Programa Nacional de Cartas Geológicas de la República Argentina 1:250.000 Hoja Geológica 3169-II San José de Jáchal (versión Preliminar) Provincias de San Juan y La Rioja Guillermo Furqué, Pablo de González y Marcelo F. Caballé SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES Boletín Nº 259 Buenos Aires - 1999 RESUMEN La superficie que abarca la Hoja 3169-II San José de Jáchal está situada en el extremo nororiental de la Provincia de San Juan, con excepción de un pequeño sector que se extiende hacia el sur de la Provincia de La Rioja. La Hoja se desarrolla dentro del sector septentrional de la Precordillera Central y Oriental y del extremo oeste de las Sierras Pampeanas Occidentales. El ámbito precordillerano se caracteriza por un conjunto de sierras de rumbo meridiano, separadas entre si por angostos y extensos valles longitudinales, mientras que los cordones orográficos de las Sierras Pampeanas Occidentales tienen una marcada orientación NO-SE. Entre ambas unidades morfoestructurales se interpone el Valle del Río Bermejo, que constituye la principal zona deprimida de la Hoja. Las rocas más antiguas de la región son las metamorfitas de mediano a alto grado del Complejo Valle Fértil, cuyo protolito se depositó en una cuenca marina profunda, luego metamorfizado en el Proterozoico superior. La intrusión de cuerpos de granitoides ordovícicos (Formación Cerro Blanco) en este basamento metamórfico, es una característica de este sector de las Sierras Pampeanas Occidentales que se extiende hacia el norte al Sistema de Famatina. Los depósitos en la Precordillera comienzan con una potente secuencia carbonática de plataforma (formaciones La Laja, San Roque y San Juan), cuya sedimentación se inició en el Cámbrico y continuó hasta el Arenigiano. Estas calizas y dolomías se hallan cubiertas por secuencias de lutitas negras graptolíticas (formaciones Gualcamayo y Los Azules) o por depósitos turbidíticos (formaciones Sierra de la Invernada y Yerba Loca) asignados, en general, al Llanvirniano-Caradociano. La Fase Guandacol (Ordovícico medio) del Ciclo Orogénico Famatiniano fue interpretada como un proceso diastrófico producido por la colisión entre el terreno de la Precordillera y el margen occidental de Gondwana. Las sedimentitas psamopelíticas silúricas (Grupo Tucunuco) y devónicas (Grupo Gualilán) de ambiente de plataforma cubren a las anteriores secuencias con un patrón de ciclicidad producido por la interacción entre los cambios relativos en el nivel del mar, la subsidencia de la cuenca y la tasa de sedimentación. El diastrofismo de la Fase Chánica, que se manifestó hacia el final de la evolución del Orógeno Famatiniano (Devónico medio a superior), afectó a las secuencias sedimentarias del Paleozoico inferior y medio de la Precordillera y al basamento de las Sierras Pampeanas Occidentales. En consecuencia una discordancia angular de distribución regional subyace a las sedimentitas del Ciclo Gondwánico (Carbonífero-Pérmico), tanto continentales del Grupo Paganzo (Sierras Pampeanas Occidentales) como marino-continentales del Grupo Quebrada del Volcán (Precordillera). Capas rojas continentales de los grupos Agua de La Peña y Chiflón ocupan distintos sectores del hemigraben de Ischichuca-Ischigualasto. La evolución de esta cuenca comenzó durante la distensión cortical generalizada ocurrida en el continente de Gondwana a partir del Triásico. La sedimentación continental continuó durante el resto del Mesozoico con la depositación de bajadas aluviales (Formación Cerro Rajado) en la zona de pie de monte de cuencas intermontanas. La evolución del Orógeno Andino hacia fines del Paleógeno y durante el Neógeno, estuvo caracterizada por el desarrollo de las cuencas de antepaís del Bermejo y de “Piggyback” de Iglesia-Las Flores-Rodeo. Una potente secuencia de sedimentitas epiclásticas sinorogénicas con intercalaciones piroclásticas (Grupo Pontón Grande y formaciones Cuculí y El Corral) rellenan la Cuenca del Bermejo. En la Cuenca de Iglesia-Las Flores-Rodeo los depósitos son de naturaleza similar, pero carecen de piroclastitas y tienen, en cambio, abundantes manifestaciones salinas y de diatomitas. A partir del Mioceno superior y hasta el Holoceno se registran varias secuencias continentales fluviales y de abanicos aluviales en los bolsones intermontanos que constituyen en general, la actual fisonomía de la región. La estructura de la Precordillera Central se caracteriza por un conjunto de sobrecorrimientos de rumbo meridiano y vergencia oriental, mientras que en la Precordillera Oriental los sobrecorrimientos, de igual rumbo submeridiano, son de vergencia occidental. Sobre el borde oriental del Valle del Rio Bermejo, los bloques de basamento de las Sierras Pampeanas presentan una tectónica de corrimientos de rumbo NO-SE a submeridiano y de vergencia occidental. Geomórficamente se destaca el desarrollo de extensas bajadas aluviales, de playas de bolsón y de médanos. Como rasgo sobresaliente, la actual planicie aluvial del Rio Bermejo se interpone con un amplio desarrollo entre la Precordillera y las Sierras Pampeanas. El Parque Natural Provincial Ischigualasto, más conocido como Valle de La Luna, es un recurso turístico que despierta gran interés y tiene relevante importancia en la región. Se caracteriza por la presencia de un exhuberante paisaje de distintas geoformas labradas por la acción abrasiva del viento, que le confieren una magnífica similitud con un paisaje lunar. Su museo cuenta con una importante colección de restos de dinosaurios triásicos extraídos de las capas rojas de la Cuenca de IschichucaIschigualasto. ABSTRACT The 3169-II Geological Sheet, San José de Jáchal, is located in the northeast region of San Juan Province and in a small zone in the south of La Rioja Province. The Geological Sheet is placed in the Eastern and Central Precordillera and in the west of the Western Sierras Pampeanas. The Precordillera is characterized by a northsouth trend of hills and the Sierras Pampeanas by a NW-SE trend of hills. The Rio Bermejo Valley, the deepest region of the topography, is interposed beetwen them. The Upper Proterozoic Valle Fértil Complex is composed of medium to high grade metamorphic rocks in which the protolith was a flysh-like marine sequence. The Ordovician Cerro Blanco Granitoids intruded the metamorphic complex. The Precordillera outcrops begin with a thick platform carbonatic sequence (Cambrian to Arenigian), belonging to La Laja, San Roque and San Juan Formations. These limestones and dolostones are covered by Llanvirnian to Caradocian graptholitic black shales (Gualcamayo-Los Azules Formations) and turbiditic flysh (Sierra de La Invernada-Yerba Loca Formations). The Fase Guandacol (Middle Ordovician), which belong to the Famatinian Orogenic Cycle, was interpreted like a colision between the Precordillera and the western margin of Gondwana. The Lower Ordovician deposits are covered by a thik muddy shelf sequence, belong to the Tucunuco (Silurian) and Gualilán (Devonian) Groups. The Fase Chánica (Upper to Middle Devonian) which developed at the end of the Famatinian Cycle, strained the Middle to Lower Paleozoic units in the Precordillera and the Sierras Pampeanas. A regional unconformity lies below the continental (Paganzo Group from Sierras Pampeanas) to marine-continental (Quebrada del Volcan Group from Precordillera) Carboniferous-Permian sedimentary sequences. Triassic continental red beds (Agua de la Peña and Chiflón Groups) were accumulated in a basin interpreted as a half-graben (Ischichuca-Ischigualasto Basin) and developed in an extensional tectonic regime in the Gondwana continent. During Mesozoic times, aluvial fan deposits flew to the bolsones basin (Cerro Rajado Formation). The foreland Bermejo Basin and the Iglesia-Las Flores-Rodeo Piggy-back basin, belonging to the Andean subduction, were filled by thick sinorogenic sequence. In the Bermejo Basin, the sinorogenic sedimentites of the Ponton Grande Group (Oligocene-Miocene) are interlayered with ash rain deposits. The sinorogenic sequence from the Iglesia-Rodeo basin is interlayered with fine grained diatomitic deposits. This characteristic and the absence of the ash rain deposits represent the main differences from the Bermejo Basin. The Central Precordillera is a thrust belt with a north-south trend of strike and an eastern vergence while the Eastern Precordillera has a similar structure but with a western vergence. The Sierras Pampeanas is also a thurst belt but with a NW-SE trend of strike and a western vergence. The landscape is characterized by a large aluvial fan, playa-lake deposits, dunes and sand waves. The actual Rio Bermejo aluvial plain is well developed between the Precordillera and the Western Sierras Pampeanas. The Ischigualasto Park, well known as “Moon Valley” (Valle de la Luna) has an important museum with a great colection of dinosaur fauna. This fauna has been picked from the Triassic red beds of IschichucaIschigualasto Basin. Mapa de ubicación GEOLOGIA Guillermo Furque, Pablo D. González y Marcelo F. Caballé 1.- INTRODUCCION SITUACION GEOGRAFICA DE LA HOJA La Hoja 3169-II, San José de Jáchal, se encuentra ubicada en la región norte de la provincia de San Juan con extensión a un pequeño sector ubicado al sur de la provincia de La Rioja. Abarca parte de los departamentos Jáchal, Ullum, Angaco y Valle Fértil (San Juan) e Independencia (La Rioja). Sus coordenadas geográficas límites son los paralelos de 30°00’ y 31°00’ de latitud Sur y los meridianos de 67°30’ y 69°00’ de longitud Oeste. Abarca una superficie total de aproximadamente 16.000 Km2, en la cual están representados el sector septentrional de la Precordillera Central y Oriental y el borde oeste de las Sierras Pampeanas Occidentales. Entre estas unidades morfoestructurales se interpone el valle del rio Bermejo. NATURALEZA Y METODOLOGIA DEL TRABAJO Esta Hoja Geológica fue realizada mediante convenio suscripto entre la Secretaría de Minería de la Nación y la Universidad Nacional de La Plata, con acuerdo específico entre la Dirección Nacional del Servicio Geológico (actual SEGEMAR) y la Facultad de Ciencias Naturales y Museo. Los trabajos consistieron fundamentalmente en dos etapas: una previa de revisión y actualización de la información existente (édita e inédita) y una segunda de trabajos de campo. En esta última se revisaron y controlaron las áreas correspondientes a las Hojas a escala 1:200.000 ya publicadas, 18c (Jáchal), 19c (Ciénaga de Gualilán), 19d (Mogna), 19e (Valle Fértil) y la inédita 18e (Paganzo), además de relevarse los sectores sin información sistemática (Hoja 18d, Huaco). Para la ejecución de los trabajos de actualización y de los nuevos relevamientos, en particular aquellos vinculados a la definición de los rasgos estructurales mayores, se utilizaron fotografías aéreas e imágenes satelitales de diferentes escalas. ANTECEDENTES BIBLIOGRAFICOS Debido a la gran cantidad de trabajos que existen sobre la Precordillera y las Sierras Pampeanas, y para no realizar repeticiones innecesarias, los estudios más destacables serán mencionados en el desarrollo de los diferentes capítulos. Para la consulta de algún tema específico se remite al lector a la lista bibliográfica al final de la memoria explicativa de la Hoja. 2.-ESTRATIGRAFIA Debido a las marcadas diferencias geológicas que existen entre la Precordillera Centro-Oriental y las Sierras Pampeanas Occidentales, se analiza por separado la estratigrafía de una y otra unidad morfoestructural, con la excepción de los depósitos recientes que son tratados en conjunto. 2.A.- SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES 2.A.1.- Proterozoico Superior Complejo Valle Fértil (Bossi,1976; emend.Cuerda et al.,1984) (1) Gneises, anfibolitas, mármoles, rocas ultramáficas, granitos, pegmatitas y aplitas Esta unidad se localiza únicamente en la sierra de Valle Fértil, ubicada en el sector oriental de la Hoja. Los afloramientos comienzan en el norte de este cordón montañoso en los cerros Caballo Anca y Plateado, y desde aquí se continúan hacia el sur por todo el núcleo principal de la sierra con un rumbo general noroeste-sudeste. En el borde oriental del pie de sierra llegan hasta la latitud de Usno, mientras que por el oeste alcanzan la zona de Las Mesillas. Desde Usno pasan a la Hoja Chamical y siguen con dirección sudeste hacia Astica, mientras que por el oeste se internao en el extremo noreste de la Hoja San Juan, continuándose en la sierra de La Huerta. Debido a la complejidad mineralógica y estructural de sus rocas, y a fin de unificar la cartografía a la escala considerada, se ha dividido al Complejo Valle Fértil en las siguientes cinco unidades litológicas de mapeo: a.- Mármoles (1a) Son rocas poco abundantes dentro del complejo que se presentan en cuerpos lensoidales expuestos en forma discontinua en el sector central y sur de la sierra. Estos tienen un eje mayor de rumbo general NO-SE y se encuentran intercalados entre septos de gneises y anfibolitas, con los cuales guarda contactos netos y concordantes. Están constituídos por bancos de mármoles de 1 a 2 m y hasta 25 m de espesor máximo (Mirré, 1976). Los mármoles son blancos, con variedades celestes, rosadas y grises y su tamaño de grano es medio a grueso. Están constituídos fundamentalmente por calcita y en menor proporción por cuarzo. Tienen delgadas intercalaciones de niveles más silicatados, en los que se ha observado diópsido, tremolita-actinolita, biotita, granate y wollastonita rodeada por una corona de cuarzo+calcita. En forma esporádica incluyen bolsadas y nidos de minerales tipo skarn, con buen desarrollo Para Yardley (1989) representarían el producto de un metamorfismo de alta temperatura y baja presión sobre rocas máficas. 1961. formados por [olivina serpentinizada]. Se encuentran emplazados tanto en las anfibolitas como en los gneises. Las anfibolitas yacen como cuerpos tabulares o lenticulares de pocos metros a decenas de metros de potencia. abundante circón y escasa biotita. en la cual algunos cristales de olivina están rodeados de anillos de hipersteno. Las rocas ultramáficas son poco abundantes pero presentan una gran variedad composicional.. cordierita. de grano fino a grueso y están constituídas por hornblenda. son continuas con forma tabular o lensoidal y están constituídas por biotita. e. son contínuos o arrosariados y su rumbo (N310°-N330°) es coincidente con la orientación de las estructuras mayores de la sierra. circón. Tienen textura granoblástica cuando son macizas o nematoblástica cuando son moderada a fuertemente foliadas. Las primeras son finas. feldespatos y hornblenda. Mirré. Sobre esta última. existiendo una amplia faja de rocas intermedias entre uno y otro tipo litológico. 1984). Están formadas por cuarzo. apatita. sillimanita. Las rocas son negras o verde oscuras y su tamaño de grano varía de mediano a muy grueso. a causa de un episodio de metamorfismo regional de alto o muy alto grado coetáneo. a la cual en ocasiones se asocia escasa hornblenda o hipersteno.[olivina+clinopiroxeno]. diópsido. websteritas (Cuerda et al. Los porfiroblastos de granate son raros o están ausentes. subcirculares y hasta ovoides. Estos gneises están intercalados con los gneises tonalíticos y granodioríticos con los cuales presentan pasajes transicionales. clinopiroxeno y escasa plagioclasa. Cuerpos de menores dimensiones suelen hallarse como inclusiones. Su textura es porfiroblástica con mátrix granoblástica. más apatita y circón. A escala microscópica son características las texturas relícticas de cumulatos de origen magmático.. aplitas y pegmatitas (1e) Afloran en toda la sierra de Valle Fértil.Granitos. Las folias oscuras son ricas en biotita. presentando contactos netos (Vujovich.Gneises biotítico-granatíferos con cordierita y/o sillimanita (1d) Los afloramientos constituyen angostas fajas de dirección NO-SE. Se han citado gabronoritas. granate. de pocos metros de espesor y algunas decenas de metros de corrida. noritas. Los gneises tonalíticos están más desarrollados en una amplia faja centro-oeste que llega hasta el valle del rio Bermejo. Están cruzados en forma irregular por guías y pequeñas venillas de cuarzo. cuarzo. Son negras o verdes. mientras que los granodioríticos están restringidos a una estrecha faja oriental. Tienen textura granoblástica y no ofrecen rasgos mesoscópicos que definan algún tipo de estuctura planar u otra anisotropía. magnetita y escasa cordierita y granate. Sus cuerpos son lenticulares. Las folias claras son cuarzo-feldespáticas con escasas laminillas de biotita orientada y pocos porfiroblastos de granate. Los contactos con las rocas de caja son concordantes y netos cuando se trata de anfibolitas.3 cm y hasta 1 cm de espesor. feldespato alcalino. pero sólo se han mapeado aquellos cuerpos que por sus dimensiones y continuidad pudieron ser representados a la escala de trabajo. mientras que son . Su textura es lepidoblástica cuando la biotita es muy abundante a granolepidoblástica cuando presenta intercrecimientos de granos de cuarzo y feldespatos. b. algo más gruesas que las claras. los que están rodeados por material intercumular constituído por [plagioclasa+minerales opacos+escaso piroxeno]. Tienen un tamaño de grano mediano a grueso y presentan una fuerte foliación definida por trenes orientados de biotita o por la alternancia de bandas claras y oscuras. que están ubicadas en la región centroaustral de la sierra de Valle Fértil y se continúan hacia el sur en la sierra de La Huerta. harzburgitas y perknitas (Mirré. junto a cuarzo y feldespatos intersticiales. d. pueden ser continuas con forma tabular o discontinuas con forma lensoidal y su composición principal es granodiorítica. hipersteno. Los contactos con estas rocas son concordantes e igualmente transicionales y los límites entre los cuerpos son difíciles de identificar. apatita. 1976).Gneises granodioríticos y tonalíticos con o sin granate (1c) Dominan en casi toda la sierra de Valle Fértil. se han desarrollado simplectitas de espinela verde. hornblenda y diópsido. Según Rabbia (1996) esta textura podría representar un retardo en el enfriamiento de los plutones gabroicos. plagioclasa. boudines o venas delgadas intercaladas en los gneises y también como septos y bloques rotados que conforman el melanosoma de migmatitas agmatíticas. Los cuerpos de granito tienen forma lenticular. lherzolitas. cordierita y sillimanita. granate.2 a 0.de cristales de calcita. La textura de estas folias es porfiroblástica de mátrix granoblástica Las bandas melanocráticas. El contacto entre ambos tipos de gneises es transicional. 1994) o difusos y transicionales. circón y minerales opacos.Anfibolitas y rocas ultramáficas (1b) Estas rocas caracterizan a una faja que de este a oeste ocupa el sector central de la sierra de Valle Fértil.. Su textura es lepidoblástica esquistosa a granolepidoblástica. granate. 1976)..[olivina+clinopiroxeno +ortopiroxeno]. c. diópsido-augita (a veces diálaga) y hornblenda. epidoto. de 0. El tamaño de grano de los gneises es mediano a grueso y tienen una marcada foliación definida por la orientación de láminas individuales y trenes de biotita o por la alternancia de bandas leucocráticas y melanocráticas. Otra característica importante es su textura coronítica (Villar Fabre. Están intercalados con bancos y lentes de anfibolitas y de gneises con biotita. hecho que dificulta su separación en el campo.. plagioclasa. con contactos transicionales y concordantes con los gneises. Minoritariamente los acompañan láminas de muscovita y escasa biotita.. Luego de alcanzado el pico de metamorfismo progrado bajo las condiciones de la Facies de Granulita. 1968) (2) Granodioritas. Evolución y edad del Complejo Valle Fértil Las metamorfitas del Complejo Valle Fértil tuvieron dos rocas madres diferentes. Los antecedentes geocronológicos de la unidad corresponden todos a dataciones radimétricas por el método K/Ar. como el de Cingolani (in Varela et al. Las aplitas se encuentran como diferenciados dentro de los granitos y pegmatitas o como venas. que dio una edad de 963±86 Ma. microclino y plagioclasa y por la orientación de las micas paralela a los bordes de los cuerpos. aportaron la primera isocrona Rb-Sr de las metamorfitas de esta unidad. Castro de Machuca et al.86 y 1.transicionales cuando la roca que los contiene es gneisica. pero los mismos no fueron identificados en el ámbito de la Hoja. por lo que en algunos casos son rocas difíciles de distinguir de las aplitas. (1992) establecieron que estos granitoides son típicamente metaluminosos con índice de Shand variable entre 0. tienen un tamaño de grano mediano a grueso y son macizas a levemente foliadas. aunque Toselli et al. Toselli et al. tonalitas y escasos granitos. . 1997) de una roca bandeada con abundantes inclusiones de anfibolitas. Mirré (1971. 1997). feldespatos y biotita cloritizada a la que se asocian apatita y minerales opacos. Rapela et al. Las rocas de caja son gneises. fuera del límite septentrional de la Hoja. Cisterna y Toselli (1997) citaron la presencia de algunos gabros. Cuerda et al.Ordovícico Formación Cerro Blanco (Bossi y Herbst. rasgo común con otros sectores de las Sierras Pampeanas Occidentales. debido a que pasan gradualmente (Cisterna y Toselli. Cisterna y Toselli. Sus espesores varían de 2 a 3 metros hasta 30 o 40 metros y su corrida no supera los 40 a 50 metros (Cuerda et al. Las pegmatitas se presentan como diques o como cuerpos ovoidales de menores dimensiones que los de granitos. Castro de Machuca. filones y diques de pequeño tamaño que cortan a las rocas de caja. En general son rocas grises. 1994. Son granitos leucocráticos a hololeucocráticos rosados de grano fino.A. 1996).1.. La textura es microgranosa.A.2.. La textura granosa original se ha transformado parcialmente en una de tipo granoblástica. continúan en las sierras de Vilgo y Sañogasta. Las características geológicas. con una débil foliación definida por la alternancia de agregados cuarzo-feldespáticos y trenes continuos de láminas de biotita. a una roca masiva de textura granosa y con menor cantidad de enclaves. 1988. 1992. 1996). (1996) y Cisterna y Toselli (1997) citaron una leve tendencia peraluminosa para algunas rocas cuyo índice de Shand es de hasta 1. halló edades comprendidas entre 750±50 y 587±20 Ma. petrológicas y geoquímicas indican procesos de interacción y mezcla entre magmas básicos y ácidos. (1996) se asigna el Complejo Valle Fértil al Proterozoico Superior. Con esta edad Varela et al. 1996. gris-rosadas o rosas.. 1971. El grado metamórfico alcanzado correspondió a la Facies de Anfibolita y de Granulita. Estudios geocronológicos recientes.. 1997). mientras que en las pegmatitas asociadas.. con abundante cuarzo anhedral con extinción ondulosa.2. Castro de Machuca et al. También se han identificado granitos grises. con los cuales resulta difícil colocar un contacto neto y preciso.. Azcuy y Morelli (1979) obtuvieron un valor de 700±50 Ma.Paleozoico 2. monacita y berilo. Toubes (1983) y Varela et al. 1996).. 1984.2. Presentan una incipiente a leve foliación definida por el estiramiento de agregados de cuarzo. Están constituídas por cuarzo que se presenta como grandes masas cristalinas o lechosas o como un intercrecimiento gráfico junto a grandes cristales de feldespato alcalino pertítico. se produjo la retrogradación de las rocas a una nueva Facies de Anfibolita. plagioclasa y escasa biotita. feldespato alcalino. 1976) mencionó columbita-tantalita. Como minerales accesorios. 1993. 1996. Tomando como base las dataciones radimétricas aportadas por Azcuy y Morelli (1979). pero las descartaron porque no guardaban concordancia con sus observaciones de campo. Tienen contactos netos o transicionales con las rocas de caja y pueden ser zonadas o masivas. Las rocas tienen una clara tendencia evolutiva calcoalcalina con muy pocas muestras que quedan comprendidas dentro del campo toleítico (Cisterna y Toselli. Toubes (1983) obtuvo edades de 603±20 y 660±30 Ma sobre gneises tonalíticos y de 800±50 Ma en anfibolitas. Vujovich. 2. La unidad está constituída mayormente por granodioritas. 1990) asociada a un arco magmático islándico (Vujovich. El metamorfismo alcanzó condiciones de temperatura alta a muy alta y de presión baja a moderada. (1996) interpretaron que al menos una parte del basamento de la sierra de Valle Fértil habría evolucionado durante el Ciclo Orogénico Grenville. de cristalización fraccionada y de asimilación cortical (Toselli et al. Rabbia.. El otro protolito fueron efusiones basálticas intercaladas en la secuencia sedimentaria y cuerpos intrusivos básicos y ultrabásicos (Castro de Machuca y Conte-Grand. 1994. ilmenita. 1984).. tonalitas y granitos macizos o levemente foliados Los afloramientos de estos granitoides están ubicados en el sector oriental de la sierra de Valle Fértil y en la sierra Baja de los Portezuelos. Uno de los protolitos fue una secuencia sedimentaria que se habría depositado en una cuenca marina (Mirré. de grano mediano a grueso y con abundante cuarzo. Cuerda et al. allanita. Rapela et al. Hacia el norte. magnetita.(1984) reportaron un conjunto de edades comprendidas entre 461±15 y 92±2 Ma. areniscas. (1984) denominaron como Formación Tuminico en el sector de la quebrada homónima y que Azcuy y Morelli (1979) denominaran como Formación Lagares en el flanco occidental de la sierra de Paganzo.A. Botrychiopsis weissiana y varias especies de palinomorfos como Ancistrospora verrucosa. Afloramientos de menor importancia se encuentran en el extremo noreste de la Hoja. entre otros. lutitas y lutitas carbonosas Los afloramientos se disponen en forma saltuaria a lo largo de todo el borde occidental de la sierra de Valle Fértil y en el cerro Caballo Anca. al sudoeste de la Hoyada de Ischigualasto.A. por las sedimentitas de la Formación Patquía.. 1970. 1997). 1991. Su emplazamiento habría sido sin a tardío-tectónico y de tipo mesozonal en una zona de cizalla dúctil.verbalisocrona de referencia de 450 ma. emend. amarillo-verdosos y rosas para el par infrayacente de las formaciones Guandacol-Tupe y los colores rojos para la Formación Patquía. La figura 1 sintetiza los antecedentes que existen sobre las edades radimétricas de la unidad. Esta asignación se fundamenta.2..1. areniscas..verbal) y Rb-Sr (Cingolani. La zona de cizalla fue interpretada como una sutura de la colisión entre los supercontinentes de Laurentia y Gondwana (Dalla Salda et al. Corresponden parcialmente a la unidad que Cuerda et al. Algunos estratos de pelitas son portadores de clastos erráticos o “dropstones” y otros tienen algunas intercalaciones de delgados bancos carbonosos.Carbonífero 2. observando un cambio gradual y transicional.. indican que habrían evolucionado en un arco magmático continental. parte de los niveles cuspidales sin fósiles vegetales. junto al de otras localidades de la Cuenca de Paganzo. limolitas y arcilitas.Pérmico Formación Patquía (Frenguelli. lutitas.2. deltaico y palustre. petrográficas y geoquímicas de los granitoides. con presiones de cristalización de los magmas de 3. podrían extenderse hasta el Carbonífero superior alto a Pérmico inferior bajo. Debido a las dificultades para separar con certeza a las formaciones Guandacol y Tupe en el campo.6 Kbar (Rossi de Toselli et al. com. Ginkgophyllum sp y Botrychiopsis sp. 1997). fangolitas y arcilitas Los afloramientos de esta unidad perteneciente al Grupo Paganzo acompañan en general a los del par . La secuencia cubre en discordancia angular a las metamorfitas del Complejo Valle Fértil y a los granitoides de la Formación Cerro Blanco. 1993) durante la Fase Oclóyica del Orógeno Famatiniano (Ordovícico superior). Retrusotriletes anfractus. Hacia el techo están cubiertas en forma concordante. en recientes determinaciones U-Pb (Vujovich. (1984) identificaron restos de Rhacopteris sp. areniscas cuarzo-feldespáticas y areniscas feldespáticas. fangolitas.A. arcilitas. Verrucosisporites minutus. (1996. Florinites flaccidus.2.l. De acuerdo al criterio adoptado por Azcuy et al. Tomando como base estos datos. 2. que confirmarían la presencia de un evento plutónico importante durante el Ordovícico.. Granulatisporites varigranifer. 1997) y Cisterna y Toselli (1997) establecieron que las características mineralógicas. El histograma de frecuencia de edades radimétricas de la figura 2 fue construído con los datos de la figura 1 y como puede observarse. De la misma forma. se ha preferido considerarlas en conjunto. 1979) Formaciones Guandacol y Tupe (Frenguelli. Si bien este abundante contenido fosilífero permite restringir temporalmente la edad de la unidad. 1992.Toselli et al. Cordaicarpus. 1944) (3-4) Conglomerados. 2. La edad de los granitoides ha sido motivo de numerosas controversias. mientras que Azcuy y Morelli (1979) también identificaron una abundante flora en los niveles carbonosos. Cordaites sp. arcosas. Sobre la base este material. los cuales alternaron con episodios glacifluviales que dieron origen a los “dropstones”.Grupo Paganzo (Azcuy y Morelli. Azcuy y Morelli (1979) identificaron la Palinozona de Ancistrospora del Carbónico medio (Namuriano). Azcuy et al.. areniscas feldespáticas. existe un importante pico de actividad magmática durante el Ordovícico. Raistrickia paganciana. se asigna a los granitoides de las sierras Baja de Los Portezuelos y sector oriental de Valle Fértil al Ordovícico s. Pustulatisporites papillosus. reservandose los tonos verdes. (1987) el límite entre las unidades está dado por el cambio de color de sus rocas. 1991) realizaron un detallado análisis de las facies de las sedimentitas de la Cuenca de Paganzo..2. Cuerda et al. (1990.) focalizadas sobre las granodioritas del faldeo oriental de la sierra de Valle Fértil. La unidad cuenta con un importante registro paleoflorístico. Fernández Seveso et al. entre los que identificaron Rhacopteris ovata.2. Actualmente la Formación Tuminico fue reinterpretada como equiparable con el par de las formaciones GuandacolTupe (Pazos. además. no se descarta que algunos niveles conglomerádicos estériles del tercio inferior de la secuencia puedan corresponder al Carbonífero inferior. limolitas. evaluando la escala de mapeo utilizada. sobre la sierra Baja de Los Portezuelos. 1944) (5) Limolitas. En base a estos estudios determinaron que las Formaciones Guandacol-Tupe se depositaron en un ambiente continental de tipo fluvial. Cisterna y Toselli.3. La sucesión stá constituída por conglomerados polimícticos con clastos de rocas del basamento del Complejo Valle Fértil. com.. tobas. 3. En algunos tramos de la secuencia se presentan bancos de brechas intraformacionales con clastos pelíticos a veces abarquillados. aunque en algunos sectores se interpretó que podrían corresponder a una variación litofacial lateral. quebrada de Tuminico o áreas aledañas. Hacia el techo está cubierta en discordancia por las sedimentitas de las formaciones Talampaya-Tarjados (Triásico Inferior). Formación Tarjados (Romer y Jensen. El techo es una superficie de discordancia erosiva sobre la que descansan los depósitos de la Formación Chañares.. La misma relación fue observada en la Cuenca de Ischigualasto. al norte del poblado de La Torre. En algunos sectores de la Cuenca de Ischigualasto. Sólo se encuentran en dos localidades del extremo noreste de la Hoja. uno está a aproximadamente 12 km al NNO de La Torre y el otro sobre la quebrada de La Desabrida. en una estrecha faja elongada NOSE y también en el extremo NE de la Hoja. las que se intercalan con bancos de lutitas.A. pero con las formaciones Chañares e Ischichuca (Triásico medio). coo pasajes laterales a deltaico y barreal-lacustre. limolitas y fangolitas.l. El Miembro Superior es de tonalidades blanquecinas o rosadas y está constituído por areniscas que hacia el techo culminan con .3. con un pobre desarrollo de las planicies de inundación pelíticas (Martínez.Guandacol-Tupe. con períodos áridos a semiáridos en los cuáles se depositaron importantes dunas eólicas. 1966) (6) Conglomerados. No se han encontrado sedimentitas que puedan asignarse a esta Formación en la zona de Caballo Anca. No se han registrado hallazgos de restos fósiles dentro de la secuencia que permitan su correcta ubicación cronoestratigráfica.1. 1991) les permitió deducir un ambiente de depositación fluvial entrelazado. 1966) (7) Areniscas. Esta unidad está expuesta en el rio de La Peña.A. pasando en transición desde rocas verdosoamarillentas a las típicas rojas de la Formación Patquía. debido a que su conglomerado de base traslapa los depósitos del sustrato neopaleozoico. arcosas.. Azcuy y Morelli (1979) no descartaron que la base de la unidad pueda extenderse hacia el Pérmico superior alto. se la asignó al Pérmico s. mientras que en el Superior prevalecen areniscas cuarzofeldespáticas con estratificación entrecruzada. Ocasionalmente se intercalan lechos de arcosas. areniscas. limolitas y brechas intraformacionales. La mitad inferior de la sucesión está constituída por areniscas finas con estratificación entrecruzada e intercalaciones de niveles de conglomerados. La unidad está constituída fundamentalmente por capas rojas en las que predominan los bancos de areniscas feldespáticas sobre las limolitas y lutitas. En el tramo superior dominan las areniscas medianas y las limolitas y además lleva intercalaciones de lentes de conglomerados y sabulitas. Suprayace en forma concordante a la Formación Tupe.A. Debido a la ausencia de fósiles y de acuerdo a su posición en la secuencia como único argumento cronoestratigráfico. quienes identificaron los miembros Inferior y Superior en la quebrada de La Desabrida sobre el extremo norte de la sierra Baja de Los Portezuelos. El análisis de facies realizado por Fernández Seveso et al. En el Miembro Inferior predominan areniscas.-Triásico inferior Formación Talampaya (Romer y Jensen.1.Triásico 2. Cubre en concordancia a la Formación Talampaya con un contacto gradual y transicional. Según Romer y Jensen (1966). No obstante. Es equivalente a la Formación La Colina de la sierra de Paganzo que fue estudiada por Azcuy y Morelli (1979). Sin embargo. podría interpretarse que la Formación Tarjados constituye el equivalente lateral de la Formación Talampaya. que denotan un escaso o nulo transporte.1. Stipanicic y Bonaparte (1979) citaron un contacto discordante entre las formaciones Talampaya y Tarjados. En la zona de La Torre está cubierta en discordancia erosiva por la Formación Lomas Blancas del Grupo Chiflón (Triásico medio-superior). al O del Valle de La Luna. conglomerados lenticulares y algunos bancos de tobas.Mesozoico 2. 1994). Cubre en discordancia angular a las sedimentitas continentales del Grupo Paganzo o se apoya en relación de no concordancia sobre los granitoides de la Formación Cerro Blanco. el cual fue posteriormente reinterpretado como una superficie erosiva por Milana y Alcober (1994). está constituída por los miembros Inferior y Superior. lutitas y conglomerados Sus afloramientos se encuentran en el rio Agua de La Peña (sudoeste de la Cuenca de Ischigualasto) en donde acompañan a los de la Formación Talampaya. La Formación Tarjados la cubre en forma concordante y transicional. por cubrir en concordancia a la Formación Tupe del Carbonífero mediosuperior y estar cubierta en discordancia por las formaciones Talampaya-Tarjados del Triásico inferior.3. Azcuy y Morelli (1979) y Martínez (1994) la ubicaron en el Triásico inferior. Estos depósitos areno-conglomerádicos se habrían originado a partir de un sistema fluvial entrelazado. 2. El primero es de colores rojos y comienza con un conglomerado polimíctico de base al que le siguen areniscas gruesas con laminación cruzada. El clima bajo el cual se habrían producido estos depósitos fue templado-cálido. (1990. Sill. El paleoambiente en el cual se depositó la unidad correspondió a un sistema fluvial de rios entrelazados con una abundante carga arenosa y un escaso desarrollo de las facies pelíticas de planicie de inundación (Martínez. esta unidad forma parte de una única secuencia junto con la Formación Ischichuca.un nivel silicificado que fue interpretado como un silcrete de un extenso período de no depositación (Alcober. 1994). areniscas y paleosuelos Sus afloramientos constituyen una estrecha faja de dirección NO-SE ubicada en el sector oeste de la Cuenca de Ischigualasto.Grupo Agua de La Peña (Bossi.Formación Ischichuca (Frenguelli. sino que también comprueba una época de sinrift. Entre las formas más importantes se pueden citar a Probelesodon lewisi. como en el cerro Caballo Anca.A. 1967. 1993). agrupadas en cuatro unidades formacionales (Ischichuca. con la que tiene engranajes laterales graduales y transicionales. con la cual engrana lateralmente. Está formada principalmente por bancos de lutitas negras con intercalaciones muy subordinadas de areniscas que en general tienen un arreglo granodecreciente.3. Milana y Alcober (1994) interpretaron a las formaciones Talampaya-Tarjados como una “Secuencia de Primer Sinrift” asociada a los estadíos iniciales del desarrollo de una cuenca de tipo hemigraben. Se han encontrado restos de reptiles que fueron estudiados por Romer (1966. 1968. que permiten ubicar a la Formación Chañares en el Triásico medio bajo a alto. 1966) (8) Pelitas.3. 1969) que permiten ubicar a la unidad en el Triásico inferior. fue de tipo lacustre con facies deltaicas subordinadas. 1967). El paleoambiente de depositación de esta unidad. Probelesodon minor.1. 1966.Triásico medio-superior . aunque mayormente ésta la cubre en concordancia.1. 1979. Lagosuchus talampayensis. Está constituída por areniscas finas limosas y tobáceas. carrerei y varias especies de Dicroidium. la presencia de pillow lavas no sólo señala la efusión de coladas subácueas de basaltos en algunos sectores de la cuenca. No obstante la Formación Chañares representa un subambiente marginal de diferente posición dentro del sistema depositacional desarrollado en la cuenca de tipo hemigraben. Según estos autores. la Formación Ischichuca traslapa las unidades subyacentes y se apoya directamente en discordancia angular sobre la Formación Tarjados. Lagosuchus talampayensis y Marasuchus lilloensis. De acuerdo a las citas de Martínez (1994) se han hallado restos de una abundante flora fósil constituída por Neocalamites cf.Triásico medio a. 1994). Stipanicic y Bonaparte. Entre los reptiles pueden citarse Probelesodon lewisi. que han sido correlacionados con la Formación Baldecitos..A. En la parte media de la secuencia se han encontrado restos de vertebrados dicinodontes (Romer y Jensen. Las formaciones Chañares-Ischichuca fueron interpretadas por Milana y Alcober (1994) como una “Segunda Secuencia de la Primera Etapa de Sinrift” que estuvo vinculada a la evolución de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto.1. 1969) y Bonaparte (1966.. las cuales fueron depositadas en zonas marginales del hemigraben (lejos de la estructura de fallamiento principal) que estuvieron asociadas a planicies de inundación maduras (Milana y Alcober. Baraldo et al. reptiles e icnitas. En el tramo basal de la secuencia se han registrado intercalaciones de coladas de basaltos almohadillados.. con escasas intercalaciones de limolitas. a través de un pasaje gradual en transición. en parte. 1990) y recientemente redefinido como la evolución de un hemigraben asimétrico (Milana y Alcober. Chañaresuchus bonapartii. Esta unidad ha brindado abundantes y excelentes restos de plantas fósiles. De acuerdo a la interpretación de Milana y Alcober (1994). 2. 1944) (9) Lutitas negras no carbonosas y areniscas finas a gruesas Acompaña a los afloramientos de la Formación Chañares. 1971) Bossi (1971) introdujo esta denominación para las sedimentitas rojas continentales que.2.. Marasuchus lilloensis y Gracilisuchus stipanicicuorum. que estuvo cerca de la estructura principal que mantuvo activo al hemigabren (Milana y Alcober. Suprayace en discordancia erosiva a la secuencia de las formaciones Talampaya-Tarjados y está cubierta en forma concordante con un contacto gradual y transicional por la Formación Los Rastros. El tramo cuspidal de la secuencia también tiene. Chañaresuchus bonapartii. engranajes laterales con la Formación Los Rastros. 1994). Formación Chañares (Romer y Jensen. Este depocentro fue interpretado como una cuenca de tipo rift (Rolleri y Criado Roqué. 2.3. a. e inclusive al norte de esta localidad lo hace con la misma relación sobre sedimentitas neopaleozoicas. En algunos sectores de la cuenca. 1994) cortadas por escasos rellenos de canales arenosos o vinculadas a depósitos lacustres con desarrollo de paleosuelos. Ischigualasto y Los Colorados) formaban parte de las facies internas de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. Los Rastros.. aunque en los sectores distales respecto de la zona de aporte esta unidad la cubre en forma concordante. tobas arcillosas.Formación Ischigualasto (Frenguelli. Su base está constituída por el “Conglomerado Agua de La Peña”. Milana y Alcober. Los restos de vertebrados están representados por el pez paleonisciforme Myrilepis elongatus. Thinnfeldia. mientras que hacia arriba es cubierta en concordancia con un contacto gradual y transicional por la Formación Ischigualasto. Sólo hacia el techo de la secuencia se registran escasas intercalaciones de basalto que son equiparables con la Formación Baldecitos. 1970). El resto de la secuencia se corresponde con un deposito de rios entrelazados. Con respecto al paleoambiente. con desarrollo de extensas planicies de inundación a las que se asocian depósitos de lóbulos de crevasse. lo cual originó los depósitos palustres de bancos carbonosos y paleosuelos (Milana y Alcober.2. De la misma manera que la secuencia de las formaciones Chañares-Ischichuca. En el tramo basal presenta intercalaciones de cuerpos basálticos (Formación Baldecitos) que originalmente fueron interpretados como filones capa por Stipanicic y Bonaparte (1979). Cladophlebis. a. Durante este intervalo. Es una faja NO-SE con un ancho de afloramiento de aproximadamente 4 km. vinculados con avulsiones producidas por lluvias estacionales (Martínez. El tercio basal presenta engranajes laterales con las formaciones Chañares e Ischichuca. Está constituída por ciclos rítmicos progradantes que hacia el techo presentan una tendencia general granocreciente.Formación Los Rastros (Frenguelli. 1994). Son igualmente importantes las icnitas de Rigalites ischigualastianus y huellas tridáctilas no determinadas. También tiene intercalaciones de algunos bancos de escaso espesor de tobas montmorilloníticas (Bossi.3. Está constituída fundamentalmente por una sucesión de ciclos granodecrecientes (Martínez. Podozamites. Al igual que el resto de las unidades del Grupo Agua de la Peña. Dicroidium. a. que hacia el sur culmina contra la estructura que actuó como borde austral de la cuenca. Hacia arriba cambian a areniscas medias. a las que siguen areniscas finas laminadas y culminan con limolitas laminadas que ocasionalmente se intercalan con bancos carbonosos o calcáreos. en una amplia faja orientada NO-SE de alrededor de 6 km de ancho. que pasa gradualmente a lutitas y areniscas finas limosas con estructuras laminadas. Baiera y Cycadocarpidium. además de algunas huellas y escasos restos de invertebrados y peces (Martínez. ocasionalmente gruesas. 1994). también se produjo la efusión de los numerosos mantos de basalto. Sobre la base de todos estos restos paleobiológicos. se observa cubierta en discordancia erosiva por la Formación Los Colorados. Yabeiella. mantos de carbón y areniscas finas a medias Se encuentra expuesta en el sector central de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. la secuencia de la . el “Conglomerado Agua de La Peña” se considera que representa un depósito de bajada aluvial producido por una importante reactivación de la estructura que gobernaba la tectónica del hemigraben (Martínez. Las ritmitas constituyen ciclos deltaicos progradantes sobre lagos someros (Martínez. 1994) que comienzan con areniscas medias a gruesas con entrecruzamientos en artesa. Milana y Alcober (1994) interpretaron a la Formación Los Rastros como una secuencia asociada a la “Primera Fase de Post-Rift” vinculada al desarrollo del hemigraben de IschichucaIschigualasto. observándose un pasaje transicional. con entrecruzamientos. limolitas. en los sectores marginales de la cuenca.. mientras que los invertebrados más comunes son Estheria y Palacomutela. aunque Martínez (1994) citó un contacto de tipo concordante y neto. 1993) o efusiones subácueas en cuerpos lacustres (Milana y Alcober. Las planicies de inundación estuvieron medianamente a mal drenadas. Phillotheca. 1994). Neocalamites.Las huellas encontradas son tridáctilas bípedas y fueron asignadas por Bonaparte (1969) a un probable reptil ornithischio. al oeste de las Barrancas Coloradas. Esta unidad ha brindado abundantes restos de vegetales y polen. Cada ciclo de progradación comienza con una capa de carbón o lutita carbonosa. aunque actualmente se han encontrado evidencias que permiten sostener que corresponden a coladas lávicas derramadas sobre un sustrato húmedo (Moneta et al. Hacia el techo. 1994. 1944) (10) Lutitas negras carbonosas. sabulitas. 1994) que habrían estado ubicados sobre el eje de la cuenca en las partes de topografía más deprimida. la Formación Ischigualasto presenta cambios laterales y verticales muy importantes (Alcober. Xylopteris. 1994). ondulíticas o flaser (Milana y Alcober. En base a sus fósiles puede asignarse a la Formación Los Rastros al Triásico medio alto. 1944) (11) Areniscas feldespáticas y micáceas. y en coincidencia con esta reactivación. un conglomerado polimíctico que cubre en forma concordante y neta a la Formación Los Rastros. 1994). bancos carbonosos y paleosuelos El área de mayor exposición se encuentra en el Valle de La Luna u Hoyada de Ischigualasto... 1993). Entre los géneros de plantas más importantes pueden citarse a Equisetites. la Formación Ischichuca fua asignada al Triásico medio bajo a alto. 1994). 1994). Entre los restos fósiles del tramo superior pueden citarse a Chaliminia musteloides. Las arenas se habrían depositado en un paleoambiente de planicies de inundación heterolíticas. Yabeiella. Fundamentalmente se la encuentra en las zonas de Baldecitos. areniscas ferruginosas. que en conjunto podrían representar el relleno tractivo de facies de canales.Formación Los Colorados (Groeber y Stipanicic. 1953) (12) Areniscas. Pisanosaurus mertii. Groeber y Stipanicic (1953). tobas y conglomerados. Pseudohesperosuchus jachaleri. que hacia arriba se encuentran cortadas por depósitos conglomerádicos de rellenos de canales de un sistema de rios entrelazados efímeros (Milana y Alcober. Coelurosauria. sabulitas. verdes y grises. Neoaetosauroides engaeus.8±0. Esta unidad ha brindado una gran variedad de restos fósiles de vertebrados.1. Según los autores antes citados. en donde la Formación L mas Blancas la cubre en discordancia erosiva. etc. arcilitas. La unidad comienza con un conglomerado de base al que le siguen abundantes bancos de areniscas finas entrecruzadas y limolitas laminadas amarillas. estas dos secuencias de la Formación Los Colorados están asociadas a la “Segunda Fase de Postrift” de la evolución tectosedimentaria del hemigraben de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. limolitas. Xylopteris. 1950). Balde del Rosario. 1973. En general cubre en concordancia a la Formación Ischigualasto.Grupo Chiflón (Bossi y Herbst. Riojasaurus incertus. La facies de conglomerados engranan lateralmente con areniscas gruesas. Según Bonaparte (1971) la presencia de esta asociación faunística indica una edad triásica superior para los depósitos de la Formación Los Colorados. La secuencia Los Colorados Superior está dominada por areniscas y limolitas que se habrían depositado a partir del mismo sistema fluvial. mostrando un contacto gradual y transicional. Ischigualastia jenseni. .. hechos relacionados a procesos de estabilidad y retroceso del relieve. la Formación Ischigualasto fue asignada al Triásico superior pre-retiano. Eoraptor lunensis. Romer (1962) y Romer y Jensen (1966). Hacia el techo está cubierta en discordancia angular por las sedimentitas de la Formación Cerro Rajado del Cretácico inferior. se debe a Frenguelli (1948. 1971) y medios de la unidad. Tritylodon sp. 1994). entre otros.3 Ma (Rogers et al. Está constituída por areniscas rojo ladrillo. aunque localmente se han observado sectores donde se le sobrepone en discordancia erosiva. Archangelsky (1963) y Bonetti (1966) la descripción de los géneros Neocalamites. 1971). con escasas intercalaciones de limolitas. Hemiprotosuchus leali y Fasolasuchus tenax. Pterophyllum. 1978). los que están acompañados de un no menos importante registro paleoflorístico. Rhexoxylon. Los restos fósiles localizados en la unidad provienen de los niveles superiores (Bonaparte. En general se compone de ciclotemas granodecrecientes depositados a partir de un sistema fluvial entrelazado con desarrollo de amplias planicies de inundación pelíticas. hacia el este de la fractura que habría actuado como borde sudoriental de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto. En cuanto a los vertebrados. a..Formación Lomas Blancas (Bossi y Herbst. Por arriba está cubierta en concordancia por la Formación Rio Chiflón. forman parte de las facies de la configuración externa de la Cuenca de Ischichuca-Ischigualasto (Bossi. Araucarites. La relación con la infrayacente Formación Talampaya sólo puede observarse en la región de La Torre. 1994). finas a gruesas. Se encuentra distribuída en varias localidades del extremo noreste de la Hoja. pero con alargamiento de los cursos y desarrollo de amplias planicies de inundación. cabe destacar la presencia de Herrerasaurus ischigualastensis. En los términos intermedios y más altos de la secuencia se intercalan lentes de conglomerados y sabulitas. 1975. Cladophlebis. Podozamites. Riojasaurus tenuiceps. b. conglomerados finos y arcilitas Está expuesta al este de las Barrancas Coloradas en una faja NO-SE de aproximadamente 6 km de espesor.. reunidas en las formaciones Lomas Blancas y Rio Chiflón.. Archangelsky y Brett (1960). En referencia a la paleoflora.4. Phylloteca. descriptos por Bonaparte (1966. aunque recientemente se han producido hallazgos en el tramo inferior (Martínez. b. 1993). Ocasionalmente se intercalan bancos de tobas multicolores y hacia la parte cuspidal se interponen mantos de basalto de la Formación Baldecitos. La Torre y al este del cerro Morado. 1968) (13) Areniscas finas. Frenguellisaurus ischigualastensis. En base a su contenido paleobiológico y a una edad radimétrica (Ar39/Ar40-sobre tobas intercaladas en la secuencia) de 227. Dicroidium.Formación Ischigualasto caracteriza la segunda etapa en la evolución de un nuevo período de sinrift (Milana y Alcober. La secuencia Los Colorados Inferior es netamente arenosa y hacia el tope comienzan a intercalarse niveles conglomerádicos. limolitas. Milana y Alcober (1994) dividieron a la Formación Los Colorados en una secuencia Inferior granocreciente y otra Superior con tendencia granodecreciente. 1968) Las sedimentitas rojas continentales de esta unidad. (1997). 1968) (14) Limolitas. clinopiroxeno tipo augita titanada y como accesorios magnetita y apatita. b. fangolitas.. No se han encontrado restos fósiles en la secuencia que permitan ubicarla cronológicamente. 1975) (15) Basaltos olivínicos alcalinos Los afloramientos de esta unidad se encuentran sobre el borde oriental de la Hoyada de Ischigualasto y hacia el este se distribuyen desde el cerro Morado hasta Balde del Rosario. Las efusiones de los basaltos son de tipo fisural y habrían estado controladas por la mencionada megafractura y por el sistema de fracturamiento presente en la sierra Baja de Los Portezuelos. 1979). Un dique de basalto que corta a la Formación Rio Chiflón en las lomas Blanca y Negra. Taeniopteris y Ginkgoites. rodeados por una pasta de textura intergranular. Son de grano fino. Los basaltos de la región del Parque de Ischigualasto se encuentran intercalados fundamentalmente en las formaciones Los Rastros e Ischigualasto. Sólo se mencionaron restos de troncos silicificados en el tercio inferior pero sin valor bioestratigráfico (Azcuy y Morelli. lutitas. negros a gris verdosos. el magmatismo básico es de características fuertemente alcalinas en las rocas que se . mesoscópicamente afíricos. 1971). Como minerales de alteración se presentan cloritas. Por otra parte no puede descartarse una probable correlación con la Formación Ischigualasto. Cladophlebis. En consecuencia y de acuerdo a su posición en la secuencia se asigna la Formación Rio Chiflón al Triásico superior alto. en parte calcáreas y de lechos de conglomerados finos. pero tienen microfenocristales de plagioclasa zonal con rebordes de feldespato alcalino. correspondientes a diques intruídos en las sedimentitas triásicas del grupo Chiflón. Presenta frecuentes intercalaciones de estratos de areniscas finas a medianas de color morado. 1994).Formación Rio Chiflón (Bossi y Herbst. por sedimentitas terciarias de la Formación Angosturas o por antiguos niveles de abanicos aluviales. cuya tectónica estuvo controlada por la reactivación de la megafractura de Valle Fértil (Milana y Alcober. Azcuy y Morelli (1979) asignaron a la Formación Lomas Blancas al intervalo Triásico medio alto a Triásico superior bajo. aunque por su composición esencialmente pelítica y fácil desagregación. También corresponden a esta unidad las rocas básicas que están expuestas en la zona de La Torre y en la Loma Negra. dio una edad K/Ar de 215±5 Ma. Los basaltos son macizos o amigdaloides con rellenos de cloritas. La Formación Rio Chiflón cubre a las sedimentitas de la Formación Lomas Blancas asignada al Triásico medio alto-Triásico superior bajo y está cubierta por las efusiones de basaltos del Triásico superior-Jurásico inferior. (1997) encontraron tanto efusiones como cuerpos intrusivos (diques y filones capa).. areniscas finas a medianas y conglomerados Esta unidad acompaña en su distribución a la Formación Lomas Blancas.2. y con una fuerte alteración propilítica. Los afloramientos de la sierra de Loma Negra. El ambiente de depositación se relaciona con un sistema fluvial de rios anastomosados con facies de relleno de canal (conglomerados finos) y amplio desarrollo de planicies de inundación pelíticas. Las rocas varían desde tefritas y basanitas hasta tefrifonolitas (SiO2=43-57%). con escasos basaltos y traquiandesitas (Page et al. calcita o ceolitas. sus afloramientos están restringidos a pequeños asomos parcialmente cubiertos por depósitos cuaternarios. En base a estos argumentos estratigráficos. Bossi y Herbst (1968) reconocieron especies de Neocalamites. Estas rocas básicas están relacionadas a una cuenca distensiva tipo rift (Monetta et al. En la pasta se reconoce plagioclasa argilizada. Esta correlación tiene un fuerte sustento bioestratigráfico en el contenido paleoflorístico de la Formación Lomas Blancas. calcita e iddingsita. que son formas comunes también en las formaciones Los Rastros e Ischigualasto. Podozamites. y en las regiones de La Torre y Balde del Rosario.Azcuy y Morelli (1979) correlacionaron a la Formación Lomas Blancas con la Formación Los Rastros. mientras que hacia el techo está cubierta en discordancia por mantos de basalto de la Formación Baldecitos. quizá representen el relleno de las fisuras o conductos de salida de las coladas y filones capa. aunque en forma más restringida también aparecen en las formaciones Ischichuca y Los Colorados. En la zona que está al este del cerro Morado. pero recientemente Page et al. Estos datos indican una edad triásica superior a jurásica inferior para las efusiones. si se equipara al conglomerado de base de esta unidad con el “Conglomerado Agua de La Peña”. Cubre en forma concordante con un pasaje gradual y transicional a la Formación Lomas Blancas. 1997). los mantos efusivos también se encuentran intercalados en las sedimentitas triásicas del Grupo Chiflón. En la base comienza con bancos de limolitas verde amarillentas a las que le siguen lutitas y fangolitas grises. Yabeiella. Moneta et al. Los basaltos en general son olivínicos alcalinos. 1993). Milana y Alcober (1994) identificaron pillow lavas derramadas sobre un sustrato subácueo perteneciente a un cuerpo lacustre. actualmente interpretada como un hemigraben asimétrico.. (1993) citaron para estos basaltos un único origen a partir de derrames de coladas..Formación Baldecitos (Mozetic. Dicroidium. c. mientras que los basaltos del cerro Negro tienen edades de 225±5 Ma y 194±26 Ma (González y Toselli. Según Page et al. A. conglomerados y niveles de yeso Los afloramientos de mayor importancia se encuentran en el extremo noreste de la Hoja.2. pero Zambrano (1990) la correlacionó lateralmente con los conglomerados de la Formación La Cruz aflorantes al sudeste.2. granitoides y volcanitas. de Parker (1974). con estratificación paralela y ondulítica y calcos de carga.A.3. o por depósitos aluviales y eólicos modernos como ocurre al este de la Hoyada de Ischigualasto. Las sedimentitas se encuentran interpuestas entre las capas rojas de la Formación Los Colorados del Triásico superior y la sedimentitas continetales de la Formación Angosturas asignada al Plioceno (Azcuy y Morelli. La edad de la Formación Cerro Rajado es muy controvertida debido a que no es portadora de restos fósiles. Rio Chiflón y Cerro Rajado. 2. González y Toselli (1971) obtuvieron edades radimétricas por el método K/Ar sobre basaltos de los cerros Morado y Negro.encuentran en los sectores más alejados de la cuenca o en la parte más baja de la secuencia estratigráfica triásica... de hasta 400 m de espesor (Zambrano. areniscas medianas y limolitas Esta unidad solamente está expuesta en el extremo noreste de la Hoja. U y Th (Page et al.Pleistoceno a. Yacen en discordancia erosiva sobre la Formación Los Colorados y están cubiertas en discordancia levemente angular por la Formación Angosturas. areniscas y limolitas Sus afloramientos más importantes se encuentran sobre las vertientes occidental y oriental de la sierra de Valle Fértil y con escaso desarrollo aparece sobre la sierra Baja de Los Portezuelos. La Formación Angosturas cubre en discordancia levemente angular a las formaciones Los Colorados.Formación Vichigasta (Fidalgo.Plioceno Formación Angosturas (Azcuy y Morelli. por correlación con otras sedimentitas de esa edad.. delgadas capas de yeso y ocasionalmente de finos niveles de tobas. cubriendo en discordancia levemente angular a la Formación Cerro Rajado. 2. 1979) (17) Areniscas. limolitas y arcilitas laminadas. sometido a un riguroso clima árido..Cuaternario 2.Cenozoico 2. La marcada alcalinidad presente en algunas rocas está acompañada por un alto contenido de P2O5 y TiO2 y un enriquecimiento en elementos traza como el Cs.4.1. Corresponde al primer nivel de . Todas estas edades indican un importante pulso de actividad magmática concentrado en la base del Triásico superior. 1990).A.2. Nb.A. de 223±4 Ma y 225 Ma. fuera de la Hoja. poseen mátrix arenosa y cemento yesoso y tienen intercalaciones de areniscas y limolitas rojas a pardo-amarillentas. y a los cuales asignó una edad cretácica inferior a media. En general todos los afloramientos conforman lomadas suaves en general muy cubiertos por el resto de las unidades modernas. tobas.4.1.A.. con disminución de la carga de lecho en los sectores medios.A. Hacia arriba está cubierta en discordancia por los depósitos de bajadas aluviales modernas del borde nororiental de la sierra de Valle Fértil y de la sierra Baja de Los Portezuelos. 1979) (16) Conglomerados. Azcuy y Morelli (1979) atribuyeron la Formación Angosturas al Plioceno. determinando un paleoambiente constituído por bajadas aluviales coalescentes. Los basaltos que están intercalados en los sectores cuspidales de la sucesión son de tendencia subalcalina. Bossi (1977) realizó un detallado análisis facial de la unidad. Zr.4.4. Rb.. 1979). con intercalaciones de conglomerados. Su posición en la secuencia estratigráfica indica que la edad de la unidad estaría comprendida entre el Jurásico y el Terciario pre-Neógeno. Aflora como una pequeña faja de sedimentitas que se extiende por alrededor de 50 km con dirección nornoroeste. Exposiciones de menor importancia aparecen por debajo de los actuales niveles de abanicos aluviales en la zona de Usno y a lo largo de toda la sierra Baja de Los Portezuelos..1.4. Estas sedimentitas son equivalentes a las que Bossi (1977) denominó Formación Rio Mañero y parcialmente equiparables a la Formación Quebrada del Médano. Mozetic (1975) sobre los mismos basaltos del cerro Morado obtuvo un valor de 220±10 Ma (K/Ar). Esta secuencia sedimentaria. El paleoambiente en el cual se depositó la unidad fue de tipo continental..Neógeno 2. 1964) (18) Conglomerados gruesos.1. mientras que los conglomerados representarían avenidas de bajadas aluviales sobre la llanura pedemontana. 1997). Están pobremente estratificados. Ba. Está constituída por areniscas con estratificación paralela o cruzada. Las areniscas y limolitas serían el resultado de la combinación entre un sistema fluvial poco desarrollado y de médanos.Cretácico inferior Formación Cerro Rajado (Stipanicic y Bonaparte. desde el Valle de La Luna hasta el cerro Bola (fuera de la zona de estudio). Forman una típica asociación de capas rojas. se compone de un conjunto de conglomerados varicolores de clastos angulosos a redondeados de metamorfitas. 2. Paleozoico 2. Zacanthoides sp. Constituye los niveles aterrazados que se encuentran topográficamente en una posición de máxima altura respecto al resto de los depósitos aluviales. 1979). 1981) (21) Calizas. Corresponden a depósitos de abanicos aluviales coalescentes cercanos al ápice.B. La restante litofacies representa un ambiente somero de mayor energía. 1986. Antagmus sp. Litofacies de calizas con niveles lutíticos y Litofacies de lutitas con niveles de calizas. Azcuy y Morelli (1979) la asignaron al Pleistoceno por tratarse del más antiguo nivel de bajadas aluviales que observaron en la comarca. además de escasos de sedimentitas que dominan en la porción de los ápices de las bajadas. que se intercala con depósitos pelíticos de menor energía depositacional. 2. El Fuerte y Cumillango. intertidal bajo a supratidal. Tienen intercalaciones de areniscas y limolitas que se ubican preferentemente en la parte distal de los abanicos y predominan en la playa de bolsón. Los mismos fueron estudiados por Benedetto (1986). Cámbrico superior Formación San Roque (Baldis et al. Las características sedimentarias de las dos primeras litofacies indican un paleoambiente marino profundo de baja energía depositacional. 1989). La unidad está constituída por calizas (en parte dolomías) y lutitas. se encuentran más desarrollados a lo largo del borde oriental de las sierras de Valle Fértil-La Huerta. que de base a techo de la secuencia son: Litofacies de calizas con ocasionales niveles de lutitas. Bordonaro (1990) citó la presencia de la unidad en la sierra de Potrerillos (La Batea) y en los cerros La Silla. braquiópodos inarticulados y espículas de esponjas (Benedetto et al. La unidad no fue mapeada en estos sectores. De acuerdo a Benedetto et al. en los cuales se identificaron formas de trilobites tales como Olenoides sp.B.A. porque no se conocen elementos paleontológicos que certifiquen su edad.B.Holoceno Estas unidades deben consultarse al final del capítulo de la estratigrafía de la Precordillera. con clastos de metamorfitas y granitoides del basamento y de volcanitas basálticas. las cuales son características del Cámbrico inferior-Cámbrico medio bajo.. De acuerdo a Cabaleri (1989a) están distribuídas en tres litofacies principales. además de Hyolites sp. Estan cubiertos y rodeados por los depósitos aluviales actuales y se encuentran disectados por los actuales cursos fluviales. dolomías y cherts Se halla expuesta en una faja meridiana que constituye el borde oriental del cerro Viejo de San Roque. b. Son conglomerados gruesos con abundantes clastos de metamorfitas y granitoides del basamento.B.. Pthichagnostus praecurrens.bajadas aluviales antiguas que están relacionadas con un importante pulso de levantamiento de la sierra de Valle Fértil. se observan topográficamente por debajo de los depósitos del primer nivel de agradación que corresponden a la Formación Vichigasta. Paganzo. La Formación San Roque está cubierta en concordancia por la Formación San Juan. de tipo subtidal.. (1986) la fauna de trilobites pertenecería a las zonas de Glossopleura y Glossopleura-Kootenia.4..2.. y de planicie de plataforma a talud.. 2. Athabaskiella sp. 1964) (19) Conglomerados gruesos pobremente consolidados Corresponden a los depósitos del segundo nivel de agradación que afloran sobre la vertiente oriental de la sierra Baja de Los Portezuelos. Cabaleri. 1962) (20) Calizas micríticas y lutitas Sus afloramientos se presentan en las inmediaciones de la zona de Los Túneles. Se interpretó que la Formación Catinzaco es posterior a la Formación Vichigasta porque se localiza en un nivel topográfico más bajo y sus conglomerados ofrecen menor grado de consolidación.2. Kootenia sp.2. en la Hoja 18e.. sobre la Ruta Nacional N° 150 que conecta San José de Jáchal con Rodeo...Formación Catinzaco (Fidalgo. El tamaño de grano y la forma de los clastos de los conglomerados es muy variada y su grado de consolidación es pobre. La unidad se correlaciona con los depósitos de similares características que se encuentran con un amplio desarrollo hacia el este. con la que .1. aunque no se descarta la presencia de calizas cámbricas sobre el borde oriental de estos cordones. Los clastos de sedimentitas son muy escasos y se encuentran en menor proporción que en la Formación Vichigasta (Azcuy y Morelli. Cámbrico medio Formación La Laja (Borrello.1. Se asientan sobre un sustrato labrado en todas las rocas prepleistocenas y están cubiertas por los depósitos de la segunda bajada aluvial antigua que corresponde a la Formación Catinzaco. La sucesión presenta algunos niveles fosilíferos.PRECORDILLERA CENTRO-ORIENTAL 2.1... Astini (1988) y Cabaleri (1989a y b). Son conglomerados gruesos pobremente consolidados. Fuera del ámbito de la Hoja.1. Hacia el norte de la localidad de La Torre. 2. En aquellos sectores donde está cubierta directamente por la Formación La Chilca (Silúrico inferior).. El tramo superior de la secuencia ofrece una abundante fauna. De acuerdo con Beresi (1990) los niveles basales podrían extenderse hasta el Tremadociano. Suprayace en concordancia a la Formación San Juan con la que guarda un contacto transicional y está cubierta en discordancia angular por los depósitos carboníferos de la Formación Volcán. 1937) (22) Calizas. que fueron asociadas a un ambiente de plataforma marina de gran estabilidad. En la región occidental de la Hoja están expuestos otros dos cordones de calizas. En el conjunto carbonático predominan las estructuras algales estromatolíticas del tipo “Stratífera” en la base y trombolíticas hacia el techo. Baldis et al. Scandodus y Periodons y posteriormente (Hüniken.B. y una superior de calizas negras y lutitas de igual color. en una zona intertidal a subtidal. Robsonoseras. Barnasoceras steltzneri y Curtoceras kayseri.-Ordovícico inferior (Tremadociano-Llanvirniano inferior) Formación San Juan (Kobayashi. en una zona subtidal alta a supratidal. uno que desde los Mogotes Azules se extiende por el Cerro Blanco hacia las minas de Gualilán. Sobre la base de la presencia de estas formas algales. que se habrían depositado en un ambiente de plataforma calcárea restringida.1. y el otro que abarca el cordón del Peñón hacia el norte y el borde oriental de la sierra de la Invernada hacia el sur. no sólo por la cantidad de ejemplares sino también por la diversidad de taxones. La unidad está constituída por dos secciones: una inferior de calizas y dolomías grises. 2. Está compuesta por delgados bancos tabulares de lutitas negras y mudstones. 1956) (23) Lutitas negras y areniscas finas Los afloramientos se encuentran restringidos a una pequeña y estrecha faja que se extiende desde el noroeste del cerro Viejo de Huaco y continua poco hacia el norte fuera del límite septentrional de la Hoja. 2.4. correspondientes a la zona de Proetiella tellechai (Harrington y Leanza. De acuerdo con la interpretación de Bordonaro (1990) estos depósitos representan facies de plataforma tidal externa. compactas. dolomías.B. trascendiendo ampliamente sus límites. En parte podría ser temporalmente equivalente a la Formación Los Azules.observa un pasaje gradual y transicional. entre otros.1. Curtoceras kayseri. En general se acepta una edad Llanvirniana inferior para los niveles cuspidales de la Formación San Juan. Los Diaguitas y Agua Negra. (1977) determinaron varios géneros y especies de nautiloideos entre los que se encuentran Aclandonosceras. ciénaga de Gualilán y culmina hacia el sur en el Cerro Pachaco. mientras que el resto sería de edad Arenigiana. Astini (1994) propuso una división en tres miembros que se corresponden con siete facies (G1-G7). Está constituída por calizas con intercalaciones de dolomías. Cumillango y La Chilca. Por el oeste le siguen los afloramientos de las sierras de Potrerillo-Perico y de los cerros Piedra Blanca-Viejo de San Roque. parcialmente restringida y desarrollada en un ambiente hipersalino. 1985) identificaron géneros pertenecientes a la zona de Eoplacognathus pseudoplanus. Sobre esta base el autor reconoció la evolución vertical y lateral del paleoambiente de la Formación Gualcamayo. el Intermedio. Aceñolaza et al. Hüniken (1971) citó un conjunto de conodontes entre los que se encuentran los géneros Oistodus. enumerados en orden descendente de edad son: Refugio. formado por un monótono paquete de pelitas negras. El Miembro Inferior. depositado en una . que en conjunto conforman una asociación ciclotemática particularmente bien desarrollada en los niveles basales. Endoseras sp. La superior está constituída por facies de calizas fosilíferas con estratificación fina y en ocasiones con intercalaciones pelíticas. que llevan intercalaciones de algunos niveles de areniscas finas. Finalmente. Bordonaro (1990) ubicó a la Formación San Roque en el Cámbrico Superior. fue interpretado como un conjunto transgresivo depositado sobre una rampa calcárea distal. La Formación San Juan cubre en concordancia a la Formación San Roque y está cubierta en igual relación por las formaciones Gualcamayo y Los Azules. Hacia el sur ambos cordones se reunen para constituir la sierra de Talacasto. Illaenus.Ordovícico Llanvirniano) inferior-medio (Arenigiano- Formación Gualcamayo (Furque. La sección inferior está formada por facies de calizas macizas o con estratificación gruesa. esta se asienta en suave discordancia angular. los cuales fueron ampliamente estudiados por diversos autores. Gamboa (1986) destacó la presencia de Maclurites sarmientoi. Proetiella tellechai. El cordón más oriental está formado por el anticlinal del Cerro Viejo de Huaco (también conocido como Anticlinal de Agua Hedionda) y por los cerros La Silla. poco profunda y de baja energía. 1957). constituído por ciclos rítmicos de margas y pelitas. (1981) y Pereyra (1986) describieron tres miembros que. agrupadas en tres secuencias de facies. lutitas negras y margas Los afloramientos de la Formación San Juan se encuentran distribuídos en varios cordones que se desarrollan en la mitad occidental de la Hoja. desde el borde norte hasta el sur.3. un pequeño afloramiento se encuentra en el núcleo de la estructura anticlinal del cerro Morado en la sierra de Mogna. Isograptus victoriae cf I. Uno de ellos corresponde a los afloramientos del sector oriental.. los que corresponderían a la Zona de Dicellograptus divaricatus salopiensis de edad caradociana superior. en el del cerro La Chilca. areniscas y limolitas Constituye asomos pequeños que se disponen en estrechas fajas meridianas sobre las calizas de la Formación San Juan. A la zona de Dicranograptus nicholsoni se le asigna una edad caradociana inferior alta. cuando éstas no están presentes. 1990) constituída principalmente por Hallograptus aff. en Las Aguaditas al sudoeste de Jáchal. de edad llanvirniana inferior.B.Formación Sierra de la Invernada (Furque 1983. También fueron citadas formas de Thelephina (Baldis y Blasco. Isograptus . 1974). estos autores interpretaron que la edad de la Formación a. Glyptograptus austrodentatus. Climacograptus sp.. pero únicamente un pequeño sector de su vertiente oriental se localiza dentro del ámbito de la Hoja. En el nivel superior Harrington (1957) determinó las especies Nemagraptus gracilis y Pterfieldia jachalensis. 1975) (24) Lutitas negras.Formación Los Azules (Harrington. los cuales pertenecen a la Zona de Paraglossograptus tentaculatus. con depocentros subsidentes y umbrales someros. mientras que en el sector medio lo hacen pelitas verdes satinadas. Dicranograptus nicholsoni y tecas de Lepotográptidos (Hugo et al. Climacograptus invernadensis. Blasco y Ramos (1976) mencionaron formas de Dicellograptus divaricatus salopiensis..v. constituído por pelitas negras alternantes con cuerpos de areniscas y conglomerados. emend. 1985) (25) Wackes. aunque fuera de la región estudiada. No son raras las intercalaciones de bancos de conglomerados constituídos predominantemente por rodados de calizas similares a los de la Formación San Juan. fueron depositados en una zona marina profunda cercana a zonas de grandes escarpas subácueas. lutitas y conglomerados Esta unidad está expuesta en la mayor parte de la sierra homónima. que están caracterizadas por una alternancia de wackes y lutitas.. En base a lo expuesto. Paraglossograptus tricornis. Esta fauna corresponde en parte a la misma que integra la Formación Gualcamayo. por lo tanto.. Los depósitos de esta unidad cubren en concordancia a la Formación San Juan y están cubiertos en discordancia angular por las formaciones La Chilca y Los Espejos del Silúrico o.5.. Es parcialmente equivalente a la Formación Yerba Loca. integrados por areniscas finas y areniscas cuarcíticas en la base. 1957. Astini (1994) realizó un detallado análisis paleoambiental y reconoció dentro de la Formación Los Azules dos grupos de facies. Paraglossograptus tentaculatus. La sucesión sedimentaria de la Formación Sierra de la Invernada es característica de depósitos turbidíticos. se habría depositado sobre una plataforma inundada por un ascenso relativo del nivel de un mar epicontinental restringido.. Los más importantes se encuentran al sudoeste del anticlinal de Agua Hedionda. en el extremo norte de la sierra de Talacasto y en el faldeo occidental de la sierra de Perico. está caracterizado por la presencia de calizas negras con intercalaciones de lutitas. 1977). Cuerda y Furque. que hacia el techo alternan con bancos lutíticos y que corresponderían a un ambiente marino de moderada a alta energía y poca profundidad. La formación tiene una nutrida graptofauna que ha sido objeto de numerosos estudios. presente en los afloramientos occidentales. Está caracterizada por una secuencia turbidítica a la que se asocian filones capa y muy escasa coladas basálticas. entre otros. los que corresponden a un ambiente de abanicos submarinos desarrollados en ambiente de talud y llanura abisal proximal. divergens. En el tercio superior dominan las facies más típicas de la unidad. emend. 1990. 2. no obliteró sus rasgos deposicionales originales. En la Sierra de la Invernada. Dicranograptus ramosus. b. Trigonograptus ensiformis y Didymograptus aff leptograptoides a los que Furque (1963) asignó al intervalo Arenigiano superior-Llanvirniano superior. Furque y Caballé. la edad de la unidad estaría comprendida en el lapso Llanvirniano-Caradociano.Ordovícico Caradociano) medio-superior (Llanvirniano- caducei y Dichograptus sp. Leptograptus flaccidus marcer y Climacograptus sp. La sucesión se observa afectada por un metamorfismo regional de grado muy bajo y que. En sus niveles inferiores predominan areniscas cuarcíticas y wackes compactos. Harrington (1957) citó en los niveles inferiores la presencia de Paraglossograptus etheridgei. De acuerdo con dicha fauna. H. por la Formación Volcán del Carbonífero. Los bancos de lutitas negras presentan grandes acumulaciones de graptolites. (1991) hallaron una graptofauna compuesta por Zygograptus sp. Posteriormente Benedetto et al.cuenca restringida y anóxica y el Superior. que asignó a las zonas de Glyptograptus teretiusculus e Isograptus gibberulus. En base a la presencia de esta fauna asignaron a la Formación Gualcamayo una edad llanvirniana. Furque et al. Los primeros hallazgos en esta región fueron formas de Amplexograptus confertus var guandacolensis.1. fue hallada una importante fauna graptolítica (Furque y Caballé. Las manifestaciones basálticas se interponen principalmente en los niveles medios y superiores. mucronatus. El segundo grupo de facies.. en la sierra del Tigre. afíricos o porfíricos. c. Debido a la presencia de algunas coladas de pillow lavas. lutitas. se considera que su edad es similar a ligeramente posterior a la de dichas sedimentitas. alcanzando en el Cerro Alumbre alturas cercanas a los 3. (1990) describieron el Grupo Vallecito. La mineralogía está formada por plagioclasas básicas (labradorita). donde constituye las mayores elevaciones de la Hoja. lutitas arcillosas y arenosas con intercalaciones de bancos de conglomerados. esta última se desarrollaría desde el Llanvirniano hasta el Caradociano inclusive. 4. En general y como fuera establecido al tratar la Formación Sierra de la Invernada.6. Los mafitos en general tienen pasajes a clorita. Son rocas de composición básica. Furque et al...60 m a 50-60 m. diabasas y gabros Como ya fuera expresado antes. la denominación origianl de Furque (1963). junto a muy escasa pirita y calcopirita. Los minerales se encuentran en general fuertemente alterados. aunque son menos abundantes que los filones capa. Al igual que lo señalado en la Formación Sierra de la Invernada. 2. Pereyra (1988) reconoció las siguientes cinco facies en la sierra Alto de Mayo: 1. y más tarde Blasco y Ramos (1976) hallaron Nemagraptus gracilis yerbensis. La mayoría son filones capa de color negro a castaño oscuro o verdes. Esta fauna fue ubicada en la Zona de Nemagraptus gracilis .Facies de areniscas verdes. estas turbiditas corresponderían a abanicos submarinos desarrollados en ambiente de talud.Facies de diques y filones capa. en general de pasta muy fina.B. Las facies más finas desarrolladas con mayor predominio hacia el oeste. Sin embargo. la secuencia se encuentra afectada por metamorfismo de muy bajo grado y por intercalaciones de cuerpos de composición básica. señaló la presencia de restos de una graptofauna hallada en los niveles basales de la unidad a la que asignó una edad eollanvirniana.Facies de lodolitas calcáreas. lo que llevó a asignar a la Formación Yerba Loca una edad caradociana. gábricas (microgranosa) o diabásicas (ofítica a subofítica y seriada). representarían un ambiente de fondo oceánico. estos cuerpos ígneos de naturaleza básica se hallan intercalados dentro de las formaciones Sierra de La Invernada y Yerba Loca.Formación Yerba Loca (Furque. El espesor de los filones capa varía entre 0. Sierra de la Invernada y Cántaro de Oro. serpentina. diques y efusiones basálticas de pillow lavas. Está constituída por lutitas sericíticas.50-0. debido a su metamorfismo. 5.Cuerpos Igneos Básicos (27) Basaltos. 1963) (26) Wackes. De esta forma se corresponden con variedades basálticas (intergranular a intersertal). d. Considerando que la Formación Sierra de la Invernada es parcialmente equivalente a la Formación Yerba Loca y las referencias realizadas sobre su edad. asociado a abundantes manifestaciones magmáticas básicas vinculadas a una dorsal oceánica. Estas características definen una acentuada espilitización y sausuritización de las rocas. integrado por las formaciones Corralito. no fueron estudiados con el suficiente detalle que permitiera corroborar la continuidad de las tres unidades señaladas hacia el norte. Los accesorios más comunes son apatita.. epidoto y otros filosilicatos (antigoritabiotita). pillow lavas. Esta unidad se halla expuesta en la región noroccidental. clinopiroxenos (augita titanífera) y escasos ortopiroxenos (diópsido-hipersteno). 1969) . wackes.Ordovícico superior-Silúrico superior Grupo Tucunuco (Cuerda. de las cuales solo la intermedia aflora escasamente en la zona en cuestión..Sierra de La Invernada estaría comprendida entre el Llandeiliano tardío y el Caradociano. Glyptograptus sp.. pero sus texturas son diferentes de acuerdo al tipo de emplazamiento que tuvieron los cuerpos. mientras que la facies de lodolitas calcáreas. acorde con su carácter submarino. Las plagioclasas presentan bordes albíticos o parches de clorita y epidoto (pistacitaclinozoicita). hasta que Volkheimer (1962) descubrió ejemplares de Climacograptus sp. El efecto térmico de la intrusión (metamorfismo de contacto) transformó localmente a las rocas en pequeñas bandas de hornfels de escasos metros. la mayor parte de los afl ramientos de depósitos ordovícicos silicoclásticos que corresponden a esta Hoja. Protoniscus cuyanensis y restos de un euriptérido. 2. También se han identificado. ilmenita y magnetita.500 metros.Facies de areniscas pardas y verdes.. representaría depósitos hemipelágicos distales.. Cabe señalar que esta unidad fue reanalizada por Furque y Caballé (1990) al realizar la descripción de la sierra de la Invernada. se ha preferido preservar en el presente trabajo. Por tal motivo. Las primeras tres facies fueron interpretadas por este autor como depósitos de corrientes de turbidez de diferente densidad. Durante mucho tiempo estas sedimentitas fueron consideradas como proterozoicas.Facies de lutitas verdes filíticas. El único control estratigráfico que presentan es su intercalación en las sedimentitas llanvirniano-caradocianas de las formaciones Sierra de La Invernada y Yerba Loca.1. 3. conglomerados y sabulitas areniscas feldespáticas.. Dicellograptus divaricatus var salopiensis.. Corynoides tricornis turnesi. Están intruídos siguiendo el rumbo meridiano de la estructura regional. Astini (1988). incipiens y Monograptus argentinus. Sánchez et al. 1966) (28) Areniscas y lutitas Se encuentra depositada en discordancia sobre las calizas de la Formación San Juan. Es característica. scalaris scalaris. Astini y Piovano (1992) reconocieron las siguientes facies dentro de la unidad: Facies de pelitas laminadas.Formación Los Espejos (Cuerda 1966) (29) 2.B. La sucesión sedimentaria está constituída por limolitas. además de calizas arenosas y numerosos bancos de coquinas. entre los que merecen citarse por su homogénea distribución regional e importancia estratigráfica a Atripina acutiplicata. aunque ha permitido establecer la edad de la sucesión con cierta precisión. Hacia el techo. Pridoliano) Silúrico medio-superior (Wenlockiano- .1. Posteriormente. 1973) fijó la edad de la Formación Los Espejos en el Ludlowiano temprano a medio. llegando a la conclusión que el tramo inferior de esta Formación es de edad wenlockiana y el superior es Ludloviano. arcilitas y limolitas. Facies de fangolitas limo-arenosas. medius. a la cual pasa en un contacto gradual y transicional.B.B. Climacograptus cf. limolitas. y Climacograptus cf. Además de la graptofauna citada. considerando que esta asociación faunística corresponde al Llandoveriano tardío-Wenlockiano temprano. Clarkeia antisiensis y Leptaena argentina. donde se desarrolla sobre una superficie biselada en la Formación Los Azules. lutitas. El contenido fosilífero de la Formación La Chilca no es muy abundante. Climacograptus aff. Estos subambientes son de Plataforma fangosa sin influencia de oleaje. salvo en sus facies occidentales. Plataforma interna con influencia de tormentas y Plataforma transicional dominada por tormentas. en general. el cual fue denominado como Ciclo Superior por Astini y Piovano (1992).1.1. La Formación Los Espejos habría evolucionado en un ciclo transgresivo-regresivo posterior al de la Formación La Chilca. Facies de tempestitas y Facies con estratificación lenticular y ondulada. lutitas y areniscas verde claro a pardo verdosas. Strophodonta fascifer. la presencia de un conglomerado oligomíctico constituído por clastos de chert y cuarzo con mátrix arenosa y con una marcada madurez textural. brasiliensis y restos mal conservados de Monograptus atavus. aunque su mayor distribución y espesores se encuentran al oeste de Jáchal. Facies de areniscas finas laminadas. en la base. cada una depositada en un subambiente diferente dentro de un ambiente de plataforma fangosa desarrollada por sobre la plataforma arenosa de la Formación La Chilca. Estos mismos autores reunieron a estas facies en tres secuencias de facies. hughesi. aparece una fauna muy abundante de braquiópodos.7. Según la interpretación de Astini y Piovano (1992). (1993). Monograptus sp. Astini y Piovano (1992) identificaron las siguientes facies dentro de la unidad: Facies de ortoconglomerado. Hacia el sur de este sector. entre otros. Se sobrepone concordantemente a la Formación La Chilca a la que acompaña en todos los afloramientos de la Hoja. Cuerda (1985) identificó formas de Climacograptus putillus. C. la unidad pasa en forma concordante y transicional a la Formación Talacasto del Devónico. Facies de areniscas cuarzosas amalgamadas y Facies de areniscas fangosas bioturbadas. Facies de areniscas delgadas laminadas. Hacia arriba están cubiertas en corcordancia por la Formación Los Espejos. C. como en el caso de los Mogotes Azules y Los Molles. cefalópodos y pelecípodos. Climacograptus aff. Luego le sigue.. mediante los cuales atribuyeron a la secuencia una edad llandoveriana temprana. coquinas y calizas coquinoides 2. cuarcitas calcáreas. Sobre la base de estos monográptidos Cuerda (1969.1Ordovícico superior-Silúrico (Ashgilliano superior-Llandoveriano) Formación La Chilca (Cuerda.Devónico Grupo Gualilán inferior Areniscas finas. efectuaron un análisis de la evolución de las faunas entre el Ordovícico tardío y el Devónico temprano. al cual denominaron Ciclo Inferior. Australina jachalensis. Benedetto et al. C. C. C.6. (1986) reconocieron Climacograptus innotatus cf. Todas estas facies fueron agrupadas en dos secuencias de facies que de abajo hacia arriba son: de plataforma interna a infralitoral y de plataforma infralitoral en transición a cara de playa. alcanzando sus niveles más altos hasta el Pridoliano. scalaris scalaris. al disminuir sus espesores.6. 2. Monograptus leintwardinensis var.2. Chonetes fuertensis. una sucesión granodecreciente integrada por ortocuarcitas. Facies de pelitas bioturbadas. los asomos se convierten en delgadas fajas de rumbo meridiano que se extienden hasta el río San Juan. En los niveles lutíticos se destaca la presencia de Monograptus uncinatus notouncinatus. los depósitos de la Formación La Chilca corresponden a una plataforma arenosa evolucionada a partir de un primer pulso transgresivoregresivo asimétrico. . Miembro de areniscas azules. Australocoelia y Metacryphaceous. Astini (1991) reconoció las siguientes seis facies dentro de la unidad: Facies de fangolitas areno-limosas bioturbadas. Es concordante con la Formación Talacasto. Cabe destacar que las formaciones Talacasto y Punta Negra constituyen los mayores afloramientos de la Precordillera Central dentro de la Hoja. la cual está caracterizada por lutitas. en tanto que hacia el sur se desgranan en pequeños asomos hasta la latitud de la sierra de Talacasto. De esta forma el paleoambiente habría evolucionado como una plataforma fangosa. extendiéndose entre el rio homónimo y el rio San Juan..1. entre otros. Miembro de areniscas nodulares y Miembro superior de lutitas verdes y moradas. Un análisis y revisión de sus características generales indica un claro origen turbidítico de los depósitos. Chonetes falklandicus.. Son numerosas las facies dadas a conocer por los distintos autores que trataron la unidad. Nuculites sharpei. limolitas.. Facies de areniscas finas laminadas y Facies de calizas micríticas bioturbadas. Sporogonite exulthus.Formación Punta Negra (Bracaccini.a. Se han identificado formas de Australocoelia tourteloti. en un típico arreglo turbidítico.1.Carbonífero-Pérmico Grupo Quebrada del Volcán (Furque. mientras que para Astini (1990) serían el resultado de una rápida progradación de un abanico deltaico. 1963) (32) Conglomerados. Facies de pelitas laminadas. Conularia quichua. Sólo se conocen hallazgos de restos vegetales provenientes de sus niveles medios y superiores.8. También se presentan importantes afloramientos en la zona del anticlinal de Agua Hedionda. tranquila y subsidente. Australospirifer kayserianus. Según González Bonorino (1975) la secuencia se habría desarrollado en un ambiente de talud y de cono submarino de plataforma. y muchas veces la carencia absoluta de restos fósiles. hasta la fecha no se ha logrado una zonación bioestratigráfica con la misma. Tiene su mayor expresión en el conjunto de sierras que se elevan al oeste de Jáchal. lutitas. desde donde se desprenden con rumbo meridiano tanto hacia el norte como hacia el sur. 1967) (30) Arcilitas. Está constituída por wackes. Asteroxylon sp. Metacryphaceous sp. wackes y areniscas verdes y verdes azuladas. El hecho que la Formación Punta Negra se encuentre cubriendo en corcordancia a la Formación Talacasto del Devónico inferior. areniscas y Esta unidad sigue en su distribución a los afloramientos de la Formación Los Espejos. No obstante se considera que la edad de la secuencia corresponde al Devónico inferior en base a la presencia de los géneros Australospirifer. Facies de fangolitas bandeadas. Peralta y Baldis (1990) identificaron los siguientes miembros dentro de la Formación Talacasto: Miembro de lutitas verdes.Carbonífero a.1. Australospirifer antarticus. A pesar de esta abundante fauna bentónica. La escasez.. Estos depósitos marinos son portadores de una abundante fauna en todos sus niveles.B. En base a una síntesis de sus características litológicas. lutitas y limolitas. La unidad cubre en discordancia angular a la gran mayoria de las formaciones del Paleozoico inferior y hacia . 2. entre los cuales Frenguelli (1951) y Arrondo (1972) mencionaron la presencia de Hostimella sp. Schellwienella inca y Dalmanites clarkei. de plataforma fangosa con influencia periódica de oleaje y de plataforma. a la que acompaña en la mayor parte de los afloramientos.Formación Volcán (Furque. sobre la cual se apoya en concordancia y observa un pasaje transicional. 1963) 2. entre los que se intercalan finos bancos macizos de conglomerados y sabulitas. no ha permitido establecer con precisión la edad de esta unidad.8.. lutitas.B. permite inferir una edad devónica media o quizá superior para esta unidad. Desde Jáchal parten hacia el norte y se extienden fuera de la zona de estudio en el área de Guandacol. pero existen discrepancias sobre el tipo de paleoambiente en el cual se habrían depositado. Protoleptostrophia concina.Formación Talacasto (Padula et al. Según este autor estas facies se agrupan naturalmente en tres secuencias de facies que son : de plataforma fangosa sin influencia de oleaje. Facies de fangolitas limo-arcillosas bioturbadas. entre otros. que estuvo desarrollada durante los períodos en los cuales los niveles relativos del mar fueron altos. conglomerados y sabulitas Estas sedimentitas afloran en todo el borde oriental de la Precordillera Central. formas que indican una edad devónica. conglomerados limolitas. La Formación Talacasto pasa igualmente en forma transicional a la suprayacente Formación Punta Negra. Esta unidad tiene una gran uniformidad litológica. Bellorophon globosus. lutitas y limolitas areniscas conglomerádicas.. 1950) (31) Wackes. areniscas. Haplostigma furquei.. b. al que le sigue un conjunto de areniscas medias a finas. mientras que hacia la parte superior se registra la presencia de niveles con invertebrados marinos. Su distribución es similar a la de la Formación Volcán.2. No obstante. 1986).B.. Adiantites peruvianus.el techo pasa en forma concordante y transicional a la Formación Panacán. que en general están asociadas a los bancos carbonosos. fósiles que indican una edad carbonífera superior. la secuencia presenta un cambio importante de ambiente. En cuanto a la presencia de los niveles marinos. lutitas y conglomerados areniscas gruesas y sabulitas. b. Frenguelli (1944) mencionó la presencia de Eremopteris whitei. como de invertebrados marinos. Rhacopteris sp. La Formación Cañón Colorado (Triásico) se observa cubriéndola en discordancia erosiva en el cerro Morado de Mogna. que responden a un subambiente de barra en espolón de un sistema fluvial meandriforme que pasa tanto lateralmente como hacia el techo a uno de planicie de inundación (Ottone y Azcuy. mientras que a lo largo de una angosta faja meridiana que se desarrolla desde la Ciénaga de Vallecito hasta la sierra de Talacasto. a los que se sobreponen areniscas conglomerádicas. con un contacto de tipo concordante. con una variación lateral muy marcada que dificulta su correlación regional.1. Las facies están agrupadas en ciclos psamíticos o psamopelíticos granodecrecientes. como asi también de la fauna marina. Por su parte. Asimismo no se descarta la presencia dentro de la secuencia de depósitos de probable origen eólico. desde donde sus exposiciones parten hacia el sur para desaparecer cerca de la sierra de Talacasto.. 2. (1968) mencionaron la presencia de Gondwanidium nov. a las que le sigue una asociación de areniscas . que migran hacia los términos superiores hacia depósitos de planicie de inundación. areniscas medias a finas y lutitas La distribución de sus afloramientos es similar a la de las sedimentitas carboníferas. las principales formas de invertebrados hallados por Leanza (1945) son: Syringothyris keideli. a la Formación Ojo de Agua.. Sobre la base de la la mega y microflora hallada. con algunas intercalaciones de calizas y escasas de sabulitas con restos silicificados de troncos tipo Dadoxilon. y Kegelidium sp. Streptorhynchus inaequiornatus. Hacia el techo pasa en forma gradual y transicional. No obstante estas evidencias paleontológicas.sp. Arrondo y Petriella (1978) destacaron la presencia de palinomorfos. Rhacopteris septentrionalis. no se debe descartar una edad carbonífera inferior para los niveles de granulometría más gruesa que se encuentran en la parte basal de la secuencia continental. presentándose principalmente en el Anticlinal de Agua Hedionda. que fueron interpretados como depósitos de barras en espolón y de canales anastomosados. arcilitas carbonosas. Eremopteris whitei y Sphenopteris entre otros.. En el tramo superior. géneros que en otros sectores de la Precordillera están asociados a Cancrinella y Lissochonetes. mientras que Volkheimer (1962) reconoció ejemplares de Rhacopteris ovata. En los términos superiores se iotercalan niveles de lutitas y arcilitas. Cuerda et al. como así también aquellos vinculados con procesos glacifluviales. En la base está constituída por arcosas y areniscas arcósicas con intercalaciones de lentes de arcilitas carbonosas. Recientemente Limarino (1994) identificó el desarrollo de paleombientes eólicos dentro de la Formación Ojo de Agua. con ocasionales y finas intercalaciones de niveles de carbón. Los tramos inferior y medio de la unidad se caracterizan por presentar típicas facies de ambiente continental. cuarzosas.8. El contenido fosilífero es muy rico tanto en formas vegetales. que depositó facies de plataforma somera. la edad de la Formación Volcán estaría comprendida entre el Carbonífero medio y superior. lagunares y palustres. Lissochonetes jachalensis y Spirifer pericoensis. al registrarse un evento marino trangresivo. sobre la cual se apoya en concordancia. en la Loma de Los Piojos y en el rio Francia. La secuencia comienza en la base con un conglomerado grueso formado casi exclusivamente por clastos de cuarzo. 1963) (34) Cuarzglomerados. sabulitas y limolitas. Debido a la fuerte energía del paleoambiente fluvial son pocos los restos fósiles hallados en la secuencia. 1963) (33) Arcosas. Calamites peruvianus.. Los términos inferiores y medios son portadores de niveles plantíferos. En general la sucesión está constituída por conglomerados en la base. Dentro de este ambiente se registraron facies pertenecientes a subambientes fluviales. Lepidodendron peruvianus. areniscas. con la cual tienen un pasaje gradual y transicional. mientras que Azcuy y Ottone (1983) dieron a conocer el hallazgo de miosporas.Formación Panacán (Furque.Pérmico Formación Ojo de Agua (Furque. En general está constituída por facies que se distribuyen en ciclos psamíticos o psamopelíticos granodecrecientes. lutitas. Sus depósitos cubren en concordancia a la Formación Panacán. que culminan hacia el techo con intercalciones de bancos de lutitas. se aprecia cubierta mediante discordancia angular por la Formación Vallecito (Terciario). 2. en los tramos inferiores de la secuencia.. (1990). Esta unidad está expuesta únicamente en el extremo sur de la sierra de Mogna. se considera que las sedimentitas que forman parte de esta unidad corresponden únicamente a las que Cuerda et al. obtenida anteriormente por Mozetic (1975). y es cubierta. 82±12 Ma. 1981).. ovoides a subcirculares y constituídas fundamentalmente por rellenos ceolíticos. El desarrollo de distintos depósitos en la secuencia indica la presencia de extensos campos de barjanes. arcilitas. en la sierra de Mogna. de 89±7 Ma.B. 1993).. Es una secuencia netamente continental depositada a partir de un sistema fluvial meandriforme. formando parte del núcleo de una importante estructura anticlinal en el cerro Morado. limolitas y arcilitas con intercalaciones de conglomerados. Milana. La edad triásica de la secuencia fue establecida en base al hallazgo de restos de dinosaurios prosaurópodos por Casamiquela y Miolano (1983). al este de la quebrada de La Tranca. Además existe una edad coincidente.B. Contreras et al.1. Debido a la reducida superficie expuesta y para una mejor visualización.Paleógeno-Neógeno inferior Grupo Rio Huaco (Borrelo y Cuerda. 1981) verde oscuras o negras.. (1984) denominaron como Miembro Cerro Morado de la Formación Cañón Colorado.. se considera una edad pérmica para la misma..1. hecho que acota temporalmente la edad de la unidad.2.B. Está constituída por areniscas. que está interpuesto entre las sierras que flanquean a las localidades de San José de Jáchal y Huaco. magnetita. 1968) 3. la unidad está intruída por un neck de basaltos alcalinos de edad cretácica (Cingolani et al.Triásico Formación Cañón Colorado (Cuerda et al.Cenozoico 2.. Las características climáticas extremas que predominaron en el paleoambiente donde se depositó la unidad.Mesozoico 2. Se apoya en discordancia erosiva (Cingolani et al. Debido a que la Formación Ojo de Agua se apoya en concordancia sobre sedimentitas del Carbonífero Superior y está cubierta por sedimentitas triásicas. dunas piramidales y dunas complejas (Milana. Además. conglomerados y bentonitas limolitas. 2. no permitieron la conservación de restos orgánicos..2. Otros afloramientos son los que se encuentran al oeste del cerro Cumillango hasta el extremo norte de la sierra de Talacasto y los que se encuentran en el extremo noroeste de la Hoja.1. Sus rocas cubren en discordancia erosiva a la Formación Ojo de Agua (Bracaccini. nefelina y analcima. 2. 1979)..B.2. 1987) con condiciones climáticas áridas y características de desertización. Se extiende desde el límite norte de la Hoja y se continúa hacia el sur hasta la localidad de Niquivil.. La edad de la unidad fue establecida en el Cretácico superior por Cingolani et al (1981) en base a cuatro dataciones radimétricas por el método K/Ar en roca total. por la Formación Rio Salado del Grupo Pontón Grande. a excepción de los ya mencionados troncos tipo Dadoxilon (Furque. que intruye a las sedimentitas de las formaciones Ojo de Agua y Cañón Colorado. Las amígdalas son pequeñas (hasta 4 mm). 1946. Se trata de un pequeño cuerpo subvolcánico tipo neck.-Cretácico superior Neck Basáltico (36) Basaltos Este cuerpo se encuentra emplazado sobre el flanco occidental del anticlinal del cerro Morado. 1990) (35) Areniscas finas.B.Oligoceno-Mioceno inferior Formación Vallecito (Borrelo y Cuerda. rodeados por una pasta microgranular de augita. Siguiendo el criterio propuesto por Contreras et al.B. 1968) (37) Areniscas finas a medianas. macizas y amigdaloides. .. con depósitos de relleno de canal y de planicie de inundación. Está compuesta por melafoiditas basaníticas (Cingolani et al.especialmente en aquellos sectores con monótonas secuencias de areniscas estratificadas y bien seleccionadas.3. olivina serpentinizada. también en discordancia erosiva. 1984. cuyos valores son: 72±5 Ma. con textura microporfírica a microglomerofírica.1. Está constituída por areniscas finas con estructuras entrecruzadas y óndulas y tienen ocasionales intercalaciones.3. El análisis de sus facies permitió identificar un paleoambiente eólico (Limarino et al. 96±6 y 110±10 Ma. de lutitas y conglomerados finos a medianos.2. sabulitas y niveles de arcilitas bentoníticas.3. 1993) y son cubiertas también en discordancia erosiva por la Formación Cerro Morado. La roca está constituída por microfenocristales de augita y olivina. 1981) sobre las sedimentitas de la Formación Ojo de Agua. emend. conglomerados muy gruesos a finos y sabulitas Su distribución es coincidente con el valle longitudinal de la Ciénaga de Vallecito. se ha exagerado su representación en el mapa. Mioceno medio-Plioceno a. (1993a) obtuvieron una edad promedio de 12. Pascual y Bondesio. areniscas y La unidad está expuesta en el mismo sector que la Formación Cerro Morado. Jordan et al. Este rango de edades permite asignarla al Mioceno inferior alto-Mioceno medio. areniscas finas entrecruzadas. Según Jordan et al..1.7±2. aunque tampoco descartó una posible edad pérmica. 1963.2. la subsidencia de la cuenca (por carga tectónica o colmatación) y la sedimentación (topografía..3. Según Jordan y Damanti (1990) las características estratigráficas del relleno de esta cuenca. (1985).1. En este ámbito. 1993). (1993a) ubicaron a las eolianitas en el intervalo Oligoceno-Mioceno inferior bajo.Mioceno inferior alto-Mioceno medio Formación Cerro Morado (Borrelo y Cuerda. Estas zonas habrían sido no sólo el alto topográfico generado por el aparato volcánico que originó las secuencias de la Formación Cerro Morado. Sus rocas forman parte de un espeso conjunto de sedimentitas sinorogénicas de alrededor de 6.000 m de potencia que se depositaron en una cuenca de antepaís (Cuenca del Bermejo) a partir del Mioceno (Jordan et al.. 1990. 1983.8 Ma y 32. 1950. Formación Cauquenes (Borrelo y Cuerda. 1990. 1981. y hacia el techo se intercalan niveles de conglomerados y areniscas conglomerádicas. por lo cual la edad de la Formación Cerro Morado no puede ser más antigua que este valor. Furque (1979) la consideró de edad triásica. conglomerados limolitas.B.3. (1993a) los conglomerados del techo corresponderían a depósitos de abanicos aluviales con zonas de aporte locales. Los depósitos de areniscas. representan los equivalentes eólicos laterales de los depósitos volcánicos y aluviales gruesos.6 Ma. durante mucho tiempo no estuvo clara la ubicación precisa de los límites estratigráficos de sus formaciones. 1984). reflejan la estrecha interacción entre la tectónica (corrimientos que alzaron a la Precordillera)..B. 2. La secuencia correspondería a un sistema fluvial con desarrollo de planicies de inundación pelíticas cortadas por depósitos de barras y rellenos de canal. Está constituída por aglomerados y brechas de composición andesítica.6 Ma. 1993b). 1993a. 1993b) que dieron edades de 21. 1946. 1962. la edad de depositación de la Formación Cerro Morado correspondería al intervalo 15-14 Ma. Cubre en discordancia erosiva a la Formación Cerro Morado y está cubierta en discordancia por otras unidades neógenas y cuaternarias. 1968) (38) Aglomerados y brechas volcánicas.La edad de la unidad fue objeto de discusiones debido a que carece de restos fósiles. 1993a).Neógeno 2.2.8±1. al igual que López Gamundi et al. castañas o violáceas.. Está constituída por arcilitas y lutitas rojizas.. Los circones de un clasto de andesita de los aglomerados fueron analizados por el método de trazas de fisión (Jordan et al. La edad obtenida fue de 13. Bracaccini. se han encontrado niveles tobáceos por debajo de los típicos depósitos eólicos de la unidad (Jordan et al.Grupo Pontón Grande (Cuerda et al. Hacia el techo se disponen mantos de andesitas y andesitas basálticas. (1993a) consideraron que teniendo en cuenta el rango del error en la edad de los circones y la edad miocena media de la sobreyacente Formación Cauquenes. Esta edad permite asignar la Formación Cauquenes al Mioceno medio. Kelly. Cuerda et al. Jordan et al. sino también un bloque elevado por la actividad del corrimiento San Roque. Jordan et al. Las nuevas interpretaciones sobre la evolución tectosedimentaria de la Cuenca del Bermejo (Johnsson et .. Jordan et al.6±0. (1993a) interpretaron que las facies principales de la Formación Cerro Morado se habrían depositado como un abanico que bordeaba un aparato volcánico. que en la parte media tienen intercalaciones de areniscas con entrecruzamientos de gran escala. 1993a. Milana (1993) identificó en estas eolianitas depósitos de dunas longitudinales y un campo secundario de dunas barjanoides dispuesto en las interdunas. 1968) (39) Arcilitas.4 Ma (Ar39/Ar40-4 cristales de plagioclasa) sobre una toba redepositada y ubicada entre las areniscas y los conglomerados del techo. Furque. Son numerosos los estudios que existen sobre la estratigrafía de esta secuencia sedimentaria continental (García. 1979.4±1.. basaltos y andesitas Acompaña a los afloramientos de la Formación Vallecito en el sector de la Ciénaga homónima. Jordan et al. De las tobas se analizaron cristales de biotita y de plagioclasa por el método Ar39/Ar40 (Jordan et al. conforman la mayor parte de las sierras de Los Morados de Huaco y de Mogna. En base a estas edades radimétricas y considerando que la Formación Vallecito está cubierta por la Formación Cerro Morado del Mioceno inferior-medio. 2. lutitas.2.B. Sin embargo.3. Cubre en discordancia erosiva a la Formación Vallecito. zona de aporte. 1981) Las sedimentitas de esta unidad están ubicadas en el sector central de la Hoja y forman parte de los mayores afloramientos de la Precordillera Oriental. En algunas localidades donde aflora la Formación Vallecito. clima y red de drenaje). mientras que por arriba también está cubierta en discordancia erosiva por la Formación Cauquenes.. Por este motivo los límites entre las formaciones no tienen un mismo equivalente temporal para distintos sectores de la cuenca (Fernández y Jordan. mostraron que las facies tienen variaciones laterales y verticales muy acentuadas. La FQJ se depositó al este de la FC.. 1993a. (1990) establecieron que la Formación Quebrada del Jarillal (FQJ) es un equivalente lateral de la Formación Cuculí (FC) de la Precordillera Central. Esta caracterización fue observada por Jordan et al. a. También se intercalan escasos lechos de conglomerados lenticulares.. con la cual tiene un contacto gradual y transicional y está cubierta por la Formación Huachipampa con la misma relación estratigrafica. 1996). (1986). con paleocorrientes orientadas de oeste a este provenientes desde el margen occidental de la Cuenca del Bermejo. 1984. con bases erosivas y estratificación entrecruzada en artesa y tabular plana. De acuerdo a estos valores la ubicaron en el Mioceno medio alto-Mioceno superior bajo. 1962) (41) Areniscas feldespáticas y pelitas Esta unidad cubre en concordancia a la Formación Rio Salado.. En base a . En el cerro Morado de Mogna se aprecia como cubre en discordancia erosiva a la Formación Cañón Colorado y está cubierta en concordancia con un contacto gradual y transicional. a. arcilitas y bentonitas Sus afloramientos forman parte de los núcleos de los anticlinales de Los Morados de Huaco y de Mogna. Las facies y las estructuras sedimentarias sugieren un paleoambiente depositacional de tipo abanico aluvial distal. lo cual implica que la FH representa a los depósitos distales de este ambiente (Jordan et al. (1990).2. Jordan et al. 1962) (40) Areniscas. Se destacan por sus colores gris blanquecinos. La reconstrucción paleogeográfica y cronoestratigráfica de las unidades (Jordan et al. 1984) y Contreras et al. En forma episódica y quizá estacional se depositaron bancos de sedimentitas lacustres. unidades pertenecientes a una planicie aluvial de rios entrelazados y efímeros. 1990. Es un conjunto de aproximadamente 200 m de areniscas finas que se intercalan con arcilitas. Jordan y Damanti. 1990. limolitas y tobas bentoníticas de color rojo-morado o verdes.. 1989. (1987. 1990). pero posteriormente fueron reinterpretadas por Contreras y Gargiulo (1985) como pistas de mamíferos neógenos. limolitas. Tabbutt et al. Johnson et al.al. por lo cual representa depósitos más distales respecto de la ubicación de esta. limolitas y lutitas de aproximadamente 610 m de espesor (Johnson. que tuvo engranajes laterales con depósitos de planicies aluviales o de playa.. En base a estudios de magnetoestratigrafía. Este valor permite ubicar a la Formación Rio Salado en el intervalo Mioceno inferior alto-Mioceno medio.Formación Rio Salado (Kelly. Está constituída por una secuencia cíclica y simétrica de areniscas medias a finas. a. 1989) obtuvieron una edad de 17. Damanti y Jordan.Formación Quebrada del Jarillal (Kelly. (1990). Jordan et al. Johnson et al. La FQJ es portadora de icnitas en el tercio superior de la secuencia. Localmente algunas areniscas son tobáceas y otras tienen escasas intercalaciones de conglomerados finos con clastos redondeados de volcanitas que no superan los 3 cm de diámetro. 1990) mejoraron sensiblemente la comprensión de su ordenamiento estratigráfico. Sus diferentes litofacies corresponden a un ambiente fluvial anastomosado que evolucionó a meandriforme. (1981.9 Ma del análisis de los circones de un nivel de tobas.1..0±1. Ocasionalmente se intercalan delgados bancos de calizas. Esporádicamente se originaron cuerpos lagunares en donde se depositaron los bancos calcáreos. (1990) y Fernández y Jordan (1996) determinaron que la FQJ se habría depositado en el intervalo entre 14-10 Ma. 1962) (42) Areniscas gruesas a finas y conglomerados finos Esta unidad cubre en concordancia con un contacto gradual y transicional a la Formación Quebrada del Jarillal y está cubierta en forma concordante y transicional por la Formación Quebrada del Cura. 1987. que contrastan notablemente con los pardo-amarillentos de la Formación Quebrada del Jarillal. La descripción de las unidades litoestratigráficas se realizó sobre la base del esquema estratigráfico propuesto por Kelly (1962) con las sugerencias y modificaciones introducidas por Cuerda et al. que fueron datados por el método de trazas de fisión. 1986. El ambiente de depositación de la unidad fue un sistema fluvial entrelazado con desarrollo de planicies de inundación pelíticas que fueron cortadas por la reactivación de cursos canalizados.Formación Huachipampa (Kelly. 1986). Casamiquela (in Cuerda et al. Las paleocorrientes indican que el drenaje se produjo hacia el este. 1993b) utilizando métodos magnetoestratigráficos y geocronológicos (dataciones Ar39/Ar40 y por trazas de fisión).. que se intercalan con depósitos de lluvias de cenizas que dieron origen a las bentonitas. Es una potente sucesión granodecreciente de 800 m de areniscas feldespáticas finas a medias. quienes establecieron que la Formación Huachipampa (FH) es contemporánea con la Formación El Corral (FEC) de la Precordillera Central. sumado al análisis de las secuencias.. 1984) estudió estas trazas fósiles y las asignó a reptiles triásicos. Jordan et al. Jordan et al..3. por la Formación Quebrada del Jarillal. Jordan et al. quizá durante períodos de avenidas... a las que le siguen estratos de limolitas con intercalaciones lenticulares de areniscas medias. Johnson et al.Formación Quebrada del Cura (Kelly. Las areniscas en general tienen bases erosivas y desaparecen lateralmente. evidenciando fenómenos de canalización local. El análisis de seis circones (trazas de fisión) provenientes de un banco de toba intercalado en el sector basal de la FRJ.. Algunos bancos arenosos desaparecen lateralmente.6. Presenta frecuentes intercalaciones de finas capas de areniscas y limolitas. areniscas gruesas y limoarcilitas La Formación Mogna (FM) cubre en forma concordante con un contacto transicional a la Formación Rio Jáchal y está cubierta en discordancia angular por diferentes niveles de los Depósitos de Abanicos Aluviales Antiguos y Recientes.. limolitas y yeso Las relaciones estratigráficas de la Formación Quebrada del Cura (FQC) son concordantes y con contactos graduales y transicionales en su base y techo con las formaciones Huachipampa y Rio Jáchal respectivamente.. evidenciando una morfología lenticular propia de depositos canalizados. 1986). 1979) (46) .1±0.6 Ma. . Estos valores permiten asignar a la FQC al Mioceno superior.8 Ma (trazas de fisión en seis granos de circón). Este valor y los datos de la magnetoestratigrafía le permitieron a Jordan et al. Está constituída por ciclos granodecrecientes de areniscas medias a finas y limolitas. Una toba interestratificada en el sector medio de la secuencia dio una edad de 7.Formación Mogna (Kelly. sin considerar los metros que pudieron haber sido eliminados por erosión.esta correlación regional estos autores estimaron que la FH tuvo que haberse desarrollado en el intervalo 10-8. bien seleccionados y de clastos redondeados..5. por lo cual sus conglomerados se depositaron después que esta unidad. La Formación Rio Jáchal (FRJ) fue dividida informalmente en los Miembros Inferior y Superior (Johnsson et al. que en conjunto totalizan aproximadamente entre 900 m (Kelly. a diferencia del Inferior que es fuertemente yesoso. Estos conglomerados tienen una composición diferente que los de la infrayacente Formación Rio Jáchal (Johnson et al..1±0. El contacto entre la FM y la FRJ.. dentro de los cuales estas psefitas se depositaron como el relleno de canales anastomosados de corta duración.. Por sus características pudo corresponder a una zona más cercana que la ubicación que tuvo la Formación Huachipampa (Jordan et al. 1962) (43) Areniscas tobáceas y feldespáticas. 1962) y 1315 m de espesor (Jordan et al.4.4 Ma. Es un conjunto de gruesos bancos de conglomerados masivos. sabulitas y este miembro presentan estructura interna paralela o con entrecruzamientos tabulares y hacia arriba gradan a depósitos mejor seleccionados con entrecruzamientos en artesa e intercalaciones de lentes de areniscas gruesas. (1990) establecer que la depositación de la FQC se produjo entre 8. presenta un característico cemento calcáreo (Johnson et al.. Según este dato y su comparación con los valores determinados por métodos magnetoestratigráficos. limolitas. 1984.. la FRJ se depositó entre los 6. limolitas y areniscas finas. 1986). asi como los finos que están por debajo equivalen a depósitos de áreas de intercanales o del techo de las barras (Johnson et al.. La secuencia tiene entre 600 y 800 m de potencia... ya que tienen pocos clastos limolíticos y en general están mejor redondeados. Cubre a la Formación Quebrada del Cura en forma concordante y transicional y está cubierta con idéntica relación por la Formación Mogna. los que en conjunto suman un espesor aproximado de 2500 m. Las pelitas son laminares con abundantes grietas de desecación. El Miembro Inferior está constituído por bancos gruesos de areniscas medias que tienen intercalaciones de lutitas. Los depósitos de b.9 Ma (Johnson et al. 1986). El Miembro Superior es netamente conglomerádico y.25 Ma. por lo cual su edad fue asignada al Plioceno superior (Johnsson et al. que se vuelven escasas hacia la parte superior de la secuencia. sabulitas. 1984). Este valor indica una edad miocena superior baja para esta unidad. a. 1986).25 y 6. En el tramo medio la secuencia incluye intercalaciones de bancos de conglomerados y bentonitas. Los depósitos gruesos de la sección superior representan barras de canal.. 1986). dieron una edad de 6. que hacia arriba pasan a bancos con estratificación paralela pero de selección más pobre. La FQC probablemente se haya depositado en una zona proximal de un sistema de abanico aluvial o de planicie entrelazada. a. 1962) (45) Conglomerados polimícticos.75 Ma. 1962) (44) Areniscas conglomerados finas. hecho que permite ubicarla entre el Mioceno superior alto y el Plioceno superior bajo. a. La FRJ fue depositada en un paleoambiente de abanicos aluviales.Formación Rodeo (Furque. se encuentra alrededor de los 2.Formación Rio Jáchal (Kelly. Esta unidad representa uno de los depósitos de abanicos aluviales más proximales que se presentan dentro de toda la secuencia neógena. 1990).25 y 2. a la cual cubre. 1990). dadas a conocer por Simon (1985) para diques que se encuentran en el Distrito Minero de Huachi. La edad de estas rocas fue asignada al Mioceno en base a dos dataciones radimétricas (K/Ar) de 21±5 Ma y 16±5 Ma. Las rocas presentan una profusa propilitización (clorita-epidoto) y en otros casos caolinización o sericitización. 1981) (48) Areniscas. areniscas finas.Conglomerados. sobre el borde oriental del Valle de Iglesia-Las Flores-Rodeo. Está cubierta en discordancia por los depósitos de Bajadas Aluviales Actuales y por el Aluvio Moderno. areniscas conglomerádicas.Formación Cuculí (Cuerda y Furque. Hacia la parte superior se intercalan abundantes láminas de yeso y depósitos de sulfato de magnesio. limolitas y conglomerados Está expuesta en el extremo norte de la sierra de Talacasto. unos kilómetros al norte del límite septentrional de la Hoja. Se apoya en discordancia angular sobre las sedimentitas de la Formación Yerba Loca (Ordovícico) y sobre otros depósitos sedimentarios del Paleozoico inferior. a las que le siguen bancos de areniscas finas.5 Ma sobre una toba intercalada en el tramo inferior de la secuencia (método de trazas de fisión en circones). (1989) aportaron una edad de 6. Furque (1983) dividió a la unidad en tres miembros que de base a techo de la secuencia son: Miembro Arenoso Basal. por lo cual no se debe descartar que el volcanismo haya comenzado durante el Paleógeno. Johnson et al. mientras que los que se encuentran en la ciénaga de Gualilán. (1990) establecieron que la FC es un equivalente lateral de la Formación Quebrada del Jarillal (FQJ) de la Precordillera Oriental. El Miembro Conglomerádico se compone de bancos grano y estrato crecientes de conglomerados con bases erosivas. El tercio basal de la secuencia está formado por conglomerados con clastos de volcanitas y areniscas conglomerádicas castaño blanquecinas. Son correlacionables con el Grupo Iglesia de Wetten (1975). el actual valle de Iglesia-Las Flores-Rodeo formó parte de una cuenca de tipo “Piggyback” en la cual se depositaron varios cortejos sedimentarios que estuvieron estrechamente vinculados al ascenso de bloques provocados por los corrimientos que afectaron a este sector de la Precordillera durante el Mioceno. en el borde occidental de la sierra de La Trampa y al sur de la ciénaga de Gualilán. Este autor. c. El sector medio lleva potentes bancos de tobas blancas con restos vegetales indeterminados.. (1989). Se apoya en discordancia erosiva sobre la Formación Vallecito (Oligoceno-Mioceno inferior) y está cubierta en forma concordante con un contacto gradual y transicional por la Formación El Corral. que gradan lateralmente con depósitos fluviales de plataforma arenosa. entre los que se intercalan arcilitas y limolitas. aunque también son frecuentes la microlítica fluidal y traquítica. Los accesorios más comunes son apatita y minerales opacos.Cuerpos Igneos Subvolcánicos (47) Dacitas y andesitas Son diques subvolcánicos y otros cuerpos intrusivos menores que se encuentran en el extremo noroeste de la Hoja y en el sector noroeste de la ciénaga de Gualilán. mientras que Beer et al. andesitas y pórfidos andesíticos y dacíticos de color gris a gris verdoso o verde. Los primeros tienen como roca de caja a las sedimentitas Gondwánicas que están expuestas al oeste de la Huerta de Huachi. d. Estas edades permiten asignar la Formación Rodeo al Mioceno superior. Las rocas son principalmente andesitas basálticas. El primero está constituído por un espeso conjunto de ciclos rítmicos de areniscas finas a medias y limolitas pardo-rojizas con estratificación paralela. están intruídos en las calizas Ordovícicas de la Formación San Juan y en las sedimentitas marinas siluro-devónicas. sulfatos y diatomitas Los depósitos de esta unidad están expuestos únicamente en el extremo noroeste de la Hoja.7±2 Ma para otros depósitos tobáceos. Las texturas porfíricas están acompañadas en general de mesostasis seriadas a microgranosas. limolitas. con ocasionales intercalaciones de bancos sabulíticos. además de algunos bancos de diatomitas. En las partes centrales de la cuenca y distales respecto de la zona de aporte (playa lake). también obtuvo otra edad de 30±5 Ma. En esta cuenca de drenaje centrípeto se desarrollaron zonas de abanicos aluviales proximales. Según la interpretación de Beer et al. Ambas unidades provienen de una planicie aluvial de rios entrelazados y efímeros que drenaban sus aguas hacia el .1±1. otros sulfatos y diatomitas. yeso. Jordan et al. Miembro Conglomerádico y Miembro Arenoso Superior. sobre el borde oriental de la sierra de la Crucecita.. biotita y escaso cuarzo en el caso de las dacitas. tobas. tuvo su origen en la actividad de un volcanismo mesosilícico intermitente durante la evolución de la cuenca. En general están compuestas por plagioclasa. se depositaron las secuencias más finas con las intercalaciones de yeso. La Formación Cuculí (FC) forma parte de un cortejo de sedimentitas sinorogénicas que se depositaron en la Cuenca del Bermejo. piroxeno. El material volcaniclástico intercalado en la sucesión. (1987) obtuvieron una edad radimétrica promedio de 8. mientras que el Miembro Arenoso Superior está formado por areniscas medias a gruesas y limolitas rojizas con escasas intercalaciones de conglomerados lenticulares o tabulares grano decrecientes. y en la quebrada de La Tranca. sin embargo. hornblenda. Está constituída por fanglomerados y conglomerados mal seleccionados. etc. Están constituídos por aglomerados. granitoides.). 2. Estos valores permiten ubicarla en el Mioceno medioMioceno superior bajo. Jordan et al. Las edades radimétricas de la Formación Cuculí están comprendidas entre 12. hacia los bolsones (ciénagas de Gualilán. constituyen los actuales depósitos de los abanicos aluviales que se desprenden de los diferentes cordones y que se dirigen hacia las zonas intermontanas (pampas del Chañar.4±2. Consecuentemente se los tratará en forma conjunta a los fines de simplificar la descripción de los diferentes tipos de procesos que les dieron origen y para una mejor observación en el mapa geológico. 1990). . Jordan et al.3. dentro del antiguo marco paleogeográfico de la Cuenca del Bermejo.. al tiempo que está cubierta por los depósitos correspondientes a abanicos aluviales más modernos atribuídos al Holoceno. (1990) determinaron que la Formación El Corral (FEC) es contemporánea con la Formación Huachipampa (FH) de la Precordillera Oriental. su máximo desarrollo se encuentra sobre la vertiente occidental de la sierra de Valle Fértil y al oeste de la Hoyada de Ischigualasto. Cumillango. Otras exposiciones de menor extensión areal se encuentran sobre el piedemonte este de la sierra de Valle Fértil y en la sierra Baja de Los Portezuelos. conglomerados y areniscas gruesas parcialmente consolidadas a inconsolidadas Corresponden a un grupo de abanicos aluviales que se encuentran sobre el flanco este de las sierras de los Morados de Huaco y Mogna (sobre el Valle del Rio Bermejo). Se encuentran cubiertos por el aluvio del valle del rio Bermejo y por los depósitos de grandes médanos que se recuestan sobre la ladera oeste de la serranía de Valle Fértil. lo cual implica que la FEC representa a los depósitos proximales de este ambiente.5±2 Ma (sector basal) y 10. que tienen escasas y muy subordinadas intercalaciones lenticulares de areniscas y limolitas. (1990). La evolución tectosedimentaria de la unidad se produjo como depósitos de abanicos aluviales dentro de la Cuenca del Bermejo. sobre la base de la edad de una toba intercalada en la secuencia de 9. Ocasionalmente presentan intercalaciones pelíticas.B.Pleistoceno Depósitos de Abanicos Aluviales Antiguos (50) Fanglomerados. 1990. por l cual representa a los depósitos más proximales de esta bajada.Depósitos de Abanicos Aluviales Actuales (51) Fanglomerados y conglomerados inconsolidados En las Sierras Pampeanas.. con clastos de diferentes formas y tamaños de las sedimentitas paleozoicas y cenozoicas.4. 1983) con diferentes nombres formacionales..este. Fueron ubicados en el Pleistoceno porque cubren en discordancia angular a sedimentitas pliocenas del Grupo Pontón Grande y a otras unidades cenozoicas previas. Fundamentalmente está constituída por bancos gruesos de conglomerados y fanglomerados de estratificación grosera. Sus depósitos son similares a los anteriormente descriptos. Matagusanos) y hacia el borde oeste del Valle del rio Bermejo. wackes y areniscas de diferentes formas y tamaños. En la Precordillera Central y Oriental. sedimentitas. La edad de la Formación El Corral fue asignada al Mioceno superior. Hacia el techo está cubierta en discordancia angular por diferentes depósitos de abanicos aluviales pleistocenos. su edad fue establecida como holocena.. 2..Cuaternario 2. pero con clastos de calizas. en el borde oriental de la sierra de Talacasto entre Tucunuco y el extremo norte del bolsón de Matagusanos y al sur de los Morados de Talacasto y Altos de Mogna. etc.B. Vieja.4. Dentro de este marco la FC se depositó al oeste de la FQJ. con abundante mátrix areno-limosa y clastos de diferentes formas y tamaños de metamorfitas.1. ademas de algunos bancos de tobas.2±2.3. que podrían representar niveles lacustres o depósitos de playa lake distales.1 Ma (sector cuspidal) según Jordan et al. Las paleocorrientes indican que el drenaje se produjo hacia el este. Debido a que cubren a depósitos de abanicos aluviales asignados al Pleistoceno.4. Estos depósitos corresponden parcialmente a las bajadas aluviales denominadas por Furque (1979. e..Formación El Corral (Furque. Su mátrix es arenosa de granulometría gruesa y frecuentemente la sucesión tiene intercalaciones lenticulares de areniscas gruesas. fanglomarados y conglomerados no consolidados de abanicos aluviales recientes. a.2.3. 1963) (49) Conglomerados y fanglomerados La unidad está expuesta en los mismos sectores donde aparece la Formación Cuculí. Son depósitos mal seleccionados.Holoceno Los depósitos de esta edad constituyen una característica estratigráfica compartida entre las Sierras Pampeanas y la Precordillera. a la cual cubre en forma concordante.5 Ma (Jordan y Damanti.B. El Lineamiento de Valle Fértil es un sistema de fracturación antiguo y regmático del basamento PoterozoicoEopaleozoico (Ramos. La ciénaga de Gualilán es una planicie contínua de limos y arcillas sin irregularidades. arcillas. SIERRAS PAMPEANAS OCCIDENTALES Las fallas constituyen una estructura importante en la configuración tectónica del basamento. Son depósitos de arenas. especialmente sobre el valle del Bermejo y entre la Hoyada de Ischigualasto y la sierra Baja de los Portezuelos. arenas muy gruesas a muy finas. que se encuentra sobre el sector occidental de la sierra homónima y tiene rumbo NNO-SSE con vergencia de los bloques hacia el poniente. causando el anegamiento de los sectores deprimidos y la formación de una nueva laguna temporaria. Uno es la Megafractura de Valle Fértil (Baldis et al.Depósitos de Médanos Actuales (52) Arenas finas y limos arenosos En el ámbito de las Sierras Pampeanas.. aunque se pueden identificar algunos seifs y crestas barjanoides. aunque no son raros los grandes montículos de arena. (1996a) a traves de movimientos transpresivos sinestrales. Se han identificado dunas longitudinales y crestas barjanoides. Debido a las marcadas diferencias que existen entre los estilos tectónicos de la Precordillera Central y Oriental y entre estas y las Sierras Pampeanas Occidentales. delimitan una compleja zona triangular de tipo Thick-Skinned (Zapata y Allmendinger. una vasta superficie se encuentra cubierta por arenas eólicas de granulometría fina a media. d. 1993. 1983). La Precordillera Oriental (POr) también es una faja plegada y corrida pero de vergencia occidental y de tipo Thick-Skinned. Constituyen grandes campos arenosos como el de Ampacama y el que se encuentra al noreste de la Punta del Agua. pequeños cursos efímeros disectan la planicie produciendo la avulsión de los torrentes de agua y fango. Son arcillas y limos no consolidados con abundantes eflorescencias y ocasionales duricostras salinas. gravas y limos totalmente inconsolidados que son acarreados por el agua. limos y arcillas En distintos sectores de las Sierras Pampeanas y de Precodillera comprenden a todos los depósitos inconsolidados y de diferentes granulometrías que rellenan los valles y las zonas interserranas. 3. En el ámbito de la Precordillera las formas de acumulación eólica se presentan en la ciénaga de Gualilán. Dos importantes sistemas de corrimientos elevan orográficamente a las sierras de Valle Fértil y Baja de Los Portezuelos. 1996b). gravas. donde solo se destaca una laguna temporaria que en épocas de sequía constituye un verdadero barreal (Furque. el viento o por algún proceso local de remosión en masa. Uno de los más importantes es el Barreal Colorado. Durante los aportes estacionales de las escasas precipitaciones que se producen en la zona. en cuya deformación no está involucrado el basamento (Thin-Skinned Thrust Belt System). se considera necesario analizar por separado las estructuras de cada una de ellas. que está recostado sobre la ladera oeste de la sierra de Valle Fértil y cuyas aguas drenan hacia el curso principal de los rios Bermejo y Zanjón. 1996b). 1996a. ya que el basamento se encuentra involucrado en la deformación. arenas muy finas y eflorescencias salinas En la región de las Sierras Pampeanas se encuentran fundamentalmente sobre el valle del rio Bermejo.. Actuó como un elemento de control de la . 1988) que posteriormente fue reactivado en varias etapas.. Son de arena fina con delgados depósitos limosos de morfología lenticular.Depósitos de Salitrales y Barreales (53) Limos. Las estructuras de desecación y el abarquillamiento son formas frecuentes de encontrar en este tipo de depósitos. Las Sierras Pampeanas Occidentales (SPOc) se caracterizan por la presencia de corrimientos que afectan al basamento cristalino.TECTONICA La Precordillera Central (PC) se caracteriza por constituir una faja plegada y corrida con estructuras de vergencia oriental.b. 1994). en la cual el basamento está involucrado en la deformación (Zapata y Allmendinger. 1996a. c. Este sistema de corrimientos es de tipo Thick-Skinned. en los Médanos de Tucunuco o Campo de Las Liebres y sobre el Valle del rio Bermejo (Campos de la Punta del Agua.. que estarían conjugados con la zona de transferencia dextral del Lineamiento de Tucumán. En la Precordillera los depósitos más importantes se encuentran en la ciénaga de Gualilán y en el extremo norte del bolsón de Matagusanos. Estos dos sistemas de corrimientos de vergencia opuesta. se encuentran en el sector centro-sur de la Hoja. Constituyen dunas en general complejas. El esquema tectónico de la Hoja se presenta en la figura 3. Mogna y Travesía de Mogna). El funcionamiento de esta estructura durante el Neógeno fue interpretado por Rosello et al. Se encuentran sobre las planicies de inundación de los actuales cursos fluviales o rellenando las depresiones entre las zonas interserranas. Durante las grandes crecientes. Estos provocaron el ascenso de bloques que causaron la deformación de la cubierta sedimentaria.. las partes deprimidas de los bajos pueden albergar pequeños espejos de agua transitorios.Depósitos de Aluvios Actuales (54) Sábulos. Otros barreales de importancia. (figura 3) En base a la interpretación de datos sísmicos. 1969. que se encuentran en el faldeo este de los cordones serranos. que habría comenzado entre 16-14 Ma. La Precordillera Occidental se habría formado durante un corto intervalo de acortamiento producido alrededor de los 20 Ma. 1993b). Los corrimientos “fuera de secuencia” presentes en las quebradas de Vallecito y de la Tranca (esta última fuera de la zona de estudio en la Precordillera Occidental). Los corrimientos más importantes son los de Caracol. coincidentes con los de la foliación. con el limbo oeste tendido y el flanco este ubicado en una posición cercana a la vertical y hasta recumbente. La evolución fluvial y aluvial de la Cuenca de antepais del Bermejo reflejaría la actividad de este prolongado período de acortameinto de la Precordillera (Jordan et al. La principal estructura de fallamiento es el Corrimiento Oriental (Jordan et al.sedimentación Gondwánica de la Cuenca de Paganzo (Cuerda et al. Los anticlinales mas importantes son los de Niquivil y Las Salinas (Zapata y Allmendinger. Su orientación es similar al anticlinal de Niquivil y su eje también es doblemente buzante. PRECORDILLERA ORIENTAL La estructura de la Precordillera Oriental (Ortiz y Zambrano. 1988) y transportan a rocas paleozoicas y terciarias. Los corrimientos están asociados a grandes anticlinales asimétricos. 1993) y habrían continuado durante el resto del Mesozoico y en el Cenozoico (Rosello et al. en general. 1991). (1993b) interpretaron la evolución tectónica del cinturón plegado y corrido de la Precordillera en base a la combinación de datos estratigráficos y estructurales. fundamentalmente entre los 20 y 5 Ma. Blanco. 1981) se caracteriza por un conjunto de corrimientos de rumbo meridiano. Establecieron que la Precordillera Occidental y Central representan un sistema de seis corrimientos mayores que avanzaron “en secuencia” a traves de la cuenca del Bermejo y hacia el antepaís. 1990. El rumbo dominante de la foliación es NO-SE. 1993b). que limita a la sierra de Valle Fértil en su sector oriental. (1996b) interpretaron esta estructura como bloques de basamento que tuvieron un movimiento transpresivo sinestral. que delimitan bloques de sierra de vergencia oriental (Rolleri y Baldis. El otro sistema de corrimientos es el de Portezuelos.. similar al de la megafractura del borde oeste de la sierra. El anticlinal de Niquivil tiene su eje con dirección NNE-SSO y es doblemente buzante. Los flancos inclinan hacia . Jordan et al. La estructura interna del Complejo Valle Fértil es muy compleja. La actual configuración tectónica de la sierra de Valle Fértil (y su prolongación austral en la de La Huerta) es consecuencia de las últimas reactivaciones de estos grandes lineamientos regionales. Allmendinger et al. (1990) determinaron que estos corrimientos se reunen en una rampa horizontal de despegue o “décollement” que estaría localizada a una profundidad mayor o igual a 15 Km. aunque presenta frecuentes variaciones hacia el O y SO. se interpretaron como causados por un mecanismo de acortamiento de desarrollo local (Allmendinger et al. Ello se debe a la interferencia y a la superposición de distintos elementos planares y lineales originados en diferentes episodios de deformación. Las metamorfitas tienen en general planos de foliación definidos por la orientación de agregados de minerales micáceos o por la alternancia de bandas leucocráticas y melanocráticas. siendo comunes también los pliegues en cajón. Estas estructuras de plegamiento fueron interpretadas como pliegues de propagación de falla. San Roque y Niquivil. Los mismos autores realizaron la interpretación regional de ambos sistemas de corrimientos como una estructura en flor con bloques de vergencia occidental.. Los corrimientos más jóvenes fueron cortando hacia el este. mientras que la Precordillera Central habría sido estructurada por un ciclo de acortamiento más prolongado. 1990). Las rocas del basamento tienen un estilo de plegamiento isoclinal.. 1984) y también de la sedimentación triásica (Ramos y Kay.. primero a las rocas paleozoicas y luego a los depósitos sinorogénicos terciarios. mientras que el flanco oriental está más tendido e inclinando hacia el naciente. mientras que la inclinacion es hacia el E y NE. Los pliegues de menor escala son formas con estilos apretados (tight) a isoclinales. Su flanco occidental inclina hacia el oeste con valores angulares altos cercanos a la vertical. Los movimientos de reactivación habrían comenzado a manifestarse a partir del permotriásico (Castro de Machuca y Carrizo. Rosello et al.. Jordan et al. PRECORDILLERA CENTRAL La estructura dominante en este sector de la Precordillera es un conjunto de corrimientos de rumbo meridiano. 1993) que están separados por un cerrado sinclinal de estilo tight. 1996b). Blanquitos. El Anticlinal de Las Salinas es recumbente y tiene una clara vergencia occidental. coincidente con la orientación de la sierra. Fielding y Jordan. cuyo plano inclina hacia el naciente. que delimitan bloques de sierra que contienen pliegues anticlinales asimétricos de vergencia occidental. se continúa por el borde oeste de la sierra Baja de los Portezuelos y fuera del límite septentrional de la Hoja sigue en el sistema de fallas que elevan la sierra de Sañogasta. 1993b).. Hacia el norte. Los corrimientos ubicados en una posición más oriental habrían estado activos durante los últimos 8 Ma.. en el cual la actitud de los ejes y las superficies axiales de los pliegues son. 1996a. Estos anticlinales están identificados como una sola estructura (Anticlinal de los Morados) en la figura 3. mientras que su mecanismo de formación fue considerado como uno de los más importantes para explicar el acortamiento y la formación del cinturón plegado y corrido de la Precordillera (Allmendinger et al. además de aquellos que se localizan en el bajo faldeo occidental de la sierra de Valle Fértil. el Valle del rio Bermejo y la Precordillera Oriental y Central.Playas . Aqui comenzó el avance de los corrimientos de la Precordillera Oriental. (1990) mencionaron pedimentos labrados en sedimentitas terciarias en la margen occidental del valle de Matagusanos. 1996a. 4. en el bolsón de Gualilán y en la depresión de . superan ampliamente la longitud de la Hoja en sentido norte-sur. aunque no habría sido como un frente de avance hacia el este. La Trampa. tanto del ámbito precordillerano (50) como sus equivalentes de las Sierras Pampeanas. Estos depósitos representan distintas etapas de levantamiento tectónico por reactivación de fallas de extensión regional. Estas bajadas involucran los depósitos psefíticos correspondientes a los Abanicos Aluviales Actuales (51). aluvial y eólica producidas en general en condiciones de clima desértico.Pedimentos . cesó su avance cuando alcanzó la zona de contacto con la Precordillera Oriental. Estas son. La estructuración de la Precordillera Oriental. En el ámbito de la Precordillera Central se destacan los cordones de Alto de Mayo (Co. 1996a. fuera de su superficie. 1993b.7 Ma. posiblemente de manera coetánea con el episodio de plegamiento (Zapata y Allmendinger. son responsables del modelado de la fisonomía de las tres grandes áreas que involucra la región. pero los ángulos del limbo occidental son más elevados que los del oriental. Uliarte et al.Médanos . la mayor parte de los cuáles están relacionados a escarpas de falla de rumbo submeridiano. Este último está constituído por las lomadas que limitan por el oeste a la Hoyada de Ischigualasto o Valle de la Luna. La Precordillera Oriental. comienza poco al norte del límite septentrional de la Hoja. Sin embargo su modelado actual está vinculado. situándose los más antiguos a mayores alturas topográficas.Bajadas . Las principales geoformas que se observan en el ámbito de la Hoja son: . Las principales depresiones más importantes en esta zona son las pampas del Chañar. El Valle del rio Bermejo. Este frente de deformación. Las bajadas se encuentran adosadas a los principales frentes montañosos. 1996b) como de tipo Thick-Skinned. con grandes variaciones térmicas diarias y estacionales. 1996b). Sin embargo. que aún se encuentra activa. alrededor de los 2. formaciones Vichigasta (18) y Catinzaco (19). y de Gualilán. además.Mesillas . La interacción de los sistemas plegados y corridos de vergencia opuesta y de diferente estilo de deformación (thin-skinned de la Precordillera Central y thick skined de la Oriental).. 1993). Zapata y Allmendinger. La deformación continuó en otros sectores de la Precordillera Central. cuyas sierras más importantes son las de Huaco y de Mogna. En el valle de Matagusanos la bajada llegar a exceder los 10 km de ancho. Las mencionadas en primer y segundo término. 1996a. 1996b) y sería una consecuencia del avance del frente orogénico de deformación de la Precordillera Central (Zapata y Allmendinger. los pedimeotos. habría comenzado después de los 2. se conecta con la cuenca del rio Desaguadero. Un set de fallas conjugadas de tipo strike slip afectó a estos dos anticlinales.6 Ma (Jordan et al.Planicies aluviales . de origen tectónico. En la vertiente occidental de las Sierras Pampeanas se distinguen como elementos orográficos principales las sierras de Valle Fértil y Baja de los Portezuelos y el Alto de Ischigualasto. al sur.. no es frecuente observar las formas erosivas del mismo. que replegaron y cortaron al Corrimiento Niquivil. al norte. a diversos procesos geomorfológicos originados durante el Cenozoico. asociándose a las mismas los remanentes de depósitos de niveles de agradación asignados al Pleistoceno.7-2. El ambiente de playa adquiere su máxima expresión en el valle del rio Bermejo. donde se localiza el barreal Colorado y otros sin nombre en el extremo sur de la Hoja.el este. 1993.Formas de abrasión eólica En la superficie de la Hoja se encuentra muy bien representado el ambiente de pie de monte vinculado al ciclo árido. Talacasto y un grupo de serranías que se ubica inmediatamente al oeste de Huaco. representado por el Corrimiento Niquivil (figura 3).GEOMORFOLOGIA El paisaje de la Hoja Jáchal es principalmente el resultado de la tectónica de corrimientos que produjo el ascenso de las mayores serranías de la región. delimitaron una compleja zona triangular que fue interpretada por Zapata y Allmendinger (1996a. sino como acortamientos por medio de corrimientos fuera de secuencia (Zapata y Allmendinger. en la vertiente este de las sierras de Huaco y de Mogna y al pie de las serranías que rodean al Bolsón de Gualilán. en el borde este de la Precordillera Central. alcanza su máximo desarrollo latitudinal dentro del ámbito de la misma y hacia el sur. Las acciones fluvial. de este a oeste. Alumbre). Las más extensas se localizan en el pie de monte occidental de la sierra de Valle Fértil. las cuales guardan una manifiesta orientación submeridiana. 1996b). las Sierras Pampeanas Occidentales. está separada de la Central por la depresión tectónica de Matagusanos y su continuación al norte en el valle de Huaco. ya sea por no presentar buen desarrollo o por estar parcial o totalmente cubiertos por depósitos aluviales de ciclos de agradación posteriores. En este sentido. Cuerda et al. Las rocas madres fueron afectadas por un metamorfismo progrado en facies de Anfibolita y de Granulita (correlacionables quizá con los episodios de metamorfismo M1 y M2 determinados por Castro de Machuca et al.. que rematan cerrillos conformados por sedimentitas continentales de igual edad y más fácilmente erosionables.. 1993. resulta típico por la presencia de mesillas basálticas. se observa que las condiciones del metamorfismo son muy similares. mientras que otras son móviles por carecer de la misma. sería simultánea con alguno de los movimientos que dieron origen al proceso de estructuración de la sierra con posterioridad al Paleozoico superior. El ambiente de planicie aluvial adopta un gran desarrollo en el valle del rio Bermejo. se suelen asociar a este ambiente delgadas costras de sales producidas por la sequedad del clima y la fuerte evaporación. Vujovich (1994) determinó temperaturas comprendidas entre 550°C y 750°C y presiones de 5. 1976. Si se compara estas metamorfitas de Valle Fértil con las de la vecina sierra de La Huerta. frecuentemente diferencial de los estratos suavemente inclinados de los grupos Agua de la Peña y Chiflón (7-14). fueron retrogradadas desde la facies de Anfibolita-Granulita hasta la facies de Esquistos Verdes (Mirré. Son planicies de limo y arcillas que permanecen secos la mayor parte del año. Planicies aluviales menores se extienden en el valle de Huaco y al este de la sierra de Valle Fértil. alcanzando 50 km en la latitud de su confluencia con el rio Jáchal (Uliarte et al. las presiones de confinamiento fueron bajas a moderadas (menor a 8 Kb según Rabbia. La acción erosiva del viento. Una estrecha faja de rocas expuestas en el sector occidental de la sierra. 1971. en general asociados a la red de drenaje actual y en su mayor parte depositados durante las épocas de crecientes. y en menor medida la del agua en las épocas de fuertes lluvias han labrado interesantes geoformas que hacen singular el relieve actual de esta cuenca. Las condiciones de este metamorfismo halladas para la sierra de Valle Fértil (Mirré. con temperaturas comprendidas entre 650° y 850°C. Son formas tabulares de disposición subhorizontal correspondientes a coladas triásicas de la Formación Baldecitos (15). a pesar de ser exigua. Vujovich. El metamorfismo. en inmediaciones de la cuenca de Ischigualasto y en la región de La Torre. 1971. Castro de Machuca. Castro de Machuca y Carrizo. 5. Los gneises con intercalaciones de anfibolitas y mármoles provienen de un protolito sedimentario que habría estado constituído por un potente conjunto de grauvacas. 1994.5 a 7. donde los depósitos arenosos (52) adoptan grandes extensiones areales y destacables alturas. sino localizada y restringida a zonas relacionadas a la Megafractura de Valle Fértil. Rabbia. la deformación.Matagusanos. 1984. la migmatización y la diaftóresis regional... 1984. Castro de Machuca. 1996. Castro de Machuca et al. Las formas de abrasión eólica que caracterizan el paisaje del Valle de la Luna son. (1996) en la sierra de La Huerta. Los médanos actuales adquieren su máxima expresión en la planicie aluvial del rio Bermejo . 1996). motivo de admiración (ver Capítulo 6-Sitios de Interés Geológico). Las dunas más notables son longitudinales. metamorfismo M3 de Castro de Machuca et al. 1996). que se habría desarrollado sobre una corteza oceánica delgada e inmadura (Vujovich. lutitas. Manifestaciones menores se localizan en la margen oriental del bolsón de Gualilán en el valle de Matagusanos y al noreste de la sierra de Valle Fértil. Castro de Machuca et al. 1996) y la presión de fluídos fue baja. Si bien no se desarrollan verdaderos salitrales. Vujovich. 1994). 1994. se habría producido una retrogradación regional de las metamorfitas del basamento a una nueva facies de Anfibolita (cf. arenas y materiales más finos (54). 1993. desde facies de alto grado a facies de Esquistos Verdes. 1996). Esta secuencia sedimentaria se habría depositado en una cuenca marina (Mirré.5 Kb.. 1990). Algunas de ellas presentan una cubierta vegetal que. . En este ámbito se desarrollan los Depósitos de Salitrales y Barreales (53). crestones. 1990) asociada a un arco magmático islándico. Cuerda et al. areniscas. El paisaje de la zona localizada al noreste de la sierra de Valle Fértil. especialmente sobre su margen izquierda. 1990. La diaftóresis local. Las anfibolitas macizas de grano grueso y las rocas ultramáficas tendrían un protolito magmático derivado de efusiones basálticas intercaladas en la secuencia sedimentaria y de intrusiones básicas y ultrabásicas afines con quimismos toleíticos (Castro de Machuca y Conte-Grand. Su ancho es variable de norte a sur. Las mismas son el resultado del desgaste. hongos y escarpas erosivas. Entre las formas más típicas se pueden mencionar mesillas. indican que las temperaturas alcanzadas fueron moderadas a altas. margas y calizas. 1996). presiones de confinamiento de 3 a 5 Kbar y una baja presión de fluídos.. las hace fijas.HISTORIA GEOLOGICA Las metamorfitas del Complejo Valle Fértil evolucionaron a partir de dos rocas madres diferentes. además de su riqueza fosilífera. 1976). causando el anegamiento de los ectores más deprimidos y con ello la formación de lagunas temporarias. Llano y Castro de Machuca (1984) establecieron condiciones de metamorfismo de mediano a alto grado. cuya orientación meridiana es el resultado de los vientos que acompañan la morfología regional de las serranías y depresiones mayores. son procesos anteriores a los movimientos compresivos que dieron origen a los lineamientos estructurales de Valle Fértil (anteriores al Paleozoico superior). 1971. Son grandes extensiones de depósitos de gravas.. Sólo en los cortos períodos de lluvia se observan disectadas por cursos de agua efímeros. los cuales suelen transformarse en torrentes de agua y barro durante las crecientes. Luego de alcanzado el pico de metamorfismo progrado bajo las condiciones de la facies de Anfibolita-Granulita. Este episodio sería correlacionable con el metamorfismo M4 de Castro de Machuca et al. Esta diaftóresis no fue de carácter regional. Bercowski y Zambrano. 1988. 1995. De esta manera las secuencias continentales carbonífero-pérmicas del Grupo Paganzo. terreno alóctono del cual aún se desconoce la ubicación de sus rocas. 1991. Según Ramos et al. pero aún se desconoce la exacta localización de la zona de sutura. cuyas características geológicas.. 1989.. tanto del Cretácico (Fm Cerro Rajado) como del Neógeno (Fm Angosturas). 1996). esta fase compresiva habría sido el resultado de la colisión de Chilenia.. En el interior del continente. 1990). 1990). 1990)... mientras que las sedimentitas marinas y continentales del Grupo Quebrada del Volcán se habrían acumulado en cuencas de retroarco (Sessarego y Limarino. 1996). 1996). La acreción del bloque de la Precordillera a Gondwana ocurrió durante el Ordovícico medio (Astini et al. 1995). La secuencia continental del Triásico de IschichucaIschigualasto se depositó en una cuenca de tipo rift (Rolleri y Criado Roqué. 1996. sobre el cual se depositó la plataforma carbonática. 1995). con el ascenso de la Protoprecordillera (Rolleri y Baldis. Las secuencias marinas silicoclásticas silúricas (Grupo Tucunuco y equivalentes) onlaparon los depósitos del Ordovícico (Astini et al. Rapela et al. se habrían emplazado en una zona de cizalla dúctil. López Gamundi et al. Astini et al. (Astini et al. Las roca del complejo son la caja de los granitoides de la Formación Cerro Blanco. se originó por la apertura de una cuenca océanica durante el Proterozoico más tardío o Cámbrico temprano (Hatcher. de características mesozonales y sintectónicos a tardío tectónicos (Cisternas y Toselli. 1992. 1996. 1993). fue acrecionada al borde occidental de Gondwana (Astini et al. 1995. 1984)... Dalla Salda et al. un espeso cortejo de sedimentitas . 1995. 1992). 1991). 1989). 1986. 1968. 1996). 1994) cuya falla principal es coincidente con el lineamiento de Valle Fértil.. (1996) la evolución tectónica y metamórfica del Complejo Valle Fértil se habría producido durante el Proterozoico superior. junto con sus depósitos marinos cambro-ordovícicos de la plataforma carbonática. En el inicio del proceso de rifting este margen pasivo formó parte del Supercontinente de Laurentia. Baraldo et al. es un rasgo común con otras zonas del antepaís gondwánico (Ramos. (1996) como una sutura de la colisión entre la Precordillera y el margen oeste del supercontinente de Gondwana (Dalla Salda et al. Posteriormente. fue interpretada como la responsable de la estructuración y de la formación de la discordancia que separa las secuencias someras de plataforma carbonática de los depósitos más profundos de lutitas negras. Esta situación paleogeográfica marcaría el probable engranaje lateral entre ambos grupos de facies y la posible conexión entre los diferentes depocentros (Ramos et al.. Thomas. Para el Arenigiano la Precordillera se habría separado unos 3000 km del borde este de Laurentia (Astini et al. 1992. petrológicas y geoquímicas. 1990). se depositaron secuencias continentales intermontanas asociadas a diferentes procesos fluviales. Stipanicic y Bonaparte... una fuerte discordancia angular de extensión regional subyace a los depósitos del Paleozoico superior que cubren a todas las secuencias eo-mesopaleozoicas (Fernández Seveso et al. que también constituyen depósitos cíclicos de una plataforma somera (Astini. 1995. La tectónica distensiva que controló la evolución paleogeográfica durante el Mesozoico inferior.. en zonas alejadas del arco y por detrás de la cuenca de antepaís. La Precordillera.. 1990. al comenzar la expansión de la cuenca por generación de fondo oceánico. alejándose de Laurentia. que fue interpretada por Toselli et al.Según Varela et al. Dalla Salda et al. El margen pasivo. 1993). cerró la evolución del orógeno Famatiniano (Dalla Salda et al.. en respuesta a un proceso combinado entre ascenso relativo del nivel del mar y subsidencia por apilamiento tectónico producido por los cabalgamientos originados durante la colisión (Astini et al. 1986).. iniciándose de esta manera el proceso de subducción en el margen oeste de Gondwana.1967). 1997).. Cisternas y Toselli... 1995). Dalla Salda et al. La generación de depocentros pequeños separados por altos estructurales pudo haber sido el rasgo dominante durante la etapa de apertura de la cuenca donde se depositaron las secuencias del Paleozoico superior. indican que podrían haber evolucionado en un arco magmático continental emplazado en el margen occidental del supercontinente de Gondwana (Toselli et al. cuya sedimentación se produjo bajo condiciones de profundidad y energía variables (Astini y Piovano. La Fase Guandacol del Ciclo Orogénico Famatiniano. 1984. Durante el Cámbrico medio a superior. 1992. se habrían depositado en cuencas intracratónicas (Bercowski y Zambrano. Dalziel et al. En la Cuenca de antepaís del Bermejo se depositó a partir del Oligoceno.. Dalla Salda et al. La evolución del Orógeno Andino durante el Mesozoico medio a superior. el margen pasivo oriental de la Precordillera se transformó en un margen activo. y su continuidad durante el Cenozoico provocó una configuración geotectónica similar a la actual. En este período. Son depósitos cíclicos de plataforma somera. se desarrollaron las secuencias marinas silicoclásticas devónicas (Grupo Gualilán).. 1997). Los plutones. 1982). En la zona de retroarco y antepaís. (1984. espesos bancos de lutitas negras cubrieron en discordancia a la plataforma carbonática. Un nuevo proceso de subducción se instaló a lo largo del nuevo margen oeste de Gondwana (Ramos et al. que recientemente fue reinterpretada como un hemigraben asimétrico (Milana y Alcober. 1991). con el desarrollo de un arco magmático cuyo eje principal estaría en la actual Cordillera de La Costa chilena (Hervé et al.... Toselli et al. 1979. 1995) y sólo quedaría un estrecho océano que la separaría del margen occidental de Gondwana (Astini et al.. comenzó la deriva y el distanciamiento del bloque de la Precordillera. Las secuencias del Paleozoico inferior a medio fueron estructuradas (plegadas y sobrecorridas) durante la Fase Chánica (Devónico superior) que. La secuencia carbonática de plataforma continuó depositándose en el borde oeste de la Precordillera hasta el tiempo que comenzó a desarrollarse un extenso arco volcánico en la zona de Famatina (Toselli et al. 1993). Por encima de estos. 1990.sinorogénicas de alrededor de 6. El imponente espectáculo de las Barrancas Coloradas con más de 200m de altura y la tonalidad del cerro Morado. Hacia el sur de Mogna y expuestas en el núcleo fallado de la estructura. clima y red de drenaje). ubicada en la región centro-norte de la Hoja. Anticlinal de Mogna Está ubicad en la Precordillera Oriental. sugieren su origen como un pliegue de propagación de falla (Zapata y Allmendinger. Hacia el norte.000 m de potencia (Jordan et al. La estructura mayor es un gran anticlinal de alrededor de 15 km de longitud de onda. depositadas en una cuenca de tipo hemigraben. como por ejemplo el reptil carnívoro “Eoraptor lunensis”. constituídos también por las sedimentitas neógenas antes mencionadas. han permitido a la naturaleza tallar curiosas formas y la imaginación del hombre se ha encargado de darle distintas nombres: el Hongo. su flora y fauna.SITIOS DE INTERES GEOLOGICO Parque Natural Provincial Ischigualasto (Valle de La Luna) Este extraño y exótico lugar. Sus rocas. famoso por constituir uno de los dinosaurios más antiguos que se conocen. zona de aporte. Pero además del agreste paisaje. 1993). el Parque Provincial Ischigualasto fue creado para proteger el ambiente. el plegamiento continúa en los anticlinales de Niquivil y Las Salinas. Además de contener a estas maravillas naturales. Los fósiles fueron extraídos de la espesa secuencia de sedimentitas rojas continentales del Grupo Agua de La Peña. el Submarino. El relleno de los valles y planicies intermootanas actuales es una consecuencia de la reciente configuración morfoestructural. Sus capas de vergencia occidental están constituídas por sedimentitas sinorogénicas del Neógeno pertenecientes al Grupo Pontón Grande. ubicadas en el extremo noroeste de la pampa homónima. Su fama. 6. aparece una escama de las calizas ordovícicas de la Formación San Juan. dista de la ciudad de San Juan alrededor de 330 Km en dirección noreste. período que se caracterizó por la expansión de los primeros dinosaurios y mamíferos. los limbos son de sedimentitas carbonífero-pérmicas y neógenas. la Esfinge y tantos otros. que fueron intruídas por cuerpos subvolcánicos dacíticos de edad miocena. responsables de la mineralización.. Son numerosos y variados los restos fósiles encontrados en este yacimiento. a la que además acompañan sedimentitas permotriásicas. 1990). reflejan la estrecha interacción entre la tectónica (corrimientos que alzaron a la Precordillera). radica en los hallazgos de restos fósiles de reptiles y plantas del Triásico. Anticlinal de Agua Hedionda Esta espectacular estructura anticlinal. en la cual interactúan la tectónica. mientras que . afectadas por la acción del agua y el viento. Su interés no solo radica en su espectacular paisaje de playa de bolsón. contiene en su núcleo a calizas ordovícicas de la Formación San Juan. La asimetría de sus flancos y su geometría tipo kink. El marco geológico de este distrito aurífero está caracterizado por la presencia de calizas ordovícicas de la Formacón San Juan. El camino que conecta las localidades de Huaco y San José de Jáchal permite recorrer esta estructura en dirección latitudinal y apreciar no solo los elementos geométricos de este pliegue sino también la estratigrafía de la comarca. sino que su importancia adquiere mayor significación por la presencia de las antiguas minas de oro de Gualilán. este Parque Natural basa su importancia y valor en su riqueza paleontológica. que ha trascendido las fronteras de nuestro país. Las características estratigráficas del relleno de esta cuenca (Jordan y Damanti. El origen y la subsidencia de esta cuenca estuvieron vinculados a distintas etapas del acortamiento cortical que se produjo a causa de los corrimientos que estructuraron a la Precordillera. Ciénaga de Gualilán Esta cuenca endorreica de tipo bolsón está ubicada en extremo sudoeste de la Hoja y alcanza su máximo desarrollo en sentido meridiano con alrededor de 30 km de longitud. nos anticipan algunas de las características que este lugar ofrece. el clima y los diferentes procesos erosivos y sedimentarios. 1993). además del tiempo.. al este de la localidad homónima y en la sierra del mismo nombre. también conocido como Valle de La Luna. y preservar el aservo cultural histórico de la región. mientras que en sentido latitudinal llega a alcanzar un ancho de aproximadamente 15 km. la subsidencia de la cuenca (por carga tectónica o colmatación) y la sedimentación (topografía. Jordan et al. que se ubican en los niveles inferiores de la Formación Ojo de Agua. Otra manifestación de particular interés dentro del área es el yacimiento Olga. ubicado en el límite sur de la Hoja.5 % Fe en promedio y 27. Cities Service y Shell cuyos resultados fueron negativos. El distrito El Morado. Marta Godeas. Area de Huaco Incluye los yacimientos Los Tres y Don Marcos. cuprita. que Angelelli (1984) los reunió en cuatro grupos de afloramientos que tienen en total una longitud de 300 m y cuyo paquete alcanza una potencia de unos 122 metros. Nuestra Señora del Rosario y Doble H. ubicada a 70 km al O de Huaco. Dentro del área que abarca la Hoja se encuentran algunos pozos de exploración de petróleo realizados por YPF. (1985) determinaron que la mineralización se ubica en el contacto entre un conglomerado fino-sabulita arcósica y una arcilita que pasa en forma gradual hacia arriba a psamitas muy finas también arcósicas. En la quebrada La Peseña.INTRODUCCION Los principales recursos mineros que se explotan actualmente en el ámbito de la Hoja son los siguientes minerales industriales: las bentonitas de Mogna. Los minerales que componen los nódulos son pirita. La potencia oscila entre 1 y 3 m con una ley de 18. la tantalita y los minerales con tierras raras. Entre los yacimientos de minerales metalíferos se destaca Gualilán. además de la manifestación de La Cuesta. La Enterrada (vinculada también a cobre) y Médano Rico.. Se las encuentra entre un 5 y 20% del volumen total de las sedimentitas.30 % de ocres en total. La superficie externa de los nódulos está cubierta por minerales secundarios de cobre. La explotación de cuarzo y feldespato de las pegmatitas de Valle Fértil implica también el aprovechamiento de la mica (vermiculita) y en forma muy subordinada el berilo.02 % Cu en el mineral seleccionado. que se ubican en forma concordante con la estratificación de las sedimentitas pérmicas que los contienen (Formación Ojo de Agua). La cuprita y la calcosina son los componentes más abundantes formando el 60% del total. Brodtkorb et al.YACIMIENTOS METALIFEROS COBRE Area de Mogna Está ubicada a 85 km al norte de San Juan y a 6 km al O de la ruta que conduce a Mogna. Los minerales presentes son calcantita. HIERRO . Además se encuentra 2. rojas del Grupo Río Huaco (Terciario). en el que Muchino y Robledo (1969) y Miolano (1972) realizaron algunas consideraciones económicas. a 2 km al N de la ciénaga de Huaco. 2.MINERIA Luis Pérez. Alejandro Conde Serra y Juan Pucci 1. Entre las más importantes se pueden mencionar a San Nicolás de Bari. Según Rodríguez Murillo (1974) las leyes son de 1. La mineralización es esporádica y aparece en forma de impregnaciones en un horizonte de unos 26 m de espesor (Rodríguez Murillo. La pirita ha sido reemplazada por calcosina. 1974). malaquita y calcopirita subordinada. La mineralización se compone de hematita con goethita en areniscas casi cuarcíticas. Son impregnaciones en grietas y cemento en conglomerados terciarios de la Formación Huachipampa. Se localizan en el arroyo Sombreritos a 2 km de la ciénaga de Huaco. Se han detectado manifestaciones de cobre en areniscas rojas terciarias en Mogna y en areniscas pérmicas en Huaco (quebradas Sombrerito y Agua de los Burros) que estarían relacionadas con manifestaciones de uranio (La Cuesta. que se localiza en la quebrada Agua de las Burras. Las sedimentitas tienen rumbo N-S e inclinaciones entre 45° y 75° al E. Raúl Cardó. Las características geológicas y metalogenéticas de este distrito pueden consultarse en el capítulo de los Recursos Minerales de la Hoja San Juan. carbonatos de cobre y otros minerales opacos no identificados por su pequeño tamaño.5 % de P2O5. yacimiento de oro muy importante que tiene recursos parcialmente agotados. Las concreciones nodulares de cobre tienen un diámetro de 1 a 3 cm. se pueden mencionar otras como: La Pantera. Son semejantes a los del Distrito Mogna y se emplazan en areniscas Furque (1979) describió manifestaciones de hierro a unos 10 km al N de Huaco y a 3 km de la ruta nacional 40. El cerro El Alumbre constituye un depósito de sulfato de aluminio alojado en lutitas alumbríferas caradocianas. Se trata esencialmente de bancos de areniscas de 1 a 2 m de espesor que se distinguen por su color rojizo y porque forman filos que se destacan en el relieve. la calcita de Niquivil y el cuarzo-feldespato de Valle Fértil.. que es portador de limonitas y hematita en areniscas cuarzosas y arcósicas de la Formación Tupe (Carbonífero superior). calcosina. Entre las manifestaciones de cobre del área se halla el yacimiento Santa Teresita. El contenido en Fe2O3 es pobre y las corridas son cortas.57 % Cu en las labores y de 3. alcanzando eventualmente un máximo de 10 cm. cobre nativo. sobre el flanco occidental del anticlinal de Agua Hedionda. Huaco). es portador de oro. Con respecto a este elemento radioactivo. existe un yacimiento de ocres descripto por Rodríguez Murillo (1978). covelina. La mineralización consiste en nódulos aplanados según sus eje vertical. Estos autores señalan que el oro es submicroscópico. Muchilera y Magnata) de más de 500 m y otra en las del norte (Punilla. Alcaparrosa. ORO Se destacan por su importancia metalogenética los distritos Gualilán y El Morado. Bengochea et al. 35.750 m sobre el nivel del mar. malaquita. magnetita. Se entiende por mineral superior el que se encuentra por arriba.000 t de mineral hipotético. La ganga está constituida por hedenbergita. con una relación Au/Ag baja y ademá el oro está asociado a mineralización de Pb-Zn. las de tipo diseminado y las de tipo skarn (este último en el sector sur). Sánchez y Guía del Alto). (1988).77 g/t Au y potencia 1.Rodríguez Murillo (1978) cubicó unas 12. 1991). Pelichotti (1976). y mineral inferior 9. lo que hace un total de 87. galena (en pequeñas proporciones) y escasa calcopirita.23 g/t Au y potencia 2.27 g/t Au y potencia 4. además de las mencionadas.10 g/t Au y potencia 2.50 m con máximos de 6. . Ortega y del Norte) y dos chiflones (cerro Norte). .417 t de mineral inferido y 30. tales como Flor de los Andes. Existen 23 labores que suman 6.5 km. Borelli (1983). Wetten et al.67 g/t Au y potencia 2. Las leyes de cabeza establecidas son 10. (1988) citaron.07 m. 1984) de las minas Sentazón. que se observan en el pique del Sur y en el Ortega de las minas Sentazón y Magnata. uno de los cuales se comunica con una zona con laboreos que alcanzan unos 3. Furque (1983).019 t de mineral indicado. Tienen una extensión de 50 a 80 m y se disponen a manera de rosario como en las minas Sentazón. (1988) determinaron valores anómalos de Au. También Angelelli (1984) destacó que hay fallas transversales de alto ángulo que han actuado como conductos para los fluídos ascendentes que han reemplazado y mineralizado a niveles favorables. De la extracción de muestras realizada por Oliveri y Fernández Lima (1951) se obtuvieron los siguientes tenores medios: .Sentazón: mineral superior 8. Vallone (1986.Muchilera: mineral superior 14.5 gramos por tonelada de Ag. En el área del Distrito se pueden mencionar los trabajos de Stappenbeck (1910). escasa azurita. En el sector sur Vallone (1986) mencionó también electrum. Los cuerpos mineralizados más importantes se alojan en las calizas y son concordantes con ellas.000 t de mineral muy localizado.987 t de mineral medido.70 metros. hematita. se reconocen limonitas auríferas. smithsonita y pirolusita. Cardó y Rojo (1988) realizaron una evaluación del cerro Norte de Gualilán utilizando como base el trabajo de Fernández Lima y Oliveri (1951) y de esta forma cubicaron 6. augita. Oliveri y Fernández Lima (1951). goethita. Según Angelelli (1984) además se llevó a cabo un proceso intenso de alteración hidrotermal relacionado con la intrusión de las dacitas. (1988). a la que acompañan blenda negra (marmatita). produciendo fenómenos de reemplazo en las mismas. Su rumbo aproximado es N-S y su inclinación 45-50° al O. Según Angelelli (1984) las minas que integran este distrito se localizan en dos pequeñas elevaciones.8 g/t Au (2. Constituyen dos corridas: una situada en las minas del sur (Sentazón.Magnata: mineral superior 10. pirrotina. Además compararon a Gualilán con los distritos auríferos del oeste de los Estados Unidos. 15. especularita. En la zona de oxidación. incluyendo relaves y desmontes. La mineralización primaria consiste en pirita aurífera. También existen otros cuerpos ubicados en el contacto caliza-dacita. relacionando estos tenores con la circulación de fluídos en un sistema hidrotermal con temperaturas entre 175 y 200°C. Muchilera y en las corridas del cerrito Norte.000 t con un tenor de 10. y mineral inferior 5. Wetten et al. denominadas Norte y Sur. Pizarro. Distrito Gualilán Está situado a 120 km al NO de la ciudad de San Juan en el departamento de Ullúm. As y Hg en una brecha silícea al sur de la mina Gualilán. Cardó y Rojo (1988). crisocola. se han estimado en 275. actinolita. siendo mayor en el cruce de vetas. granate.00 m. y que está controlada estructuralmente por fallas concordantes con las calizas. Pardo. ilvaíta y mackinawita. Bengochea et al.00 m. Además hay trabajos superficiales y niveles y chiflones internos en varias minas. .87 g/t Au y potencia 2. Muchilera y Magnata varía entre 1 y 2.427 t de reservas geológicas.50 a 7 m. Toro y otros menores. y por inferior el que se halla por debajo de los socavones de las minas mencionadas. Cuerpos subvolcánicos de composición dacítica y de edad miocena (Leveratto. a la altura del kilómetro 63 de la ruta provincial 436.970 kilogramos). En ellas se incluyen tres piques (del Sud.500 m de desarrollo. 1976) intruyen a las calizas ordovícicas. que alcanza un desarrollo de 100 a 200 m.00 m. abundante yeso. La potencia media aproximada en el laboreo profundo (Angelelli. Oliveri (1971). El marco geológico está caracterizado fundamentalmente por calizas gris claro a gris azulado de la Formación San Juan (Ordovícico) que constituyen la litología dominante de los cerros anteriormente descriptos. Simon y Cardinali (1990) y Sillitoe (1992). y mineral inferior 32. En general los cuerpos mineralizados son lenticulares (clavos) y profundos y suelen adelgazarse horizontalmente en cuña en sus extremos. cuarzo y calcita.20 m. Pelichotti y Borelli (1983). en el borde occidental de la Pampa de Gualilán y a 1.5 g/t Au y 57. Angelelli (1984) mencionó que la mineralización es de dos tipos: por reemplazo (la más importante) y por relleno de fisuras. Las reservas totales establecidas. 1984). Angelelli (1936. (1980) se destaca el origen de estas arcillas. (1984) los depósitos de arcillas se encuentran dentro de la Formación Cañón Colorado (Triásico). (1984) y Furque (1979). La Pantera es un depósito estratificado de uranio que fue descripto por Belluco et al. La potencia es de 0. Cañón del Colorado.5 m con leyes que varían entre 0. Presenta una longitud de 25 m y una potencia de 0.URANIO Distrito Huaco Se destacan en este distrito los yacimientos La Cuesta. Santa Gema.5 y 2 o/oo de U3O8.2 y 1 o/oo de U2O8. a 10 km al O de la ruta 40 y a 10 km al O de la estación Adán Quiroga del Ferrocarril General Belgrano. pirita y minerales supergénicos de cobre y uranio. El distrito bentonitífero de Mogna está ubicado a 89 km al N de la ciudad de San Juan. con bocaminas y planchadas de acopio y descarga a gran altura. para su explotación se desarrollan cortavetas de rumbos coincidentes con el buzamiento del cuerpo bentonítico. Los Cóndores.. Es estratiforme y consiste en impregnaciones en la Formación Panacán (Belluco et al. Antonietti et al. Videla y Rodríguez (1959) citaron una potencia de 10 a 20 m (aunque la mineralización abarca sólo entre 0. Desde esta última localidad se deben transitar 55 km al N por la ruta nacional 40 y luego 24 km hacia el E por el camino a Mogna. 1974). Fuera del distrito Huaco está la mina La Enterrada. Las leyes varían entre 0. 3.5 y 1 o/oo U3O8. Está alojado en niveles permeables en arcosas de la Formación Panacán (Carbonífero superior).50 m. (1984) describieron una asociación de minerales de uranio junto con restos vegetales carbonizados y en menor escala silicificados..YACIMIENTOS DE MINERALES INDUSTRIALES BENTONITA Distrito Mogna En las proximidades del cerro Morado. Baraldo y Treo (1983) detectaron anomalías de Au. Según Cuerda et al. Los afloramientos de estas sedimentitas se ajustan en su distribución a la estructura braquianticlinal que se expone en la comarca del cerro Morado. lutitas y areniscas de la Formación Volcán (Carbonífero inferior). Antonietti et al. Los niveles bentoníticos se disponen en cuerpos tabulares. La mineralización se compone de fluorita. que se ubica en la sierra Morada a 33 km al NE de Jáchal.1 y 1 m) y una longitud de 100 metros. calcita. La Cuesta y La Despreciada fueron descriptas por Antonietti (1964).40-0. En el yacimiento se han realizado 14 perforaciones totalizando 316 metros. (1974). destacándose que la fracción arcilla está constituída en un 100% por minerales del grupo de las montmorillonitas con el menor contenido de hierro que existe en bentonitas sódico-cálcicas saturadas. y las leyes varían entre 0. Este yacimiento ha sido trabajado a través de un pique de 8 m y galerías de 3. .8 m de longitud.0 y 2. Los dos primeros se ubican a 150 m al N de la hostería de Agua Hedionda en la ruta nacional 40. presentando un efecto de despegue con grandes flexuras del material bentonítico y mostrando frentes aflorantes con disposición subvertical y horizontal con potencias del orden de los 8 m (minas La Tranquera y Santiaguito). Raulito y Ricardito. Constituyen depósitos de uranio en forma de impregnaciones irregulares sobre paleorrelieves. ubicadas en conglomerados. cuya inclinación responde al buzamiento de los flancos del braquianticlinal y presentan potencias que varían entre 0. Tiene minerales secundarios de uranio que están acompañados por malaquita y azurita. Santiaguito. La Tranquera. existen arcillas de interés económico que a la fecha están en explotación. La mineralogía consiste en betauranofano y boltwoodita. La pureza composicional de estas bentonitas las hace únicas en su tipo a nivel mundial. Es importante destacar que el extremo sudeste de la estructura sufrió un complejo campo de esfuerzos compresivos que ocasionaron una disposición curiosa de los niveles de arcillas. Las minas más importantes son: Navidad. Finalmente se accede al mismo tomando el desvío que conduce a las minas. Fue descripta por Rodríguez (1958) como un depósito de uranio en vetillas y como relleno de diaclasas que se disponen en niveles de areniscas rojas terciarias del Grupo Pontón Grande.5-1. Soledad. La mineralogía se asemeja a la de la mina La Pantera y su importancia económica es muy exigua. El depósito denominado Médano Rico se localiza en el arroyo Los Azules. mientras que La Pantera se localiza a 3 km al S de la población de La Ciénaga. La Despreciada y La Pantera. en el extremo sudoeste de la sierra de Mogna.5 metros. En la Ficha Mina del Banco de Datos (1993) y en Angelelli et al. Josesito. Los frentes aflorantes de bentonita se ubican en escarpes erosivos abruptos en quebradas profundas. pérdida de H2O a 500°C: 3. producto de rellenos cársticos y relleno de fracturas. Este yacimiento tiene reservas medidas de 100.9%.5%.Miolano (1976 a y b) citó dos bancos bentoníticos de los cuales el superior apenas sobrepasa los 0.92%. La roca de caja es la Formación San Juan de edad ordovícica inferior. Las minas en explotación son: Carrizo. una al norte y otra al sur. se trata de pequeños cuerpos de hasta algunas decenas de metros de extensión. MgO: 0. La Legua Se ubica a 3 km al O de Niquivil. Estadística Minera. 1996.000 t y probables de 308. pérdida por calcinación: 43. Cumillango. comunicación verbal). . álcalis y no determinados: 1.20 m de potencia y actúa como horizonte guía en la exploración de superficie y en el avance de labores subterráneas.000 toneladas de reservas medidas+indicadas de mineral.000 t y probables de 150.6%.85%. Se trata de pequeños cuerpos explotados al pirquén en forma subterránea (Cardó. (1974) mencionaron que el material explotado procede del deslizamiento de la cumbre del cerro Viejo de San José. Otros cuerpos menos importantes se ubican en la sierra de San Roque y cerro La Silla.2 m y una profundidad de 100 metros.10%.95%. Comprende tres cuerpos que están en explotación con material de primera calidad (Cardó. Juárez et al.6%. se aloja en la Formación Cañón Colorado a lo largo de unos 500 metros. CALIZAS Son afloramientos de la Formación San Juan (Ordovícico inferior). Fe2O3: 0. La primera tiene 950 m de longitud por 600 m de ancho y sobresale hasta 70 m de la superficie llana.0 ppm. Menciona además que las reservas de la mina para 1976 eran de 90. observaciones de campo. La roca de caja está constituida por las calizas de la Formación San Juan. 1995. observaciones de campo) y datos obtenidos de la Estadística Minera (1995). es una bolsada de mineral de más de 100 m de corrida por 70 m de ancho y con rumbo N-S. mientras que la segunda tiene 700 m de longitud por 600 m de ancho e igual altura. producido por una estructura de colapso cuyo plano de escurrimiento fue el techo de un horizonte calcáreo más competente. Estadística Minera. hinchamiento: 16-20 ml (para 2 g). TiO2: 0. residuo soluble: 0. El yacimiento Cañón del Colorado se extiende a lo largo de 4 km en dos bancos.20 m y la profundidad de 120 metros. pero predominan los de menor tamaño. Un análisis químico dió los siguientes resultados: CaO: 55. Se cubicaron 120. MgO: 0. Se trata de cuerpos irregulares. con galerías de hasta 60 m de longitud. Según Cardó (1996.06%.000°C: 1. Algunos cuerpos alcanzan varias decenas de metros de extensión.20%.20%. pérdida de H2O a 1. 1996. al pie del faldeo occidental del cerro Viejo de San José.000 toneladas. La acumulación de detrito calcáreo forma dos lenguas. El Portezuelo y Niquivil Viejo. la sierra de San Roque. pH: 9. El yacimiento Santa Gema es un depósito estratiforme (Pérez.800 toneladas.200°C: beige/blanco. Se han cubicado reservas por 900. entre las que se encuentran Sarmiento (en la sierra de Cumillango). Domínguez y La Legua. La potencia es de alrededor de 1-1. pérdida por calcinación: 43. Avila Se ubica en la quebrada La Chilca a 8 km al O de la ruta nacional 40 a la altura de la localidad de Tucunuco. Pb: <20.10%. 1995). color de calcinación a 1. Al2O3: 0. Carrizo (Tampataco) Está ubicada al SO de la localidad de Tucunuco. Se ha observado otro cuerpo de 30 m por 15 metros. Fe2O3: 0. Según Cardó (1996.036%.6%. MgO: 1.5 (solución de 2 g/100 g).41%. con una potencia de 1-1. observaciones de campo). Fe2O3 (total): 1.7%.31%. Se accede a las canteras desde la ciudad de San Juan por la ruta 40 y luego por huellas hacia el O de la misma. que se explotan al pirquineo.8%. Los cuerpos principales se ubican en el Distrito Jáchal en los cerros Viejo de San Roque. 1995).52%. Domínguez Se localiza a 11 km al S de Niquivil y a 12 km al O de la ruta nacional 40. CALCITA Los yacimientos de calcita están localizados esencialmente en la sierra de Cumillango desde Tucunuco hasta Niquivil. K2O: 0. Las leyes son las siguientes: CaO: 54. As: <0. a unos 1. Na2O: 1. La Chilca. Al2O3: 19. tixotropía: muy baja (fácil defloculación).20%. El Refugio Este yacimiento está ubicado a 7 km al sur de San José de Jáchal. Se determinaron reservas medidas de 350. SiO2: 59.30%.000 t.70%. observaciones de campo. Hay otras canteras abandonadas a la fecha. residuo insoluble: 0. La explotación se realiza por medio de labores subterráneas.4 ppm.07%.300 m sobre el nivel del mar. CaO: 0.000 toneladas.78%. que a la fecha se encuentra inactivo. La Silla y en la sierra Negra. Al2O3: 0. La Chilca. Un análisis químico de la bentonita dió los siguientes valores: pérdida de H2O a 105°C: 7. El principal yacimiento es El Refugio. que al igual que Cañón del Colorado. Los yacimientos en actividad de cuarzo y feldespato se encuentran más cerca de los lugares poblados. Este fosfato contiene 2. 5% de micas y 5% de minerales accesorios. La zona externa se caracteriza por la presencia de pertita-plagioclasa-cuarzo (moscovitabiotita±vermiculita). Sierra de San Roque La sierra de San Roque se extiende al O de la ruta nacional 40 con dirección submeridiana desde Niquivil hasta El Portezuelo.60% ThO2 y 64. uno subcircular de unos 100 m de diámetro y el otro ovalado de unos 200 m de longitud por 100 m de ancho. Según Angelelli et al.500. Según Perucca (1972) las reservas calculadas in situ serían de unas 4. (1980) en la sierra de Agua Negra.80 %.140. después de la provincia de Córdoba. de color gris claro a oscuro y grano fino.000 t (con leyes de 9.000. CaO: entre 51. Aurora y Balila.86 y 98. Algunos paquetes incluyen pedernal.200 t.4%. (1980) las reservas ascienden a 44.026%.000 t promedio por pertenencia se obtienen 15.400.000 t. inclinación de 55° al O y ley de 98 % de CaCO3. Son varios bancos de calizas de 3 m de potencia y 350 m de longitud. En el flanco oriental de la sierra de Valle Fértil. Si se calculan 30. SiO2: entre 0. de las cifras correspondientes a las reservas medidas se tendría un volumen de feldespato potásico de 1. 1994a y b) resumió las principales características de los distritos pegmatíticos definidos en la Provincia Pegmatítica Pampeana y estudió su génesis.2%. Las canteras más importantes son los grupos Tinacria. Silvia Estela.000 t inferidas de mineral. donde se localizan los principales yacimientos.084. Este autor también mencionó que si se calcula hipotéticamente que una pegmatita está constituída por 50% de cuarzo.000 t de cuarzo+feldespato. con 20 a 70 cm de ancho y de 1 a 5 cm de espesor. Niquivil Viejo Este depósito se localiza en la sierra de La Silla a la altura de Niquivil y se accede al mismo por la ruta nacional 40 desde la ciudad de San Juan. de rumbo general N-S a NO-SE y buzamiento de 20-40° al NE. de los que se extrajeron 47 muestras. La asociación dominante de la zona de borde es plagioclasa-cuarzo-moscovita (biotitavermiculita-granate). Se observan franjas de ftanita.000 t y de muscovita de 3. ya que en este cálculo no se consideran las reservas de grandes manifestaciones que podrían superar holgadamente las reservas mencionadas. En las nacientes de la quebrada del Cachiyuyo a 36 km de San Agustín del Valle Fértil se encuentran el yacimiento Lomas Blancas (Grupo Sol de Mayo). 40% de feldespato potásico. Granero Hernández y Nieniewsky (1954) se refirieron a tres perfiles muestreados con potencias que oscilan entre 30 y 130 m.009 y 0. (1980) las pegmatitas son tabulares hasta ovoides y tienen un desarrollo variable entre pocos metros y 200 m. mientras que Toubes Spinelli (1983) realizó dataciones radimétricas. Según Angelelli et al. FELDESPATO Y MICA (VERMICULITA) Estos minerales se hallan en depósitos pegmatíticos distribuídos en todo el basamento cristalino de la sierra de Valle Fértil en el distrito homónimo. Se disponen en paquetes de bancos delgados y gruesos. son de color pardo rojizo con caras estriadas y están incluídos en las masas de mica.4 y 2. Filo del Mocho. En . (1974) dieron los siguientes resultados: pérdida por calcinación: entre 41.9 y 43. En el núcleo se encuentra abundante cuarzo que se asocia a feldespato hacia las zonas marginales.9% de tierras raras. Virgen del Valle. tomando en cuenta sólo aquellas pegmatitas que pueden ser explotadas a cielo abierto. S: entre 0.7 y 55. Agua de Pascual y La Paciuca. con tenores de CaO entre 97. Estas cifras quedan muy reducidas si se las compara con la realidad. La zona intermedia es de microclinocuarzo-plagioclasa (moscovita-granate-vermiculita-biotita) y el núcleo está formado por cuarzo y microclino. Los análisis químicos realizados por Juárez et al. Potrerillo. A la fecha hay más de 500 pertenencias en la sierra de Valle Fértil. Las principales pegmatitas de estos grupos fueron estudiadas por Herrera (1958) desde el punto de vista geológico-mineralógico y por Reguera Azcuénaga (1951) desde el punto de vista económico. (1980) estimaron un espesor de 3545 m y un rumbo variable entre N-S y N 10° E. con rumbo NE-SO. las calizas de la Formación San Juan tienen rumbo N30-50°E e inclinación 25-30° al NO.0%. con potencias que oscilan entre varios dm hasta 7 m y más. Se desprecia el 20 % restante de tamaño inferior a 5 mm.8%. Las Tuscas.52 y 2. Las Hachas (La Gladys). Según Mirré (1976) son dos cuerpos de pegmatita. Santa Catalina.5 a 12. Según Angelelli et al. Puerto Alegre. Los paquetes de distinta orientación e inclinación se agrupan preferentemente hacia el contacto del filón con la roca de caja que se presenta muy fracturada. La producción de vermiculita en la zona de Valle Fértil ocupa el segundo puesto en el país.5% de K2O).87 % y de MgO entre 1.500 t. de cuarzo de 1. una de las zonas productoras de moscovita más importantes del país. Está acompañada por cuarzo en finas guías y feldespato fracturado. Galliski (1992.La mena está constituída en un 80 % por clastos de caliza de tamaño que oscila entre 1 m3 y 5 mm. La mica aparece en pequeñas bolsadas ubicadas en los bordes de los cuerpos pegmatíticos. CUARZO. Los cristales tienen hasta 15 cm de largo. A la fecha este yacimiento tiene abiertas tres canteras.400. Villar Fabre et al. MgO: 0. Mirré (1976) describió las pegmatitas micacíferas. que forma capas definidas dispuestas en franjas de 5 a 30 m de espesor o distribuído irregularmente en la masa de la caliza. (1958) hicieron referencia a la presencia de monacita en la zona intermedia. Hay vermiculita en paquetes o venillas de hasta 1 m de largo.000 t medidas y unas 2.100. Son heterogéneas. Angelelli et al.8 y 2. Las reservas totales establecidas para los dos cuerpos considerados ascienden a 108. en los contrafuertes de la sierra de Talacasto y el otro.000 t de material aluvional con posibilidades de yacencia de estos minerales. escasos feldespatos y carbonatos (dolomita). sin nombre. DOLOMIAS El Fuerte Según Buso (1988). (1980) en la zona se encuentran grauvacas en parte micáceas. Ce. destacándose el tercero. respectivamente. La longitud alcanza los 100 m con una potencia media de 45 m y una profundidad de hasta 70 metros.COMBUSTIBLES SOLIDOS CARBON Cerro La Chilca Furque (1983) describió brevemente los yacimientos de carbón que se encuentran ubicados en el borde oriental de la sierra de Talacasto y en los alrededores del cerro La Chilca. El piso está formado por calizas+dolomías y el techo por dolomías silicificadas. La mina La Inmaculada fue explotada antiguamente al pirquén por vermiculita. a unos 6 km al NE de Rodeo. está ubicado sobre el piedemonte austral del cerro La Chilca. Y.000 m. También mencionan columbotantalatos de Th. 4. encajadas en gneises biotíticos del Complejo Valle Fértil. circón y minerales de tierras raras (columbita-tantalita). La Formación Yerba Loca tiene una acumulación de sulfatos muy extensa y de grandes reservas. 2 m de largo y 2 m de profundidad y se asocian a cuerpos de cuarzofeldespato. Según Perucca (1960) las bolsadas de vermiculita tienen aproximadamente 1. pirrotina. Según estos mismos autores.52-9. En la mina Gloria existe un manto de carbón de 0. Cu (33-38 ppm) y Zn (534-332 ppm). La zona de meteorización alcanzaría una profundidad útil de 15 a 20 m y que el contenido en sulfato de aluminio oscila entre 2 y 6%.. Las intercalaciones carbonosas se presentan dentro de la Formación Panacán y carecen de valor económico.40 m de espesor y 100 m de longitud. Un muestreo practicado por Angelelli y Trelles (1938) obtuvo los siguientes resultados: Al2(SO4): 0. Tigre y de las Plantas. La halotrichita se halla en agregados fibrosos y la epsomita en masas fibrosas como relleno de grietas de hasta 10 cm de espesor. blenda y calcopirita (más del 10% en las lutitas negras y de alrededor de 5% en las grises). Las lutitas son negras y grises y están constituídas por sericita. Están localizadas en los bordes de pegmatitas de cuarzo-feldespato. además de pirita. En menor cantidad contienen materia orgánica. Estas pegmatitas tienen un rumbo N 47° O y su inclinación es de 55° al N.00%.. El rumbo oscila entre N35° y N40°E y la inclinación es de 32 a 40° al NO. (1969) existen concentraciones de magnetita en proporciones mayores al 10% en los ríos Usno y Valle Fértil. En el año 1950 se realizaron en el cuerpo norte varios cortes de 2 a 5 m de longitud y 2 a 3 m de altura y una trinchera de escasas dimensiones. Según Juárez et al.30-6. a unos 32 km de San Agustín del Valle Fértil.83% y MgSO4: 0. Perucca (1960) citó la mina La Mollarosa. SULFATOS DE ALUMINIO Y MAGNESIO Cerro El Alumbre El cerro El Alumbre está ubicado al N del río Jáchal. Las zonas más ricas en sulfatos coinciden con las más perturbadas tectónicamente.500. Según Angelelli et al. Una de las muestras corresponde a una pickeringita blanca y la otra a una verdosa. material arcilloso (illita) y cuarzo. esquistos arcillo-calcáreos y lutitas alumbríferas con intercalaciones de filones capa de rocas básicas y lavas basálticas asignadas a la Formación Yerba Loca (Llanvirniano-Caradociano). Existen seis miembros dolomíticos. esta cantera se ubica en el extremo norte del cerro La Silla. En el sur se realizaron 5 cortes y un pozo de 3 m de profundidad. Dentro de este ámbito se reconocen dos yacimientos: uno es Gloria que está ubicado a 15 km al oeste de las vías ferroviarias y de la ruta nacional 40. de circón de aproximadamente 800 g/t en el río Usno y de monacita de 200 g/t en el río Valle Fértil. Está localizada al SO de San Agustín del Valle Fértil. Su roca de caja son gneises y esquistos cuarcíferos del Complejo Valle Fértil. en las quebradas de Cachiyuyo.5 m de espesor. al NO del grupo Tinacria. (1980) identificaron guías de pickeringita de escasos mm y hasta 4-5mm. Esta pegmatita está ubicada en la quebrada La Mollarosa. etc. Esto permite estimar unas 4.5 m de espesor y hasta 6 m de largo por 5 m de profundidad. en los potreros de Sánchez. . el área de influencia del muestreo con valores de interés es de unos 600. tales como berilo. afluente de la quebrada La Ramadita. Los mencionados autores también indicaron que los sulfatos de aluminio de dos muestras registraron los siguientes elementos traza: Ni (427-510 ppm). sobre el cual se realizó un chiflón de 15 m de largo. próxima al grupo Sol de Mayo o Loma Blanca. Se trata de bolsadas de vermiculita de hasta 2. Angelelli et al.profundidad la vermiculita pasa a biotita. los que están presentes en reducidas cantidades. Los bancos tienen textura maciza bandeada y color amarillento y rosado. MINERALES PESADOS EN PEGMATITAS Las pegmatitas del distrito Valle Fértil en la sierra homónima son portadoras de minerales de mayor valor comercial que el cuarzo y el feldespato. El alunógeno aparece en fibras gruesas y también en agregados escamosos blancos. Las primeras perforaciones fueron realizadas por YPF en Niquivil. que alcanza un espesor de 0. que inclinan en forma variable entre 25 y 70°. En el depósito se distinguen cuatro capas de carbón. 1979). Area del Anticlinal de Huaco Los yacimientos de carbón de toda la zona noroeste de la provincia de San Juan. a 20 km de la estación Adán Quiroga (Ferrocarril General Belgrano). cenizas: 34. Ha sido descripto por Pérez Ruedi (1964) y forma parte de la cuenca de Ischigualasto. Borrello (1956) estimó un total de reservas de 50. poder calorífico sup. materias volátiles: 23. aspecto del coque: pulverulento. Las empresas YPF. El carbón aparece intercalado en areniscas y arcosas blanquecinas. Cerro Viejo y Los Azules. Pucci (1986) realizó un análisis de las rocas reservorio.Una muestra seleccionada de este carbón fue analizada por Borrello (1956) y dió el siguiente resultado: humedad: 7. Sobre el río Francia. El más importante es el intermedio.81%. Son arcillas carbonosas que se disponen en la base de la Formación Panacán en contacto con bancos de areniscas finas.150 cal/g. cenizas: 43. materias volátiles: 21. Este grupo de minas forman parte de una misma corrida de afloramientos carbonosos. carbono fijo: 27.70 m de espesor. La mina La Delfina posee galerías y socavones por los que se intentó la explotación de un manto de 0.401 cal/g.1%. Los bancos están en posición casi vertical. También aparece en lentes de 2-3 m de longitud.43%. en la que se destaca Syringotyris keideli (Furque. Baldis y Beresi (1990) encontraron restos de hidrocarburos rellenando fisuras. en especial en el yacimiento Buena Esperanza. Aquí los mantos carbonosos se ubican por debajo de un nivel marino de unos 50 m de espesor con abundante fauna. aspecto del coque: pulverulento. (calculado): 4. coque: 69. Al sur del río Huaco los yacimientos continúan bajo la forma de dos mantos carbonosos con espesores entre 0. Los Rastros Este yacimiento se ubica en el departamento Valle Fértil. las tres primeras al norte y las dos últimas al sur de la ciénaga de Huaco. La Delfina.3%. en parte arcilloso. Borrello (1956) citó en esta mina tres niveles con mantos carbonosos formados entre masas de areniscas y arcosas.24%.50 a 0.80 m. a 10 km al O de la hostería Valle de la Luna. El yacimiento más importante de todos los mencionados es el de la mina La Delfina. El nivel marino y los mantos carbonosos pertenecen a la parte superior de la Formación Volcán (Carbonífero inferior). se halla el otro depósito descripto por Furque (1983). En el flanco occidental del Anticlinal de Huaco se encuentran las minas Agua Escondida.000 t de carbón para todo este conjunto. Un análisis de una muestra proveniente de estas capas dió el siguiente resultado: humedad: 7.40 y 0. de potencia variable entre 10 y 45 cm. Al norte del río Huaco en el flanco oriental están ubicadas las minas La Raquelita. Existe un pique sobre el borde de la quebrada del que sólo se pueden observar 3 m. El carbón de mayor pureza se encuentra en la región sur. El depósito se encuentra muy alterado por acción tectónica. Los afloramientos del área se encuentran distribuídos sobre ambos flancos del cerro Viejo.45 y 1m. desconociéndose su profundidad inicial. se ubican Bochi. .3%. en dos capas de espesor variable entre 0. Se trata de un depósito estratiforme de carbón. cuya ubicación estratigráfica es la misma que la de los otros yacimientos. El Bocha. ya que el resto está cubierto.7%. En los pozos denominados Niquivil 1 y 2.20 m.29%. Más hacia el sur los mantos disminuyen su espesor y finalmente desaparecen en la quebrada de La Pareja. los que se ubican en la parte media superior de la Formación Volcán (Carbonífero inferior). azufre total: 0. mientras que los mantos restantes sólo alcanzan 0. La mayoría de ellos atravesaron una sección terciaria apoyada en discordancia sobre calizas asignadas a la Formación San Juan. cuyo rumbo es NO-SE e inclinación 8-10° al NE. Se han realizado en el depósito galerías de 16 metros.25%. San Antonio y Buena Esperanza y al sur del mismo. En las calizas cambro-ordovícicas aflorantes entre las sierras de Niquivil y Perico. poder calorífico calculado: 5. Agua Amarga y La Incongruencia.52%. Furque (1979) realizó una síntesis de los mismos la que se presenta a continuación. Shell y Cities Service realizaron seis pozos sin resultado económico alguno.80 m como máximo. que están alojadas en la Formación Los Rastros del Triásico medio. carbono fijo: 34. PETROLEO En el área que abarca la Hoja Jáchal se encuentra ampliamente desarrollada la Cuenca del Bermejo y parcialmente las de Ischigualasto y Mascasín. fueron estudiados por Borrello (1956). conocido como "Anticlinal de Huaco".6%. se encontraron impregnaciones y rastros de petróleo en sedimentitas terciarias. coque: 71. ubicados en las cercanías del río Huaco y a los que se accede por la ruta nacional 40. ANGELELLI. Descripción Geológica de la Hoja 18e. límite de las provincias de San Juan y La Rioja. Cuenca de Ischigualasto.. 1960. S. 16 (1-2): 121-133. R. I. 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