SciELO - Scientific Electronic Library Online

 
vol.39 número1Evolución del Gran Paleolago Tehuelche en el Parque Nacional Torres del Paine de la Patagonia chilena durante el Último Máximo Glacial y HolocenoPaleomagnetismo y geoquímica en la localidad de Tres Picos Prieto (43°S), Cretácico Superior, Basaltos de Plateau de Patagonia índice de autoresíndice de materiabúsqueda de artículos
Home Pagelista alfabética de revistas  

Andean geology

versión On-line ISSN 0718-7106

AndGeo vol.39 no.1 Santiago ene. 2012

 

Andean Geology 39 (1): 22-52. January, 2012
formerly Revista Geológica de Chile
www.andeangeology.cl

 

Paleoambiente y paleontología de la Formación Andapaico (Paleozoico superior, Precordillera Central, Argentina)

Paleoenvironment and paleontology of the Andapaico Formation (upper Paleozoic, central Precordillera, Argentina)

 

Gustavo A. Correa1,2, María L. Carrevedo2׳, Pedro R Gutiérrez2

1 Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica (ANPCyT). gustavoalejandrocorrea@yahoo.com.ar
2 CONICET-Museo Argentino de Ciencias Naturales 'Bernardino Rivadavia', Av. Ángel Gallardo 470, C1405DJR Buenos Aires. mlcarrevedo@macn.gov.ar; prgutierrez@macn.gov.ar


RESUMEN. Se presenta un estudio sedimentológico, paleontológico y paleoambiental de la Formación Andapaico (sector austral de la Cuenca Paganzo, San Juan). Esta unidad se apoya en discordancia angular sobre la Formación Punta Negra, posee un espesor de 430 m de sedimentitas silicoclásticas, que incluye depósitos originados en ambientes predominantemente costeros. Se identificaron depósitos de frente de playa inferior (asociaciones de facies I), ríos anastomosados con planicie (II), ríos de alta sinuosidad (III), playa (IV), sistema eólico (V), isla barrera (VI) y laguna de llanura costera (VII). Las asociaciones de facies I (sector inferior de la unidad) y VII (sector superior) brindaron microfloras, que permiten referirlas al Cisuraliano temprano (I) y al Cisuraliano tardío-Guadalupiano temprano (VII, Biozona Lueckisporites-Weylandites). De la facies I, además, se obtuvo una asociación de plantas fósiles referida a la Superzona de Ferugliocladus del Pérmico temprano de la Cuenca Tepuel-Genoa, lo que reforzaría la hipótesis de esta edad para la sección inferior de la Formación Andapaico.

Palabras clave: Ambientes costeros, Pérmico, Palinología, Ferugliocladus, Eucerospermum, Formación Andapaico, Argentina.


ABSTRACT. A sedimentological, paleontological and paleoenvironmental study of the Andapaico Formation is presented (southern sector of the Paganzo Basin, San Juan). This unit overlies with an angular unconformity the Punta Negra Formation, and has a thickness of 430 m of siliciclastic sediments, that include deposits formed predominantly in nearshore environments. Lower shoreface (facies association I), anastomosed rivers and floodplain (II), high sinuosity rivers (III), beach (IV), eolian system (V), barrier island (VI) and lagoon (VII) deposits were identified. Facies association I (lower part of the unit) and VII (upper part) and their associated palynoflora assign them to the early Cisuralian (I) and late Cisuralian-early Guadalupian (VII, Lueckisporites-Weylandites Biozone). From the facies I association a fossil plant assemblage was obtained that allows it to be referred to the Ferugliocladus Superzone of the early Permian of the Tepuel-Genoa Basin, which reinforces the hypothesis of this age for the lower part of the Andapaico Formation.

Keywords: Nearshore environments, Permian, Palynology, Ferugliocladus, Eucerospermum, Andapaico Formation, Argentina.


1.      Introducción

En el margen occidental del Gondwana, las cuencas neopaleozoicas fueron modificadas por diferentes avances y retrocesos del mar (Limarino y Spalletti, 2006), tal como se reconoce en particular en la Cuenca Paganzo (Azcuy y Morelli, 1970), limitada al oeste por la Protoprecordillera (Salfity y Gorustovich, 1983; González Bonorino, 1991), la cual presentaría sectores de comunicación por donde el mar comunicaba desde el oeste con la Cuenca Calingasta-Barreal (Baldis y Chebli, 1969).

La Cuenca Paganzo, una cuenca de retroarco según Limarino y Spalletti (2006), con una superficie aproximada de unos 140.000 km2, presenta en el sur de la provincia de San Juan (Precordillera Central) sucesiones continuas que abarcan del Pennsylvaniano al Pérmico. Sus afloramientos, casi continuos entre el sur de Jáchal y el norte de la provincia de Mendoza (Limarino et al., 1996; Ramos y Vujovich, 2000), tienen forma de fajas alargadas en sentido norte-sur, que recibieron diferentes nombres formacionales (Guandacol-Tupe-Patquía; Río Francia-Patquía; La Deheza-Ojo de Agua y Andapaico) según el área donde fueron caracterizadas (Harrington, 1971; Furque, 1963; Cuerda y Furque, 1981, 1983; Bossi y Andreis, 1985). El análisis sedimentológico-paleontológico de estas sucesiones permitirá completar el esquema evolutivo de la sedimentación en la Cuenca Paganzo (Limarino et al., 2002, 2006), sumando elementos de juicio para la correlación de los diferentes eventos climáticos que afectaron este sector del Gondwana (e.g., glaciación gondwánica, transgresión postglacial, carbones tupenses, aridización pérmica; véase López Gamundí et al., 1992; Limarino et al., 2002).

En este contexto se presenta el estudio sedimentológico-paleontológico de la Formación Andapaico (Harrington, 19541; 1971), la unidad neopaleozoica más austral de la Cuenca Paganzo. Aflora en forma de una faja de 18 km de largo y 1,5 km de ancho máximo, en la región sur de la provincia de San Juan, entre el puesto Bachongo al norte y las lomas de Andapaico al sur (Fig. 1). Harrington (19541, 1971) propuso esta unidad, que refirió al Pennsylvaniano, para una sucesión de 700 a 800 m de areniscas cuarcíticas con intercalaciones de areniscas arcillosas, que hacia el techo gradan a grauvacas macizas y tenaces. Provenientes de 3 niveles plantíferos (ubicados a 37, 47 y 253 m de la base de la unidad), localizados en las proximidades del puesto Bachongo (Fig. 1), Arrondo et al. (1986) describieron tallos de esfenofitas (Paracalamites levis Rigby, P. australis Rigby), hojas de cordaitales (Cordaites riojanus Archangelsky y Leguizamón, C. sp.), tallos de coníferas (Krauselcladus argentinus Archangelsky) y semillas dispersas (Cornucarpus patagonicus Feruglio) Corrêa da Silva y Arrondo, C. zeilleri Maithy y C. sp.). Esta flora fue referida a la Biozona de Intervalo (e.g., Archangelsky y Arrondo en Archangelsky, 1971; Archangelsky y Azcuy, 1985; Arrondo et al., 1986; Archangelsky y Cúneo, 1991) que caracteriza al Pennsylvaniano superior del oeste argentino.


FIG. 1. Mapa de ubicación de la Formación Andapaico.

Coca y Bercowski (1994) caracterizaron desde el punto de vista paleoambiental la Formación Andapaico, como integrada de base a techo, por sedimentitas de origen lacustre, ríos entrelazados y eólicas. Por su parte Olivares Milla (2002), caracterizó la estructura de la unidad y propuso dividirla en 3 miembros informales, de base a techo: M1 (lutitas verde oliva de origen lacustre), M2 (areniscas de grano medo gris blanquecinas bien seleccionadas, de origen eólico) y M3 (niveles alternantes de pelitas moradas y areniscas de grano fino pardo moradas, formadas en ambientes fluviales y lacustres). Desde el punto de vista estructural la unidad fue analizada por Olivares Milla (2002) y Giampaoli y Cegarra (2003).

El objetivo del presente trabajo es describir la sedimentología de la Formación Andapaico con la intención de avanzar en su modelado paleoambiental sobre la base del análisis de sus litofacies. A partir del hallazgo de nuevos restos megaflorísticos y del primer registro de material palinológico se discute su ubicación cronológica.

2.       Litoestratigrafía

2.1.    Formación Andapaico (Harrington, 19541, 1971)

La Formación Andapaico es una típica sucesión de bancos silicoclásticos de la Cuenca Paganzo, que aflora en el límite sur de la provincia de San Juan. En el área estudiada (Figs. 1 y 2), la unidad presenta un total de 430 m de espesor y se apoya en discordancia angular sobre lutitas y psamitas devónicas de la Formación Punta Negra (Bracaccini, 1950). En los afloramientos septentrionales de la unidad (entre el puesto Bachongo y los 31°57'S) la sucesión se compone de estratos homoclinales de rumbos meridionales y buzamientos de 50° en promedio al oeste. El techo de la sucesión está cortado por una falla norte-sur, que la pone en contacto con depósitos de abanicos aluviales cuaternarios (Fig. 1). En la zona sur, entre el cerro La Chilca y las lomas de Andapaico, el techo está marcado por una suave discordancia angular que la pone en contacto con los depósitos terciarios de la Formación Albarracín (Leveratto, 1968) y la estructura es mucho más compleja, caracterizada por Giampaoli y Cegarra (2003) como un abanico imbricado de pliegues por propagación de fallas y corrimientos fuera de secuencia relacionados con el levantamiento de la Precordillera Oriental.

3.       Metodología

Para el estudio sedimentológico de la Formación Andapaico se realizaron perfiles de detalle en los afloramientos septentrionales de la unidad (próximos al puesto Bachongo) y a unos 3 km al noreste del puesto Santa Rosa (Fig. 1). El análisis de las secciones relevadas permitió definir 7 asociaciones de facies (Fig. 2), que en su mayoría fueron originadas en ambientes costeros o asociados a la playa (asociaciones I, IV, V, VI y VII) y dos de ellas (asociaciones de facies II y III) reflejan evidencias de depositación en un ambiente continental. Salvo las asociaciones I, II y III, las demás son recurrentes a lo largo de la sucesión analizada (Figs. 2 y 3). En todos los casos se reconocieron y estudiaron sus principales litofacies y para las asociaciones de facies II y III se tomó como marco general el esquema formulado por Miall (1996), mientras que para las demás facies se siguió la propuesta de Reading y Collinson (1996). Se tomaron muestras para su posterior análisis palinológico y se colectaron fósiles de dos niveles plantíferos (Figs. 2 y 3).


FIG. 3. Fotografía de la sección transversal de toda la formación Andapaico, con la ubicación de los niveles fosilíferos de megaflora y las asociaciones de facies. Dv: Devónico; Q: Cuaternario..

Para el estudio de la megaflora se utilizó una lupa Nikon SMZ800, y para su ilustración una cámara digital Nikon DS-Fi1-U2 y una cámara Sony DSC-H2 de 8.0 megapixeles para fotos en macro. Para el análisis microflorístico, cada muestra fue procesada siguiendo las metodologías usuales (Wood et al., 1996). Las muestras fueron preparadas en el laboratorio palinológico del Museo Argentino de Ciencias Naturales 'Bernardino Rivadavia' en Buenos Aires. Las fotografías fueron tomadas con un equipo digital Nikon DS-Fi1-U2 adosado a un microscopio Nikon H550S.

La megaflora y los preparados palinológicos se hallan depositados en la colección del Instituto y Museo de Ciencias Naturales, Universidad Nacional de San Juan, bajo las siglas PBSJ.

4.       Asociación de facies sedimentarias y contenido paleontológico

4.1.    Asociación de facies I

4.1.1. Descripción

Esta facies comprende sucesiones en las que alternan areniscas de grano fino a muy fino y pelitas, estratificadas en bancos delgados y de geometría tabular. Aflora solo una vez, en la base del perfil (Figs. 2 y 3), posee un espesor total de 61 m y está en contacto mediante discordancia angular sobre la Formación Punta Negra. Está compuesta por lutitas laminadas verde grisáceo, con intercalaciones de estratos tabulares de areniscas laminadas de color ocre de grano fino (Fig. 4A). Las lutitas de cuerpos tabulares, que en algunos casos alcanzan los 10 m de espesor, poseen laminación horizontal. En la parte inferior de la asociación de facies afloran algunos lentes carbonáticos con estructuras cono en cono, de 0,07 m de espesor y de hasta 0,3-0,4 m de ancho. En estos sectores solo un nivel (PBSJ 380, Fig. 2) brindó restos palinológicos: esporas escasas y mal preservadas (Tabla 1).


FIG. 4. A. Vista general de la asociación de facies I. Las flechas indican la localización de las grandes concreciones carbonáticas y la línea punteada el límite de la litofacies de lutitas masivas tabulares con las areniscas laminadas de grano fino; B. Detalle de las trazas de arrastre localizadas en la base de los ciclos granocrecientes, preservadas paralelas a la estratificación: cruziana?; C1. Detalle de acreción lateral y vertical de los depósitos de barras en la asociación de facies II y III. Véase las superficies que separan los diferentes barras (paralelas entre sí) y las superficies de acreción lateral tangenciales en la base, C2. Vista completa de un lente de arenisca de grano medio dentro de la cuenca de inundación, con base levemente erosiva y techo preservado; D. Detalle de la facies III, en la cual se destaca la acreción vertical, sin depósitos de la cuenca de inundación; E. Secuencias grano estratocrecientes de la asociación de facies IV, escala humana; F. 'Sets' de areniscas con estratificación entrecruzada tabular planar. Las líneas más gruesas corresponden a los límites de juegos y las delgadas a las capas frontales de la asociación de facies IV; G. Aspecto de las areniscas con estratificación entrecruzada tabular planar, típico de la asociación de facies VI. Escala Vara de Jacob: 1,5 m; H. Vista general de la facies VII, donde se observan los pequeños estratos tabulares de areniscas que sobresalen, escala humana.

Hacia la parte media son comunes las wackas de grano fino con estratificación paralela de alto régimen hasta laminadas; son bancos de 5 a 20 cm de espesor, de colores verdes grisáceos, que alternan con lutitas laminadas de más de 2 m de potencia y portan abundantes concreciones carbonáticas (internamente con estructuras cono en cono, de forma circular y de 50 cm de diámetro, en promedio). Estas concreciones están alineadas y distanciadas por pocos metros entre sí (Fig. 4B).

El resto de la asociación incluye ciclos métricos (de hasta 25 m de espesor) superpuestos, que en su base presentan lutitas grises macizas con fractura concoidea sobre las que se apoyan areniscas laminadas de grano medio (con pequeñas concreciones esféricas, sin ordenamiento observable) y bancos de areniscas (entre 30 y 40 cm de espesor) con ondulitas ascendentes ('climbing ripples'); en el techo presentan ondulitas simétricas de oleaje. Sobre éstas se disponen bancos tabulares de areniscas con estructuras cono en cono. En total son cuatro ciclos y en promedio están compuestos por un 80% de areniscas y un 20% de lutitas.

En dos de estos ciclos (a los 40 y 55 m de la discordancia basal) se identificaron niveles con briznas, megaflora y trazas (Figs. 2, 3, 5), localizados en los límites entre las lutitas y las areniscas de grano medio laminadas concrecionales. Estos niveles corresponden a los niveles inferiores localizados por Arrondo et al. (1986), aunque en esta oportunidad se identificó una asociación compuesta en forma dominante por fragmentos de último y anteúltimo orden de Ferugliocladuspatagonicus (Fig. 5G, H). En forma asociada a éstos, hay abundantes impresiones de semillas platispérmicas con simetría bilateral referidas a Eucerospermum nitens (Fig. 5A, B, F), Samaropsis nunezii (Fig. 5C), S. cuerdai (Fig. 5D), Cordaicarpus cesariae (Fig. 5E) y escasas hojas de Cordaites riojanus. De este mismo nivel se obtuvo una microflora (PBSJ 385) pobremente preservada e integrada por esporas triletes y escasos granos de polen monosacados (Tablas 1, 2, 3, 4). Las trazas de arrastre localizadas en la base de las areniscas laminadas son paralelas a la estratificación, presumiblemente Cruziana (Fig. 4B).


FIG. 5. Contenido megaflorístico de la asociación de facies I. A, B, F. Eucerospermum nitens Feruglio emend. A. Archangelsky 2000, A. PBSJ 257a; B. PBSJ 260; F. PBSJ 262; C. Samaropsis nunezii García 1990, PBSJ 259; D. S. cuerdai Gutiérrez, Ganuza, Morel y Arrondo, 1992, PBSJ 257b; E. Cordaicarpus cesariae Gutiérrez, Ganuza, Morel y Arrondo, 1992, PBSJ 261; G, H. Ferugliocladus patagonicus Archangelsky y Cúneo, 1987; G. PBSJ 253; H. PBSJ 263. Escala: 5 mm.


Litofacies pelíticas lateralmente correlacionables (Fig. 2) brindaron abundantes microfloras (PBSJ 382, 383, 367, 368, 369, 370; Tabla 1, Fig. 6), éstas regularmente preservadas incluyen un alto porcentaje (10-33%; Tabla 3) de material redepositado (acritarcas y esporas devónicas; Tabla 3 y Fig. 6T-W). Entre el material autóctono de las microfloras (Tablas 2, 3, 4) aparecen claramente dominados por las esporas triletes relacionadas con las pteridofitas (50,4-82,5%) y licofitas (13,3-24,2%), mientras que el resto de los grupos (esfenofitas, gimnospermas, coníferas, pteridospermas y glossopteridales), aparecen en muy bajas proporciones. Entre sus elementos (Tabla 1, Fig. 6) se puede mencionar la presencia de Converrucosisporites confluens (Fig. 6F), Protohaploxypinus bharadwajii (Figs. 6AD, AE), Illinites unicus (Fig. 6.AG), Anapiculatisporites tereteangulatus (Fig. 6O), Horriditriletes ramosus (Fig. 6E), Divarisaccus stringoplicatus (Fig. 6AC), Granulatisporites austroamericanus (Fig. 6B), Horriditriletes ramosus (Fig. 6E), Leiotriletes corius (Fig. 6Q), Brevitriletes parmatus (Fig. 6C) y Meristocorpus sp.


FIG. 6. Contenido palinológico de la asociación de facies I (Formación Andapaico). A. Leiotriletes directus Balme y Hennelly 1956, PBSJ 369(8) 55.5/100.5; B. Granulatisporites austroamericanus Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 369(10) 52.0/119.9; C. Brevitriletesparmatus (Balme y Hennelly) Backhouse 1991, PBSJ 368(4) 38.2/115.4; D. Apiculatisporis sp., PBSJ 368(1) 54.0/102.8; E. Horriditriletes ramosus (Balme y Hennelly) emend. Bhardwaj y Salujha 1964, PBSJ 369(1) 59.0/92.0; F. Converrucosisporites confluens (Archangelsky y Gamerro) Playford y Dino 2002, PBSJ 361(1) 38.5/92.0; G. Dibolisporites sp. cf. D. disfacies Jones y Truswell 1992, PBSJ 370(1) 43.5/93.2; H. Verrucosisporites sp. A, PBSJ 369(2) 39.0/114.1; I. Vallatisporites russoi Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 369(2) 41.2/115.3; J. V. arcuatus (Marques-Toigo) Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 369(2) 55.0/115.1; K-L. Cristatisporites inconstans Archangelsky y Gamerro 1979, K. PBSJ 369(4) 65.0/106.8, L. PBSJ 369(6) 46.1/100.2; M. C scabiosus Menéndez 1965, PBSJ 369(10) 36.1/95.0; N. C. stellatus (Azcuy) Gutiérrez y Limarino 2001, PBSJ 369(2) 41.1/102.8; O. Anapiculatisporites tereteangulatus (Balme y Hennelly) Playford y Dino 2002, PBSJ 369(2) 62.1/114.5; P. Lundbladispora sp., PBSJ 369(4) 61.6/93.0; Q. Leiotriletes corius Kar y Bose 1967, PBSJ 369(3) 62.3/97.8; R. Cyclogranisporites sp., PBSJ 369(3) 43.1/112.0; S. Spheripollenites sp. A, PBSJ 369(2) 56.1/103.7; T-X. Palinomorfos devónicos retrabajados, T. Emphanisporites rotatus McGregor emend McGregor 1982, PBSJ 369(3) 58.1/99.5; U. Retispora lepidophyta (Kedo) Playford 1976, PBSJ 369(8) 42.5/109.8; V. Polyedryxium pharaonis Deunff 1961; PBSJ 369(4) 45.3/93.8; W. Veryhachium lairdi Deflandre ex Deunff 1959, PBSJ 389(3) 46.0/94.9; X. Alga indeterminada, PBSJ 369(5) 38.3/113.5; Y. Plicatipollenites. malabarensis (Potonié y Sah) Foster 1975, PBSJ 369(1) 65.8/114.9; Z. P densus Srivastava 1970, PBSJ 369(6) 41.0/98.5; AA. P trigonalis Lele 1964, PBSJ 369(8) 44.9/97.8; AB. Cannanoropollis densus (Lele) Bose y Maheshwari 1968, PBSJ 369(4) 42.1/109.0; AC. Divarisaccus stringoplicatus Ottone 1991, PBSJ 369(8) 33.9/95.2; AD-AE. Protohaploxypinus bharadwajii Foster 1979, AD. PBSJ 369(10) 48.5/93.5, AE. PBSJ 369(10) 60.0/107.0; AF. Potonieisporites brasiliensis (Nahuys, Alpern y Ybert) Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 369(10) 53.5/102.0; AG. Illinites unicus Kosanke emend. Jansonius y Hills 1976, PBSJ 369(1) 50.2/109.5; AH. Limitisporites sp. cf. L. rectus Leschik 1956, PBSJ 369(4) 46.2/105.8; AI. Colpisaccites sp. A, PBSJ 369(3) 49.2/98.9; AJ. Vallalasaccites sp. A, PBSJ 369(8) 39.3/93.9. Todas x 500, excepto B, D, F, H, J-M, Q-R, X-AA, AC, AE-AI, x 400; escala gráfica: 10 µm .

4.1.2. Interpretación

Esta asociación de facies es interpretada como depositada en un ambiente de frente de playa inferior. Esto se deduce a partir de la combinación de bancos pelíticos tabulares con areniscas de grano fino a medio y sus estructuras sedimentarias. La acción del mar, en momentos de mayor energía, habría depositado las areniscas entrecruzadas y en momentos de calma, las pelitas por decantación. Por consiguiente, la sedimentación psamítica que a veces posee, ondulitas ascendentes, laminación ondulítica de oleaje o intercalaciones de areniscas de grano fino laminadas con pelitas masivas, indicarían distintos escenarios de depositaciones costeras. Los sectores menos profundos estarían representados por los bancos con ondulitas ascendentes (unidireccionales), sectores más alejados de la costa estarían representados por areniscas con ondulitas simétricas bidireccionales y los más profundos por intercalaciones de bancos pelíticos por decantación (Reading y Collinson, 1996) y areniscas laminadas con concreciones carbonáticas cono en cono.

La aparición de estratos fosilíferos (compuestos en forma casi exclusiva por tallos, ramas, semillas de coníferas, íntimamente asociados y trazas de arrastre posiblemente de Cruziana) en el límite de pelitas masivas y areniscas podría indicar momentos de calma en la base de pequeños ciclos transgresivos.

4.2.       Asociación de facies II

4.2.1. Descripción

Esta facies está restringida al sector inferior del perfil (Figs. 2 y 3). Está compuesta por cuerpos lenti-formes de conglomerados finos, sabulitas y areniscas de grano grueso a medio de color borravino, que se intercalan en contacto neto con areniscas de grano fino y pelitas de colores verde y borravino. Se caracteriza por dos sistemas de acumulación principales: sabulitas hasta conglomerados de grano fino, correspondientes a depósitos de relleno de canal (40% del espesor total de la asociación) y fangolitas y areniscas de grano fino de planicie de inundación (60%).

Los depósitos de relleno de canal poseen base erosiva y están compuestos por bancos pocos potentes de conglomerados clastosoportados de grano fino y sabulitas cuarzosas macizas y a veces con estratificación entrecruzada en artesas. Las areniscas de grano medio a grueso poseen abundante mica y se intercalan con las sabulitas en contacto neto y plano. Las areniscas de grano medio tienen estratificación entrecruzada en artesas con gravas finas en las caras frontales o bien macizas. Es usual que los depósitos se amalgamen lateral y verticalmente, siendo frecuentes las superficies de acreción lateral (LA), en menor medida (DA) y a veces también bases erosivas de reactivación (Fig. 4C1).

Los depósitos de planicie conforman mantos de pelitas, dentro de las cuales hay areniscas de grano fino macizas laminadas y geometría tabular (Fig. 3). Dentro de la planicie conforman sucesiones grano-estratocrecientes, por la presencia de niveles lenticulares y tabulares de areniscas de grano fino en contacto neto, que en algunos casos muestran base erosiva y el techo convexo.

4.2.2. Interpretación

Esta asociación de facies representa un sistema fluvial multicanalizado caracterizado por canales de alta sinuosidad que surcaban amplias planicies de inundación. Las fajas de canal muestran sucesivas reactivaciones por acreción vertical de varios metros de espesor de canales amalgamados. La presencia de conglomerados de grano fino y areniscas de grano grueso, erosionando los niveles lutíticos de llanura de inundación, son interpretados como flujos tractivos de considerable energía, aunque levemente incisos (Makaske, 2001). Los depósitos grano-estratocrecientes de la planicie de inundación representarían el crecimiento de la misma por acreción de lóbulos y canales de derrame, típicos de los sistemas fluviales anastomosados (Makaske, 2001), a la vez que los depósitos de lóbulos de desbordamiento (con techo preservado) indicarían una alta tasa de subsidencia (Fig. 4.C2).

4.3.    Asociación de facies III

4.3.1. Descripción

Por encima de la anterior asociación de facies y mediante una leve superficie de incisión se apoyan, en general, bancos soldados de areniscas de grano medio a grueso similares a las de la asociación de facies II, pero sin intercalaciones de pelitas de la planicie (Fig. 4D). Estos cuerpos arenosos de 39 metros de espesor son lentiformes y se superponen verticalmente a los de la asociación de facies II (Fig. 4D). En las bases de los bancos de areniscas mayores, son comunes los clastos intraformacionales de pelitas o también a veces sólo se preservan los moldes.

4.3.2. Interpretación

Esta facies se interpreta como complejos de canal en un valle levemente inciso debido al cambio de la arquitectura del sistema fluvial. Si bien se considera que el depósito fue producido por ríos de alta sinuosidad, el cambio abrupto en las condiciones de régimen es fácilmente identificable en el campo, el cual sólo aflora en este sector del perfil. Podría interpretarse como condiciones de depositación transicionales a la siguiente asociación de facies (playa). El ascenso del nivel del mar pudo producir una disminución del espacio de acomodamiento de las fajas de canales erosionando así sus propios depósitos, tal como queda evidenciado por la presencia de abundantes intraclastos pelíticos en la base de los mismos y amalgamándose un cuerpo de canal con otro.

4.4.    Asociación de facies IV

4.4.1 Descripción

Esta asociación de facies, dos veces recurrente a lo largo de la sucesión (Figs. 2 y 3), se caracteriza por su continuidad litológica, sucesiones métricas estratocrecientes, por su alto contenido de cuarzo y por la presencia de entrecruzamientos de mediana escala. El espesor total supera los 90 m y coincide con los resaltos topográficos (Fig. 3). Comienza con un potente banco de conglomerado fino, bien redondeado de composición cuarzosa con clastos de 2 a 3 cm de tamaño promedio y de forma tabular que representa la base de la facies. La litofacies más característica (Fig. 4F) corresponde a las areniscas de grano medio a grueso, cuarzosas con estratificación entrecruzada tabular planar y tangencial de pequeña escala (espesor menor a 0,5 m) y areniscas de grano fino con estratificación horizontal. En general forman juegos ('sets') de 1 a 2 m y lotes ('cosets') de 6 a 8 m de potencia (Fig. 4E). Los conglomerados presentes son finos, gris claro, con más de 90% de cuarzo, clastos redondeados, subesféricos y matriz silícea, de 3 a 4 cm como máximo y 0,5 cm como mínimo de tamaño promedio; afloran como cuerpos lentiformes, de entre 2 y 4 m de espesor y hasta 50 m de ancho aproximadamente (Fig. 4F) y como pequeños lentes con igual composición, de pocos metros de ancho por 1 a 2 m de espesor. Estos cuerpos lenticulares son recurrentes en la parte media y alta del perfil en forma lateral y vertical (Fig. 2).

En la parte superior del perfil (Figs. 2 y 3), los juegos de hasta 2 m de espesor compuestos por areniscas de grano medio, macizas, estratificada planar y entrecruzada tabular planar; poseen como característica la presencia de abundantes concreciones esféricas (de hasta 0,3 m de diámetro), color borravino (Fig. 4G) e igual composición que la roca caja, aunque con cemento carbonático.

4.4.2. Interpretación

Esta asociación de facies se habría depositado en un sistema de playa, debido a la supremacía de litofacies arenosas y a la forma tabular de sus juegos (Reading y Collinson, 1996). Los sectores donde predominan las areniscas de grano medio a grueso con estratificación entrecruzada tabular planar de mediana escala y horizontal, se interpretan como barras marginales formadas por la acción del tren de olas mareales (Reading y Collinson, 1996). El banco conglomerádico en la base de la facies podría haberse depositado bajo condiciones de playa gravosa inmadura o con mucho aporte de sedimentos continentales retrabajados. Los cuerpos conglomerádicos clasto-soportados macizos de contacto neto y base erosiva (Fig. 2) representarían depósitos de flujos canalizados. Probablemente corresponderían a canales de corrientes de resaca ('ebb-tidal deposits') que provocarían la ruptura local de las islas barreras (Arche, 1992).

El origen de las concreciones en el sector cuspidal de la sucesión (Fig. 2), puede explicarse a partir de las fluctuaciones de la tabla de agua (similares a las reconocidas en la Formación Patquía por Caselli y Limarino, 2002) en la etapa de diagénesis (Sellés-Martínez, 1996).

4.5.    Asociación de facies V

4.5.1. Descripción

Esta asociación está restringida a la parte superior de la sección (Figs. 2 y 3). Comparada con las otras asociaciones es la de menor potencia y su litología posee una muy buena selección. Los contactos son planos y a veces transicionales con la asociación de facies VI. En general, presentan cuerpos tabulares y en forma de cuña de pocos metros de potencia. Poseen juegos entrecruzados de areniscas de grano medio a fino cuarzosas que, en general, no superan 1 m de potencia. En la base de algunos bancos se observan 'masas de arena deformadas' que son acumulaciones de areniscas en forma botroidal a redondeadas de más de 0,4 m de diámetro. Es común observar paquetes de juegos entrecruzados, de tipo tabular planar y tangencial.

4.5.2. Interpretación

La presencia de juegos entrecruzados Sp (hasta 1 m de potencia), la disposición de superficies de truncamiento múltiple (Stokes, 1968; Brookfield, 1977) y la excelente selección de tamaño de la litología, permite interpretar a esta asociación como de origen eólico. La elevada porosidad que presentan las areniscas refuerza esta interpretación.

El carácter tabular de los cuerpos de areniscas, el entorno litofacial y la alternancia de estos depósitos con los de la asociación de facies VI, permite interpretar la facies como dunas eólicas asociadas a la línea costera. Este sistema eólico sería común encontrarlo en sistemas de costas dominadas por las mareas, en las cuales hay gran disponibilidad de arena (Nichols, 2009), aunque por otro lado la aparición de esta facies está íntimamente ligada a la asociación de facies VI, lo cual se podría interpretar como parte del mismo sistema depositacional, pero retrabajado por el viento.

4.6.    Asociación de facies VI

4.6.1. Descripción

La asociación VI incluye un conjunto de areniscas de grano fino a medio con buena selección, que aparecen en bancos tabulares y en paquetes de más de 4 m de potencia. En su mayoría son juegos de más de 1 m de potencia y más de 100 m de ancho, lo que confiere un fuerte carácter tabular. En general, los juegos con entrecruzamiento tabular planar son de dos tipos: los más abundantes presentan más de 1 m de potencia con paleocorrientes al sur, y el segundo grupo, presenta potencias menores a 0,4 m, son macizas, con estratificación horizontal o con entrecruzamiento tabular planar y paleocorrientes al norte (Fig. 4G). Los límites de los juegos son planos y paralelos a lo largo de sus extensos contactos. Delgados estratos de pelitas gris oscuras de hasta 0,3 m de potencia, portadoras de abundantes briznas y con formas lenticulares a lentiformes aparecen en contacto neto.

4.6.2. Interpretación

Esta asociación es muy probable que represente depósitos de islas barreras, lo cual se fundamenta en el tamaño de sus juegos, los entrecruzamientos tabular planar a gran escala y la tabularidad de sus facies (Clifton, 2006).

El arreglo de los paquetes sedimentarios (de carácter marcadamente tabular y tamaño de los juegos y la ausencia de superficies de truncamiento múltiple) permite diferenciar a la asociación de facies VI de la V. La sucesión de esas asociaciones de facies podría indicar costas micro a mesomareales (Nichols, 2009), donde se generarían en el tiempo y preservarían las islas barreras, lagunas de llanura costera y los ambientes de frente de playa.

Por su parte, las pelitas lenticulares con abundantes briznas pueden ser interpretadas como depositadas próximas a la laguna y al resguardo de las dunas, probablemente buenas condiciones de preservación de la materia orgánica (Dabrio, 1992).

4.7.    Asociación de facies VII (Fig. 2)

4.7.1. Descripción

La Asociación de facies VII está compuesta mayoritariamente por fangolitas de colores grises, verdes y rojizos, con intercalaciones de areniscas de grano fino a medio lenticulares y tabulares. Los contactos son planos y netos en la mayoría de los casos. La facies aparece mejor expuesta en los sectores cuspidales de la Formación Andapaico (Figs. 2 y 3), donde presenta potentes bancos tabulares de fangolitas laminadas y masivas debido a su marcada fisilidad, de cientos de metros de extensión lateral y hasta 45 m de potencia (Fig. 3). Posee una conspicua intercalación de lentes centimétricos de areniscas de grano muy fino de colores verdes y borravino con estratificación ondulítica y ondulitas simétricas preservadas, de 6 cm de longitud de onda por 2 a 3 de amplitud. En el sector superior del perfil afloran lentes de arenisca de grano medio de hasta 1 m de potencia por 10 a 12 m de ancho con base erosiva y estratificación entrecruzada en artesa y a veces planar. Esta asociación de facies es coincidente, por erosión diferencial, con las zonas topográficamente deprimidas (Fig. 3).

De los sectores cuspidales de la sección (Fig. 2) se obtuvieron microfloras (PBSJ 374, 361 y 362) regularmente preservadas cuya composición es marcadamente diferente a las de la asociación de facies I (Tabla 1), tanto a nivel supragenérico como a nivel de género y especies. Se encuentran dominadas por los granos de polen estriados (28,549,49%) y bisacados no estriados (17-22,1%), con una importante presencia de granos de polen monosacados (11-36,5%) y esporas triletes (1136,5%) (Tabla 4).

Las posibles afinidades botánicas de los elementos que conforman estas microfloras (Balme, 1995), reflejan una asociación integrada por elementos vinculados a las Pteridospermales (10-21%), Pteridophytas (9,5-32,5%), Coniferópsidas (8,5-11,3%), Glossopteridales (6,3-11%), Gimnospermas (5,514,8%) y Lycophytas (0,6-6,1%).

Entre las especies que caracterizan estas mi-crofloras (en especial en PBSJ 374; Tabla 1) se destaca por su restringido rango cronostratigráfico en el Gondwana (como se verá más adelante en el ítem 5. Edad), la presencia de Converrucosisporites confluens (Fig. 6F; esporas triletes), Barakarites rotatus (Fig. 8K), Mabuitasaccites crucistriatus (Figs. 8I-J), Striomonosaccites cicatricosus (Fig. 7C), Tuberisaccites varius (Fig. 7P) (granos de polen monosacados); Illinites unicus (Fig. 8L), Corisaccites vanus (Figs. 7A-B), C. alutas (Figs. 7N-O), Lueckisporites singraulensis (Fig. 7D), L. singhii (Figure 7E), L. virkkiae, Lunatisporites sp. cf. L. ovatus, L. variesectus (Fig. 7Q), Hamiapo-llenites fusiformis (Fig. 7L), H. erebi (Fig. 7M), H. bullaeformis (Fig. 7R), H. ruditaeniatus (Figs. 7G-H, J-K), Protohaploxypinus amplus (Fig. 9I), P. sp. cf. P. goraiensis (Fig. 9J), P. limpidus (Fig. 9K), Striapollenites sp. (Fig. 7H), Tornopollenites? sp. (Fig. 7I), Vittatinafasciolata (Fig. 9D), V. costa-bilis (Fig. 9C), V. subsaccata (Fig. 9F), V. vittifera (Fig. 9E) (granos de polen estriados); Alisporites parvus (Fig. 8A),A. similis (Fig. 8B), Colpisaccites granulosus (Fig. 8D), Scheuringipollenites medius (Fig. 8E), Vitreisporites sp. cf. V. signatus (Fig. 8F) (granos biscados no estriados); Crustaesporites sp. (Fig. 8N), Polarisaccites bilateralis (Fig. 8M) (grano de polen polisacado), Pakhapitesfusus (Fig. 9A), P. ovatus (Fig, 9B), Weylandites lucifer (Fig. 9H) (grano de polen plicado).


FIG. 7. Contenido palinológico de la asociación de facies VII (Formación Andapaico). A-B. Corisaccites vanus Venkatachala y Kar 1966, A. PBSJ 374(8) 31.5/91.8; B. PBSJ 374MEB; C. Striomonosaccites cicatricosus Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 374(4) 23,9/98,2; D. Lueckisporites singraulensis Sinha 1972, PBSJ 374(4) 28.5/112.2; E. L. singhii Balme 1970, PBSJ 374(4) 22.1/113.8; F. Striapollenites sp. A, PBSJ 374(4) 30.3/108.3; G-H, J-K. Hamiapollenites ruditaeniatus Qu y Wang 1986, G. PBSJ 374(4) 52.8/113.8, H. PBSJ 374(4) 38.3/101.2, J. PBSJ 364MEB, K. PBSJ 374MEB; I. Tornopollenites? sp., PBSJ 374(11) 38.2/115.0; L. Hamiapollenitesfusiformis Marques-Toigo emend. Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 374(4) 51.8/99.2; M. H. sp. cf. H. erebi Utting 1994, PBSJ 374(4) 42.8/100.9; N-O. Corisaccites alutas Venkatachala y Kar 1966, N. PBSJ 374(2) 62.0/113.0, O. PBSJ 374(4) 33.0/113.8; P. Tuberisaccites varius Lele y Makada 1974, PBSJ 374(4) 22.5/111.9; Q. Lunatisporites variesectus Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 374(11) 41.8/107.8; R. Hamiapollenites bullaeformis (Samoilovich) Jansonius 1962, PBSJ 374(4) 42.1/98.3. Todas x 500, excepto, J x 750; escala gráfica: 10 μm.


FIG. 8. Contenido palinológico de la asociación de facies VII (Formación Andapaico). A. Alisporites parvus de Jersey 1962, PBSJ 374(4) 45.9/113.8; B. A. similis (Balme) Dettmann 1963, PBSJ 374(4) 37.8/92.5; C. Limitisporites sp., PBSJ 374(2) 31.1/111.9; D. Colpisaccites granulosus Archangelsky y Gamerro 1979, PBSJ 374(4) 22.5/95.9; E. Scheuringipollenites medius (Burjack) Dias-Fabrício 1981, PBSJ 374(7) 40.2/111.9; F. Vitreisporitespallidus (Reissinger) Nilsson 1958, PBSJ 374(4) 40.3/103.0; G. Pteruchipollenites gracilis (Segroves) Foster 1979, PBSJ 374(7) 52.2/103.0; H. Valialasaccites sp. B, PBSJ 374(2) 46.2/114.3; I-J. Mabuitasaccites crucistriatus (Ybert) Playford y Dino 2000, I, PBSJ 374(4) 47.5/110.8, J, PBSJ 374-MEB; K. Barakarites rotatus (Balme y Hennelly) Bhardwaj y Tiwari 1964, PBSJ 374(4) 25.1/114.8; L. Illinites unicus Kosanke emend. Jansonius y Hills 1976, PBSJ 374(4) 26.1/92.5; M. Polarisaccites bilateralis Ybert y Marques-Toigo 1970, PBSJ 374(4) 25.8/113.2; N. Crustaesporites sp., PBSJ 374(2) 41.2/113.1. Todas x 500, excepto A-B, F x 1000, y C-E, H-J, x 750; escala gráfica: 10 μm


FIG. 9. Contenido palinológico de la asociación de facies VII (Formación Andapaico). A. Vittatina costabilis Wilson emend. Tschudy y Kosanke 1966, PBSJ 374(4) 46.2/109.8; B. P. ovatus (Bose y Kar) García 1996, PBSJ 374(4) 52.2/107.9; C. Pakhapitesfusus (Bose y Kar) Menéndez 1971, PBSJ 374(4) 49.3/103.5; D. V. fasciolata (Balme y Hennelly) Bhardwaj 1962, PBSJ 374(11) 54.2/102.1; E. Striatopodocarpites cancellatus (Balme y Hennelly) Hart 1963, PBSJ 374(7) 52.1/115.1; F. V. vittifera (Luber) Samoilovich 1953, PBSJ 374(7) 36.1/108.2; G. V sp., PBSJ 374(11) 27.5/112.3; H. Weylandites lucifer (Bhardwaj y Salujha) Foster 1975, PBSJ 374(4) 51.0/99.7; I. Protohaploxypinus amplus (Balme y Hennelly) Hart 1964, PBSJ 374(7) 53.2/100.8; J. V. subsaccata Samoilovich emend. Jansonius 1962, PBSJ 374(7) 51.0/111.2; K. P. limpidus (Balme y Hennelly) Balme y Playford 1967, PBSJ 374(4) 30.3/108.3; L. P. sp. cf. P. goraiensis (Potonié y Lele) Hart 1964, PBSJ 374(4) 46.2/109.8. Todas x 500, excepto F-G. x 750; escala gráfica=10 μm.

4.7.2. Interpretación

Estos depósitos se habrían depositado muy probablemente en un ambiente de laguna de llanura costera. Esto se basa en la disposición, arreglo sedimentario, estructuras sedimentarias y el entorno geológico de las asociaciones de facies colindantes. Según Reading y Collinson (1996) los lagoons se desarrollan a lo largo de las costas, donde hay una barrera formada por la acción de olas y están en gran medida protegidas del poder erosivo del mar abierto. Aquí la componente mayoritaria de fangolitas con las abundantes areniscas de grano fino y medio con laminación ondulítica y ondulas simétricas preservadas, serían indicativas de este ambiente (Boggs, 2006 en Nichols, 2009). Si bien otra característica de estos depósitos es la riqueza de materia orgánica (Nichols, 2009), su ausencia a veces indica la existencia de una laguna costera con condiciones restringidas, de salinidad anómala o anoxia y preservación de los palinomorfos. La presencia de pequeños cuerpos de areniscas con forma lenticular, se interpretan como depósitos de rebase que durante las tormentas producen deslizamientos de las barreras (washovers), generando pequeños abanicos sobre la laguna (Nichols, 2009).

5.       Edad

Originalmente, Harrington (1971) refirió la Formación Andapaico al Pennsylvaniano con dudas a partir de la correlación con la Formación Retamito y del hallazgo de escamas de peces. Posteriores descubrimientos de semillas dispersas, restos de coníferas, hojas de cordaitales y tallos de articuladas (Arrondo et al., 1986; Gutiérrez et al., 1992), permitieron ajustar su edad a finales del Pennsylvaniano. Coca y Bercowski (1994), a partir del reconocimiento de facies eólicas en la parte superior de la sucesión, sugirieron una posible edad pérmica, teniendo en cuenta que en la Cuenca Paganzo el ambiente árido corresponde a esa edad.

A partir de los nuevos restos mega y micro-florísticos aquí presentados y que provienen de las asociaciones de facies I (parte inferior de la Formación Andapaico) y VII (parte superior) es posible sostener que:

       1. La megaflora colectada de la asociación de facies I puede ser referida, aunque con cierta reserva, a la Superzona de Ferugliocladus definida para el Pérmico Inferior de la Cuenca Tepuel-Genoa (Archangelsky y Cúneo, 1984). Ésta se caracteriza por la presencia de Ferugliocladus patagonicus, Ugartecladus genoensis Archangelsky y Cuneo, Paranocladus?fallaxFlorin y Eucerospermum spp. como especies índices (Archangelsky et al., 1996), por lo que el hallazgo de E. nitens y F. patagonicus en la base de la Formación Andapaico, permitiría referirla a la Superzona Ferugliocladus de edad pérmica temprana. Por otra parte, la afinidad pérmica de esta asociación se refuerza también a partir de su registro en la flora de la Formación Arroyo Totoral correspondiente a esta edad (véase Archangelsky y Cúneo, 1987; Archangelsky et al., 1996).

       2. Estos niveles con megaflora corresponderían a los dos niveles inferiores identificados por Arrondo et al. (1986). El listado original brindado por estos autores, fue ligeramente modificado por Gutiérrez et al. (1992) y A. Archangelsky (1999, 2000), e incluye Krauselcladus argentinus, Paracalamites levis, P. australis, Cordaites riojanus, C. sp., Cordaicarpus cesariae, Samaropsis nunezii y S. cuerdai. En estos trabajos se refirieron a la especie K. argentinus, como indicadora de la Biozona de Intervalo, característica del Pennsylvaniano cuspidal de este sector de la Argentina (Archangelsky y Cúneo, 1991; Archangelsky et al., 1996). Sin embargo, la revisión de los ejemplares (LPPB 12074, 12075, 12081, 12082) asignados a K. argentinus por Arrondo et al. (1986, pl. I, Fig. 6), permite apreciar que el material presenta marcadas diferencias morfológicas con los ejemplares tipo (proveniente de la Formación Trampeadero; Archangelsky, 1978, pl. IV, Figs. 1-3: LPPB 8627, 8623). El material tipo de K. argentinus corresponde a ramas de último y anteúltimo orden que poseen hojas de hasta 5 mm de largo por 0,5 mm de ancho. Son hojas homomórficas, simples, de márgenes enteros, ápice agudo y recto y bases muy decurrentes y dispuestas de forma laxa (Archangelsky, 1978). Por su parte los ejemplares de la Formación Andapaico descritos por Arrondo et al. (1986) poseen ramas con hojas superpuestas, rectas o curvas, ápices agudos, de formas lanceoladas y proporcionalmente más largas (10 mm), tampoco exhiben hojas bifurcadas y cóncavas hacia arriba que presenta el material tipo. Estos caracteres son observados en todo el material aquí estudiado (Figs. 5G-H) incluyendo a Ferugliocladus patagonicus (véase Archangelsky y Cúneo, 1987). Por lo tanto, entendemos que el material asignado por Arrondo et al. (1986) a K. argentinus corresponde a ejemplares fragmentarios de F. patagonicus. Adicionalmente el género Eucerospermum fue citado en la Cuenca Paganzo para el Pérmico inferior en la Formación Arroyo Totoral, provincia de La Rioja (Andreis et al., 1984; Archangelsky y Cúneo, 1987). En las semillas descritas por Arrondo et al. (1986), no se ha verificado la presencia de Eucerospermum, por lo tanto el hallazgo presentado en esta contribución constituye el primer registro de E. nitens para la Formación Andapaico y para todo el ámbito occidental de la Cuenca Paganzo.

       3. Las asociaciones palinológicas de la asociación de facies I (PBSJ 380, 382, 383, 367, 368, 369, 370, 385: Tabla 1 y Fig. 4) no presentan elementos diagnósticos que permitan referirlas a algunas de la biozonas conocidas para el centro-oeste de Argentina (Césari y Gutiérrez, 2001; Gutiérrez et al., 2003). Entre sus componentes se destaca la asociación de Barakarites rotatus, Protohaploxypinus bharadwaji, Anapiculatisporites teretangulus, Horriditriletes ramosus y Converrucosisporites confluens, cuyos registros se encuentran hasta el momento entre el Pennsylvaniano y el Guadalupiano (Tabla 5), siendo comunes en el Pérmico de Australia, India, Antártica, África (véase Foster, 1979; Playford, 1990; Backhouse, 1991), Brasil, Uruguay y Argentina (véase Césari et al., 1995; Quadros et al., 1996; Playford y Dino, 2000, 2002; Souza y Calegari, 2004; Beri et al., 2006; Gutiérrez et al., 2006; Smaniotto et al., 2006; Vergel, 2008; di Pasquo et al., 2010).


       4. La presencia, entre otras especies, de Lueckis-porites virkkiae, Weylandites lucifer, Lunatisporites variesectus, Scheuringipollenites medius, Pakhapites fusus, Hamiapollenites fusiformis, Vittatina fasciolata, V. subsaccata y Colpisaccites granulosus, en las asociaciones microflorísticas provenientes de las asociaciones de facies VII (PBSJ 374, 361 y 362, de la parte superior de la Formación Andapaico), permiten referirlas a la Biozona Lueckisporites-Weylandites (LW) característica del Cisuraliano tardío-Guadalupiano temprano del centro-oeste argentino (Césari y Gutiérrez, 2001; Césari, 2007; Gutiérrez et al., 2008). Esta edad se ve reforzada por la presencia en las asociaciones de Converrucosisporites confluens, Barakarites rotatus, Mabuitasaccites crucistriatus, Corisaccites vanus, C. alutas, Lueckisporites singraulensis, L. singhii, Lunatisporites sp. cf. L. ovatus, Hamiapollenites erebi, H. bullaeformis y Polarisaccites bilaterales (Tabla 5), características del Pérmico de Argentina, Brasil, India y África. En este sentido se debe mencionar que Converrucosisporites confluens, B. rotatus, M. crucistriatus, Pakhapites ovatus, P. fusus, Polarisac-cites bilaterales, Corisaccites alutas y Striomonosaccites cicatricosus, caracterizan las asociaciones palinológicas del Pérmico temprano del Gondwana, en especial de Argentina (véase Césari y Gutiérrez, 2001; Playford y Dino, 2002; Balarino y Gutiérrez, 2006; Pérez Loinaze et al., 2010; di Pasquo et al., 2010), Brasil (véase Playford y Dino, 2000; Dino et al., 2002; Souza y Calegari, 2004) y Uruguay (véase Beri et al., 2006; Gutiérrez et al., 2006).

Por último, se destaca un grupo de palinomorfos que son mencionados por primera vez para el Pérmico de Argentina y que caracterizan asociaciones pérmicas de otras regiones del Gondwana e incluso de China, Europa, Canadá y Rusia, tales como Corisaccites vanus (Cisuraliano de India: Venkatachala y Kar, 1968; Tiwari y Tripathi, 1992, y Brasil: Maranhão y Petri, 1996), Tuberisaccites varius (Pérmico Inferior de India: Lele y Makada, 1974; Tiwari y Tripathi, 1992), Hamiapollenites bullaeformis (Pérmico del Hemisferio Norte: Jansonius, 1962; Mangerud y Konieczny, 1993; Utting, 2004; y China: Ouyang y Norris, 1990), Lueckisporites singraulensis (Pérmico Superior de India: Sinha, 1972), Lunatisporites ova-tus (Pérmico Superior-Triásico de África: Goubin, 1965; Tiwari y Vijaya, 1995), Lueckisporites singhii (Pérmico Superior de África del Sur: Steiner et al., 2003; India: Tiwari y Vijaya, 1995 y Rusia: Koloda y Kanev, 1996); Hamiapollenites erebi (Roardian-Wordian de Canada: Utting, 2004) y H. ruditaeniatus (Pérmico Superior-Triásico Inferior de China: Qu y Wang, 1986; Ouyang y Norris, 1990).

La Biozona LW, originalmente referida a la parte final del Pérmico temprano (no más antiguo que el Artinskiano) por Césari y Gutiérrez (2001), fue referida posteriormente a la parte final del Pérmico temprano (Cisuraliano) e inicios de Pérmico medio (Guadalupiano) (Césari, 2007; Gutiérrez et al., 2008), siendo parcialmente equivalente a las biozonas Stria-tites (Cuenca Chacoparaná en Argentina; Russo et al., 1980) y Lueckisporites virkkiae (Cuenca Paraná en Brasil; Souza y Marques Toigo, 2005).

Por lo tanto, entendemos que la edad de la parte superior de la Formación Andapaico comprendería el intervalo Cisuraliano tardío-Guadalupiano temprano.

6.      Discusión y Conclusiones

La información aquí aportada de la Formación Andapaico, arrojó nuevos datos sobre la conformación paleogeográfica de la Cuenca Paganzo en su sector más austral. Si bien esta unidad se conoce como tal desde la publicación de Harrington (1971), este aporte integra y actualiza la información existente.

La presencia de nuevos taxones en la flora de la Formación Andapaico, permite proponer un cambio en la edad, a partir de la reasignación del material referido a Krauselcladus argentinus (Biozona de Intervalo) por Arrondo et al. (1986) a Ferugliocladus patagonicus y adicionalmente el hallazgo de abundante y nuevo material referido a esta especie (asociado a semillas asignadas a Eucerospermum nitens).

El contenido palinológico (Tabla 1), proveniente de los sectores inferior (asociación de facies I) y superior (asociación de facies VII, referible a la Biozona LW) de la sucesión sedimentaria confirmaría la propuesta de una edad pérmica temprana a media para la Formación Andapaico. Esta edad se ve reforzada a partir de la ausencia de litologías generadas por la Glaciación Gondwánica (muy común para la base de las unidades neopaleozoicas de la Precordillera; Martínez, 1998; Marenssi et al., 2005) y de los carbones tupenses; ambos eventos típicos del Pennsylvaniano de la Cuenca Paganzo (Formación Guandacol-Tupe y equivalentes; Limarino et al., 2002, 2006, 2010).

La interpretación de los paleoambientes sedimentarios identificados en la Formación Andapaico (Fig. 2) es coherente con el contexto regional para el Pérmico temprano a medio (Limarino et al., 2006). En otros sectores de la Cuenca Paganzo, las unidades pérmicas registran importantes depósitos áridos. La Formación Patquía, en el norte de la Precordillera Central, está representada por ambientes áridos (desiertos, lagos y ríos efímeros; Limarino et al., 1993) y la Formación La Colina, al este de la cuenca, está caracterizada por sedimentitas eólicas (Limarino y Spalletti, 1986). En el sector sudoccidental de la cuenca, aquí considerado, la disponibilidad de arena, el ambiente desértico y la cercanía a la línea del mar, generó depósitos arenosos (e.g., ambientes eólicos de playa, islas barreras y frente de playas), que caracterizan a la Formación Andapaico.

El análisis detallado de litofacies y su interpretación de asociaciones de facies aquí realizados (Fig. 10), aportan elementos para realizar ajustes en los modelos paleogeográficos de la Cuenca Paganzo, por lo menos para el Pérmico temprano-medio, los que deberán incorporar la acción del mar en estas latitudes.


  FIG. 10. Diseño general a escala de los movimientos relativos del nivel del mar para la Formación Andapaico, interpretados a partir de las asociaciones de facies. Véase en las columnas de la izquierda las edades probables a partir de los datos paleobotánicos. Las iniciales corresponden a la posición relativa del mar. C: continental; T: transicional; M: marino. Las tramas usadas son las mismas que las de la figura 2.

La Formación Andapaico se encuentra apoyada sobre la Formación Punta Negra mediante una discordancia angular. Este tipo de contacto presupone un hiato de significativa importancia. El registro palinológico aquí presentado permitiría datar este hiato entre el Mississippiano (a partir de la presencia entre el material redepositado de Retispora lepidophyta, entre otras) hasta el Pennsylvaniano tardío.

Agradecimientos

Estos estudios fueron financiados por la Agencia Nacional de Promoción Científica y Técnica (Argentina), a través de los Proyectos de Investigación Científica y Tecnológica (PICT) Nos. 27693 y 32693. Los autores agradecen a los revisores (Dres. M. Di Pasquo, F. Colombo) por sus aportes que permitieron mejorar sustancialmente el manuscrito original.

 

Notas

1      Harrington, H.J. 1954. Descripción geológica de la Hoja 22c. Ramblón. Informe inédito: Dirección Nacional de Geología y Minería. Buenos Aires.

Referencias

Andreis, R.R.; Cúneo, N.R.; Rolón, A. 1984. Definición formal de los 'Estratos de Arroyo Totoral', Sierra de Los Llanos, Provincia de La Rioja. In Congreso Geológico Argentino, No. 9, Actas 5: 209-229. San Carlos de Bariloche.         [ Links ]

Archangelsky, S. 1971. Las tafofloras del Sistema Paganzo en la República Argentina. Anais da Academia brasileira de Ciençias 43 (Suplemento): 67-88.         [ Links ]

Archangelsky, S. 1978. Nuevos elementos paleoflorísticos de la Formación Trampeadero (Carbónico), sierra de Ambato, provincia de La Rioja. Ameghiniana 15 (3-4): 429-439.         [ Links ]

Archangelsky, A. 1999. Semillas del Paleozoico Superior de Argentina: su utilización bioestratigráfica. Ameghiniana 36 (4): 465-476.         [ Links ]

Archangelsky, A. 2000. Estudio sobre semillas neopaleozoicas de Argentina. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 64: 79-115.         [ Links ]

Archangelsky, S.; Cúneo, N.R. 1984. Zonación del Pérmico continental de Argentina sobre la base de sus plantas fósiles. In Congreso Latinoamericano de Paleontología, No. 4, Memorias 1: 143-154. México.         [ Links ]

Archangelsky, S.; Azcuy, C.L. 1985. Carboniferous palaeo-botany and palynology in Argentina. In International Congress of Carboniferous Stratigraphy and Geology, No. 10, 1983, Proceedings 4: 267-280. Madrid.         [ Links ]

Archangelsky, S.; Cúneo, N.R. 1987. Ferugliocladaceae, a new family from the Permian of Gondwana. Review of Paleobotany and Palynology 51 (1-3): 3-30.         [ Links ]

Archangelsky, S.; Cúneo, N.R. 1991. The neopaleozoic succession from northwestern Argentina. A new perspective. In Gondwana Seven Proceedings, Papers presented at the Seventh International Gondwana Symposium Instituto de Geoçiências, Universidade de Sâo Paulo: 469-481. Sâo Paulo.         [ Links ]

Archangelsky, S.; Azcuy, C.L.; Césari, S.N.; González, C.R.; Hünicken, M.A.; Mazzoni, A.; Sabattini, N. 1996. Correlación edad de las biozonas. In El Sistema Pérmico en la República Argentina y en la República Oriental del Uruguay, Academia Nacional de Ciencias: 203-226. Córdoba.         [ Links ]

Arche, A. 1992. Sedimentología. Volumen II. Colección Nuevas Tendencias. Consejo Superior de Investigaciones Científicas: 556 p. Madrid.         [ Links ]

Arrondo, O.; Morel, E.; Cuerda, A.; Ganuza, D. 1986. Estratos plantíferos del Carbónico de Bachongo, precordillera de San Juan. In Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía, No. 4, Actas 1: 237-247. Mendoza.         [ Links ]

Azcuy, C.L.; Morelli, J.R. 1970. Geología de la comarca Paganzo-Amaná. El Grupo Paganzo. Formaciones que lo componen y sus relaciones. Revista de la Asociación Geológica Argentina 25 (4): 405-429.         [ Links ]

Backhouse, J. 1991. Permian palynostratigraphy of the Collie Basin, Western Australia. Review of Paleobotany and Palynology 67 (3-4): 237-314.         [ Links ]

Balarino, M.L.; Gutiérrez, P.R. 2006. Palinología de la Formación Tasa Cuna (Pérmico Inferior), Córdoba, Argentina: sistemática y consideraciones bioestratigráficas. Ameghiniana 43 (2): 437-460.         [ Links ]

Baldis, B.A.; Chebli, W. 1969. Estructura profunda del área central de la Precordillera Sanjuanina. In Jornadas Geológicas Argentinas, No. 4, Actas 1: 47-66. Mendoza.         [ Links ]

Balme, B.E. 1995. Fossil in situ spores and pollen grains: an annotated catalogue. Review of Paleobotany and Palynology 87: 81-323.         [ Links ]

Beri, A.; Gutiérrez, P.R.; Cernuschi, F.; Balarino, M.L. 2006. Palinología del Pérmico Inferior en la perforación DCLS-24 (Formación San Gregorio), departamento de Cerro Largo, Uruguay. Parte 1: esporas, algas prasinofitas y acritarcas. Ameghiniana 43 (2): 227-244.         [ Links ]

Bossi, G.; Andreis, R. 1985. Secuencias deltaicas y lacustres del Carbonífero del centro-oeste argentino. In International Congress of Carboniferous Stratigraphy y Geology, No. 10, 1983, Proceedings 4: 285-309. Madrid.         [ Links ]

Bracaccini, O. 1950. Investigaciones tectónicas en la Precordillera sanjuanina. Boletín de Informaciones Petroleras 301: 1-36.         [ Links ]

Brookfield, M. 1977. The origin of bounding surfaces in ancient aeolian sandstones. Sedimentology 24: 303-332.         [ Links ]

Caselli, A.T.; Limarino, C.O. 2002. Sedimentología y evolución paleoambiental de la Formación Patquía (Pérmico) en el extremo sur de la sierra de Maz y cerro Bola, provincia de La Rioja, Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 57 (4): 415-436.         [ Links ]

Césari, S.N. 2007. Palynological biozones and radiometric data at the Carboniferous-Permian boundary in western Gondwana. Gondwana Research 11 (4): 529-536.         [ Links ]

Césari, S.N.; Gutiérrez, P.R. 2001. Palynostratigraphic study of the Upper Paleozoic central-western Argentine sequences. Palynology 24 (1): 113-146.         [ Links ]

Césari, S.; Archangelsky, S.; Seoane, L.V. 1995. Palinología del Paleozoico Superior de la Perforación Las Mochas, provincia de Santa Fe, Argentina. Ameghiniana 32 (1): 73-106.         [ Links ]

Clifton, H.E. 2006. A reexamination of facies models for clastic shorelines. In Facies Models Revisited, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, Special Publication 84: 293-337.         [ Links ]

Coca, M.A.; Bercowski, F. 1994. Facies eólicas en el Neopaleozoico de Bachongo, Precordillera Central, Argentina. In Reunión Argentina de Sedimentología, No. 5, Actas 1: 71-76. San Miguel de Tucumán.         [ Links ]

Cuerda, A.J.; Furque, G. 1981. Depósitos carbónicos de la Precordillera de San Juan. Parte I. Comarca del cerro La Chilca (Río Francia). Revista de la Asociación Geológica Argentina 36 (2): 187-196.         [ Links ]

Cuerda, A.J.; Furque, G. 1983. Depósitos carbónicos de la Precordillera de San Juan. Parte II- Quebrada La Deheza. Revista de la Asociación Geológica Argentina 38 (3-4): 384-390.         [ Links ]

Dabrio, C.J. 1992. Playas e islas barreras-lagoon. In Sedimentología (Arche, A.; editor), 1. Colección Nuevas Tendencias 11: 495-543. Madrid.         [ Links ]

Dino, R.; Antonioli, L.; Braz, S.M. 2002. Palynologycal Data from the Trisidela Member of Upper Pedra de Fogo Formation ('Upper Permian') of the Paranaíba Basin, Northeastern Brazil. Revista Brasileira de Paleontologia 3 (1): 24-35.         [ Links ]

di Pasquo, M.M.; Vergel, M.M.; Azcuy, C.L. 2010. Pennsylvanian and Cisuralian palynofloras from the Los Sauces area, La Rioja Province, Argentina: chronological and palaeoecological significance. In International Journal of Coal Geology 'Special Issue: Hermann Pfefferkorn' 83: 276-291.         [ Links ]

Foster, C.B. 1979. Permian plant microfossils of the Blair Athol Coal Measures, Baralaba Coal Measures, y basal Rewan Formation of Queensland. Geological Survey of Queensland, Publication 372: 1-244.         [ Links ]

Furque, G. 1963. Descripción geológica de la Hoja 17b-Guandacol, provincias de La Rioja y San Juan. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 92: 104 p. Buenos Aires.         [ Links ]

Giampaoli, P.; Cegarra, M. 2003. Análisis estructural del extremo sur de la Precordillera Central Sanjuanina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 58 (1): 49-60.         [ Links ]

González Bonorino, G. 1991. Evolución comparada del margen atlántico de Norteamérica y de la Precordillera de Cuyo. Revista de la Asociación Geológica Argentina 46 (1): 10-19.         [ Links ]

Goubin, N. 1965. Description et répartition des principaux pollenites Permiens, Triasiques et Jurassiques des sondages du Bassin de Morondava (Madagascar). Review du Institut Française du Pétrole 20: 1415-1461.         [ Links ]

Gutiérrez, P.R.; Ganuza, D.G.; Morel, E.; Arrondo, O.G. 1992. Los géneros Cordaicarpus Geinitz, Cornucarpus Arber y Samaropsis Goeppert (semillas platispérmicas) en el Neopaleozoico Argentino. Ameghiniana 29 (1): 49-68.         [ Links ]

Gutiérrez, P.R.; di Pasquo, M.M.; Vergel, M.M. 2003. Palinoestratigrafía del Carbonífero-Pérmico de la Argentina: estado actual del conocimiento. Revista del Museo Argentino de Ciencias Naturales, nueva serie 5 (2): 185-196.         [ Links ]

Gutiérrez, P.R.; Beri, A.; Balarino, M.L.; Cernuschi, F. 2006. Palinología del Pérmico Inferior en la perforación CLS-24 (Cerro Largo Sur), departamento de Cerro Largo, Uruguay. Parte II: granos de polen. Ameghiniana 43 (4): 611-635.         [ Links ]

Gutiérrez, P.R.; Zavattieri, A.M.; Balarino, M.L. 2008. Palinología del Pérmico en Argentina: estado actual del conocimiento. In Simpósio Brasileiro de Paleobotânica e Palinologia, No. 12, Resumos: 93. Florianópolis, Brasil.         [ Links ]

Hendry, J.P. 2002. Geochemical trends and palaeohy-drological significance of shallow burial calcite and ankerite cements in Middle Jurassic strata on the East Midlands Shelf (onshore UK). Sedimentary Geology 151 (1): 149-176.         [ Links ]

Harrington, H.J. 1971. Descripción Geológica de la Hoja Ramblón 22c, provincias de Mendoza y San Juan. Dirección Nacional de Geología y Minería, Boletín 114: 87 p.         [ Links ]

Jansonius, J. 1962. Palynology of Permian and Triassic sediments, Peace river area, western Canadá. Palaeontographica B 110 (1-4): 35-98.         [ Links ]

Koloda, N.; Kanev, G. 1996. Analogue of the Ufimian, Kazanian and Tatarian stages of Russia in NorthWestern China based on miospores y bivalves. Permophiles 28: 17-24.         [ Links ]

Lele, K.M.; Makada, R. 1974. Palaeobotanical evidences on the age of the coal bearing Lower Gondwana formation in the Jayanti Coalfield, Bihar. The Palaeobotanist 21 (1): 81-106.         [ Links ]

Leveratto, M.A. 1968. Geología del oeste de Ullum-Zonda, borde oriental de la Precordillera de San Juan. Revista de la Asociación Geológica Argentina 23 (2): 129-157.         [ Links ]

Limarino, C.; Spalletti, L. 1986. Eolian Permian deposits in West and Northern Argentina. Sedimentary Geology 49 (1): 109-127.         [ Links ]

Limarino, C.; Spalletti, L. 2006. Paleogeography of the upper Paleozoic basins of southern South America: an overview. Journal of South American Earth Sciences 22 (1-2): 134-155.         [ Links ]

Limarino, C.; Page, R.F.; Caselli, A.T. 1993. Origen y significado estratigráfico de las diamictitas del Miembro Superior de la Formación Cortaderas, Precordillera de San Juan. In Congreso Geológico Argentino, No. 12 y Congreso de Exploración de Hidrocarburos, No. 2, Actas 1: 157-164. Mendoza.         [ Links ]

Limarino, C.; Gutiérrez, P.R.; López-Gamundí, O.R.; Fauqué, L.; Lech, R.R. 1996. Cuencas Río Blanco y Calingasta-Uspallata. In El Sistema Pérmico en la República Argentina y en la República Oriental del Uruguay (Archangelsky, S.; editor). Academia Nacional de Ciencias: 141-154. Córdoba.         [ Links ]

Limarino, C.; Cesari, S.N.; Net, L.I.; Marenssi, S.A.; Gutiérrez, P.R.; Tripaldi, A. 2002. The Upper Carboniferous postglacial transgression in the Paganzo and Rio Blanco basins (northwestern Argentina): Facies and stratigraphic significance. Journal of South American Earth Sciences 15 (4): 445-460.         [ Links ]

Limarino, C.; Tripaldi, A.; Marenssi, S.; Fauqué, L. 2006. Tectonic, sea-level, and climatic controls on Late Paleozoic sedimentation in the western basins of Argentina. Journal of South American Earth Sciences 22 (3-4): 205-226.         [ Links ]

Limarino, C.; Spalletti, L.A.; Colombo, F. 2010. Evolución paleoambiental de la transición glacial-postglacial en la Formación Agua Colorada (Grupo Paganzo), Carbonífero, Sierra de Narváez, NO argentino. Andean Geology 37 (1): 121-143.         [ Links ]

López-Gamundí, O.; Limarino, C.; Césari, S. 1992. Late Paleozoic paleoclimatology of central west Argentina. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 91 (3-4): 305-329.         [ Links ]

Mangerud, G.; Konieczny, R.M. 1993. Palynology of the Permian succession of Spitsbergen, Svalbard. Polar Research 12 (1): 65-93.         [ Links ]

Marenssi, S.A.; Tripaldi, A.; Limarino, C.O.; Caselli, A.T. 2005. Facies and architecture of a Carboniferous grounding-line system from the Guandacol Formation, Paganzo Basin, northwestern Argentina. Gondwana Research 8 (2): 187-202.         [ Links ]

Maranhão, M.d.S.A.S.; Petri, S. 1996. Novas ocorrências de fósseis nas formações corumbataí e estrada nova do estado de São Paulo e considerações preliminares sobre seus significados paleontológico e bioestratigráfico. Revista do Instituto de Geoçiências, Universidade de São Paulo 17 (1-2): 33-54.         [ Links ]

Martínez, M. 1998. Estratigrafía, paleoambientes y paleogeografía de los depósitos glaciares carboníferos de la cuenca de Paganzo, Precordillera Argentina. Tesis doctoral (Inédito), Universidad Nacional de Córdoba: 184 p.         [ Links ]

Makaske, B. 2001. Anastomosing rivers: a review of their classification, origin and sedimentary products. Earth-Science Reviews 53 (3): 149-196.         [ Links ]

McBride, E.F.; Picard, M.D.; Milliken, K.L. 2003. Calcite-cemented concretions in Cretaceous sandstone, Wyoming and Utah, U.S.A. Journal of Sedimentary Research 73 (3): 462-483.         [ Links ]

Miall, A. 1996. The geology of fluvial deposits. Sedimentary Facies, Basin Analysis and Petroleum Geology. Springer-Verlag: 482 p. Roma.         [ Links ]

Nichols, G.N. 2009. Sedimentology. Wiley-Blackwell: 419 p.         [ Links ]

Olivares Milla, I.G. 2002. Estudio geológico estructural en el extremo sur de precordillera central (Cerro Bachongo), departamento de Sarmiento, provincia de San Juan. Tesis (Inédito), Universidad Nacional de San Juan: 75 p.         [ Links ]

Ouyang, S.; Norris, G. 1990. Earliest Triassic (Induan) spores and pollen from the Junggar Basin, Xinjiang, northwestern China. Review of Palaeobotany and Palynology 106 (1-2): 1-56.         [ Links ]

Pérez Loinaze, V.S.; Ciccioli, P.I.; Limarino, C.O.; Césari, S.N. 2010. Hallazgo de palinofloras pérmicas en la Precordillera de Mendoza: su implicancia estratigráfica. Ameghiniana 47 (2): 263-269.         [ Links ]

Playford, G. 1990. Proterozoic and Paleozoic Palynology ofAntarctica: A Review. In Antarctic Paleobiology: Its Role in the Reconstruction of Gondwana (Taylor, T.N.; Taylor, E.L.; editores). Springer: 51-70. New York.         [ Links ]

Playford, G.; Dino, R. 2000. Palynostratigraphy of upper Palaeozoic strata (Trapajós Group), Amazonas Basin, Brazil: Part Two. Palaeontographica B 255: 87-145.         [ Links ]

Playford, G.; Dino, R. 2002. Permian palynofloral assemblages of the Chaco-Paraná Basin, Argentina: systematics and stratigraphic significance. Revista Española de Micropaleontología 34 (3): 235-288.         [ Links ]

Qu, L.F.; Wang, Z. 1986. Triassic spores and pollen assemblages. In Permian and Triassic Strata and Fossil Assemblages in the Dalongkou Area of Jimsar Xinjiang (People Republic of China, Ministry of Geology and Mineral Resources; editor), Geological Memoirs, Series 2, number 3: 111-173. Beijing. (En chino, resumen en inglés).         [ Links ]

Quadros, L.P.; Marques-Toigo, M.; Cazzulo-Klepzig, M. 1996. Catálogo de esporos e pólen fósseis do Paleozoico. Boletim de Geociências da Petrobrás 9 (1): 1-151.         [ Links ]

Ramos, V.A.; Vujovich, G.I. 2000. Hoja Geológica 3169-IV, San Juan, Provincia de San Juan. Subsecretaría de Minería Nación, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 243: 82 p. Buenos Aires.         [ Links ]

Reading, H.G.; Collinson, J.D. 1996. Clastic Coasts. In Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy (Reading, H.G.; editor). Blackwell Science: 154-231. Oxford.         [ Links ]

Russo, A.; Archangelsky, S.; Gamerro, J.C. 1980. Los depósitos suprapaleozoicos en el subsuelo de la llanura Chaco-Pampeana, Argentina. In Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía, No. 2 y Congreso Latinoamericano de Paleontología, No. 1, Actas 4: 157-173. Buenos Aires.         [ Links ]

Salfity, J.A.; Gorustovich, J.A. 1983. Paleogeografía de la cuenca del Grupo Paganzo (Paleozoico superior). Revista de la Asociación Geológica Argentina 38 (3-4): 437-453.         [ Links ]

Sellés-Martínez, J. 1996. Concretion morphology, classification and genesis. Earth Science Reviews 41 (2): 177-210.         [ Links ]

Sinha, V. 1972. Sporae dispersae from Jhingurdah Seam, Singrauli Coalfield M.P., India. The Palaeobotanist 19 (3): 175-201.         [ Links ]

Smaniotto, L.P.; Fischer, T.V.; Souza, P.A.; Iannuzzi, R. 2006. Palinologia do Morro de Papaléo, Mariana Pimentel (Permiano Inferior, Bacia do Paraná), Río Grande do Sul, Brasil. Revista Brasileira de Paleontologia 9 (3): 311-322.         [ Links ]

Souza, P.A.; Callegari, L.M. 2004. An Early Permian Palynoflora from the Itararé Subgroup, Paraná Basin, Brazil. Revista Española de Micropaleontología 36 (3): 439-450.         [ Links ]

Souza, P.A.; Marques-Toigo, M. 2005. Progress on the palynostratigraphy of the Permian Strata in Rio Grande do Sul State, Parana Basin, Brazil. Anais da Academia Brasileira de Ciencias 77 (2): 353-365.         [ Links ]

Steiner, M.B.; Eshet, Y.; Rampino, M.R.; Schwindt, D.M. 2003. Fungal abundance spike y the Permian-Triassic boundary in the Karoo Supergroup (South Africa). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 194 (4): 405-414.         [ Links ]

Stokes, W. 1968. Multiple parallel truncation bedding planes-feature of wind-deposited sandstone formation. Journal of Sedimentary Petrology 38: 510-515.         [ Links ]

Tiwari, R.S.; Tripathi, A. 1992. Marker Assemblage-Zones of spores and pollen species through Gondwana Paleozoic and Mesozoic sequences in India. The Palaeobotanist 40 (3): 194-236.         [ Links ]

Tiwari, R.S.; Vijaya. 1995. Differential morphographic identity of Gondwanic palynomorphs. The Palaeo-botanist 44 (1): 62-115.         [ Links ]

Utting, J. 2004. Palynostratigraphy of Permian and Lower Triassic rocks, Sverdrup Basin, Canadian Artic Archipielago. Bulletin of Geological Survey of Canada 478: 1-107.         [ Links ]

Venkatachala, B.S.; Kar, R.K. 1968. Palynology of the Karanpura sedimentary Basin, Bihar, India-1. Barakar Stage at Badam. The Palaeobotanist 16 (1): 56-90.         [ Links ]

Vergel, M.M. 2008. Palynology of Late Palaeozoic sediments (Tupe Formation) in La Herradura Creek, San Juan Province, Argentina. Alcheringa 32: 339-352.         [ Links ]

Wood, G.D.; Gabriel, A.M.; Lawson, J.C. 1996. Palynological techniques-processing and microscopy. In Palynology: principles and applications (Jansonius, J.; McGregor, D.C.; editors.). American Association of Stratigraphic Palynologist Foundation: 29-50. Dallas, Texas.         [ Links ]

 

Manuscript received: March 26, 2010; revised/accepted: April 26, 2011; available online: June 3, 2011.

 

APÉNDICE

Contenido paleontológico de la Formación Andapaico

I.       Megaflora

Cordaicarpus cesariae Gutiérrez, Ganuza, Morel y Arrondo 1992
Cordaites riojanus
Archangelsky y Leguizamón 1980
Eucerospermum nitens
Feruglio emend. A. Archangelsky 2000
Ferugliocladus patagonicus
(Feruglio) Archangelsky y Cúneo 1987
Samaropsis nunezii
García 1990
S. cuerdai
Gutiérrez, Ganuza, Morel y Arrondo 1992

II.       Microflora


Alisporites parvus de Jersey 1962 A. similis (Balme) Dettmann 1963 A. spp.
Anapiculatisporites tereteangulatus (Balme y Hennelly) Playford y Dino 2002 Apiculatisporis spp.
Apiculatasporites parviapiculatus Azcuy 1975 A. spp.
Barakarites rotatus (Balme y Hennelly) Bhardwaj y Tiwari 1964 Brevitriletes levis (Balme y Hennelly) Bhardwaj y Srivastava 1969
B. parmatus (Balme y Hennelly) Backhouse 1991
B. spp.
Botryococcus sp. Cf. Brazilea spp.
Caheniasaccites densus Lele y Karim emend. Gutiérrez 1993
C. ovatus Lele y Karim emend. Gutiérrez 1993 C. sp. cf. C. flavatus Bose y Kar 1966
C. spp.
Calamospora breviradiata Kosanke 1950 C. spp.
Cannanoropollis densus (Lele) Bose y Maheshwari 1968
C. janakii Potonié y Sah 1960
C. mehtae (Lele) Bose y Maheshwari 1968
C. spp.
Circumplicatipollis sp.
Colpisaccites granulosus Archangelsky y Gamerro 1979 C. sp.
Converrucosisporites confluens (Archangelsky y Gamerro) Playford y Dino 2002 C. sp.
Convolutispora sp.
Corisaccites alutas Venkatachala y Kar 1966
C. vanus
Venkatachala y Kar 1966 Cf.
Costatacyclus
spp.
Cristatisporites chacoparanaensis Ottone 1989
C. crassilabratus Archangelsky y Gamerro 1979
C. inconstans Archangelsky y Gamerro 1979
C. lestai
Archangelsky y Gamerro 1979
C. longispionosus Menéndez 1971
C. microvacuolatus Dias Fabricio emend. Picarelli y Dias Fabricio
Cristatisporites rollerii Ottone 1989
C. saltitensis Ottone 1989
C. stellatus (Azcuy) Gutiérrez y Limarino 2001
Crucisaccites sp.
Crustaesporites sp.
Cycadopites sp.
Cyclogranisporites spp.
Densipollenites sp.
Cf. Deusilites spp.
Dibolisporites disfacies Jones y Truswell 1992
Dibolisporites
spp.
Divarisaccus stringoplicatus Ottone 1991
Dictyotriletes
sp. Endosporites sp. Gondwanapollis sp.
Granulatisporites sp. cf. G. austroamericanus Archangelsky y Gamerro 1979
Grossuporites
sp.
Hamiapollenites bullaeformis (Samoilovich) Jansonius 1962
H. fusiformis Marques-Toigo emend. Archangelsky y Gamerro 1979
H. sp. cf. H. erebi Utting 1994
H. ruditaeniatus Qu y Wang 1986
H. spp.
Horriditriletes ramosus (Balme y Hennelly) Bhardwaj y Salujha 1964
H. uruguaiensis (Marques-Toigo) Archangelsky y Gamerro 1979
H. spp.
Illinites unicus Kosanke emend. Jansonius y Hills 1976
I. spp.
Kraeuselisporites malanzanensis Azcuy 1975 K. spp.
Laevigatisporites sp. Latusipollenites? sp.
Leiotriletes sp. cf. L. corius Kar y Bose 1967
L. directus
Balme y Hennelly 1956
Leiotriletes virkki Tiwari 1965 L. spp.
Limitisporites sp. cf. L. rectus Leschik 1956 L. spp.
Lophotriletes lentiginosus Playford y Dino 2000a L. spp.
Lundbladispora brasiliensis (Pant y Srivastava) Marques-Toigo y Pons emend. Marques-Toigo y Piccarelli 1985
L. irregularis (Menéndez) Césari 1985
L. riobonitensis Marques-Toigo y Piccarelli 1985
L. spp.
Lueckisporites singhii Balme 1970
L. singraulensis Sinha 1972 L. spp.
L. virkkiae Potonié y Klaus emend. Klaus 1963
L. sp. cf. L. ovatus (Goubin) Maheshwari y Banerji 1975
L. variesectus Archangelsky y Gamerro 1979
L. spp.
Mabuitasaccites crucistriatus (Ybert) Playford y Dino 2000
Meristocorpus
sp.
Pakhapites fusus (Bose y Kar) Menéndez 1971
P. ovatus
(Bose y Kar) García 1996
Platysaccus
spp.
Plicatipollenites densus Srivastava 1970
P. malabarensis
(Potonié y Sah) Foster 1975
P. trigonalis
Lele 1964 P. spp.
Polarisaccites bilateralis Ybert y Marques-Toigo 1970
Potonieisporites brasiliensis (Nahuys, Alpern y Ybert) Archangelsky y Gamerro 1979
P. magnus Lele y Karim 1971
P. neglectus
Potonie y Lele 1961
P. novicus
Bharadwaj 1954 P. spp.
Protohaploxypinus amplus (Balme y Hennelly) Hart 1964
P. bharadwajii
Foster 1979
P. limpidus (Balme y Hennelly) Balme y Playford 1967
P. goraiensis
(Potonié y Lele) Hart 1964
P. sp. cf. P. harti Foster 1979i
P. spp.
Pteruchipollenites gracilis (Segroves) Foster 1979
P. sp.
Punctatisporites glaber (Naumova) Playford 1962
P. gretensis
Balme y Hennelly 1956 P. spp.
Retusotriletes diversiformis (Balme y Hennelly) Balme y Playford 1957 R. spp.
Scheuringipollenites barakarensis (Tiwari) Tiwari 1973
S. medius (Burjack) Dias-Fabrício 1981
Spelaeotriletes ybertii (Marques-Toigo) Palyford y Powis 1979
Spheripollenites sp.
Striapollenites sp.
Stenozonotriletes sp.
Striatopodocarpites cancellatus (Balme y Hennelly) Hart 1963 S. sp. cf.
S. gondwanensis
Lakhanpal, Sah y Dube emend. Hart 1964
Striomonosaccites cicatricosus
Archangelsky y Gamerro 1979 S. spp.
Tetraporina sp. Tornopollenites? sp.
Tuberisaccites varius Lele y Makada 1974
Valialasaccites
spp.
Vallatisporites arcuatus (Marques-Toigo) Archangelsky y Gamerro 1979
V. russoi
Archangelsky y Gamerro 1979 V. spp.
Verrucosisporites sp. cf.
V. andersonii
(Anderson) Backhouse 1991 V. spp.
Vitreisporites pallidus (Reissinger) Nilsson 1958
Vittatina costabilis Wilson emend. Tschudy y Kosanke 1966
V. fasciolata (Balme y Hennelly) Bhardwaj 1962
V. subsaccata Samoilovich emend. Jansonius 1962
V. vittifera (Luber) Samoilovich 1953
V. sp.
Weylandites lucifer (Bhardwaj y Salujha) Foster 1975