Bioestratigrafía de vertebrados y evolución geológica del Cenozoico tardío del Valle de la Cruz, Córdoba, Argentina

Full text

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Rev. bras. paleontol. 20(2):219-238, Maio/Agosto 2017
© 2017 by the Sociedade Brasileira de Paleontologia
doi: 10.4072/rbp.2017.2.06
ABSTRACT – LATE CENOZOIC VERTEBRATE BIOSTRATIGRAPHY AND GEOLOGICAL EVOLUTION OF THE
LA CRUZ VALLEY, CORDOBA, ARGENTINA. The aim of this paper is to analyse the stratigraphic sequence, the age of
the deposits, vertebrate fossils and geological evolution of the La Cruz valley, Cordoba Province, Argentina, and how they
relate to the Andean deformation of the eastern Sierras Pampeanas. In order to do so, twenty-four stratigraphic proles were
studied throughout the valley and seven species of mammals and one amphibian were recorded. Four facies associations
were identied, correlated with the Brochero, Estancia Belgrano, Pampean, Chocancharava, Río Primero and La Invernada
formations. According to this analysis the following main conclusions were reached: (i) the basal Neogene sediments of the La
Cruz river represent new paleontological sites belonging to the late Pliocene (Chapadmalalan Stage/Age); (ii) the sedimentary
sequence present in the La Cruz valley began to deposit during the late Pliocene; (iii) the gathered evidence allows to verify
that the sedimentary record starts with older deposits from the western part of the Sierras Pampeanas (Montehermosan Stage/
Age) extending to the eastern sector (Chapadmalalan Stage/Age). This coincides with the direction of the propagation of
the Andean crustal deformation during the subduction of the low-angled Nazca tectonic plate; (iv) the registered vertebrate
fossils suggest a clear paleobiogeographic connection between the La Cruz river basin and the Pampean Region, during the
late Pliocene; (v) this connection indicates, a priori, that it would have been much more evident since the Chapadmalalan
Stage/Age, instead of the Montehermosan Stage/Age; (vi) the paleobiogeographical distribution of the species Microcavia
chapalmalensis, Eucelophorus chapalmalensis and Pseudotypotherium hystatum have been expanded.
Key words: paleovertebrates, biostratigraphy, Neogene, Quaternary, Argentina, Sierras Pampeanas of Córdoba.
RESUMO – O objetivo deste trabalho foi analisar a sequência estratigráca, a idade dos depósitos, os vertebrados fósseis, a
evolução geológica do vale La Cruz, na Província de Córdoba, Argentina e relacionar com a deformação andina das Sierras
Pampeanas orientais. Para tanto, 24 pers estratigrácos foram estudados ao longo de todo o vale e foram registrados sete
espécies de mamíferos e um anfíbio. Foram identicadas quatro associações de facies correlacionáveis com as formações
Brochero, Estancia Belgrano, Pampeano, Chocancharava, Río Primero e La Invernada. Com base nesta análise, foram obtidas as
seguintes conclusões principais: (i) os sedimentos neogênicos basais do rio La Cruz representam novas jazidas paleontológicas
do Plioceno superior (Chapadmalalense) de Córdoba; (ii) essa sequência do vale La Cruz começou a se depositar durante
a idade Chapadmalalense (Neoplioceno); (iii) as evidências reunidas permitem vericar que o registro sedimentar começa
com depósitos mais antigos desde a parte ocidental das Sierras Pampeanas para o setor oriental, coincidindo com a direção
de propagação da deformação andina da crosta terrestre, durante a subducção de baixo ângulo da placa de Nazca; (iv) os
vertebrados fósseis registrados indicam uma clara conexão paleobiogeográca entre a bacia do rio La Cruz e a Região
Pampeana; (v) esta conexão indica, a priori, que teria sido mais acentuada a partir da idade Chapadmalalense, se comparado
com o Montehermosense; (vi) o registro paleobiogeográco foi ampliado para as espécies Microcavia chapalmalensis,
Eucelophorus chapalmalensis e Pseudotypotherium hystatum.
Palavras-chave: paleovertebrados, bioestratigraa, Neógeno, Quaternário, Argentina, Serras Pampeanas de Córdoba.
BIOESTRATIGRAFÍA DE VERTEBRADOS Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL
CENOZOICO TARDÍO DEL VALLE DE LA CRUZ, CÓRDOBA, ARGENTINA
ADAN ALEJO TAUBER
Museo Provincial de Ciencias Naturales “Dr. Arturo Umberto Illía”, Bv. Poeta Lugones 395, Córdoba, Argentina.
adantauber@gmail.com
IGNACIO ASURMENDI
Cátedra y Museo de Paleontología, FCEFyN, Universidad Nacional de Córdoba
Vélez Sarseld 1611; X5016GCA, Córdoba, Argentina. asurmendi.ignacio88@hotmail.com
JERÓNIMO MATÍAS KRAPOVICKAS
CONICET, Cátedra y Museo de Paleontología, FCEFyN, Universidad Nacional de Córdoba
Vélez Sarseld 1611; X5016GCA, Córdoba Argentina. jerokrapo@yahoo.com.ar

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
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INTRODUCCIÓN
El valle del río de La Cruz se encuentra sobre la
vertiente oriental de la Sierra de los Comechingones y allí
aflora una secuencia de depósitos del Cenozoico superior,
que ha sido escasamente estudiada. La antigüedad de los
diferentes afloramientos fue asignada fundamentalmente
por correlaciones litoestratigráficas regionales y por algunos
pocos mamíferos fósiles hallados e insuficientemente
documentados desde el punto de vista bioestratigráfico
(Tauber, 1997; Caniggia, 2004; Cruz, 2007; Cruz et al., 2010;
Astini et al., 2014; Kröhling & Carignano, 2014; Tauber et
al., 2013, 2014).
Los niveles neógenos más antiguos fueron correlacionados
con la Formación Brochero [pisos/edades Montehermosense–
Chapadmalalense (Mioceno tardío–Plioceno tardío, sensu
Cione & Tonni, 2005; Cione et al., 2015) o Plioceno temprano–
tardío (sensu Deschamps et al., 2012, 2013; Vucetich et al.,
2015; Deschamps & Tomassini, 2016), pudiendo incluir
niveles superiores de edad Vorohuense (Barbiere et al., 2016).
Esta formación fue originalmente definida como Horizonte
Brocherense por Castellanos (1942, 1944), cuya sección
tipo se encuentra ubicada en el valle de San Alberto (o valle
de Traslasierra) donde existen muy buenos afloramientos,
especialmente en los ríos Los Sauces, Panaholma y Chico
de Nono (Sayago, 1975, 1978; Bonalumi et al., 2000; Cruz,
2013; Richardson et al., 2013; Krapovickas, 2014; Tauber
et al., 2014; entre otros). Esta correlación fue realizada
por algunos autores teniendo en cuenta las características
litoestratigráficas y por el registro de la asociación de
Ringueletia simpsoni (Cingulata, Dasypodidae, Eutatini) y
Pseudotypotherium cf. P. exiguum (Notoungulata, Typotheria,
Mesotheriidae); según estos autores las dos especies asociadas
indican una edad Montehermosense–Chapadmalalense o
probablemente Marplatense (desde el Mioceno tardío hasta
el Plioceno tardío), sin que pudieran lograr mayor precisión
para su asignación temporal (Tauber et al., 2013, 2014).
Otras unidades sedimentarias del Cenozoico tardío
fueron reconocidas en la región, aunque no se describieron
detalladamente, como las formaciones Brochero, Estancia
Belgrano, “Pampeano”, Chocancharava, La Invernada y
Laguna Oscura (Tauber, 1997; Caniggia, 2004; Bonalumi et
al., 2005; Tauber et al., 2013; Astini et al., 2014; Kröhling
& Carignano, 2014).
Ante la falta de un análisis integrador, el principal
objetivo de este trabajo fue ampliar el conocimiento
bioestratigráfico de la cubierta sedimentaria del Cenozoico
tardío e interpretar la evolución geológica producida
durante su depositación en el valle de La Cruz, reuniendo
toda la información disponible hasta la actualidad. Los
resultados obtenidos permitieron interpretar los principales
lineamientos de la evolución tectosedimentaria de la
cuenca del río de La Cruz y su relación con la deformación
Andina de las Sierras de Comechingones. Se plantearon las
siguientes hipótesis:
Hipótesis 1. la edad de los sedimentos neógenos más
antiguos que afloran en el valle de La Cruz corresponde a
los pisos/edades Huayqueriense a Marplatense temprano
(Mioceno tardío–Plioceno tardío).
Hipótesis 2. la horizontalización de la placa de Nazca,
generó la formación y sedimentación de los grandes valles
de la Provincia de San Luis y Córdoba en forma diacrónica
durante el Mioceno tardío al oeste y Plioceno tardío al este
(valle del río de La Cruz).
Abreviaturas: CORD-PZ, Museo de Paleontología
de la Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales
de la Universidad Nacional de Córdoba, colección de
paleozoología; i, c, p, m, incisivos, caninos, premolares y
molares inferiores, respectivamente; I, C, P, M, incisivos,
caninos, premolares y molares superiores, respectivamente;
AF, asociación de facies; NF, nivel fosilífero. En cuanto al
nombre de las columnas estratigráficas descriptas: LC (La
Cruz), PC (Paso Cabral), PD (puente Dalmasso) y RS (Río
de los Sauces).
MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
Las Sierras Pampeanas Orientales se encuentran en la
región central del territorio continental de la República
Argentina, sobre la parte occidental de la Provincia de
Córdoba. Uno de los valles más orientales de esta unidad
geomorfológica se encuentra entre las sierras de Las Peñas
y Los Cóndores al este y la sierra de los Comechingones al
oeste, en el departamento Calamuchita. Este valle se abre
hacia el sur confundiéndose con la planicie fluvio-eólica
central y en él transita el río de La Cruz, donde aflora la
secuencia sedimentaria que se analiza en este trabajo, más
específicamente en las barrancas que bordean a este río, entre
la localidad de Río de los Sauces (32º31’41” S, 64º35’12”O) y
su desembocadura en el Embalse del Río Tercero (32º16’06”S,
64º29’56,30”O) (Figura 1).
Las sierras de Córdoba están comprendidas dentro del
extremo sudoriental de la provincia geomorfológica de las
Sierras Pampeanas. Al igual que estas, se componen de
un conjunto de cordones de orientación aproximadamente
norte-sur que corresponden a bloques de falla de carácter
compresivo, separados por valles tectónicos longitudinales.
El basculamiento de los bloques mayores hacia el este,
produjo una morfología asimétrica del sistema serrano,
con un faldeo oriental tendido y un faldeo occidental de
pendiente muy abrupta (escarpe de falla) (Gordillo &
Lencinas, 1979; Carignano et al., 2014; Martino et al.,
2014). Las sierras están integradas principalmente por rocas
del basamento metamórfico, compuesto en su mayor parte
por esquistos, migmatitas y gneises de edad proterozoica
a paleozoica temprana (Cingolani & Varela, 1975; Rapela
et al., 1998). Durante el Paleozoico temprano y medio, el
complejo metamórfico fue intruído por rocas plutónicas de
composición ultrabásica hasta granítica en forma de filones,
diques, stocks y batolitos. Si bien hay rocas ultrabásicas, la
mayoría de las rocas intrusivas son ácidas, granulares, de
grano grueso a medio con frecuentes variaciones aplíticas
(D`Eramo et al., 2014; Pinotti et al., 2014 y bibliografía
alli citada).

221
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
Las Sierras de Córdoba están compuestas por cinco
cordones mayores: Sierra Norte-Ambargasta, Sierras
Chicas-Las Peñas, Sierras Grandes-Comechingones, Sierras
de Pocho-Guasapampa y Valles estructurales, dentro de los
cuales está incluido el valle estructural de La Cruz. Estos
grandes valles de las Sierras Pampeanas de Córdoba habrían
tenido un origen común producido a partir del Mioceno
tardío. Esta estructuración joven ha permitido la acumulación
de depósitos cenozoicos, predominantemente de materiales
clásticos, en los valles interserranos, donde actualmente
afloran en forma parcial en terrazas fluviales producto del
desequilibrio de los niveles de base y coronados por depósitos
cuaternarios (Beltramone, 2004; Astini et al., 2014; Carignano
et al., 2014; Kröhling & Carignano, 2014).
El registro estratigráfico neógeno está distribuido
regionalmente y se relaciona con el conocido levantamiento de
las sierras (etapa de antepaís fragmentado) a partir del Mioceno
tardío. Desde esta etapa de estructuración, con la inversión
y reactivación tectónica de antiguas estructuras, se produjo
en la región serrana una fuerte fragmentación, acomodando
diferencialmente los sistemas aluviales, a diferencia de la
llanura oriental, donde el registro sedimentario aunque con
frecuencia condensado resulta mucho más continuo.
A grandes rasgos las unidades litoestratigráficas neógenas
de la Provincia de Córdoba pueden dividirse en aquellas de la
llanura y cuencas actuales, que en el presente están acumulando
sedimentos, y las de la región inter y perimontana, que están
siendo elevadas junto con las sierras y forman parte de rellenos
sedimentarios en desequilibrio por vincularse, durante el
Neógeno y Cuaternario, directamente con estructuras activas
o en su proximidad (Astini et al., 2014).
El segundo grupo se encuentra en la periferia de los relieves
tectónicos y valles interserranos de Córdoba, desarrollándose
en él los depósitos continentales, aluviales y coluviales, en
general de color pardo y con frecuencia, intercalados con
unidades de origen eólico (loess y loessoides). También es
común dentro de estas regiones pedemontanas el desarrollo
de abundantes calcretes y caliches al igual que paleosuelos
(Astini et al., 2014).
La geología del sector pedemontano oriental está dominada
por sedimentitas neógenas y, fundamentalmente, cuaternarias.
Estas últimas cubren todo el ambiente pedemontano y
están integradas por una secuencia esencialmente fluvio-
eólica que aumenta en potencia hacia el este vinculándose
progresivamente con los sedimentos loéssicos de la llanura
eólica oriental (Caniggia, 2004; Asurmendi, 2015).
La secuencia estratigráfica que se analiza aflora dentro del
sistema geomorfológico de valle estructural longitudinal en el
sector norte (valle interserrano), desarrollado entre las sierras
de Comechingones y Las Peñas y el sistema geomorfológico
Piedemonte Oriental de la Sierra de Comechingones al sur
(Carignano et al., 2014). Esta última unidad, a gran escala,
presenta un relieve que varía de moderado a fuertemente
ondulado por la presencia de bloques de basamento
elevados diferencialmente por neotectónica, yuxtaposición
y/o coalescencia de abanicos aluviales, incisión fluvial,
sedimentación y erosión eólica (Carignano et al., 2014).
Los valles muestran una marcada asimetría, con una
vertiente oriental abrupta, integrada por el escarpe de la falla
de la Sierra Chica y los abanicos aluviales acumulados al
pie de esta, y un flanco occidental que presenta pendientes
menores, constituido por la superficie estructural del bloque
de la Sierra Grande. Todos los ríos han desarrollado una
variada morfología fluvial, mayormente terrazas de corte
y relleno asimétricas, con planicies aluviales restringidas.
Figura 1. Ubicación del área de estudio y posición geográca de las
24 columnas analizadas a lo largo del río de La Cruz (modicado de
Asurmendi, 2015).
Figure 1. Location map of the study area and geographical position
of 24 analyzed columns along the river de La Cruz (modied from
Asurmendi, 2015).
13 km

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
222
La morfología interna de los valles está controlada por las
diferentes tasas de elevación que presenta cada tramo de la
falla de Sierra Chica.
La edad de este conjunto de valles está vinculada
directamente con la historia tectónica cenozoica del sistema
de fallas de la Sierra Chica-Serranía de Las Peñas. Aunque no
hay dataciones numéricas sobre los primeros movimientos, la
edad del valle se puede estimar a partir de los sedimentos más
antiguos que hay en su interior (exceptuando los cretácicos
que corresponden a un ciclo de deformación previo). En el
caso del valle de La Cruz y de las primeras estribaciones de
la Sierra de los Comechingones (Las Caleras, Sierra Blanca),
la edad pliocena de los depósitos más antiguos se documentó
mediante el hallazgo de mamíferos fósiles (Tauber, 2000;
Tauber et al., 2013, 2014; Asurmendi, 2015).
ESTRATIGRAFÍA Y ANÁLISIS DE FACIES
SEDIMENTARIAS
Se estudió la secuencia estratigráfica del valle del río
de La Cruz mediante la descripción detallada de 24 perfiles
parciales, el análisis de facies y su contenido de vertebrados.
Para esto se dividió la región en cuatro sectores que de
norte a sur son: La Cruz, Paso Cabral, puente Dalmasso y
Río de los Sauces (Figura 1). Las columnas estratigráficas
parciales descriptas se encuentran expuestas en ambos
márgenes del río de La Cruz, principal colector del valle,
debido a la acción erosiva de este río, de otros cursos
de agua y de las deformaciones estructurales modernas
que modelaron el actual relieve. Estos afloramientos
se encuentran en los siguientes sitios: Sector La Cruz:
LC 1 (32º17’12”S, 64º29’55,5”O; 565 m s.n.m.); LC 2
(32º20’03,93”S, 64º28’38,35”O; 584 m s.n.m.); Sector
Paso Cabral: PC 1 (32º23’18,7”S, 64º29’12,7”O; 601 m
s.n.m.); PC 2 (32º24’04,5”S, 64º29’17,9”O; 615 m s.n.m.);
PC 3 (32º24’04,13”S, 64º29’24,86”O; 613 m s.n.m.); PC
4 (32º26’09,88”S, 64º30’37,69”O; 641 m s.n.m.); PC
5 (32º26’13,19”S, 64º30’38,49”O; 643 m s.n.m.); PC 6
(32º26’19,66”S, 64º26’19,66”O; 643 m s.n.m.); Sector
Puente Dalmasso: PD 1 (32º26’49,8”S, 64º29’49,5”O;
631 m s.n.m.; PD 2 (32º27’00,9”S, 64º29’58,8”O; 632 m
s.n.m.); PD 3 (32º27’02”S, 64º30’00,1” O; 668 m s.n.m.);
PD 4 (32º27’03,81”S, 64º30’04,27”O; 634 m s.n.m.);
PD 5 (32º27’03,7”S, 64º30’04,3”O; 627 m s.n.m.); PD
6 (32º26’59,89”S, 64º30’07,49”O; 634 m s.n.m.); PD
7 (32º26’54,33”S, 64º30’12,06”O; 648 m s.n.m.); PD
8 (32º27’2,6”S, 64º30’13,6”O; 644 m s.n.m.); PD 9
(32º27’37,6”S, 64º30’19,3”O; 637 m s.n.m.); PD 10
(32º28’04,15”S, 64º30’23,25”O; 651 m s.n.m.); PD 11
(32º28’29,69”S, 64º30’39,34”O; 672 m s.n.m.); PD 12
(32º28’29,16”S, 64º30’40,65”O; 671 m s.n.m.; Sector
Río de los Sauces: RS 1 (32º29’34,48”S, 64º30’43,02”O;
690 m s.n.m.); RS 2 (32º29’37,57”S, 64º30’55,36” O;
690 m s.n.m.); RS 3 (32º31’05,59”S, 64º32’43,93”O; 705
m s.n.m.); RS 4 (32º31’52,16”S, 64º34’39,95”O; 725 m
s.n.m.). Los restos fósiles estudiados proceden de los perfiles
LC1, PD1, PD2, PD3, PD5 y RS4, donde se ubicaron los
niveles fosilíferos y fueron dados a conocer en forma
preliminar por Asurmendi (2015).
ANÁLISIS DE FACIES
En el valle del río de La Cruz se han hallado desde
facies conglomerádicas hasta pelíticas. Las características
de estas litofacies y la interpretación de los procesos de
acumulación se resumen en la Tabla 1. Las facies psamíticas
son predominantes, aunque las facies pelíticas también son
comunes y en menor proporción se encuentran gravas finas
a medianas, generalmente matriz sostenida. Se observaron
pelitas con estructuras pedogenéticas que sirvieron como
niveles guías para realizar correlaciones entre las diferentes
secciones estudiadas.
ASOCIACIONES DE FACIES Y
CORRELACIÓN LITOESTRATIGRÁFICA
Asociación de facies A
En la base de la secuencia, y en contacto con la roca
madre meteorizada (Figura 2A), se encuentran sedimentitas
epiclásticas compuestas por limos arenosos y conglomerados
finos soportados por la matriz, que es limo arenosa (Facies 1 y
2). Esta asociación de facies tiene un color pardo rojizo, está
dispuestas en cuerpos tabulares o con secciones lenticulares,
base cóncava y erosiva y techo plano. En estos cuerpos se
observa la presencia de abundantes estructuras carbonáticas
con formas irregulares y estructura masiva, que interpretamos
como freatogenéticas (Figura 2B).
Intercalada entre estas facies, se registró una serie de
niveles pelíticos de color pardo rojizo y tonalidad más
oscura que la facies anterior y en los que se pudo observar la
presencia de prismas, barnices y moldes calcáreos de raíces
de tamaño similar al de las raíces de los arbustos, por lo que
se interpretó a estos cuerpos como paleosuelos muy maduros,
probablemente molisoles (Facies 3). En esta asociación de
facies se observó (en los sitios PD1, PD2, PD3 y PD4) la
presencia de diques clásticos o fracturas subverticales con
direcciones principalmente noreste-sudoeste, coincidiendo
con la orientación general del río de La Cruz. Estos diques
clásticos, pueden seguirse por varios metros y tienen unos 15
cm de ancho, rellenos principalmente con material pelítico,
finamente laminado y dispuesto en forma paralela al plano
de fracturamiento y con cemento carbonático (Figura 2C).
Asimismo se analizó otro grupo de fracturas menores
conjugadas a las anteriores y en algunos casos con rechazos
horizontales de pocos centímetros. Este sistema de fracturas
conjugadas tiene las mismas direcciones que la del cauce del
río de La Cruz, que muestra un claro control estructural, por
lo tanto se interpretan como estructuras deformacionales de
origen tectónico diastrófico.
Esta asociación de facies se observa en las secciones
basales de las columnas LC 1 en el sector La Cruz, PD 1,
PD 2, PD 3, PD 4, PD 5, PD 6, PD 8, PD 9 y PD 10 del
sector puente Dalmasso y en la base de la columna RS 4
del sector Río de los Sauces. Teniendo en cuenta la posición

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TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
estratigráfica regional, las características litológicas y el
contenido paleontológico (ver Correlación Bioestratigráfica),
se considera que este conjunto se habría depositado durante
el Plioceno tardío (Piso/Edad Chapadmalalense).
Hacia el techo de la asociación de facies A se observa
una ligera disminución en el tamaño de grano y una marcada
reducción de los calcretes antes mencionados, incluso,
en algunos casos, hasta desaparecer. Se trata de un nivel
limo arenoso con un color pardo amarillento en la que se
distingue la presencia de clastos redondeados de calcrete que
representaría un depósito de canal. Este nivel está coronado
por un horizonte pelítico más oscuro de hasta 1,09 m de
espesor, en el que se distingue la presencia de prismas y
barnices, por lo que se lo interpretó como un paleosuelo muy
maduro (columna PD 7). Niveles con estas características se
observaron en los tramos basales de las columnas PD 7 y PD 8
del sector puente Dalmasso y en la columna RS 4 en el sector
Río de los Sauces. Por su posición estratigráfica se interpreta
que estos niveles podrían haberse depositado durante la edad
Marplatense (Plioceno tardío–Pleistoceno temprano), aunque
esta hipótesis deberá verificarse mediante futuros hallazgos
paleontológicos.
Para esta asociación de facies las características
litológicas indican un ambiente fluvial de canales
asimétricos, amalgamados, con rellenos multiepisódicos
y de energía media, intercalado con horizontes pelíticos
Facies (F) Características Interpretación.
F1: limo arenosos
con gravas y
calcretes
Sedimentitas epiclásticas tabulares compuestas por limo
arenosos y conglomerados nos matriz soportados de
matriz limo arenosa en cuerpos de sección lenticular, con
base cóncava y techo plano. Color pardo rojizo. Presencia
de estructuras carbonáticas y abundantes calcrétes de forma
irregular. Ligera disminución en el tamaño de grano y
marcada reducción de los calcrétes hacia el techo.
La granulometría, el tipo de selección y la falta de estructuras
sedimentarias permiten interpretar a este nivel como una llanura
de inundación próxima al canal principal, que fue abandonada
paulatinamente y donde se formaron numerosos canales accesorios
amalgamados principalmente en sentido vertical. Luego, sufrieron
procesos de ganancia en carbonaticos por procesos freatogenéticos
(Retallack, 2001; Miall, 2006).
F2: conglomerados
y sedimentos
arenosos con
estraticación
horizontal
Sedimentos conglomerádicos (polimícticos) nos, medios
y gruesos, matriz soportados (matriz arenosa) y clasto
soportados. Estraticación horizontal. Clastos redondeados
a subredondeados. Marcada imbricación de clastos en
algunos de los niveles conglomerádicos más gruesos.
La granulometría y la disposición horizontal de los sedimentos
permiten interpretar una depositación bajo un ujo de alta energía,
con desbordamientos del canal principal sobre las barras laterales, lo
que permitió la depositación, además, del sedimento no en la matriz
(Miall, 2006).
F3: Niveles
pelíticos
Limos arcillosos de color pardo rojizo y tonalidad oscura
con presencia de peds prismáticos, barnices de arcilla y
moldes de raíces.
La litología y la presencia de estructuras post-depositacionales
asociadas a procesos pedogenéticos, permiten interpretar el ambiente
como una llanura de inundación con el desarrollo posterior de un
suelo (Retallack, 2001; Miall, 2006).
F4: Limo masivo
rojizo
Limo masivo de color rojizo. Se encuentra poco
cementado. Presencia de clastos de tosca redondeados a
subredondeados y cuerpos lenticulares de base cóncava y
erosiva rellenos con de arena y grava muy na subordinada.
La ausencia de carbonato en la matriz y la ausencia de clastos de
tosca de la facies anterior, permite interpretar a esta facies como
un episodio de depositación en la llanura de inundación en canales
secundarios en manto (Friend et al., 1979; Miall, 2006).
F5: limo
arenoso rojizo
con estructuras
carbonáticas.
Limo arenosos de color rojizo. Presenta tabiques y rizolitos
o moldes calcáreos de raíces orientados principalmente
de forma vertical, estos últimos de gran tamaño. También
se observan fracturas rellenadas y laminadas y calcretes
dispersos. Está profundamente bioturbado. Hacia el techo
presenta una laminación planar horizontal.
El alto grado de selección granulométrica y el abundante contenido
de estructuras de corte y relleno y de origen biogénicas, de naturaleza
carbonáticas, nos permiten interpretar al paleoambiente como una
llanura de inundación expuesta a exposición subaérea y colonización
de la ora y la fauna, en un clima árido-semiárido. La estructura
sugiere que el proceso sedimentario dominante fue por decantación, en
capas planas de bajo régimen de ujo (Retallack, 2001; Miall, 2006).
F6: arenas con
estraticación
plana horizontal y
cruzada en artesas
de bajo ángulo.
Sedimentos arenosos nos, medios y gruesos, con guijas y
guijarros aislados soportados por la matriz (polimícticos).
Estraticación planar horizontal y cruzada en artesas de
bajo ángulo. Clastos redondeados a subredondeados.
Las granulometrías y las estructuras sedimentarias permiten interpretar
a este nivel como el resultado de la acreción lateral del cauce principal
del río, bajo altos regímenes de ujo de corrientes mantiformes,
produciendo estructuras planares horizonales, variando a un régimen
de ujo moderado generando artesas de bajo ángulo por migración de
dunas con crestas sinuosas o linguoides (3D) (Miall, 2006).
F7: gravas con
matriz arenosa
y estraticación
planar horizontal y
gradación normal.
Sedimentos gravosos (polimícticos) clasto soportados y
matriz soportados, con matriz arenosa y gradación normal
intercalados, nos, medios y gruesos. Estraticación
planar horizontal. Clastos redondeados a subredondeados.
Marcada imbricación de clastos en algunos de los niveles
gravosos más gruesos.
Las granulometrías y las estructuras sedimentarias permiten
interpretar a este nivel como el resultado de la acreción lateral
del cauce principal del río, mediante una corriente subácuea,
unidireccional, pobremente canalizada con abundante carga de fondo
y transporte tractivo, mediante un alto régimen de ujo (Miall, 2006).
F8: Limo arenoso
masivo pardo
amarillento.
Limo arenosos masivos de color pardo-amarillento.
Arreglo grano decreciente. Clastos dispersos de roca
redondeados a subredondeados hacia la base, aumentando
considerablemente la selección granulométrica hacia el
techo.
El arreglo y la estructura masiva permiten interpretar una
depositación con un gran aporte de un régimen eólico por la alta
selección de la fracción limo y la estructura masiva, obliterando una
llanura de inundación, evidenciado por la presencia de niveles de
grava na en la base generados por encharcamientos ocasionales por
el desbordamiento del cauce principal (Miall, 2006).
Tabla 1. Cuadro resumen de las litofacies identicadas en el valle de La Cruz.
Table 1. Summary table of lithofacies identied in the La Cruz valley.

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
224
Figura 2. Principales facies observadas en el Valle de La Cruz. A, contacto entre la roca madre (gneis meteorizado en la base) y sedimentos
identicados como pertenecientes a la asociación de facies A; B, aspecto general de la asociación de facies A; C, dique clástico hospedado
en la asociación de facies A, decapitado durante la depositación del nivel suprayacente; D–E, aspecto general de la asociación de facies B;
F–G, diferentes ejemplos de los arreglos laminares observados en la asociación de facies C; H–I, sedimentos arenosos conglomerádicos y
masivos que caracterizan a la asociación de facies D. Escalas = 1 m.
Figure 2. Main facies observed in the Valle de La Cruz. A, contact between parent rock (weathered gneiss at the base) and sediments identied
as belonging to facies association A; B, general appearance of the association of facies A; C, clastic dyke in facies association A, beheaded
during deposition of the overlying level; D–E, general appearance of facies association B; F–G, dierent examples of the laminar arrangements
observed in facies association C; H–I, massive conglomeratic sandy sediments that characterize the association of facies D. Scale bars = 1 m.
AB
D
G
C
E
H
F
I

225
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
fuertemente pedogenizados, generando en forma alternante
y cíclica, una secuencia de paleocanales y suelos maduros.
En la sección inferior predominan los canales con un escaso
valor en la relación ancho/profundidad, lo que sugiere
la presencia de canales poco móviles, probablemente
influenciados por la alta cohesividad del material en
el cual se desarrollaron y hacia el techo prevalecen
los canales en manto por la presencia de canales con
geometría tabular, que cortaron con mucha frecuencia los
paleosuelos formados en la planicie de inundación. Los
suelos descriptos son más abundantes hacia el techo de esta
unidad y esto parece indicar una progresiva disminución en
la tasa sedimentaria y mayor condensación estratigráfica.
La distribución homogénea de los calcretes masivos nos
permitiría interpretar para estos un origen freatogenético,
por haberse generado en los cuerpos con relleno de alta
permeabilidad. La presencia de los paleosuelos maduros,
muy bioturbados, con estructuras prismática, evidenciando
una gran traslocación de arcillas, nos estaría indicando
condiciones climáticas húmedas para el Plioceno tardío
en esta región de Córdoba.
Esta asociación de facies se encuentra en discordancia sobre
el basamento metamórfico (observable en: 32º28’00,96”S,
64º30’38,20”O; 646 m s.n.m.) y conforma una unidad
correlacionable con la Formación Estancia Belgrano y con
los niveles más altos de la Formación Brochero.
Asociación de facies B
Se compone de un limo masivo de tonalidad rojiza
(Facies 4), en el cual se observa hacia el techo una
estratificación planar horizontal (Facies 5). Se encontraron
clastos de tosca dispersos, matriz sostenida, redondeados
a subredondeados y cuerpos lenticulares de arena y grava
fina (Figuras 2D–E).
Teniendo en cuenta lo descripto para esta asociación de
facies, podría inferirse un ambiente de llanura de inundación
expuesta a exposición subaérea y colonización de la flora y
la fauna, en un clima semiárido evidenciado por la presencia
de estructuras calcáreas como tabiques verticales y moldes de
raíces. La estructura sugiere que la sedimentación se produjo
principalmente por la acción tractica de flujos densos en
canales en manto y en la parte superior de esta asociación
el proceso sedimentario dominante fue por suspensión y
decantación, en capas planas de bajo régimen de flujo. La alta
selección de los sedimentos sugiere la posibilidad del aporte
de material de origen eólico.
Esta asociación de facies se depositó sobre una
disconformidad que generó un pronunciado paleorrelieve y es
correlacionable con la “Formación Pampiano” o “Pampeano”
(Frenguelli, 1955; González Bonorino, 1965; Fidalgo et al.,
1973; Cantú, 1992), conformando una unidad litoestratigráfica
que fue previamente reconocida en el valle de Calamuchita,
que limita al sur con el valle de La Cruz (Sánchez, 2015).
Esta unidad se reconoció en la columna PD 5 y habrían
sido depositadas durante el Pleistoceno temprano-Medio
(Piso/Edad Ensenadense) como lo evidencia el hallazgo de
Glyptodon munizi (Asurmendi, 2015).
Asociación de facies C
Se trata de sedimentos arenosos heterolíticos con
laminación y estratificación planar horizontal y cruzada
en artesas y gradación normal (Facies 6; Figuras 2F–G) y
gravosos (polimícticos, Facies 7) finos, medios y gruesos, en
general grano decrecientes, matriz soportados (matriz arenosa)
y clasto soportados, con estructuras de corte y relleno, y
estratificación planar horizontal (Figura 2H). Los clastos en
los niveles gravosos están redondeados a subredondeados
y en algunas capas más gruesas se observa una marcada
imbricación de clastos (Figura 2H). Esta asociación de
facies se reconoce en la columna LC 2 (Asurmendi, 2015)
del sector La Cruz, en el tramo basal de las columnas PC 1,
PC 2, PC 3, PC 4, PC 5 y PC 6 en el sector Paso Cabral y
en el sector puente Dalmasso en las columnas PD 4, PD 7 y
PD 12. Este tipo de asociación de facies en su conjunto, se
asocia a ambientes fluviales de canales entrelazados con una
alternancia de ciclos de energía alta a media y en general
decreciente, tractivas a suspensivas, producidas por migración
de dunas con crestas sinuosas o linguoides (3D), asociadas
con facies de llanuras de inundación.
Esta asociación de facies se depositó sobre una disconformidad
que generó un nuevo paleorrelieve y se correlaciona con la
Formación Chocancharava de edad Pleistoceno Medio–Tardío
(pisos/edades Bonaerense y Lujanense; Kröhling & Carignano,
2014), y con el miembro superior de la Formación Río Primero
de edad Pleistoceno Tardío.
Asociación de facies D
Se compone de sedimentos limo arenoso masivo de color
pardo amarillento y tonalidades variables, en los cuales se
observa un arreglo grano decreciente (Figura 2I). En la base
de los perfiles que se encuentran próximos al cauce del río
de La Cruz se observa la presencia de clastos dispersos,
de rocas predominantemente metamórficas y de calcrete
(Facies 8), redondeados a subredondeados. Intercalación
pequeñas láminas de gravas polimícticas finas, matriz-
soportadas y clasto-soportadas (Facies 4). En ocasiones se
observan intercaladas en esta asociación pequeñas láminas de
gravas finas a medias, matriz soportada y clasto soportadas.
Estas intercalaciones se interpretan como el producto del
encharcamiento en la llanura de inundación por ocasionales
desbordamiento del cauce principal en un ambiente de
depositación fluvial que fue obliterado por un régimen eólico,
dada la alta selección granulométrica observada hacia el
techo de la secuencia. Esta asociación de facies se observan
en la localidad de Elena (Cruz et al., 2010), en el sector de
La Cruz (en la columna LC 2), en el sector Paso Cabral (en
las columnas PC 1, PC 2, PC3, PC 4, PC 5 y PC 6), en el
sector puente Dalmasso (en las columnas PD 4, PD 11 y PD
12) y en el sector Río De Los Sauces (en las columnas RS
1, RS 2 y RS 3).
Esta asociación de facies se depositó sobre la anterior en
aparente conformidad o paraconformidad; es correlacionable
con la Formación La Invernada por sus características
litológicas, relaciones estratigráficas, contenido paleontológico
y datos geocronológicos. Esta formación se habría depositado

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
226
durante el Pleistoceno Tardío–Holoceno temprano (Piso/
Edad Lujanense superior, Cantú, 1992; Cruz et al., 2010;
Cruz, 2013; Kröhling & Carignano, 2014), en la planicie
fluvio-eólica.
PALEONTOLOGÍA SISTEMÁTICA
Orden ANURA Fischer Von Waldheim, 1813
NEOBATRACHIA Reig, 1958
Familia CERATOPHRYIDAE Tschudi, 1838
Ceratophrys Wied-Neuwied, 1824
Ceratophrys sp.
(Figura 3A)
Material y procedencia. Maxilar derecho con dientes,
cuadrado, cuadradoyugal y parte del escamoso (CORD-PZ
3950); el material procede de PD 2 (NF 3) (32°27’00,9”S,
64°29’58,8”O; 633 m s.n.m.).
Distribución bioestratigráfica y geográfica. El registro
más antiguo asignado con seguridad al género Ceratophrys
corresponde al Mioceno tardío (Piso/Edad Huayqueriense)
de la Formación Cerro Azul de La Pampa, región Pampeana
(Scanferla & Agnolín, 2015; Nicoli et al., 2017), siendo más
frecuente los hallazgos a partir del Plioceno (Nicoli, 2014).
Este es el primer registro fósil del género en la Provincia de
Córdoba.
Comentario. La determinación taxonómica de este material
fósil se realizó siguiendo los criterios resumidos por Scanferla
& Agnolín (2015). Se asigna a los Ceratophryidae por la
presencia de dientes no pedicelados, una superficie con una
pronunciada ornamentación exostósica y por la ausencia de
una repisa palatina en el maxilar (Lynch, 1971; Fabrezi, 2001,
2006). Los géneros actuales de Ceratophryinae que tienen
ornamentación exostósica en sus maxilares son Ceratophrys,
Chacophrys y Lepidobatrachus, aunque presentan diferentes
características. De esta manera, se asigna el material CORD-
PZ 3950 a Ceratophrys porque comparten una pronunciada
ornamentación tuberculada, mientras que en Chacophrys
es reticulada con escaso desarrollo y en Lepidobatrachus
es más marcada. Asimismo, CORD-PZ 3950 se diferencia
de Lepidobatrachus por la conspicua expansión de la pars
facialis en la región anterior de la fenestra subtemporal,
mientras que en Ceratophrys está ausente (Scanferla &
Agnolín, 2015).
Superorden XENARTHRA Cope, 1889
Orden CINGULATA Illiger, 1811
Familia DASYPODIDAE Bonaparte, 1838
Subfamilia EUPHARACTINAE Pocock, 1924
Tribu EUTATINI Bordas, 1933
Doellotatus Bordas, 1932
Doellotatus chapadmalensis Bordas, 1933
(Figuras 3B–C)
Material y procedencia. Placa del escudo pélvico del
caparazón dorsal (CORD-PZ 3951-1); el material procede
del sector Puente Dalmasso (PD 2, NF 3) (32°27’01,2”S,
64°29’58,8”O, 647 m s.n.m.). Placa de una banda móvil del
caparazón dorsal (CORD-PZ 3951-2); el material procede del
sector La Cruz (LC 1, NF 1) (32°17’20,3”S, 64°29’55,4”O;
538 m s.n.m.).
Distribución bioestratigráfica y geográfica. Doellotatus
chapadmalensis se registra en la Formación Cerro Azul
(Mioceno tardío; Piso/Edad Huayqueriense) en La Pampa
(Esteban et al., 2001, 2003; Urrutia et al., 2008), en las
formaciones Monte Hermoso (Plioceno temprano; Piso/Edad
Montehermosense), Chapadmalal (Plioceno tardío; Piso/Edad
Chapadmalalense) e “Irene” (Mioceno tardío–Plioceno; con
respecto a la edad de esta “Formación” véase Verzi et al.,
2008; Deschamps et al., 2013; Isla et al., 2014) en Buenos
Aires (Scillato Yané, 1982), en el yacimiento cárstico de
Las Caleras (Plioceno tardío; Piso/Edad Chapadmalalense)
en Córdoba (Tauber, 2000), en la sección inferior de la
Formación Uquía (probablemente Plioceno tardío; Piso/Edad
Chapadmalalense), en Jujuy (Reguero & Candela, 2008) y
en niveles de Edad Montehermosense–Chapadmalalense
(Lucero, 2016) de la Formación Río Quinto (Piso/Edad
Huayqueriense/Chapadmalalense), en San Luis (Prado et al.,
1998; Chiesa et al., 2011a,b; Lucero, 2016). Asimismo se
registró la presencia de Doellotatus cf. D. chapadmalensis en
la Formación Brochero, en el valle de San Alberto, Córdoba
(Barbiere et al., 2016).
Comentario. La placa del escudo pélvico (CORD-PZ 3951-
1), posee una figura central de forma elíptica, más ancha
y corta que en Doellotatus inornatus, rodeada en su parte
anterior y laterales por seis figuras bien definidas, todas con
un relieve muy suave. Se distinguen en su parte posterior
cuatro orificios pilíferos bien definidos. La placa móvil
(CORD-PZ 3951-2) tiene una figura central de forma elíptica,
ancha y relieve muy suave, más aplanada que en Doellotatus
inornatus Bordas, 1932 (Tauber, 2000; Esteban et al., 2001,
2003; Urrutia et al., 2008). En su borde posterior se observa
la presencia de cinco orificios pilíferos bien definidos.
Ringueletia Reig, 1958
Ringueletia simpsoni (Bordas, 1933)
(Figura 3D)
Material y procedencia. Placa del escudo pélvico (CORD-
PZ 3952), procedente del sitio LC 1 (NF 1) (32º17’12”S,
64º29’55,5”O; elevación: 565 m s.n.m.).
Distribución bioestratigráfica y geográfica. La especie
Ringueletia simpsoni fue registrada previamente en
la Formación Cerro Azul (Mioceno tardío; Piso/Edad
Huayqueriense) en La Pampa (Esteban et al., 2003; Urrutia
et al., 2008), en las formaciones Monte Hermoso (Plioceno
temprano; Piso/Edad Montehermosense), Chapadmalal
(Plioceno tardío; Piso/Edad Chapadmalalense), Barranca
de los Lobos (Plioceno tardío; Piso/Edad Marplatense,
Subpiso/Subedad Barrancalobense) e “Irene” (Mioceno

227
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
tardío–Plioceno; con respecto a la edad de esta “Formación”
véase Verzi et al., 2008; Deschamps et al., 2013) en Buenos
Aires (Scillato Yané, 1982), y en el yacimiento cárstico de
Las Caleras (Plioceno tardío; Piso/Edad Chapadmalalense) en
Córdoba (Tauber, 2000). La presencia del género Ringueletia
también fue documentada en la Formación Camacho
(Mioceno tardío; Piso/Edad Huayqueriense) en Uruguay
(Perea et al., 2013).
Comentario. La placa del escudo pélvico presenta una
superficie externa muy rugosa y las figuras, muy pobremente
definidas; se observa una doble hilera de orificios pilíferos
cercanos al borde posterior de la placa, siendo los posteriores
los de mayor diámetro. Puede distinguirse, además, la
presencia de seis orificios en la zona central de la cara externa
de la placa, los cuales se encuentran bordeando una figura
central escasamente definida (Tauber, 2000; Esteban et al.,
2003; Urrutia et al., 2008; Cenizo et al., 2015).
Superfamilia GLYPTODONTOIDEA Burmeister, 1879
Familia GLYPTODONTIDAE Burmeister, 1879
Subfamilia GLYPTODONTINAE Burmeister, 1879
Glyptodon Owen, 1838
Glyptodon munizi Ameghino, 1881
(Figura 3E)
Material y procedencia. Fragmento del caparazón dorsal
compuesto por diez osteodermos (CORD-PZ 3954),
procedentes del sitio PD 4 (NF 5), en el sector puente
Dalmasso (32°27’03,7”S, 64°30’04.3”O; 632 m s.n.m.).
Distribución bioestratigráfica y geográfica. El
registro de esta especie está restringido al Piso/Edad
Ensenadense (Pleistoceno temprano–Pleistoceno Medio), y
geográficamente está circunscripto a “las toscas del Río de la
Plata” y Mar de Plata, en la Provincia de Buenos Aires (ca.
1,07 a 0,98 Ma; Soibelzon et al., 2006, 2008) y al valle de
Tarija en Bolivia (Zurita et al., 2009, 2011); sin embargo se
analizó la probabilidad de la supervivencia de esta especie
durante la edad Lujanense en Tarija (Tonni et al., 2009;
Soibelzon et al., 2010). Asimismo Glyptodon munizi fue
citada por Castellanos (1944) para el Ensenadense del valle
de Los Reartes, aunque este registro no se pudo verificar
(Tauber et al., 2014). Este nuevo hallazgo permite verificar
la presencia de esta especie en las Sierras Pampeanas de
Córdoba, ampliando considerablemente la distribución
paleobiogeográfica de la misma.
Comentario. La asignación taxonómica a nivel específico
se realizó teniendo en cuenta la diagnosis enmendada de
Soibelzon et al. (2006). Los osteodermos son gruesos (3 cm
de espesor) y en la figura central de cada placa se observa
una depresión en su parte media de profundidad variable y, en
una de estas placas, hay dos depresiones centrales. La figura
central se destaca porque es considerablemente más grande
que las nueve figuras periféricas que la rodean. De acuerdo a
las características observadas, se interpreta que este sería un
fragmento cercano a los márgenes de la coraza.
Orden RODENTIA Bowdich, 1812
Suborden HYSTRICOGNATHI Tullberg, 1899
Superfamilia CAVIOIDEA Kraglievich, 1930
Familia CAVIIDAE Waterhouse, 1839
Subfamilia CAVIINAE Murray, 1866
Microcavia Gervais & Ameghino, 1880
Microcavia chapalmalensis Ameghino, 1908
(Figuras 3F–G)
Material y procedencia. Rama mandibular izquierda con la
serie i1–m2 (CORD-PZ 3955), procedente del sitio LC 1(NF
1) (32º17’12”S, 64º29’55,5”O; 565 m s.n.m.). Fragmento
anterior de dentario izquierdo con p4–m1 (Microcavia cf.
M. chapalmalensis, CORD-PZ 3959), procedente del sitio
PD 1(NF 2) (32°26’49,1”S, 64°29’49,3”O; 633 m s.n.m.).
Distribución bioestratigráfica y geográfica. Acantilados
atlánticos situados entre las ciudades de Mar del Plata y
Miramar, Partidos de General Pueyrredón y General Alvarado;
Aloformaciones Playa San Carlos y Playa Los Lobos; Miembro
Barranca de los Lobos de la “Formación Pampeano” (Quintana,
1996) y la Formación Chapadmalal (Pérez & Pol, 2012)
(Plioceno tardío; Piso/Edad Chapadmalalense, Biozona de
Paraglyptodon chapalmalensis), en la Provincia de Buenos
Aires (Ubilla, 2008; Ubilla et al., 2008; Deschamps et al., 2012).
Comentario. La anatomía dental del espécimen estudiado se
comparó con las siguientes especies del género Microcavia:
Microcavia australis, M. robusta, M. niata, M. chapalmalensis,
M. shiptoni, M. reigi y M. criolloensis, de las cuales las más
próximas morfológicamente fueron, M. chapalmalensis
Ameghino, 1908, de edad Chapadmalalense y M. robusta
Gervais & Ameghino, 1880, de edad Ensenadense–Lujanense.
Sin embargo, hay una diferencia de talla entre ambas y,
teniendo en cuenta las mediciones realizadas por Quintana
(1996) y Ubilla et al. (1999) para las especies extintas M.
chapalmalensis, M. reigi, M. robusta y M. criolloensis en el
p4, m1 y m2, el material de La Cruz estaría más relacionado
con la primera especie mencionada.
Familia OCTODONTIDAE Waterhouse, 1839
Subfamilia CTENOMYINAE Tate, 1935
Eucelophorus Ameghino, 1908
Eucelophorus chapalmalensis Ameghino, 1908
(Figura 3H)
Material y procedencia. Dentario izquierdo con el i1 y la
serie p4-m3 (CORD-PZ 3956-1), procedente del sector Puente
Dalmasso (32º26’51”S, 64º29’51,7”O; 614 m s.n.m.). Rama
horizontal mandibular derecha con la serie p4–m3 implantada
(CORD-PZ 3956-2), procedente del sector Puente Dalmasso,
(PD 3, NF 4) (32°27’02”S, 64°30’0,1”O; 668 m s.n.m.).
Fragmento de maxilar izquierdo con P4-M1 (CORD-PZ
3956-3), procedente del sector Río de los Sauces, (RS 4, NF
6) (32°31’54,07”S, 64°34’40,82”O; 724 m s.n.m.).

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
228
Distribución bioestratigráfica y geográfica. La especie
Eucelophorus chapalmalensis fue registrada en la Formación
Chapadmalal (Plioceno tardío, Piso/Edad Chapadmalalense)
y en las superpuestas formaciones Vorohué (Plioceno tardío–
Pleistoceno temprano, Piso/Edad Marplatense, Subpiso/
Subedad Vorohuense) y San Andrés (Pleistoceno temprano,
Piso/Edad Marplatense, Subpiso/Subedad Sanandresense) de
la Provincia de Buenos Aires (Verzi, 2002, 2008; Deschamps
et al., 2012; Tomassini et al., 2013). Además fue citada en
niveles de Edad Chapadmalalense de la localidad de Alpa
Corral, en el departamento Río Cuarto, Provincia de Córdoba
(Giannoncelli & Tauber, 1997; Tauber et al., 2014). Asimismo
se registró la presencia de Eucelophorus cf. chapalmalensis
en niveles de Edad Montehermosense–Chapadmalalense
de la Formación Río Quinto (Piso/Edad Huayqueriense/
Chapadmalalense), de la Provincia de San Luis (Prado et
al., 1998; Chiesa et al., 2011a,b; Lucero, 2016). El primer
registro de esta especie corresponde al Plioceno tardío, Piso/
Edad Chapadmalalense (sensu Deschamps et al., 2012) o al
Chapadmalalense tardío (sensu Cione y Tonni, 1995).
Comentario. Estos materiales fueron asignados a
Eucelophorus chapalmalensis por los siguientes caracteres:
el diastema entre i1–p4 es muy largo, la cresta masetérica
mandibular es muy saliente y su origen se encuentra a nivel
del m1–m2; el borde anterior de la apófisis coronoide se
inicia al nivel de la parte anterior del m3 (Verzi, 2002). El
i1 es ancho, desarrollado y muy proodonte, la serie p4–m3
tiene una superficie oclusal típicamente en forma semilunar
a diferencia de Eucelophorus cabrerai que muestra una
morfología subrómbica (Verzi, 2002). El m3 posee una
cara lingual moderadamente cóncava y es el diente más
pequeño de la serie p4–m3, pero funcional, por su tamaño
proporcionalmente grande en relación con la longitud p4–m3,
comparándolo con Ctenomys. En el maxilar izquierdo con
P4-M1 (CORD-PZ 3956-3), los dientes poseen una sección
típicamente semilunar (Verzi, 2002) y la concavidad de la
cara labial aumenta desde el diente anterior al posterior, como
también sucede en el resto mandibular.
Orden NOTOUNGULATA Roth, 1903
Familia MESOTHERIIDAE Alston, 1876
Pseudotypotherium Ameghino, 1904
Pseudotypotherium hystatum Cabrera, 1937
(Figuras 3I–K)
Material y procedencia. Cráneo y mandíbula articulados y
ocluidos (CORD-PZ 1758-1/2), procedentes de 300 m aguas
arriba del puente Dalmasso (PD 1, NF 2). Cráneo y mandíbula
articulados y ocluidos (CORD-PZ 3957), procedente del
sector Puente Dalmasso (32°26’49,1”S, 64°29’49,3”O; 633
m s.n.m.).
Distribución bioestratigráfica y geográfica. Formación
Chapadmalal de Miramar, Provincia de Buenos Aires (Bond
et al., 1995; Cerdeño & Montalvo, 2001), Plioceno tardío
(Piso/Edad Chapadmalalense).
Comentario. Los materiales de mesotéridos recolectados en
puente Dalmasso corresponden indudablemente al género
Pseudotypotherium por los siguientes caracteres (sensu
Cerdeño & Montalvo, 2001; Reguero & Prevosti, 2010):
grado moderado de imbricación de los molares y premolares,
presencia de un surco lingual en los I1e i1, marcada oblicuidad
de los incisivos con respecto al plano sagital, relación entre
el diámetro mesio distal de i1/i2 aproximadamente igual o
superior a 2 (2,89 en CORD-PZ 1758-1/2, carácter 22 según
Cerdeño & Montalvo, 2001) y presencia de un patente pliegue
de esmalte lingual en el P4.
En la actualidad se reconocen tres especies que pertenecen
al género Pseudotypotherium, ellas son Pseudotypotherium
subinsigne (Mioceno tardío, Piso/Edad Huayqueriense),
Pseudotypotherium exiguum (Plioceno temprano, Piso/Edad
Montehermosense) y P. hystatum (Plioceno tardío, Piso/
Edad Chapadmalalense). La última especie mencionada
se distingue de las otras dos por los siguientes caracteres:
forma convexa y convergente póstero-lingualmente del
diastema entre los I–P (Figura 3K; carácter 4, sensu Cerdeño
& Montalvo, 2001) y el nacimiento o raíz posterior del arco
cigomático sobre el M1. La presencia de estas características
en el nuevo material de Puente Dalmasso permite su
asignación a Pseudotypotherium hystatum.
Familia HEGETOTHERIIDAE Ameghino, 1894
Subfamilia PACHYRUKHINAE Kraglievich, 1934
Pachyrukhinae gen. et sp. indet.
(Figura 3L)
Material y procedencia. Molar superior derecho,
probablemente M2 (CORD-PZ 3958-1), procedente del
sector puente Dalmasso (32°27’9,8”S, 64°30’17,1”O; 646
m s.n.m.). Molar superior izquierdo, probablemente M2
(CORD-PZ 3958-2), procedente de PD 3 (NF 4) (32°27’02”S,
64°30’0,1”O; 668 m s.n.m). Fragmento mandibular izquierdo
que incluye el m2–m3 (CORD-PZ 3958-3), procedente del
mismo sector que los anteriores y que se halló fuera de los
sedimentos (ex situ).
Comentario. Los materiales analizados muestran una forma
relativamente grácil y de pequeño tamaño con respecto a los
Pachyrukhinae conocidos de Argentina, siendo similares en
estos aspectos a los restos asignados a Tremacyllus impressus,
la única especie de este grupo registrada en la región de
estudio (yacimiento de Las Caleras, Tauber, 2000). Sin
embargo, la ausencia de caracteres diagnósticos en los dientes
aislados (Cerdeño & Bond, 1998; Garrido et al., 2014), impide
hacer una determinación más precisa.
CORRELACIÓN LITO Y
BIOESTRATIGRÁFICA
Se analizó la distribución bioestratigráfica de los
vertebrados fósiles recolectados en seis de las 24 columnas
estratigráficas descriptas previamente por Asurmendi (2015)
en el valle de La Cruz (Figuras 4–5), teniendo en cuenta los

229
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
Figura 3. A, Ceratophrys sp. (CORD-PZ 3950), fragmento de maxilar derecho con dientes; B, Doellotatus chapadmalensis (CORD-PZ 3951-
1), osteodermo del escudo pélvico del caparazón dorsal en vista externa; C, Doellotatus chapadmalensis (CORD-PZ 3951-2), osteodermo
de una banda móvil en vista externa; D, Ringueletia simpsoni (CORD-PZ 3952), osteodermo óseo del escudo pélvico del caparazón dorsal
en vista externa; E, Glyptodon munizi (CORD-PZ 3954), osteodermos del caparazón dorsal. F–G, Microcavia chapalmalensis (CORD-PZ
3955), dentario izquierdo mostrando la serie p4–m2 en vista oclusal; H, Eucelophorus chapalmalensis (CORD-PZ 3956-2), dentario derecho
mostrando la serie p4–m3 en vista oclusal; I, Pseudotypotherium hystatum (CORD-PZ 1758-1/2), cráneo y mandíbula en vista lateral derecha;
J, I1 derecho en vista oclusal, la echa indica el surco en la cara lingual; K, cráneo y mandíbula en vista ventral, la echa indica el diastema
convexo; L, Pachyrukhinae gen. et sp. indet. (CORD-PZ 3958-2), probable M2 derecho en vista oclusal. Escalas: A–D, F–H, J–K = 10 mm; E,
I = 50 mm; L = 5 mm.
Figure 3. A, Ceratophrys sp. (CORD-PZ 3950), right maxillary fragment with teeth; B, Doellotatus chapadmalensis (CORD-PZ 3951-1), pelvic
osteoderm of dorsal carapace in external view; C, Doellotatus chapadmalensis (CORD-PZ 3951-2), osteoderm of a mobile band in external
view; D, Ringueletia simpsoni (CORD-PZ 3952), pelvic osteoderm of dorsal carapace in external view; E, Glyptodon munizi (CORD-PZ 3954),
osteoderm of dorsal carapace; F–G, Microcavia chapalmalensis (CORD-PZ 3955), left dentary showing p4-m2 in oclussal view; H, Eucelophorus
chapalmalensis (CORD-PZ 3956-2), right dentary showing p4-m3 in oclussal view; I, Pseudotypotherium hystatum (CORD-PZ 1758-1/2), skull
and jaw in right side view; J, right upper I1 in oclussal view, the arrow indicates the groove on the lingual surface of the tooth; K, skull and jaw
in ventral view, de arrow indicates the convex diatema; L, Pachyrukhinae gen. et sp. indet. (CORD-PZ 3958-2), probable right M2 in occlusal
view. Scale bars: A–D, F–H, J–K = 10 mm; E, I = 50 mm; L = 5 mm.
A B
D
F
GH
L
I J K
C
E

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
230
Figura 4. Columna estratigráca generalizada del valle del río de La Cruz.
Figure 4. Generalized stratigraphic column of the La Cruz river valley.

231
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
modelos bioestratigráficos propuestos para el Cenozoico
del centro de Argentina (Cione & Tonni, 1995, 2005;
Deschamps, 2005; Deschamps et al., 2012; Tomassini et al.,
2013; Cruz, 2013; Cione et al., 2015, entre otros). Para esto
se determinaron seis niveles fosilíferos (NF), cuatro de los
cuales se encuentran en columnas descriptas en el sector del
puente Dalmasso, donde se documentó la mayor cantidad de
hallazgos de fósiles.
En el sector de La Cruz, se reconoció el NF1 que abarca
la sección basal de la columna LC 1 (asociación de facies
A), donde se registró el siguiente conjunto de vertebrados
fósiles: Doellotatus chapadmalensis, Ringueletia simpsoni y
Microcavia chapalmalensis (Figura 5). El registro de la última
especie permite a priori acotar la edad de este nivel al Piso/
Edad Chapadmalalense y los otros dos taxones no contradicen
esta asignación (Figura 6).
En el sector del puente Dalmasso se identificaron cuatro
niveles fosilíferos incluidos en la asociación de facies A. En
el NF 2 (PD 1) se registraron las especies Microcavia cf. M.
chapalmalensis y Pseudotypotherium hystatum, en el NF 3 (PD
2) se determinó la presencia de Ceratophrys sp. y Doellotatus
chapadmalensis y en el NF 4 (PD 3) se documentó el registro
de Eucelophorus chapalmalensis y Pachyrukhinae gén. et sp.
indet. (Figura 5). Esta asociación de taxones y especialmente la
presencia de Microcavia cf. M. chapalmalensis, Eucelophorus
chapalmalensis y Pseudotypotherium hystatum permite
asignarle una edad Chapadmalalense a los niveles fosilíferos
de la asociación de facies A.
Teniendo en cuenta el contenido paleontológico de los
niveles fosilíferos, la posición estratigráfica y geográfica,
el nivel topográfico y las características litológicas, se
correlacionaron los niveles fosilíferos de la asociación
de facies A que afloran en el área de La Cruz y de Puente
Dalmasso.
En el sector Río de los Sauces se describió el NF 6 (RS 4;
Figura 5), en el cual se registró un fragmento de maxilar con
dos dientes que fue atribuido a Eucelophorus chapalmalensis.
Considerando las características litológicas, la posición
topográfica y estratigráfica y la presencia de esta especie, se
interpreta que este nivel sería correlacionable con las rocas
presentes en los niveles fosilíferos NF1 (perfil LC1), NF 2
(perfil PD1), NF 3 (perfil PD2) y NF 4 (perfil PD1) (Piso/Edad
Chapadmalalense), pero esta hipótesis merece ser verificada
con nuevos hallazgos.
Una correlación bioestratigráfica con la biozona de
Nonotherium hennigi - Propanochthus bullifer (Piso/Edad
Montehermosense–Chapadmalalense), propuesta por Cruz
(2013) con su área tipo en el valle de San Alberto, Provincia
de Córdoba, resulta por el momento algo dificultosa. Esto se
debe a que entre las asociaciones de taxones de mamíferos
registrados en los afloramientos de ambos valles, en
general, son muy diferentes entre sí. Esto puede deberse
a que los niveles fosilíferos de las distintas localidades
representen antigüedades disímiles o que la diferenciación
se deba a causas biogeográficas, tafonómicas o porque el
registro es aún escaso (Tauber et al., 2014). A pesar de estas
Figura 5. Correlación bioestratigráca de los diferentes niveles fosilíferos registrados en el valle del río de La Cruz.
Figure 5. Stratigraphic correlation of dierent fossiliferous levels in the La Cruz river valley.

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
232
dificultades es interesante destacar que se ha registrado
la especie Phugatherium novum en el yacimiento de Las
Caleras (originalmente definido por Deschamps et al.,
2013 como “Chapalmatherium” novum, ver Vucetich et al.,
2014) y en niveles de la Formación Brochero, aflorantes
en la localidad de Villa Cura Brochero [originalmente
definido por Barbiere et al. (2014) como Phugatherium cf.
P. novum] y los estudios de los hidroquéridos realizados por
Deschamps et al. (2013) y Vucetich et al. (2014) permitirían
asignar a los depósitos que contienen este taxón al Plioceno
tardío (Piso/Edad Chapadmalalense). Los depósitos de la
Formación Brochero que afloran en Villa Cura Brochero,
corresponden a sedimentos pelíticos de la sección superior
de esta unidad y muestran varios niveles de paleosuelos muy
desarrollados, que podrían ser equivalentes con aquellos que
están expuestos en la sección de La Cruz, Puente Dalmasso
y, probablemente, con los tramos superiores de la Formación
Estancia Belgrano, sobre la vertiente oriental de las Sierras
Chicas de Córdoba (Astini et al., 2014; Tauber et al.,
2014). En el caso de verificarse esta hipotética correlación,
podría interpretarse como la evidencia del incremento de la
pedogénesis y estabilidad tectónica a nivel regional, hacia
finales del Plioceno tardío, previamente a los importantes
movimientos post-pliocenos. Este período de estabilidad
estaría representado también por la formación de una costra
calcárea en el techo del relleno clástico del yacimiento cárstico
de Las Caleras (Tauber, 2000; sitio 2).
La presencia de Glyptodon munizi en el nivel fosilífero NF
5, incluido dentro de la asociación de facies B, en el sector
del puente Dalmasso, permitió asignar estos depósitos al Piso/
Edad Ensenadense.
La asociación de facies D se correlaciona con la Formación
La Invernada aflorante, entre otros sitios, en la localidad de
Elena, donde Cruz et al. (2010) documentaron la presencia
de Scelidotherium leptocephalum (Tardigrada, Mylodontidae)
con una antigüedad de 7.550 ± 60 años 12C AP, permitiendo
su asignación al Pleistoceno Tardío–Holoceno temprano.
De esta manera se reconocieron cuatro asociaciones de
facies que fueron correlacionadas con las formaciones Brochero
y Estancia Belgrano (asociación de facies A), “Pampeano”
(asociación de facies B), Chocancharava (asociación de facies
C) y La Invernada (asociación de facies C).
Figura 6. Distribución bioestratigráca de los vertebrados fósiles registrados en el valle del río de La Cruz. 1, Formación Mina Clavero; 2,
Formación Charbonier.
Figure 6. Biostratigraphic distribution of fossil vertebrates recorded in the La Cruz river valley. 1, Mina Clavero Formation.; 2, Charbonier Formation.

233
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
Esta síntesis bioestratigráfica permite acotar a priori el
diacronismo de los depocentros producidos, documentando
las etapas de formación e inicio de la sedimentación en estos
valles como consecuencia de la fragmentación de la corteza,
debido a la subsidencia dinámica asociada con la subducción
subhorizontal de la placa de Nazca por debajo de Sudamérica.
Esta deformación se habría producido como mínimo desde el
Mioceno tardío en la cuenca de Beazley (Edad Chasiquense),
al oeste de la Sierra de San Luis (Pascual, 1954) y el Mioceno
más tardío (Edad Huayqueriense) en la cuenca del río Quinto,
en la Provincia de San Luis (Cerdeño et al., 2008; Chiesa et
al., 2011a; Lucero, 2016), en el Plioceno temprano (Edad
Montehermosense) en el valle de San Alberto (Cruz, 2013)
y Plioceno tardío (Edad Chapadmalalense) en el valle de La
Cruz, Provincia de Córdoba.
ESQUEMA DE EVOLUCIÓN GEOLÓGICA
Sobre la base de las correlaciones realizadas entre
las 24 columnas estratigráficas citadas y el análisis y
las consideraciones bioestratigráficas, se reconstruyó la
secuencia sedimentaria del valle de río de La Cruz, en una
columna generalizada (Figura 4; Asurmendi, 2015). A partir
de estas correlaciones lito y bioestratigráficas, el desarrollo
de las discontinuidades principales y teniendo en cuenta
las variaciones de espesores y de facies de las diferentes
asociaciones en un corto trayecto, se interpretó la presencia
de un pronunciado paleorrelieve (e.g. en el puente Dalmasso),
coincidente con la topografía actual y controlado por la
tectónica regional (Figura 7).
La información bioestratigráfica analizada permite
proponer un esquema evolutivo del valle del río de La Cruz
de la siguiente manera:
• Los niveles clásticos neógenos basales del valle del río
de La Cruz habrían comenzado a depositarse durante el
Plioceno tardío (Piso/Edad Chapadmalalense), directamente
en discordancia angular sobre el basamento metamórfico.
Este registro se interpreta como una evidencia de los
movimientos de ascenso principales de las sierras de Los
Comechingones – Las Peñas, de edad prechapadmalalense
que habrían comenzado durante el Plioceno temprano
(pre-Chapadmalalense) como producto de la fase tectónica
temprana del Mioceno - Plioceno (Pastore, 1932; Massabie
& Szlafsztein, 1991; Kraemer et al., 1993; Tauber, 2000;
Martino et al., 2014).
• Los depósitos sedimentarios basales de la secuencia
neógena corresponden a la asociación de facies A de edad
Chapadmalalense y fueron correlacionados con la sección
superior de las formaciones Brochero, Casa Grande y
Estancia Belgrano y son cronológicamente equivalentes
con el relleno sedimentario del ambiente cárstico de Las
Caleras, en el área cumbral de la Sierra Blanca (Tauber,
2000), 5 km al oeste del valle del río de La Cruz. La
presencia de sedimentos finos cercanos a las Sierra de
Los Comechingones y Sierra Blanca (Tauber, 2000) y el
desarrollo de varios niveles de paleosuelos muy maduros,
sugiere que para el Plioceno tardío tanto la Sierra de Achala
como la de Las Peñas carecían de una expresión topográfica
de gran magnitud. Esto fue igualmente interpretado
previamente para el área tipo de la Formación Brochero
(Kraemer et al., 1993).
• Se produjo un incremento de la pedogénesis y estabilidad
tectónica, probablemente a nivel regional, hacia finales del
Piso/Edad Chapadmalalense.
• Posteriormente se produjo un nuevo movimiento tectónico
y cambio de nivel de base entre el límite Plioceno tardío y
Pleistoceno temprano (post-Chapadmalalense, Marplatense?
–Ensenadense). Esta hipótesis coincide, en líneas generales,
con las interpretaciones previas de varios autores a nivel
regional, quienes reconocen un importante movimiento
tectónico al finalizar el Plioceno (Kraemer et al., 1993; Tauber,
2000; Martino et al., 2014).
• Como consecuencia del último movimiento tectónico, se
generó un marcado paleorrelieve y mediando disconformidad,
se depositaron sedimentos fluviales de la asociación de facies
B de edad Ensenadense. Esto también fue documentado e
interpretado en el valle de Calamuchita, inmediatamente al
norte del área de este estudio (Sánchez, 2015).
• Una reactivación ocurrida durante el Pleistoceno temprano
a Medio (entre el Ensenadense–Bonaerense), produjo otro
cambio del nivel de base y generó una nueva disconformidad
muy pronunciada.
Figura 7. Perl geológico esquemático del paleorrelieve interpretado en el sector del puente Dalmasso.
Figure 7. Schematic geologic prole of the paleorelief, performed in the Dalmasso Bridge.
NO SE

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
234
• Sobre la superficie erosiva producida como consecuencia
de la última reactivación tectónica, se acumularon en
disconformidad los niveles de la asociación de facies C
del Pleistoceno Medio a Tardío (pisos/edades Bonaerense–
Lujanense; correlacionable con la Formación Chocancharava,
e.g. registrada en Paso Cabral, Figura 4) y luego en aparente
conformidad los depósitos eólicos del Pleistoceno Tardío y
Holoceno temprano (Piso/Edad Lujanense; asociación de
facies D). Estas últimas etapas, también fueron documentadas
recientemente en el valle de Calamuchita, hacia el norte del
valle del río de La Cruz (Sánchez, 2015).
CONCLUSIONES
Se han observado en el área de trabajo cuatro asociaciones
de facies que permitieron reconocer cuatro unidades
(formaciones Estancia Belgrano, “Pampeano”, Chocancharava
y La Invernada) que constituyen la secuencia sedimentaria
estudiada que comenzó a depositarse durante el Plioceno
tardío (Piso/Edad Chapadmalalense).
La asociación de facies A sería consecuencia de una
intercalación cíclica de paleocanales amalgamados y
paleosuelos (probablemente molisoles), lo que podría referirse
a llanuras de inundación vinculados a un río. Esta unidad
tiene una edad Chapadmalalense y es correlacionable con la
sección superior de las formaciones Brochero, Casa Grande
(en parte) y Estancia Belgrano.
La asociación de facies B se habría depositado en un
ambiente fluvial de baja a moderada energía durante el
Ensenadense. Esta unidad estaría formando una terraza fluvial
y posee una distribución horizontal muy restringida.
En inmediaciones de la columna PD 5, se distinguió la
presencia de un pronunciado paleorrelieve (coincidente con la
topografía actual), evidenciado por una variación de espesores
y de facies de las diferentes asociaciones en un corto trayecto
influenciado por el control tectónico regional.
Las características de los niveles arenosos y conglomerádicos
de la asociación de facies C, el arreglo, la estratificación planar
y entrecruzada y la imbricación de clastos en algunos de los
niveles más gruesos, permiten inferir para estos un ambiente
de depositación fluvial con una alternancia de ciclos de media
a alta energía. Estos sedimentos presentan una distribución
restringida, con un mayor desarrollo donde actualmente
se encuentran las cárcavas y las líneas de escurrimiento,
por lo tanto se interpreta que hay un paleorrelieve bastante
pronunciado, el cual coincidiría aproximadamente con el relieve
actual, lo que estaría indicando la presencia de un control
estructural como se advierte al analizar algunos tramos del
curso actual del río de La Cruz.
La asociación de facies C es correlacionable con la
Formación Chocancharava del Pleistoceno Medio y Tardío
(Piso/Edad Bonaerense y Lujanense), de amplia distribución
en la mitad austral de la Provincia de Córdoba; y con el
miembro superior de la Formación Río Primero, de edad
Pleistoceno Tardío.
Los sedimentos limo arenosos masivos y granodecrecientes
de la asociación de facies D, permite inferir para estos, un
ambiente de depositación que varía de fluvial a eólico hacia
el techo de la secuencia. Estas facies se habrían depositado
durante el Pleistoceno Tardío-Holoceno temprano (Lujanense
superior) y es correlacionables con la Formación La Invernada.
Se registraron y estudiaron ocho especies de vertebrados
fósiles, siete de ellos mamíferos y un anfibio (Ceratophrys
sp.). Entre los mamíferos se distinguen tres especies de
xenartros (Doellotatus chapadmalensis, Ringueletia simpsoni
y Glyptodon munizi), dos especies de roedores (Microcavia
chapalmalensis y Eucelophorus chapalmalensis) y dos
especies de notoungulados (Pseudotypotherium hystatum y
Pachyrukhinae gen. et sp. indet.).
La asociación de fósiles y, en particular, los hallazgos de
Pseudotypotherium hystatum y Microcavia chapalmalensis
(exclusivos del Chapadmalalense), nos permitió por primera
vez la posibilidad de asignar las unidades estratigráficas
estudiadas al Piso/Edad Chapadmalalense, cuyo estratotipo
se encuentra en la costa atlántica del sudeste de la Provincia
de Buenos Aires.
La presencia de Ringueletia simpsoni, Doellotatus
chapadmalensis, Pachyrukhinae gen. et sp. indet., sumado a la
abundante bioturbación y a la presencia de moldes calcáreos de
raíces de tamaño similar al de las raíces de los arbustos, sugieren
un ambiente predominantemente abierto, con pastizales o
estepas herbáceas o arbustivas y un clima templado húmedo.
Hacia el Ensenadense, el hallazgo de Glyptodon munizi, sugiere
también un ambiente abierto probablemente de pastizales.
Se amplía el registro paleobiogeográfico de las especies
Pseudotypotherium hystatum y Microcavia chapalmalensis y
se verifica la presencia de Glyptodon munizi y Eucelophorus
chapalmalensis en las Sierras Pampeanas Orientales.
Los depósitos de la asociación de facies A y los del
yacimiento de origen cárstico de Las Caleras descriptos
por Tauber (2000) corresponden ambos al Piso/Edad
Chapadmalalense. Sin embargo, se han encontrado sólo dos
especies en común que son Doellotatus chapadmalensis
y Ringueletia simpsoni. Se supone que al ser cavícolas, la
mayor parte de las especies encontradas en el yacimiento de
Las Caleras, habría facilitado la acumulación y conservación
de los restos fósiles allí encontrados.
Es la primera vez que se puede diferenciar en la provincia
de Córdoba el Piso/Edad Chapadmalalense por separado del
Piso/Edad Montehermosense, porque en otros yacimientos de
la provincia ese intervalo del Neógeno no se pudo diferenciar
hasta el presente. Sin embargo aquí, la asociación de fósiles
permite indicar una edad Chapadmalalense para el inicio de
la depositación posterior a la deformación andina (Neógeno)
y no hay ningún elemento que pudiera sugerir la presencia de
depósitos montehermosenses.
Los vertebrados fósiles registrados indican una clara
conexión de la cuenca del río de La Cruz con la Región
Pampeana de Argentina.
Las evidencias reunidas hasta el momento, permitirían
documentar la progresión diacrónica, en cuanto a las etapas
de formación e inicio de la sedimentación en estos valles
o depocentros, como consecuencia de la subducción de
bajo ángulo de la placa de Nazca, entre el Mioceno tardío

235
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
(Edad Chasiquense) al oeste de la Sierra de San Luis hasta
el Plioceno tardío (Edad Chapadmalalense) en el valle de La
Cruz, próximo al margen oriental de las Sierras Pampeanas.
AGRADECIMIENTOS
Deseamos expresar nuestro agradecimiento a C.
Asurmendi y B. Asurmendi por el apoyo logístico para la
realización de esta investigación. A la C. Deschamps del
Museo de La Plata y otro evaluador anónimo por los valiosos
aportes que mejoraron considerablemente esta publicación.
Este trabajo fue realizado en gran parte en el Museo de
Paleontología de la Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y
Naturales de la Universidad de Córdoba, donde se encuentran
depositados los materiales estudiados y fue subsidiado por la
Secretaría de Ciencia y Tecnología de la Universidad Nacional
de Córdoba (SECyT: 05/1780).
REFERENCIAS
Astini, R.A.; Tauber, A.; Marengo, H.G. & Oviedo, N.V. 2014.
Cubierta sedimentaria Cenozoica (Paleógeno-Neógeno). In:
R.D. Martino & A.B. Guereschi (eds.) Relatorio de la geología
y recursos Naturales de la Provincia de Córdoba, Asociación
Geológica Argentina, p. 539–589.
Asurmendi, I. 2015. Estratigrafía y vertebrados fósiles del Cenozoico
tardío del río de La Cruz, departamento Calamuchita, provincia
de Córdoba. Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales,
Universidad Nacional de Córdoba, Tesis de Grado, 100 p.
Barbiere, F.; Cruz, L.E.; Ortíz, P.E. & Pardiñas, U.F.J. 2016. A new
genus of Sigmodontinae (Mammalia, Rodentia, Cricetidae) from the
Pliocene of central Argentina. Journal of Vertebrate Paleontology,
36:e1199557. doi:10.1080/02724634.2016.1199557
Beltramone, C.A. 2004. Caracterización estructural del piedemonte
occidental de las sierras Chica y de Pajarillo-Copacabana entre
la Cumbre y Las Lajas, Provincia de Córdoba. Revista de la
Asociación Geológica Argentina, 59:423–432.
Bonalumi, A.; Martino, R.; Baldo, E.; Zarco, J.; Sfragulla, J.;
Carignano, C.; Kraemer, P.; Escayola, M.; Tauber, A.; Cabanillas,
A.; Juri, E. & Torres, B. 2000. Hoja Geológica 3166-IV, Villa
Dolores, Provincia de Córdoba, La Rioja y San Luis. Buenos
Aires, Programa Nacional de Cartas Geológicas Escala
1:250.000, Servicio Geológico Minero Argentino, Instituto de
Geología y Recursos Minerales (SEGEMAR).
Bonalumi, A.; Martino, R.; Sfragulla, J.; Carignano, C. & Tauber,
A. 2005. Hoja Geológica Villa María, Provincia de Córdoba.
Buenos Aires, Programa Nacional de Cartas Geológicas Escala
1:250.000, Servicio Geológico Minero Argentino, Instituto de
Geología y Recursos Minerales (SEGEMAR).
Bond, M.; Cerdeño, E. & López, G. 1995. Los ungulados nativos de
América del Sur. In: M.T. Alberdi; G. Leone & E.P. Tonni (eds.)
Evolución biológica y climática de la Región Pampeana durante
los últimos cinco millones de años: un ensayo de correlación
con el Mediterráneo Occidental, Madrid, Museo Nacional de
Ciencias Naturales, p. 257–275 (Monografías 12).
Caniggia, J. 2004. Estratigrafía y Paleontología del Pleistoceno Inferior
y Medio de la provincia de Córdoba. Departamento de Geología,
Universidad Nacional de Córdoba, Tesis de Grado, 129 p.
Cantú, M. 1992. Provincia de Córdoba. In: M. Iriondo (ed.) El
Holoceno en la Argentina, Comité Argentino de Investigaciones
del Cuaternario, p. 1–16.
Carignano, C.A.; Kröhling, D.; Degiovanni, S. & Cioccale, M.A.
2014. Geomorfología. In: R.D. Martino & A.B. Guereschi (eds.)
Relatorio de la geología y recursos Naturales de la Provincia de
Córdoba, Asociación Geológica Argentina, p. 747–822.
Castellanos, A. 1942. Los sedimentos prepampeanos del valle de
Nono (Sierra de Córdoba) Argentina. Rosario, Instituto de
Fisiografía y Geología, p. 1–62 (Publicaciones 13).
Castellanos, A. 1944. Paleontología estratigráca de los sedimentos
neógenos de la provincia de Córdoba. Rosario, Instituto de
Fisiografía y Geología, p. 1–47 (Publicaciones 23).
Cenizo, M.; Soibelzon, E. & Saffer, M.M. 2015. Mammalian
predator-prey relationships and reoccupation of burrows in the
Pliocene of the Pampean Region (Argentina): new ichnological
and taphonomic evidence. Historical Biology, 28:1026–1040.
doi:10.1080/08912963.2015.1089868
Cerdeño. E. & Bond, M. 1998. Taxonomic revision and phylogeny of
Paedotherium and Tremacyllus (Pachyrukhinae, Hegetotheriidae,
Notoungulata) from the Late Miocene to the Pleistocene of
Argentina. Journal of Vertebrate Paleontology, 18:799–811. do
i:10.1080/02724634.1998.10011108
Cerdeño, E.; Chiesa, J. & Ojeda, G. 2008. Presence of Oxyodontherium
(Macraucheniidae, Litopterna) in the Río Quinto Formation, San
Luis (Argentina). Journal of South American Earth Sciences,
25:217–226. doi:10.1016/j.jsames.2007.06.004
Cerdeño, E. & Montalvo, C.I. 2001. Los Mesotheriinae (Mesotheriidae,
Notoungulata) del Mioceno superior de La Pampa, Argentina.
Revista Española de Paleontología, 16:63–75.
Chiesa, J.O.; Basaez, A.C.; Navío, J.J.; Lucero, N.P.; Ojeda, G.E.
& Strasser, E.N. 2011a. Miocene–Pliocene stratigraphy of the
San Luis Province, Argentina. In: J.A. Salty & R.A. Marquillas
(eds.) Cenozoic geology of the Central Andes of Argentina, SCS
Publisher, p. 75–89.
Chiesa, J.O.; Lucero, N.; Cerdeño, E.; Ojeda, G. & Prado, J.L. 2011b.
Bioestratigrafía del Neógeno en la cuenca del Río Quinto, San
Luis, Argentina. In: J. Calvo; J. Porri; B.G. Riga. & D. Dos
Santos (eds.) Paleontología y dinosaurios desde América Latina,
Editorial Académica de la Universidad de Cuyo, p. 89–96.
Cingolani, C.A. & Varela, R. 1975. Geocronología Rubidio-Estroncio
de rocas ígneas y metamórcas de las Sierras Chicas y Grandes
de Córdoba. In: CONGRESO IBERO-AMERICANO DE
GEOLOGÍA ECONÓMICA, 2, 1975. Actas, Buenos Aires, p. 9–35.
Cione, A.L.; Gasparini, G.M.; Soibelzon, E.; Soibelzon, L.H. &
Tonni, E.P. 2015. The Great American Biotic Interchange. A
South American perspective. Amsterdam, Springer Netherlands,
97 p. doi:10.1007/978-94-017-9792-4
Cione, A. & Tonni, E.P. 1995. Chronostratigraphy and “Land-
Mammal Ages” in the Cenozoic of southern South America:
principles, practices, and the “Uquian” problem. Journal of
Paleontology, 69:135–159. doi:10.1017/S0022336000026998
Cione, A. & Tonni, E.P. 2005. Bioestratigrafía basada en mamíferos
del Cenozoico Superior de la Provincia de Buenos Aires,
Argentina. In: R.R. de Barrio; R.O. Etcheverry; M.F. Cabase & E.
Llambías (eds.) Geología y Recursos Minerales de la Provincia
de Buenos Aires, Asociación Geológica Argentina, p. 183–200.
Cruz, L.E. 2007. Xenarthra (Mammalia) del Pleistoceno tardío–
Holoceno temprano del Departamento Río Cuarto, Provincia de
Córdoba, Argentina. Aspectos bioestratigrácos. Ameghiniana,
44:751–759.
Cruz, L.E. 2013. Biostratigraphy and geochronology of the late
Cenozoic of Córdoba Province (central Argentina). Journal of
South American Earth Sciences, 42:250–259. doi:10.1016/j.
jsames.2012.06.015

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
236
Cruz, L.E.; Bargo, M.S.; Tonni, E.P. & Figini, A.J. 2010. Radiocarbon
date on megafauna from the late Pleistocene-early Holocene of
Córdoba province, Argentina: stratigraphic and paleoclimatic
signicance. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 27:470–476.
D`Eramo, F.J.; Pinotti, L.P.; Bonalumi, A.; Sfragulla, J.; Demartis,
M.; Coniglio, J. & Baldo, E.G. 2014. El magmatismo ordovícico
en las Sierras Pampeanas de Córdoba. In: R.D. Martino & A.B.
Guereschi (eds.) Relatorio de la geología y recursos Naturales
de la Provincia de Córdoba, Asociación Geológica Argentina,
p. 233–254.
Deschamps, C. 2005. Late Cenozoic mammal stratigraphy in
southwestern Buenos Aires Province, Argentina. Ameghiniana,
42:733–750.
Deschamps, M.C. & Tomassini, R.L. 2016. Late Cenozoic
vertebrates from the southern Pampean Region: systematic
and bio-chronostratigraphic update. In: M. Martínez & D.
Olivera (eds.) Palinología del Meso-Cenozoico de Argentina,
Buenos Aires, Asociación Paleontológica Argentina, p 202–225
(Publicación Electrónica 16).
Deschamps, C.M.; Vucetich, M.G.; Montalvo, C.I. & Zárate, M.A.
2013. Capybaras (Rodentia, Hydrochoeridae, Hydrochoerinae)
and their bearing in the calibration of the late Miocene–Pliocene
sequences of South America. Journal of South American Earth
Sciences, 48:145–158. doi:10.1016/j.jsames.2013.09.007
Deschamps, C.M.; Vucetich, M.G.; Verzi, D.H. & Olivares, A.I.
2012. Biostratigraphy and correlation of the Monte Hermoso
Formation (early Pliocene, Argentina): the evidence from
caviomorph rodents. Journal of South American Earth Sciences,
35:1–9. doi:10.1016/j.jsames.2011.10.006
Esteban, G.I.; Nasif, N.L. & Montalvo, C.I. 2001. Nuevos registros
de Dasypodidae (Xenarthra) del Mioceno tardío de la Provincia
de La Pampa, Argentina. Revista Española de Paleontología,
16:77–87.
Esteban, G.I.; Nasif, N.L.; Montalvo, C.I. & Visconti, G. 2003.
Nuevos registros de Dasypodidae (Xenarthra) en la Formación
Cerro Azul (Mioceno tardío) de Caleufú, La Pampa, Argentina.
Ameghiniana, 40:495–499.
Fabrezi, M. 2001. Variación morfológica de la dentición en anuros.
Cuadernos de Herpetología, 15:17–28.
Fabrezi, M. 2006. Morphological evolution of the Ceratophryinae
(Anura, Neobatrachia). Journal of Zoological Systematics
and Evolutionary Research, 44:153–166. doi:10.1111/j.1439-
0469.2005.00349.x
Fidalgo, F.; De Francesco, F. & Colado, U. 1973. Geología supercial
en las hojas Castelli, J.M. Cobo y Monasterio (Provincia de
Buenos Aires). In: CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO,
5, 1972. Actas, Córdoba, AGA, p. 27-39.
Frenguelli, J. 1955. Loess y limos pampeanos. Buenos Aires,
Universidad Nacional de La Plata, Facultad de Ciencias
Naturales y Museo, p. 1–88 (Serie técnica y didáctica 7).
Friend, P.F.; Slater, M.J. & Williams, R.C. 1979. Vertical and lateral
building of river sandstone bodies, Ebro Basin, Spain. Journal
of the Geological Society of London, 136:39–46. doi:10.1144/
gsjgs.136.1.0039
Garrido, A.C.; Turazzini, G.F.; Bond, M.; Aguirrezabala, G. &
Forasiepi, A.M. 2014. Estratigrafía, vertebrados fósiles y
evolución tectosedimentaria de los depósitos neógenos del
Bloque de San Rafael (Mioceno–Plioceno), Mendoza, Argentina.
Acta Geológica Lilloana, 26:133–164.
Giannoncelli, R.M. & Tauber, A. 1997. Nueva localidad fosilífera
del Plioceno en la Provincia de Córdoba, República Argentina.
Ameghiniana, 34:119.
González Bonorino, F. 1965. Mineralogía de las fracciones arcilla
y limo del Pampeano en el área de la ciudad de Buenos Aires y
su signicación estratigráca y sedimentológica. Revista de la
Asociación Geológica Argentina, 20:67–148.
Gordillo, C.E. & Lencinas, A.N. 1979. Sierras Pampeanas de Córdoba
y San Luis. In: SIMPOSIO DE GEOLOGÍA REGIONAL
ARGENTINA, 2, 1976. Actas, Córdoba, p. 577–650.
Isla, F.; Dondas, A. & Oliva, C. 2014. Sedimentología de las
formaciones Irene y La Toma del Neógeno de la Cuenca de
Claromecó, Bienos Aires. Geoacta, 39:1–13.
Kraemer, P.; Tauber, A.; Schmidt, C. & Ramé, G. 1993. Análisis
cinemático de la “Falla de Nono”. Evidencias de actividad
neotectónica. Valle de San Alberto, Provincia de Córdoba. In:
CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO, 12, 1993. Actas,
Mendoza, p. 277–281.
Krapovickas, J.M. 2014. Estratigrafía y mamíferos fósiles de las
Sierras Pampeanas de la Provincia de Córdoba, Argentina.
Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad
Nacional de Córdoba, Tesis Doctoral, 391 p.
Kröhling, D. & Carignano, C.A. 2014. La estratigrafía de los
depósitos sedimentarios cuaternarios. In: R.D. Martino & A.B.
Guereschi (eds.) Relatorio de la geología y recursos Naturales
de la Provincia de Córdoba, Asociación Geológica Argentina,
p. 673–724.
Lucero, N. 2016. Bioestratigrafía y Paleontología del Neógeno y
Cuaternario de San Luis, Argentina. Universidad Nacional de
San Luis, Tesis Doctoral, 202 p.
Lynch, J.D. 1971. Evolutionary relationships, osteology, and
zoogeography of leptodactyloid frogs. Lawrence, University
of Kansas Museum of Natural History, 238 p. (Miscelaneous
Publication 53).
Martino, R.D.; Guereschi, A.B. & Montero, A.C. 2014. La estructura
cenozoica (paleógena-neógena) de las sierras de Córdoba. In:
R.D. Martino & A.B. Guereschi (eds.) Relatorio de la geología
y recursos Naturales de la Provincia de Córdoba, Asociación
Geológica Argentina, p. 649–671.
Massabie, A. & Szlafsztein, C. 1991. Condiciones geomecánicas
y edad del fallamiento neotectónico en las Sierras Pampeanas
Orientales, Córdoba, Argentina. Revista de la Asociación
Argentina de Geología Aplicada a la Ingeniería, 6:154–168.
Miall, A.D. 2006. The geology of uvial deposits: sedimentary facies,
basin analysis, and petroleum geology. Berlin, Springer-Verlag,
582 p. doi:10.1007/978-3-662-03237-4
Nicoli, L. 2014. Reappraisal of a ceratophryid frog from the
Oligocene of Patagonia: assignation to Ceratophrys and new
insight about its provenance. Ameghiniana, 51:184–193.
doi:10.5710/AMGH.18.02.2014.1972
Nicoli, N.; Tomassini, R.L. & Montalvo, C.I. 2017. The oldest record
of Ceratophrys (Anura, Ceratophryidae) from the Late Miocene
of central Argentina. Journal of Vertebrate Paleontology,
37:e1261360. doi:10.1080/02724634.2017.1261360
Pascual, R. 1954. Adiciones a la fauna de la Formación de Los
Llanos de San Luis y su edad. Revista del Museo Municipal de
Ciencias Naturales y Tradición de Mar del Plata, 1:113–121.
Pastore, F. 1932. Hoja 20i del mapa geológico de la Argentina,
región oriental y media de la Sierra Chica de Córdoba. Buenos
Aires, Dirección de Minería y Geología, p. 5–67 (Boletín 36).
Perea, D.; Rinderknecht, A.; Ubilla, M.; Bostelmann, E. & Martínez,
S. 2013. Mamíferos y estratigrafía del Neógeno del Uruguay. In:
D. Brandoni & J.I. Noriega (ed.) El Neógeno de la Mesopotamia
Argentina, Buenos Aires, Asociación Paleontológica Argentina,
p. 192–206 (Publicación Especial 14).

237
TAUBER ET AL. – BIOESTRATIGRAFÍA Y EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DEL CENOZOICO CÓRDOBA, ARGENTINA
Pérez, M.E. & Pol, D. 2012. Major radiations in the evolution of
caviid rodents: reconciling fossils, ghost lineages, and relaxed
molecular clocks. PLoSOne, 7:e48380. doi:10.1371/journal.
pone.0048380
Pinotti, L.P.; Coniglio, J.E.; D`Eramo, F.J.; Demartis, M.; Otamendi,
J.E.; Fagiano, M.R. & Zambrano, N.E. 2014. El magmatismo
devónico: geología del batolito de Cerro Aspero. In: R.D.
Martino & A.B. Guereschi (eds.) Relatorio de la geología y
recursos Naturales de la Provincia de Córdoba, Asociación
Geológica Argentina, p. 255–276.
Prado, J.L.; Chiesa, J.; Tognelli, G.; Cerdeño, E. & Strasser, E.
1998. Los mamíferos de la Formación Río Quinto (Plioceno),
Provincia de San Luis Argentina). Aspectos bioestratigrácos,
zoogeográficos y paleoambientales. Estudios Geológicos,
54:153–160.
Quintana, C.A. 1996. Diversidad del roedor Microcavia
(Caviomorpha, Caviidae) de América del Sur. Mastozoología
Neotropical, 3:63–86.
Rapela, C.W.; Pankhurs, R.J.; Casquet, C.; Baldo, E.; Saavedra, J.
& Gallino, C. 1998. Early evolution of Proto-Andean margin
of South America. Geology, 26:707–710. doi:10.1130/0091-
7613(1998)026<0707:EEOTPA>2.3.CO;2
Reguero, M.A. & Candela, A.M. 2008. Bioestratigrafía de las
secuencias neógenas tardías de la quebrada de Humahuaca,
provincia de Jujuy. Implicancias paleoambientales
y paleobiogeográficas. In: CONGRESO GEOLÓGICO
ARGENTINO, 17, 2008. Relatorio, San Salvador de Jujuy,
AGA, p. 286–296.
Reguero, M.A. & Prevosti, F.J. 2010. Rodent-like notoungulates
(Typotheria) from Gran Barranca, Chubut Province, Argentina:
phylogeny and systematics. In: R.H. Madden; A.A. Carlini;
M.G. Vucetich & R.F. Kay (eds.) The paleontology of Gran
Barranca: evolution and environmental change through the
Middle Cenozoic of Patagonia, Cambridge University Press,
p. 148–165.
Retallack, G.J. 2001. Soils of the past: an introduction to
Paleopedology. 2ª ed. Oxford, Blackwell Science, 404 p.
Richardson, T.; Ridgway, K.D.; Gilbert, H.; Martino, R.D.;
Enkelmann, E.; Anderson, M. & Alvarado, P. 2013. Neogene
and Quaternary tectonics of the Eastern Sierras Pampeanas,
Argentina: active intraplate deformation inboard oat-slab
subduction. Tectonics, 32:780–796. doi:10.1002/tect.20054
Sánchez, G.N. 2015. Depósitos sedimentarios cuaternarios en el
extremo septentrional del valle de Calamuchita, Provincia de
Córdoba. Departamento de Geología, Universidad Nacional de
Córdoba, Tesis de Grado, 117 p.
Sayago, J.M. 1975. Geomorfología aplicada del valle de San
Alberto (Provincia de Córdoba). Departamento de Geología,
Universidad Nacional de Córdoba, Tesis doctoral, 131 p.
Sayago, J.M. 1978. Geomorfología del valle de “San Alberto”,
Provincia de Córdoba. In: CONGRESO GEOLÓGICO
ARGENTINO, 7, 1978. Actas, Neuquén, AGA, p. 89–107.
Scanferla, A. & Agnolín, F.L. 2015. Nuevos aportes al conocimiento
de la herpetofauna de la Formación Cerro Azul (Mioceno
superior), Provincia de La Pampa, Argentina. Papéis Avulsos
de Zoologia, 55:323–333. doi:10.1590/0031-1049.2015.55.23
Scillato Yané, G.J. 1982. Los Dasypodidae (Mammalia, Edentata)
del Plioceno y Pleistoceno de Argentina. Universidad Nacional
de La Plata, Tesis doctoral, 244 p.
Soibelzon, E.; Gasparini, G.M.; Zurita, A.E. & Soibelzon, L.H. 2008.
Las “toscas del Río de La Plata” (Buenos Aires, Argentina).
Análisis paleofaunístico de un yacimiento paleontológico
en desaparición. Revista del Museo Argentino de Ciencias
Naturales, 10:291–308.
Soibelzon, E.; Miño-Boilini, A.R.; Zurita, A.E. & Krmpotic, C.M.
2010. Los Xenarthra (Mammalia) del Ensenadense (Pleistoceno
inferior a medio) de la Región Pampeana (Argentina). Revista
Mexicana de Ciencias Geológicas, 27:449–469.
Soibelzon, E.; Zurita, A.E. & Carlini, A.A. 2006. Glyptodon
munizi Ameghino (Mammalia, Cingulata, Glyptodontidae):
redescripción y anatomía. Ameghiniana, 43:377–384.
Tauber, A. 1997. El registro de Mesotheriidae (Notoungulata) en
la Provincia de Córdoba, República Argentina. Ameghiniana,
34:125.
Tauber, A. 2000. Las Caleras, provincia de Córdoba, primer
yacimiento fosilífero de origen cárstico de Argentina. Revista
Española de Paleontología, 15:233–244.
Tauber, A.; Carignano, C.; Martino, R.; Krapovickas, J. & Haro,
A. 2013. Nuevas localidades neógenas de la vertiente oriental
de las sierras Pampeanas de Córdoba. Ameghiniana, 50:R20.
Tauber, A.; Hünicken, M. & Pensa, M. 1997. Un singular
yacimiento fosilífero del Plioceno de Las Caleras, Departamento
Calamuchita, Córdoba, Argentina. Ameghiniana, 34:126.
Tauber, A.; Krapovickas, J.M.; Marengo, H. & Haro, A. 2014.
Paleontología del Cenozoico. In: R.D. Martino & A.B. Guereschi
(eds.) Relatorio de la geología y recursos Naturales de la Provincia
de Córdoba, Asociación Geológica Argentina, p. 591–621.
Tomassini, R.L.; Montalvo, C.I.; Deschamps, C.M. & Manera, T.
2013. Biostratigraphy and biochronology of the Monte Hermoso
Formation (early Pliocene) at its type locality, Buenos Aires
Province, Argentina. Journal of South American Earth Sciences,
48:31–42. doi:10.1016/j.jsames.2013.08.002
Tonni, E.P.; Soibelzon, E.; Cione, A.L.; Carlini, A.A.; Scillato Yané,
G.J.; Zurita, A.E. & Paredes Ríos, F. 2009. Preliminar correlation
of the Pleistocene sequences of the Tarija valley (Bolivia) with
the Pampean chronological standard. Quaternary International,
210:57–65. doi:10.1016/j.quaint.2009.06.015
Ubilla, M. 2008. Postcranial morphology of the extinct caviine rodent
Microcavia criolloensis (late Pleistocene, South America).
Zoological Journal of the Linnean Society, 154:795–806.
doi:10.1111/j.1096-3642.2008.00438.x
Ubilla, M.; Oliveira, E.; Rinderknecht, A. & Pereira J. 2008.
The hystricognath rodent Microcavia in the Late Pleistocene
of Brazil (Rio Grande do Sul, South America) (Mammalia:
Caviidae). Biogeographic and paleoenvironmental implications.
Neues Jahrbuch für Geologie und Paläeontologie, 247:15–21.
doi:10.1127/0077-7749/2008/0247-0015
Ubilla, M.; Piñeiro, G. & Quintana, C.A. 1999. A new extinct
species of the genus Microcavia (Rodentia, Caviidae) from
the upper Pleistocene of the northern basin of Uruguay, with
paleobiogeographic and paleoenvironmental comments.
Studies of Neotropical Fauna and Environment, 34:141–149.
doi:10.1076/snfe.34.3.141.8914
Urrutia, J.J.; Montalvo, C.I. & Scillato Yané, G.J. 2008. Dasypodidae
(Xenarthra, Cingulata) de la Formación Cerro Azul (Mioceno
tardío) de la provincia de La Pampa, Argentina. Ameghiniana,
45:289–302.
Verzi, D.H. 2002. Patrones de evolución morfológica en
Ctenomyinae (Rodentia, Octodontidae). Mastozoología
Neotropical, 9:309–328.
Verzi, D.; Montalvo, C.I. & Deschamps, C. 2008. Biostratigraphy
and biochronology of the Late Miocene of central Argentina:
evidence from rodents and taphonomy. Geobios, 41:145–155.
doi:10.1016/j.geobios.2006.09.005

REVISTA BRASILEIRA DE PALEONTOLOGIA, 20(2), 2017
238
Vucetich, M.G.; Deschamps, C.M. & Pérez, M.E. 2015. The First
Capybaras (Rodentia, Caviidae, Hydrochoerinae) involved in the
Great American Biotic Interchange. Ameghiniana, 52:324–333.
doi:10.5710/AMGH.05.02.2015.2874
Vucetich, M.G.; Deschamps, C.M.; Pérez, M.E. & Montalvo,
C.I. 2014. The taxonomic status of the pliocene capybaras
(Rodentia) Phugatherium Ameghino and Chapalmatherium
Ameghino. Ameghiniana, 51:173–183. doi:10.5710/
AMGH.05.02.2014.2074
Zurita, E.E.; Carlini, A.A.; Gillette, D. & Sánchez, R. 2011.
Late Pliocene Glyptodontinae (Xenarthra, Cingulata,
Glyptodontidae) of South and North America: morphology
and paleobiogeographical implications in the GABI. Journal
of South American Earth Sciences, 31:178–185. doi:10.1016/j.
jsames.2011.02.001
Zurita, A.E.; Miño-Boilini, A.R.; Soibelzon, E.; Carlini, A.A.
& Paredes Ríos, F. 2009. The diversity of Glyptodontidae
(Xenarthra, Cingulata) in the Tarija Valley (Bolivia): systematic,
biostratigraphic and paleobiogeographic aspects of a particular
assemblage. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie,
251:225–237. doi:10.1127/0077-7749/2009/0251-0225
Received in October, 2016; accepted in May, 2017.