos La, Hf y Co indican la misma tendencia que la petrografía para la cuenca Ordovícica de la región. En el Tremadociano existió en la Puna un margen pasivo o rifted margin, (en el sentido de McLennan et al., 1993) que se desarrollaba en un ambiente con importante influencia de un arco volcánico (Bahlburg et al., 1999; Zimmermann, 2000; Zimmermann y Bahlburg, 1998, 1999), la cual desaparece en el Llanvirniano (Formación Falda Ciénaga).

Geoquímica-isotópica

Datos preliminares de isótopos de Sm-Nd de la Formación Falda Ciénaga son comparados con datos de las formaciones del Ordovícico Inferior de la Puna Austral en la tabla 3. Además, fueron determinados valores para el sistema Rb-Sr, pero los datos muestran claramente una movilización de los dos elementos (Zimmermann, 1999). Un efecto que es muy típico para rocas sedimentarias (Bahlburg, 1998; Zimmermann, 1999; Zimmermann y Bahlburg, 1999) del Ordovicico de la Puna Austral. Alteración y/o metamórfismo no afectó el sistema Sm-Nd. En figura 11 con los valores de eeNd es posible observar la misma tendencia que en la petrografía y en la geoquímica de elementos trazas (ver Figs. 9 y 10a), de un margen "pasivo" a un marco tectónico dominado por un arco volcánico y en el Llanvirniano un ambiente dominado por material de la corteza continental. Además se destaca la semejanza de los datos de la Formación Puncoviscana, del Grupo Mesón, la Formación Tolillar y el Sistema Turbidita de la Puna con la Formación Falda Ciénaga.

Tabla 3. Isotopía de neodimio de la Formación Falda Ciénaga y promedios de las formaciones del Ordovícico Inferior de la Puna Austral (de Zimmermann, 1999, *calculado según DePaolo et al., 1991; valor actual de 147Sm/144Nd en la corteza = 0,115; valor actual de 147Sm/144Nd en el manto = 0,222; Sm, Nd concentraciones en ppm; análisis de British Antarctic Survey, Keyworth, Gran Bretaña.).
Table 3. Neodymium isotopes of the Falda Ciénaga Formation and average values of the Lower Ordovician Formations of the southern Puna (from Zimmermann, 1999, *calculated according to DePaolo et al., 1991; actual value of 147Sm/144Nd in the crust = 0,115; actual value of 147Sm/144Nd in the mantle = 0,222; Sm, Nd Concentrations in ppm; analysis from British Antarctic Survey, Keyworth, Great Britain. Normalisation after Evensen et al., 1978.).


Figura 11. eNd valores (143Nd/144Nd)muestra(t))÷((143Nd/144Nd)CHUR(t)- 1)·104 vs. la edad de la sedimentación. Para comparación se muestra datos de formaciones del Ordovícico de la Puna Septentrional y de las unidades pre-Ordovícicas de la Cordillera Oriental (ver Fig. 1a y b). El CTP (Complejo turbidítico de la Puna) contiene STI (Sistema Turbidítico Inferior) y STS (Sistema Turbidítico Superior, véase Fig. 2). Datos para las formaciones de Bock et al, 2000.
Figure 11. eNd values (143Nd/144Nd)sample(t))÷((143Nd/144Nd)CHUR(t)- 1)·104 vs. sedimentation age. For comparison data for different Ordovician formations are shown as well as pre-Ordovician formations of the Cordillera Oriental (see Fig.1a and b). CTP (Puna Turbidite Complex) is composed of STI (Lower Turbidite System; LTS) and STS (Upper Turbidite System; UTS, see Fig. 2). Data from Bock et al, 2000.

La procedencia de las rocas sedimentarias del Ordovicico de la Puna Austral es levemente diferente al comparar datos de Th/Sc con los de la Nd-isotopía (Fig. 12). La figura 9 indica la diferencia de la Formación Tolillar y la Formación Falda Ciénaga referente a la petrografía, la que se manifiesta en el contenido de feldespatos y líticos volcánicos. En comparación a la Formación Tolar Chico las muestras de la Formación Falda Ciénaga tienen una alta cantidad de feldespatos y líticos. Los valores de la Nd-isotopía de las Formaciones Tolillar y Falda Ciénaga parecen muy similares (ver Tabla 3, Figs. 11 y 12), así como los valores de Th/Sc.


Figura 12. Comparación entre datos geoquímicos e isótopos-geoquímicos. La Fm. Falda Ciénaga muestra valores similares a la Fm. Tolillar y confirma la extinción del arco magmático de la Puna Occidental de acuerdo con los datos petrologicos (ver Fig. 9). Diagrama según McLennan et al., 1993.
Figure 12. Comparison between geochemical and isotope-geochemical data. The. Falda Ciénaga Fm shows similar values as the. Tolillar Fm. The results confirm the extinction of the magmatic arc of the Western Puna indicated by the petrographic data (see Fig. 9). Diagram after McLennan et al., 1993.

En la figura 13 la Formación Falda Ciénaga muestra edades modelos muy típicas para la corteza continental (p.e. Sierras Pampeanas especialmente las equivalentes de la Formación Puncoviscana según Aceñolaza et al., 1990) y su probable cobertura (p. e. Formación Puncoviscana, según Keppie y Bahlburg, 1999) que varia entre 1,5 y 1,7 Ga (según el modelo de DePaolo et al., 1991). Esto podría indicar un reciclaje del material de la corteza continental de la región dentro de la Formación Falda Ciénaga. El aporte podría llegar de un orógeno de colisión o un cratón interior, o de los dos al mismo tiempo. Posibles candidatos serían las Sierras Pampeanas y la Formación Puncoviscana, pero también partes del Cámbrico (Grupo Mesón) y el Ordovícico Inferior. La caracterización del marco tectónico de la Formación Puncoviscana es hasta ahora aspecto de discusión (ver Aceñolaza et al. 1990; Pankhurst y Rapela, 1998; Keppie y Bahlburg, 1999; Omarini et al., 1999). La evolución del Ordovicico de la Puna mencionada en Bahlburg et al. (1998, 1999, 2000), Zimmermann y Bahlburg (1998, 1999), Kleine et al. (1999, 2000), Zimmermann et al. (1999a, 1999b), Bock et al. (2000), Zimmermann (2000) y está confirmada en ese diagrama (Fig. 13).


Figura 13. Representación esquemática de las edades modelos (TDM) según el Modelo Tres-Escalón de DePaolo et al. (1991) en relación a la cantidad de las muestras. Para comparación: análisis de rocas sedimentarias del Ordovícico de la Puna Septentrional y rocas pre-ordovícicos de la Cordillera Oriental (Grupo Mesón y Fm. Puncoviscana, Bock et al., 2000). La Fm. Falda Ciénaga muestra las mismas edades modelos de sus fuentes probables (Fm. Puncoviscana y rocas ígneas Sierras Pampeanas). Datos de las rocas ígneas de las Sierras Pampeanas y Sierra Famatina de Pankhurst y Rapela, 1998; de las rocas volcánicas, la Fm. Puncoviscana y del Grupo Mesón de Bock et al. (2000).
Figure 13. Schematic sketch of model ages (TDM) after the Three-Stage-Model of DePaolo et al. (1991) in relation to the number of measured samples. For comparison: data of Ordovician sedimentary rocks of the northern Puna and Pre-Ordovician rocks of the Cordillera Oriental (Mesón Group and Puncoviscana Fm. (see Fig. 2); Bock et al., 2000). The Falda Ciénaga Fm. shows the same model ages as their probable source rocks (Puncoviscana Fm. and igneous rocks of the Sierras Pampeanas). Data of igneous rocks from the Sierras Pampeanas, Sierra Famatina from de Pankhurst and Rapela, 1998; data of the volcanic rocks and the Puncoviscana Fm.as well as Mesón Group from Bock et al. (2000).

Las características de la corteza continental de la región definidas de Nd-Pb-isotopía (Lucassen et al., 2000; Bock et al., 2000) están expresadas en los TDM de las Sierras Pampeanas y la Formación Puncoviscana. En el Cámbrico el aporte en el Grupo Mesón muestra la misma composición. El Tremadociano en la Puna Austral (Formación Tolar Chico) y algunas muestras del afloramiento Río Taique (ver Fig. 1b) en la Puna del norte (Bock et al., 2000) indican una fuente más vieja que la Formación Puncoviscana con TDM 1,8 Ga - 2,1 Ga. Hasta ahora este fragmento de la corteza no pudo ser identificado. En el Tremadociano Superior un arco volcánico se desarrolló y muestra en la Sierra Famatina y en la Formación Tolillar los mismos TDM como el "basamento". Esto cambia claramente en el Arenigiano con los Sucesiones Volcánicas y la Formación Diablo incluyendo rocas volcánicas composición riolítica-andesítica (Zimmermann y Bahlburg, 1998, 1999; Zimmermann et al., 1999b). Los TDM son más jóvenes (1,0 Ga - 1, 4 Ga) e indican una breve influencia de un material menos fraccionado. Las sedimentitas muestran una gran cantidad de líticos volcánicos (ver Fig. 9) y anomalía negativa de Ta-Nb (Fig. 7 para la Formación Diablo). En el Arenigiana Superior y Llanvirniano las Formaciones de la Puna (Fig. 2) indican con su composición petrográfica (Bahlburg, 1990, 1998; y Figs. 6 y 9), geoquímica (Bahlburg, 1998; Zimmermann y Bahlburg, 1998, Zimmermann, 1999; y Figs. 7 y 10) y geoquímicaisotopía (Zimmermann et al., 1999a; Bock et al., 2000 y Figs. 10, 11, 12 y 13) la terminación de la influencia del arco volcánico presente en las lavas y sedimentitas de las Formaciones Diablo y Sucesiones Volcánicas (ver Fig. 2). Sin embargo, es probable que existan huellas de este arco en el material aportado en forma de cuarzos volcánicos, que podrían ser investigados con cato-doluminescencia (Zinkernagel, 1978; para la Puna Austral Zimmermann, 1999) y con elementos trazas como Ta-Nb-Pb y Ti según Hoffmann (1988), Floyd y Leveridge (1987) y Wilson (1989). Un pequeño enriquecimiento de Cr, discutido previamente, podría reflejar minerales pesados como la cromita desde una fuente básica. La cromita podría provenir de rocas ultramáficas que afloran en la Puna (Fig. 1b), en la Sierra Famatina (Fiambalá) y en afloramientos de la Sierra Ancasti y Ambato, véase también, Bahlburg (1998), Zimmermann (1999) y Zimmermann y Bahlburg (1999), aunque no existen fuentes máficas para las formaciones del Ordovicico Inferior de la Puna Austral y septentrional. Desafortunadamente, no se cuenta hasta el presente con análisis de la composición de los minerales pesados en la Formación Falda Ciénaga .

Modelado de los fuentes de la Formación Falda Ciénaga con datos isotópicos

Los datos de la Nd-isotopía de las rocas sedimentarias de la Formación Falda Ciénaga pueden ser usados para mezclar fuentes y calcular las relaciones de los mismos (Tabla 4). Según DePaolo et al. (1991) se mezcla una fuente menos fraccionada con una más fraccionada para modelar en este caso los datos de la Formación Falda Ciénaga. En muchos casos es posible imaginar varias fuentes para una formación especialmente en marcos tectónicos como retro-arcos (McLennan et al. 1990; McLennan y Taylor, 1991). Sin embargo, los modelos de mezclas dan información importante de las relaciones de las fuentes, y pueden ser comparados con los resultados de la petrografía y las concentraciones de los elementos trazas. La Formación Tolillar (Fig. 2) y las magmatitas de las Sierras Pampeanas y de la Sierra Famatina tienen características de la Nd-isotopía muy similar a la Formación Falda Ciénaga (Tabla 4). Por lo tanto una mezcla con una fuente más fraccionada, que tiene casi similares características, no mostrará la influencia de la fuente menos fraccionada.

Tabla 4. Resultado de modelos de mezcla de probables fuentes para la Formación Falda Ciénaga utilizando el modelo de DePaolo et al. (1991).
Table 4. Results of a mixing model of probable source regions for the Falda Ciénaga Formation using the model of DePaolo et al. (1991).

Si utilizamos a las Sierras Pampeanas y a la Formación Tolillar como la fuente más fraccionada, es necesario usar una muestra menos fraccionada de la Formación Falda Ciénaga (Ln-11 por ejemplo). En este caso no se observa tampoco influencia de una fuente menos fraccionada como rocas máficas y ultramáficas (Complejo Básico Ojo de Colorado, (CBOdC) gabros en el sur del Salar de Pocitos según Zappettini et al., 1994; ver Fig. 1b) .
Usando a las rocas máficas y ultramáficas (CBOdC) como una fuente menos fraccionada y a la Formación Puncoviscana o la Formación Tolar Chico como una fuente más fraccionada, la Formación Falda Ciénaga tiene que contener 27 % (Fm. Puncoviscana y CBOdC como fuentes) y 47 % influencia de aporte máfico (Fm. Tolar Chico y CBOdC como fuentes) . Reemplazando CBOdC por las lavas de arco magmático de la Puna se obtienen similares resultados (Tabla 4). Tampoco la Formación Diablo con su contenido alto volcaniclástico (Qt26 F29 L45, Qp11 Ls29 Lv60; Zimmermann, 1999) sería un buen candidato de acuerdo a la petrografía y la geoquímica.
Magmatitas de la Sierra Famatina muestran características geoquímicas de una zona de subducción (Pankhurst et al., 1998) y podría ser un buen candidato para la fuente menos fraccionada en los valores de la isotopía de Nd. Más probable y
posible a causa de la Nd-isotopía sería la existencia de dos fuentes como las magmatitas de la Sierra del Famatina y la Formación Puncoviscana, que aportó las líticos sedimentarios para la Formación Falda Ciénaga (Tabla 2). Según Pankhurst et al. (1998), Pankhurst y Rapela (1998) el arco magmático de la Sierra Famatina constituye un arco volcánico sobre corteza continental. Lo dicho significaría que el material de la Sierra del Famatina probablemente representa una "reciclado" del material de las Sierras Pampeanas. Si estos materiales fueron áreas de erosión podrían ser una tercera fuente. Con ese modelo sería posible explicar los altos valores de Cr y la anomalía negativa de Ta.
Para verificar la influencia volcánica en la Formación Falda Ciénaga sería muy importante investigar la procedencia de cuarzo con catodoluminicencía y los feldespatos con sistema de la energía dispersiva y/o microsonda.

CONCLUSIONES

La Formación Falda Ciénaga se depositó en una posición profunda en la cuenca ordovícica de la Puna Austral dominada por pelitas negras con concentraciones de pirita en algunas posiciones estratigráficas (Fig. 14). Las graptofaunas, la ausencia de estructuras sedimentarias típicas para facies someras y la falta de flujos detríticos (que dominan las Formaciones Tolillar y Diablo) apoyan la interpretación señalada. La pirita es secundaria aunque el momento de su crecimiento es desconocido.


Figura 14. Modelo del facies y procedencia para la Formación Falda Ciénaga (para discusión véase el texto).
Figure 14. Facies model and provenance for the Falda Ciénaga Formation (for discussion see the text).

Los sedimentos fueron depositados como turbiditas en facies de lóbulos laterales de abanicos submarinos, desde el talud hasta un ambiente de la llanura abisal. Los afloramientos de la región en el norte del Salar de Hombre Muerto, se diferencian de las rocas sedimentarias en el sur, por la presencia de capas más espesas de arenitas y grauvacas en los depósitos septentrionales. Además, estas capas contienen Phyllograptus sp., que indican también una edad Arenigiana Superior. Es posible interpretar estos afloramientos como la base de la formación.
Entre el Salar de Hombre Muerto y Antofagasta de la Sierra la formación muestra turbiditas masivas e importantes espesores de limolitas y pelitas, con grauvacas subordinadas que podrían ser depositadas en canales, como en el este de la localidad de Los Nacimientos. Pero en todos los litotipos, la mayoría de los clastos son redondeados. El aporte fue desde suroeste hasta sureste y el eje mayor se orienta de S al N. Los datos petrológicos, geoquímicos (elementos trazas) y de isotopía de Nd de la Formación Falda Ciénaga indican como probables fuentes para el material detrítico: la Formación Puncoviscana, las rocas magmáticas ordovícicos de la Sierra Famatina y/o de las Sierras Pampeanas y los depositos del Ordovícico de la Puna Austral. Los tres primeros muestran similares características isotópicas. La Formación Puncoviscana que contiene una gran cantidad de cuarzo, podría ser la fuente de los líticos sedimentarios, que también podrían ser erosionados del Grupo Mesón (Cordillera Oriental) y/o de la Formación Tolar Chico (Puna Austral), ambas unidades con altos contenidos de cuarzo. Los feldespatos y líticos pudieron ser seleccionados en el proceso de transporte y/o disueltos durante la diagénesis. Además las Sierras Pampeanas y la Formación Puncoviscana contienen plutonitas y metamorfitas pre-ordovícicas con una composición félsica. Los dos unidades presentan micas que aparecen en abundancia en algunas muestras de la Formación Falda Ciénaga. Rocas máficas y ultramáficas en las Sierras Pampeanas aportaron los minerales pesados que producen altas concentraciones de Cr. Las magmatitas de la Sierra del Famatina y del arco volcánico de la Puna Austral (Formación Diablo) podrían producir la anomalía negativa de Ta. Las vulcanitas de la Formación Diablo contienen datos de la isotopía de Nd, que no serían posible mezclar con ninguna otra fuente de la región para modelar resultados razonables de isotopía, elementos trazas y petrografía (Tabla 4). Esto indica que la probable influencia de esas rocas fue muy leve o el aporte de rocas plutónicas relacionado a un arco volcánico provino de la Sierra del Famatina que muestra las mismas características isotópicas que las rocas de la Formación Falda Ciénaga.
Si se compara con el sistema turbidito superior (STS) de la Puna Septentrional, en la misma posición estratigráfica, es posible observar semejanzas, como la composición isotópica y el ambiente sedimentario. Además, el STS de la Puna Septentrional muestra una dominancia del material cuarzoso que refleja como procedencia un orógeno de colisión y/o un cratón interior, pero al contrario el STS contiene líticos volcánicos que podrían ser aporte del magmatismo de la "Faja Eruptiva de la Puna Occidental". Sin embargo, la semejanza de la evolución de la cuenca de la Puna Austral y del norte indica, que en el Ordovícico existía una cuenca de una importante extensión norte-sur. Las diferencias en la petrografía reflejan más una inhomogeneidad de la morfología de la cuenca como el "Alto de Cobres", que diferentes entidades tectónicas. Sin embargo, en una cuenca del retro-arco, como en la Puna en el Ordovícico, existen muy frecuentemente cambios referentes al transporte y sedimentación del material detrítico, que influyen y determinan la composición. El análisis de la procedencia en este caso pudo mostrar que los datos geoquímicos e isotópicos pueden controlar los resultados de la petrografía y viceversa. Además, permiten proponer un modelo de evolución paleotectónico para la Formación Falda Ciénaga desde Ordovícico Inferior hasta Medio de la Puna Austral.

Agradecimientos. Los autores agradecen al Sr. Decano de la Facultad de Tecnología y Ciencias Aplicadas (UNCa) por el apoyo a las investigaciones geoquímicas, al Sr. Rodolfo Lucero (Mina Rodohuasi) y al Sr. René Vasquez por sus ayudas logisticas, a la Dra. M. C. Moya (Universidad Nacional de Salta) por determinar los graptolitos, y al Dr. R.J. Pankhurst por su cuidadosa ayuda y sus comentarios en la medición de los isótopos. De la misma manera a los Drs. C. O. Limarino, M. Manassero y Jens Gutzmer por mejorar el español e inglés; además al Dr. Ivan Petrinovic y dos árbitros anónimos cuyos comentarios fueron de gran valor. A la gente de Los Nacimientos, especialmente a la Sra. Azucena. El primer autor investiga con la ayuda del DAAD solicitud N° D/98/04324 y 00/27405. Este trabajo es una contribución al IGCP 436 "Pacific Margin of Gondwana".

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

1. Aceñolaza, F. G. y A. J. Toselli, 1971. Hallazgo de graptolitos ordovícicos en el supuesto Precámbrico de la Puna de Catamarca y de Salta, Republica Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 26(2): 274.         [ Links ]

2. Aceñolaza, F.G. y B. Baldis, 1987. The Ordovician System of South America. International Union of Geological Sciences, 22: 1-68.         [ Links ]

3. Aceñolaza, F. G., A. J. Toselli, y F. R. Durand, 1975. Estratigrafía y paleontología de la región de Hombre Muerto, Provincia de Catamarca, Argentina. I Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía Actas I: 109-111.         [ Links ]

4. Aceñolaza, F. G., A. J. Toselli, y O. Gonzalez, 1976. Geología de la región comprendida entre el Salar del Hombre Muerto y Antofagasta de la Sierra, Provincia de Catamarca. Revista de la Asociación Geológica Argentina 31(2): 127-136.         [ Links ]

5. Aceñolaza, F. G., H. Miller, y A. J. Toselli, 1990. El Ciclo Pampeanas en el Noroeste Argentino. Serie Correlación Geológica 4, Universidad de Tucumán, Tucumán, 227 pp.         [ Links ]

6. 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 ]

7. 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 Publication 142: 127-142. London.         [ Links ]

8. Bahlburg, H. y F. Hervé, 1997. Geodynamic evolution and tectonostratigraphic terranes of northern Argentina and northern Chile. Geological Society of America Bulletin 109(7): 869-884.         [ Links ]

9. Bahlburg, H. y U. Zimmermann, 1999. El Ordovícico en la Puna en el NO de la Argentina. Relatorio del XIV Congreso Geológico Argentino: Geología del NO de Argentina, I, 158-176. Salta.         [ Links ]

10. Bahlburg, H., B. Bock. U. Zimmermann y J. D. Keppie, 1998. The Paleozoic plate tectonic evolution of the Southern Central Andes in NW Argentina and N-Chile revisited: are there no allochthonous terranes left? IGCP Project 376 Laurentian-Gondwanan connections before Pangea- Final conference, Actas 9. Oaxaca.         [ Links ]

11. Bahlburg, H., U. Zimmermann y B. Bock, 1999. The Paleozoic plate tectonic evolution of the Southern Central Andes revisited: Continental growth by terrane accretion? XIV Congreso Geológico Argentino, Actas I, 139-141. Salta.         [ Links ]

12. Bahlburg, H., F. Hervé, M. C. Moya, B. Bock y U. Zimmermann, 2000. Paleozoic Plate Tectonic Evolution of the western Gondwana margin in northern Chile And Northwestern Argentina. Zeitschrift Für Angewandte Geologie, SH 1 Geoscientific Cooperation with Latin America, 345-354.         [ Links ]

13. Bhatia, M. R., 1983. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones. Journal of Geology 91(6): 611-626.         [ Links ]

14. Bhatia, M. R. y K. A. W. Crook, 1986. Trace element characteristics of graywackes and tectonic setting discrimination of sedimentary basins. Contributions to Mineralogy and Petrology 92: 181-193.         [ Links ]

15. Bock. B., H. Bahlburg, G. Wörner y U. Zimmermann, 2000. Tracing crustal evolution in the southern Central Andes from Late Precambrian to Permian with geochemical and Nd and Pb isotope data. Journal of Geology 108: 515- 535.         [ Links ]

16. Coira, B., J. Davidson, C. Mpodozis y V. Ramos, 1982. Tectonic and magmatic evolution of the andes of northern Argentina and Chile. Earth-Science Reviews 18: 303-332.         [ Links ]

17. Coira, B., S. M. Kay, B. Peréz, B. Woll, M. Hanning y P. Flores, 1999. Magmatic sources and tectonic setting of gondwana ordovician magmas, northern Puna of Argentina and Chile. En: V.A. Ramos y J.D. Keppie (Eds.), Laurentia- Gondwana connections before Pangaea. Geological Society of America Special Paper 336: 145-170. Boulder.         [ Links ]

18. DePaolo, D. J., A. M. Linn y G. Schubert, 1991. The Continental Crustal Age Distribution. Methods of Determining Mantle Separation Ages from Sm-Nd Isotopic data and Application to the Southwestern United States. Journal of Geophysical Research 96(B2): 2071-2088.         [ Links ]

19. Dickinson, W.R., 1985. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones. En; G. G. Zuffa, (Ed.), Provenance of Arenites, NATO Paper: 333-361         [ Links ]

20. Dickinson, W.R., 1988. Provenance and Sediment Dispersal in Relation to Paleotectonics and Paleogeography of Sedimentary Basins. En: K. Kleinspehn and C. Paola (Eds.), New Perspectives in Sedimentary Basins, 3-25. Minnesota.         [ Links ]

21. Dickinson, W.R. y C. A. Suczek, 1979. Plate Tectonics and Sandstone Compositions; American Association of Petroleum Geologists Bulletin 63(12): 2164-2182.         [ Links ]

22. Einsele, G., 1992. Sedimentary Basins. Springer, Heidelberg- New York, 628 pp.         [ Links ]

23. Evensen, N. M., P. J. Hamilton, P.J. y R. K. O'nions, 1978. Rare earth abundance in chondritic meteorites. Geochimica et Cosmochimica Acta 42: 1199-1212.         [ Links ]

24. Floyd, P.A. y B. E. Leveridge, 1987. Tectonic environment of the Devonian Gramscatho basin, south Cornwell. Framework mode and geochemical evidence from turbidite sandstones. Journal of the Geological Society 144: 531-542        [ Links ]

25. Göttert, M., 1997. Sedimentologische Untersuchungen in der Vega Quirón und Quebrada Honda in der Süd-Puna Argentiniens-Faziesanalyse und Liefergebietsbestimmung. Tesis de Diploma. Naturwissenschaftliche und mathematische Fakultät, Universität Heidelberg, Alemania, 71 pp. (inédito).         [ Links ]

26. Hofmann, A., 1988. Chemical differentiation of the Earth. The relationship between mantle, continental crust and oceanic crust. Earth Planetary Science Letters 90: 297- 314.         [ Links ]

27. Ingersoll, R.V. y C. A. Suczek, 1979. Petrology and provenance of Neogene sand from Nicobar and Bengal Fans, DSDP sites 211 and 218. Journal of Sedimentary Petrology 49: 1217-1228.         [ Links ]

28. Ingersoll, R.V, T. F. Bullard, R. L. Ford, J. P. Grimm, J. D. Pickle y S. W. Sares, 1984. The effect of grain size on detrital modes. a test of the Gazzi-Dickinson pointcounting method. Journal of Sedimentary Petrology 54: 103-116.         [ Links ]

29. Ingersoll, R.V, T. F. Bullard, R. L. Ford, J. P. Grimm y J. D. Pickle, 1985. The effect of grain size on detrital modes. a test of the Gazzi-Dickinson point-counting method - reply of the discussion of Lee J. Suttner and Abhijit Basu. Journal of Sedimentary Petrology 55(4): 617-618.         [ Links ]

30. Isaacson, I. E., B. Antelo y A. J. Boucot, 1976. Implications of a Llandovery (Early Silurian) brachiopod fauna from Salta Province, Argentina. Journal of Paleontology 50(6): 1103-1112.         [ Links ]

31. Keppie, J.D. y H. Bahlburg, 2000. The Puncoviscana Formation of northwestern and central Argentina. passive margin or foreland basin deposit? En: Ramos, V.A. y J. D. Keppie (Eds.), Laurentia-Gondwana connections before Pangaea. Geological Society of America Special Paper, 336: 139-144. Boulder.         [ Links ]

32. Kleine, T., U. Zimmermann, K. Mezger, H. Bahlburg y B. Bock, 1999. Petrogenesis of a mafic to felsic plutonic complex (Complejo Igneo Pocitos) and its host rocks in the southern Puna of NW Argentina. II Simposio Sudamericano de Geología Isotópica Actas: 232-233. Carlos Paz.         [ Links ]

33. Kleine, T., K. Mezger, U. Zimmermann y H. Bahlburg, 2000. Source vs. crustal assimilation processes in plutons: a Sr-Nd-Pb case study from the Complejo Ígneo Pocitos in the Argentine Puna. DMG 2000, European Journal of Mineralogy 12(1).         [ Links ]

34. Kumpa, M. y T. M. Sanchez, 1988. Geology and sedimentology of the Cambrian Grupo Mesón (NW Argentina). En: Bahlburg, H., C. Breitkreuz y P. Giese, P. (Eds.), The Southern Central Andes. Lecture Notes on Earth Sciences 17: 39-53. Heidelberg-Berlin-New York.         [ Links ]

35. Li, Y.-H., 1977. Confusion of the mathematical notation for defining the residence time. Geochimica et Cosmochimica Acta 41: 555-556.         [ Links ]

36. Lucassen, F., R. Becchio, H.G. Wilke, G. Franz, M.F. Thirlwall, Viramonte y K. Wemmer, 2000. Proterozoic-Paleozoic development of the basement of the Central Andes (18- 26°S) - a mobile belt of the South American craton. Journal of South American Earth Sciences 13: 697-715.         [ Links ]

37. Marsaglia, K.M., 1995. Interarc and Backarc Basins. En: Busby, C.J. y R. V. Ingersoll (Eds.), Tectonics of Sedimentary Basins. 363-391. Cambridge.         [ Links ]

38. Marshall, J.R., W. B. Whalley y D. H. Krinsley, 1987. The Origin of Some "Chemical" Textures on Quartz-grain Surfaces. Interpretation and Environmental Implications. En Marshall, J.R. (Ed.), Clastic Particles - Scanning Electron Microscope and Shape Analysis of sedimentary and Volcanic clasts. 248-255. New York.         [ Links ]

39. Martinez, C., 1980. Géologie des Andes Boloviennes.- Traveaux et documents de L'O.R.S.T.O.M. 119: 352 pp.         [ Links ]

40. McIennan, S.M., 1989. Rare earth elements in sedimentary rocks: Influence of provenance and sedimentary process. En: Lipin, B.R. y G.A. McKay (Eds.), Geochemistry and Mineralogy of Rare Earth Elements. Mineralogical Society of America, Reviews in Mineralogy, 21: 169-200.         [ Links ]

41. McIennan, S.M., 2001. Relationships between the trace element composition of sedimentary rocks and upper continental crust, Geochem. Geophys. Geosyst. 2, Paper number 2000GC000109.         [ Links ]

42. McIennan, S. M. y S. R. Taylor, 1991. Sedimentary rocks and crustal evolution: Tectonic setting and secular trends. Journal of Geology 99(1): 1-21.         [ Links ]

43. McIennan, S. M., S. R. Taylor, M. T. McCulloch y J. B. Maynard, 1990. Geochemical and Nd-Sr isotopic composition of deep-sea turbidites: Crustal evolution and plate tectonic associations. Geochimica et Cosmochimica Acta 54: 2015- 2050.         [ Links ]

44. McIennan, S. M., S. Hemming, D. K. McDaniel y G. N. Hanson, 1993. Geochemical approaches to sedimentation, provenance and tectonics. En: Johnsson, M.J. y A. Basu (Eds.), Processes controlling the composition of clastic sediments. Geological Society of America Special Paper 284: 21-40. Boulder.         [ Links ]

45. Méndez, V., A. Navarini, D. Plaza y V. Viera, 1973. Faja Eruptiva de la Puna Oriental. V Congreso Geológico Argentino, Actas 4: 89-100. Carlos Paz.         [ Links ]

46. Morton, A.C. y Hallsworth, C.R., 1999. Processes controlling the composition of heavy mineral assemblages in sandstones. En: Bahlburg, H. y P. A. Floyd (Eds.), Advanced techniques in provenance analysis of sedimentary rocks, Sedimentary Geology 124: 3-29.         [ Links ]

47. Moya, M.C., 1997. La Fase Tumbaya (Ordovícico Inferior) en los Andes del Norte Argentino. VIII Congreso Geológico Chileno, Actas 1: 185-189, Antofagasta de Chile.         [ Links ]

48. Moya, M.C., S. Malanca, F. D. Hongn y H. Bahlburg, 1993. El Tremadoc temprano en la Puna Occidental Argentina. XII Congreso Geológico Argentino y II Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas II: 20-30.         [ Links ]

49. Nesbitt, H.W. y Y. M. Young, 1982. Early proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature 299: 715-717.         [ Links ]

50. Omarini, R. H., R. J. Sureda, H.-J., Götze, A. Seilacher y F. Pflüger, 1999. Puncoviscana folded belt in northwesatern Argentina. testimony of Late Proterozoic Rodinia fragmentation and pre-Gondwana collisional episodes. International Journal of Earth Science 88(1): 76-97.         [ Links ]

51. Pankhurst, R.J. y C. W. Rapela (Eds.) 1998. The Proto-Andean Margin of Gondwana. Geological Society, London, Special Publication 142: 1-328. London.         [ Links ]

52. Pankhurst, R.J., C. W. Rapela, J. Saavedra, E. Baldo, J. Dahlquist, I. Pascua, y C. M. Fanning, 1998. The Famatinian magmatic arc in the central Sierras Pampeanas. an Early to Mid Ordovician continental arc on the Gondwana margin. En: Pankhurst, R. J.y C. W. Rapela, (Eds.). The Proto-Andean Margin of Gondwana. Geological Society, London, Special Publication 142: 181-217. London.         [ Links ]

53. Pettijohn, F.J., I. E. Potter y R. Siever, 1972. Sand and Sandstone. Springer, Heidelberg-Berlin-New York, 618 pp.         [ Links ]

54. Pouclet, A., J.-S. Lee, P. Vidal, P., B. Cousens y H. Bellon, 1995. Cretaceous to Cenozoic volcanism in south Korea and in the Sea of Japan. magmatic constraints on the opening of the back-arc basin. En: Smellie, J.L. (Ed.), Volcanism Associated with Extension at Consuming Plate Margins, Geological Society, London, Special Publication 81: 169-191. London.         [ Links ]

55. Pre-Piper, G., D. J. W. Piper, C. N. Kotopouli y A. G. Panagos, 1995. Neogene volcanism of Chios, Greece. the relative importance of subduction and back-arc extension. En J. L. Smellie (Ed.), Volcanism Associated with Extension at Consuming Plate Margins, Geological Society, Special Publication 81: 213-231, London.         [ Links ]

56. Rapela, C.W., B. Coira, B., A. J. Toselli y J. Saavedra, 1992. El magmatismo del Paleózoico en el Sudoeste de Gondwana. En J. G. Gutiérrez Marco, J. Saavedra y I. Rábano (Eds.), Paleozóico Inferior de Ibero-América 21- 68. Universidad de Extremadura.         [ Links ]

57. Rollinson, H.R. (1993) Using geochemical data: evaluation, presentation, interpretation. Longman, London, 352pp.         [ Links ]

58. Sato, K., 1999. Superproduction evidence of the Continental Crust during Paleoproterozoic in South American Platform. II Simposio Sudamericano de Geología Isotópico, Actas, 361-362. Carlos Páz.         [ Links ]

59. Schwab, K., 1973. Die Stratigraphie in der Umgebung des Salar de Cauchari (NW-Argentinien). Geotektonische Forschungen, 43(I-II): 1-168.         [ Links ]

60. Suárez-Soruco, R., 1976. El sistema Ordovícico en Bolivia; Revista Técnica Y.P.F.B., V: 111-223.         [ Links ]

61. Taylor, S.R. y S. M. McIennan, 1985. The Continental Crust. its Composition and Evolution. Blackwell, London, 312 pp.         [ Links ]

62. Toselli, A.J., 1982. Critérios de definición del metamorfismo de muy bajo grado-con especial énfasis en el pérfil de Falda Ciénaga, Puna de Catamarca. Revista de la Asociación Geológica Argentina 37(2): 205-213.         [ Links ]

63. Turner, J.C.M. 1960. Faunas graptolíticas de América del Sur. Revista de la Asociación Geológica Argentina 14(1- 2): 5-180.         [ Links ]

64. Wedepohl, K. H., 1969-1978. Handbook of geochemistry. Springer, Heidelberg, 6 tomos.         [ Links ]

65. Wilson, M., 1989. Igneous petrogenesis. Chapman y Hall, London, 466 pp.         [ Links ]

66. Zappettini, E.O., Blasco, G. y Villar, L.M., 1994. Geología del extremo sur del Salar de Pocitos, Provincia de Salta, República Argentina. VII Congreso Geológico Chileno, Actas I: 220-224.         [ Links ]

67. Zimmermann, U., 1999. Sedimentpetrographische, geochemische und isotopengeochemische Methoden zur Bestimmung der Beziehung von Provenienz und Ablagerungsraum an aktiven Kontinentalrändern. Das ordovizische Back-Arc-Becken in der Süd-Puna, Hochland im Nordwesten Argentiniens. Tesis Doctoral, Naturwissenschaftliche und mathematische Fakultät, Universität Heidelberg, Alemania, 281 pp.         [ Links ]

68. Zimmermann, U., 2000. The evolution of the Ordovician southern Puna-Basin in NW Argentina - a compilation. IX Congreso Geologico Chileno, Actas 1: 720-725. Puerto Varas.         [ Links ]

69. Zimmermann, U. y H. Bahlburg, 1998. Ordovician sedimentary successions of the southern Puna region (NW Argentina). Determination of provenance and tectonic setting. IGCP Project 376 Laurentian- Gondwanan connections before Pangea-Final conference, Actas 38. Oaxaca.         [ Links ]

70. Zimmermann, U. y H. Bahlburg 1999. Provenance analysis of Ordovician clastic sedimentary rocks in the southern Puna (NW Argentina): New insights into the provenance evolution of western Gondwana. XIV Congreso Geologico Argentino Actas I: 78. Salta.         [ Links ]

71. Zimmermann U. y H. Bahlburg (subm.) Provenance analysis and tectonic setting of the Ordovician clastic deposits in the southern Puna basin, NW-Argentina. Sedimentology.         [ Links ]

72. Zimmermann, U., M. Göttert y H. Bahlburg 1997. Sedimentology and provenance analysis of Ordovician turbidites in the southern Argentinian Puna. first results. 18th IAS-Regional European Meeting of Sedimentology, Gaia heidelbergensis, 3: 375. Heidelberg.         [ Links ]

73. Zimmermann, U., M. C. Moya y H. Bahlburg, 1998. New evidence for the stratigraphic subdivision of Ordovician sedimentary successions in the Southern Puna (NW Argentina) based on graptolitos; Terra Nostra 98(5): 179- 180.         [ Links ]

74. Zimmermann, U., R. J. Pankhurst, B. Bock y H. Bahlburg, 1999a. Nd-Sr isotope and trace element geochemistry of the Ordovician clastic sedimentary rocks of the southern Puna (NW Argentina). implications for provenance and the evolution of western Gondwana. II Simposio Sudamericano de Geología Isotópica, Actas 283- 284. Carlos Páz.         [ Links ]

75. Zimmermann, U., S. M. Kay y H. Bahlburg, 1999b. Petrography and geochemistry of southern Puna (NW Argentina) Pre-Late Ordovician gabbroic to ultra-mafic units, intermediate plutonites and their host rocks: a guide to evolution of the western margin of Gondwana. XIV Congreso Geológico Argentino, Actas II: 143-146. Salta.         [ Links ]

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