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168 La escasa angularidad entre sedimentitas de la Formaci6n Zapla y unidades ordovfcicas mas antiguas pone de manWesto que los procesos erosivos no fueron uniformes en toda la cuenca, por 10 que el tiempo transcurrido entre la acci6n de la fase Ocl6yica y el inicio de la sedimentacion de la Formaci6n Zapla debi6 ser breve. El escaso espesor de las facies pseffticas torna diffcil vincularlo con un frente activo cercano, por 10 que es mas factible que el tectonismo haya sido de poca intensidad. En virtud de estas relaciones, el evidente dia-cronismo quese registra en la base de la Formaci6n Zapla y en 's u equivalente Formaci6n Cancafiiri se debe a efectos de la fase Ocl6yica 0 a una caida eustatica acaecida a finales del Caradociano?, 0 a ambos factores? Al respecto Vargas y Toro (1998) manifiestan que posiblemente se deba a un fuerte proceso erosi vo causado por la glaciaci6n gondwanica ocurrida durante el Ashgilliano. Desde el punto de vista del analisis secuencial, las curvas disponibles en la bibliograffa muestranuna caida importante del nivel del mar a fines del Ordovfcico (Ashgilliano), un rapido ascenso a principios del Llandoveriano, una tendencia general. descendente durante el Silurico tardio y Dev6nico basal, con un pico maximo de caida durante el Pridoliano-Lochkoviano temprano. Sanchez et al. (1991) atribuyen a -las fangolitas guijosas de la base y al contacto discordante de la secuencia a caida del nive! del mar por causas glaciales; a similar interpretaci6n llegan Benedetto et al. (1992), Astini y Benedetto (1992) y Peralta (1993), este ultimo sefiala ademas, que el descenso eustatico fue seguido por un ascenso evidenciado por el nivel semieo basal del miembro de fangolitas fosiliferas (Hirnantiano) interpretado como un cortejo transgresivo de plataforma por desglaciaci6n, que evolucion6 ha~ia facies de plataforma distal. Por su parte, Buggisch y Astini (1993) y Astini y Buggisch (1995), en concordancia con Sanchez et al. (1991) atribuyen origen glaciario al miembro inferior de la misma unidad estratigrafica y expresan que la edad de la glaciaci6n que afect6 a la Precordillera se ubicaria entre el Caradociano y el Hirnantiano e invalidan a la fase diastr6fica Villicumica, (Baldis et aI., 1982) como la causa de generaci6n del citado miembro. En un marco especulativo, de haber ocurrido una glaciaci6n que afectara al norte argentino y sur de Bolivia, esta se habrfa producido durante el Caradoc tardio, tal vez con duraci6n hasta el Ashgill temprano. Posteriormente habria acontecido una desglaciaci6n ashgilliana media a final que podria haber durado hasta el Llandovery muy temprano. A ella habria seguido un ascenso de la temperatura hasta convertirse en un clima calido con producci6n de calizas y de sedimentitas ferrfferas, 10 que podria haber sucedido en ellapso Llandovery a Wenlock.

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CUENCA SILURO DEVONICA M. C. Vistalli

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lYPF S. A., Av. Roque Saenz Pena 777, Cap. Fed.

Introducdon Numerosos autores, cubriendo una variedad de discipl~ nas han n~alizado y publicado trabajos sobre la Cuenca Siluro-Dev6nica del Noroeste (ver referencias en Vistalli, 1989). En el noroeste argentino se cuenta con el registro sedimentario de dos cuencas siluro-dev6nicas desarrolladas a16este y al este de la Puna y Cordillera Oriental, respectivamente. Los dep6sitos siluro-dev6nicos ubicados al oeste de la Puna en el CO Rinc6n, constituyen afloramientosaislados del borde oriental de la cuenca occidental que se extiende en el norte de Chile. La cuenca siluro-dev6ni~a desarrollada al este de la Puna y Cordillera Oriental, forma parte de una gran cuenca que se extiende en territorio de Bolivia y Paraguay. Aflora tanto en Sierras Subandinas y Cordillera Oriental como en el Sistema de Santa Barbara, y en subsuelo esta presente en el Chaco Saltefio en las pro vinci as de Salta, Jujuy y Santiago del Estero. Si bien los Ifmites actuales de la cuenca son erosivos (Fig. 1), el borde de cuenca occidental habria coincidido con el frente oriental del Or6geno Ocl6yico y Sierras Pampeanas; el Escudo Brasilero y el Alto de Las Brefias constituirian los bordes de cuenca oriental y suroriental respectivamente. Con la apertura de las Subcuencas Cretacieas de Metan y Lomas de Olmedo, sus margenes positivos quedaron expuestos a una intensa -acci6n erosiva; con 10 cual gran parte de la columna silurodev6nica es biselada en los Arcos Pampeano, y de Michicohi y Quirquincho.

Interpretacion estratigrMica Los afloramientos del Co Rinc6n constituyen las unica$ exposiciones existentes en la Puna de sedimentitas portadoras de una fauna de invertebrados marinos del Dev6nico inferior (Acefiolazaet aI., 1972). Con un espeI sor d ~ 111 m, se apoyan en discordancia angular sobre sedirrientita's pertenecientes al cintur6n Ocl6yico. Incluye u~ conjunto de conglomerados, areniscas, vaques y arcili~as (Donato y Vergani, 1985), de ambiente fluvial anast~mosado en la base a marino de plataforma somera ,en lasl secciones restantes. Estos dep6sitos corresponden al bo~de oriental de la cuenca siluro-dev6nica que se extiend~ en el norte de Chile donde se registran espesores de hasta 2500 m (Godoy, 1983; Davidson et aI., 1981; Bahlqurg et aI., 1987) y facies turbiditicas al oeste en la Cordillera de la Costa. En los ultimos 20 afios se desarrollaron sucesivas etapas de estudio especffico de las secuencias silurodev6nicas aflorantes en Sierras Subandinas y Cordillera Oriental, propiciadas por el creciente interes suscitado por l~ actividad petrolera, dado que constituyen importantes: objetivos exploratorios. Se genera asi la necesidad de l0&rar una mejor comprensi6n de la evoluci6n del sistema ~ edimentario de la cuenca y un mayor poder de predicciqn sobre las probables facies de las unidades que const~tuyen potenciales reservorios en diferentes posicio-

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COLUMNA ESTRATIGRAFICA Y EQUIVALENCIAS Figura 2. CoLumna estratigr6.fica. entre el Ordovlcico superior y Carbonflero illferim:

nes de la cuenca. Donato et al. (1990), en el amb:ito de Sierras Subandinas Occidentales, dividi6 a la columna silurodev6nica comprendida entre las discordancias Ocl6yica y Chanica, en tres ciclos granocrecientes con jerarqufa de supersecuencias, a las cuales denomino ~upersecuencia Cinco Picachos, integrada por las formaciones Zapla, Lipeon, Baritu y Porongal (Formaciones Cancafiiri, I Kirusillas y Santa Rosa, en Bolivia y subsllelo de Sierras Subandinas; y Formaciones Copo y Cabure del subsuelo del Chaco saltefio); Supersecllencia Las favas formada por Llititas Cerro Piedras y Fm. Pescado; (Formaciones lela y Huamampampa en Bolivia, Formaciones Rincon y Michicola de subsuelo); y Supersecuencia AguaragUe, compuesta por las Formaciones Los Monos e Iquiri de Bolivia; Formaciones Tonono y Jollfn de subsuelo (Fig. 2) . Para dichos autores, las superficies de 'inundaci6n en las bases de las Formaciones lela y Los Monos, mqrcan , e] inicio de cada supersecuencia . . Posterionnente, Starck et aI, (1992):realizari el estudio sed im entol6gico de detalle de las secciones

aflorantes en el ambito de Sierras Subandinas Occidentales y Cordillera Oriental, en la sierra de los Cinco Picachos, Caspala, Abra de Zenta y en el nudeo de la sierra del Pescado, y elaboran una pormenorizada descripci6n de las facies y asociaciones de facies, de las cuales se l presenta aquf una breve resefia.

Facies peliticas PI Pelitas negras bien laminadas, con esponi.dicas intercalaciolles de areniscas finas. P2 Pel itas grises y verdosas, hasta roji zas, men os laminadas que las anteriores, pueden cOlltener detritos vegetales . P3 Arcilitas y limolitas grises, gradan a vaques A7, fosilfferas y 11111y biotllrbadas.

Facies Heteroliticas HI Alternancia de pelitas oscunis y areniscas finas .y Illuy finas, con laminacion ondulada y lenticular y estratificaci6n entrecruzada "hummocky".

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Facies Samiticas .

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AI Areniscas mlly finas a finas, verdes grisaceas a amarillas grisaceas, en bancos tablilares l1ledianos a gruesos, al1lalgamados, con laminaci6n de bajo angulo y entrecruz;lluiento "hummocky" y "swaley"; pliede contener intraclastos pelfticos.

Facies conglomeradicas

A2 Areniscas fina s a medi anas grises, con laminaci6n ondlilftica dada por ondulitas de corriente. A3 Areniscas l1l11y finas a med ianas gris verdosas, en bancos tablllares de contactos netos, sin estructuras; puede contener intraclastos pelfticos y trozos cleforl1lados de areniscas. A4 Areniscas finas a medianas gris verdosas, en bancos tabulares a lenticul ares con entrecruzamiento tangencial, general mente en bancos al1lalgal1lados.

AS Areniscas gruesas hasta cong lomeradicas, amarillentas a rojizas, en capas amalgamadas con bases erosivas y entrecruzamiento planar y en artesa, con clastos dispersos. A6 Areniscas medianas gris al1larillento, bien seleccionadas, con laminaci6n horizontal a muy bajo angulo. A7 Vaques finas a ll1edianas gri s verdosas, con estructura externa tabular, generall1lente fosilfferas y con

FORMACION LlPEON perfil Caspala

perfil Abra de Zenta

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C2 ' Diamict!ta gris verdosa, l1lClsiva, matriz lill1osa, . con clastos dispersos angulosos tamano arena que pueden llegar a bl?que; puede contener capas de areniscas deforll1adas.

Asociacion de facies de plataforma distal Vaques (A 7) YPelitas (P I), con intercalaciones espOl"