Introducción

La sillimanita es un mineral característico de metapelitas de alto grado de metamorfismo (debido a altas temperaturas), que aparece en la parte alta de la facies anfibolita y es estable en la facies granulita, incluso en condiciones de metamorfismo de temperatura ultra alta (^{Best, 2003}). En este artículo se presentan los resultados de los estudios realizados en rocas de la unidad Esquistos del Silgará para la detección de la presencia masiva de sillimanita. La aparición inusual de sillimanita (que alcanza un 52 % de contenido modal en algunos litotipos) se registró en la parte central del macizo de Santander (MS), cerca de la localidad de Ranchadero, municipio de Santo Domingo de Silos (Norte de Santander), sector del cerro La Ventana. En esta zona los Esquistos del Silgará se presentan en contacto con la falla de Ventanas y con la unidad Ortoneis.

La sillimanita en la unidad Esquistos del Silgará se ha reportado en los sectores suroeste, central y oriental del macizo de Santander (^{Ríos & García, 2001}; ^{Ríos, et al., 2003}; García, et al., 2005; ^{Castellanos, et al., 2008}). ^{Ríos & García (2001)} reportaron por primera vez en este macizo la presencia de los tres polimorfos de Al₂SiO₅ (sillimanita, cianita y andalucita) en una metapelita compuesta, además, de cuarzo, plagioclasa, mus covita, biotita y estaurolita como minerales principales, y una cantidad menor de granate y minerales opacos. Los minerales accesorios son la turmalina, el apatito y el circón, en tanto que la clorita y la sericita aparecen como minerales retrógrados. Las relaciones texturales indican la coexistencia de andalucita y cianita, en tanto que la sillimanita se formó en una etapa posterior a expensas del granate. ^{Ríos, et al. (2003)} definieron en la franja de Pescadero-Aratoca, al suroccidente del macizo, la zona de la sillimanita con la aparición de este mineral en esquistos con cuarzo, estaurolita, granate, muscovita y biotita. La sillimanita está asociada con el cuarzo y la muscovita como agregados de fibrolita. El granate y la estaurolita presentan evidencias de disolución. Otros minerales son la turmalina, el apatito, el circón y los opacos. Las temperaturas (T) obtenidas en estas rocas fueron de 660 a 700 °C y la presión (P), de 5,5 a 7,2 kb.

Hacia el norte y noreste de la cuchilla de Frailejones, ^{García, et al. (2005)} reportaron la presencia de sillimanita de la variedad fibrolita y prismática. ^{Castellanos, et al. (2008)} describieron en los esquistos pelíticos aflorantes al suroeste de su área de estudio una asociación mineral de cuarzo, plagioclasa, biotita y muscovita con sillimanita de la variedad fibrolita, la cual se desarrolla a la manera de agregados fibrosos, reemplazando la biotita, la mica blanca y la cianita. También ocurre en reemplazo de los bordes de la estaurolita o como inclusión en el cuarzo, la plagioclasa y las micas.

^{Ríos y Castellanos (2015}) estudiaron una secuencia metamórfica de los Esquistos del Silgará en la región de Hacarí, Norte de Santander, estableciendo un metamorfismo de tipo Buchan por la presencia de andalucita, cordierita y sillimanita como la fase de más alta temperatura. Esta secuencia estaría relacionada con el emplazamiento de plutones del Jurásico-Triásico.

Se puede afirmar, entonces, que la sillimanita es un mineral común en metapelitas de la unidad Esquistos del Silgará en diferentes sectores del macizo de Santander y bajo condiciones de facies anfibolita. Sin embargo, la presencia masiva de sillimanita, que en algunas rocas alcanza hasta el 52 % de contenido, en el cerro La Ventana y en cuchilla de Frailejones es única; esta presencia masiva también se registra en franjas delgadas de metapelitas bordeadas por cuerpos de ortoneises. Con el propósito de estudiar este mineral, se adelantaron trabajos de campo de exploración petrográfica y geoquímica, análisis con el microscopio electrónico de barrido (SEM) y cálculos termobarométricos mediante pseudosecciones.

Marco geológico

El macizo de Santander está localizado al norte de la cordillera Oriental de los Andes colombianos y forma el margen sureste del Bloque Triangular de Maracaibo. Se caracteriza por ser estructuralmente un bloque levantado, limitado en el margen occidental por el Sistema de Fallas Bucaramanga - Santa Marta con una tendencia norte-norte-occidente (^{Van Der Lelij, et al., 2015}), y en el margen oriental por el Sistema de Fallas Pamplona - Cubogón - Mercedes (^{García, et al., 2005}). Las foliaciones en el macizo de Santander presentan una tendencia norte-sur, que tiende a ser paralela al eje de la cordillera Oriental (^{García, et al., 2005}).

El basamento cristalino del macizo de Santander comprende rocas metamórficas de origen sedimentario e ígneo de edad entre el Precámbrico y Paleozoico, intruidas por rocas ígneas de edad correspondiente al Silúrico, Triásico a Cretácico y Mioceno (^{Goldsmith, et al, 1971} y ^{Mantilla, et al, 2013}). Las unidades metamórficas del macizo son: Neis de Bucaramanga; Esquistos del Silgará (s.s); Esquistos del Chicamocha, nombre asignado por ^{Mantilla, et al., 2016} a los esquistos aflorantes al suroccidente del macizo en la franja Pescadero-Aratoca; Ortoneis, y Filitas de San Pedro (^{Ward, et al., 1973}; ^{Royero & Clavijo, 2001}; ^{Mantilla, et al., 2016}). Otros autores también han reportado rocas de bajo grado de metamorfismo, como las metasedimentitas de Guaca - La Virgen (^{Royero & Clavijo, 2001}), la Formación Floresta Metamorfoseado y la Mogotes (^{Moreno, et al., 2005}). La descripción detallada de estas unidades metamórficas se ha abordado en estudios como el de ^{García, et al. (2005)}, ^{Mantilla, et al. (2016)}, ^{García, et al. (2017)}, y ^{García, et al. (2019)}, entre otros.

La zona de estudio está localizada cerca al corregimiento Ranchadero, del departa mento de Norte de Santander, en la cuchilla de Frailejones y el cerro La Ventana (Figura 1). En este sector afloran rocas de la unidad Esquistos del Silgará a manera de dos franjas alargadas en dirección noreste (NE). Estas rocas están en contacto fallado cubierto (dos fallas inferidas y la falla de Ventanas) con la unidad Ortoneis siguiendo la dirección noreste de las franjas alargadas.

Figura 1 a) Localización geográfica del macizo de Santander en los Andes colombianos. b) Mapa geológico simplificado del macizo de Santander indicando la zona de estudio (modificado de García, et al., 2019). c) Mapa geológico de la zona de estudio (base topográfica modificada de Google Earth, 2019). 

Metodología

El trabajo de campo consistió en la descripción de la presencia de la sillimanita en rocas de los Esquistos del Silgará. Se estudiaron, asimismo, las características estructurales, texturales y mineralógicas y la relación de campo con la unidad Ortoneis. Los estudios incluyeron muestreos (Figura 1).

Los estudios petrográficos se adelantaron en el laboratorio de petrografía de la Universidad Industrial de Santander con el microscopio triocular Leica DM750POL. Las abreviaturas usadas en la descripción de los minerales son las propuesta por la sub comisión en rocas metamórficas (SCMR 2007) de la Unión Internacional de Geociencias (^{Siivola, et al., 2007}). Los análisis geoquímicos se hicieron en los laboratorios de Bureau Veritas en Canadá. Los elementos mayores se determinaron por fluorescencia de rayos X. Las trazas y tierras raras se analizaron mediante espectrómetro de masas con plasma acoplado inductivamente (ICP-MS). El límite de detección para los elementos mayores se fijó en 0,01 % de peso y 0,1 y 0,01 ppm para los trazas y tierras raras. El laboratorio usó las muestras estándar STD OREAS45E, STD OREAS25A-4A, STD OREAS184, STD SY-4(D), STD OREAS45E, STD OREAS25A-4A, y QUARTZ_MDE, QUARTZ_MDE, como blancos. Los datos obtenidos se procesaron con el programa Geochemical Data Toolkit (GCDkit), versión 6.0 (^{Janoušek, et al., 2019}) de descarga gratuita en http://www.gcdkit.org/download.

Los análisis por microscopia electrónica de barrido (MEB) se realizaron en un equipo Field Emission Gun (FEG) (Quanta™ EG 650) en el Parque Tecnológico de Guatiguará-UIS. Las imágenes se tomaron en alto vacío y voltaje de aceleración de 20 kV. Las imá genes de electrones secundarios se obtuvieron con el detector Everhart Thornley (ETD) para observar la morfología, y las de electrones retrodispersados con un detector de tipo SSD para observar variaciones de composición. Los datos químicos semicuantitativos se analizaron con un voltaje de aceleración de 20Kv y un detector Edax Apolo X con una resolución de 126.1 eV (en. Mn Kα) para los análisis de espectroscopia por energía de dispersión con el programa EDX Genesis.

Los cálculos termobarométricos se hicieron con el método de pseudosección mediante el programa Theriak-Domino, v. 04/02/2017 (^{Capitani & Petrakakis, 2010}) y la base de datos termodinámica JUN92d.bs de ^{Berman (1988)}. Se construyeron los dia gramas para el sistema TiMnNKFCMASH (TiO₂, MnO, Na₂O, K₂O, FeO, CaO, MgO, AL₂O₃, SiO₂ y H₂O).

Geoquímica

La geoquímica de roca total en la unidad Esquistos del Silgará se determinó en tres muestras: esquisto muscovítico cuarzoso con cianita y sillimanita (E8-M1), esquisto sillimanítico (E9-M1) y esquisto cuarzo-micáceo con sillimanita (E14-M1). La composición geoquímica de estas rocas se presenta en la tabla 1. Los esquistos de las muestras E9-M1 y E14-M1 corresponden a metapelitas muy enriquecidas en Al₂O₃ (22,39 y 20,01 wt.%) con cantidades muy similares de SiO₂. La muestra E14-M1 está más enriquecida con Fe₂O₃total, MgO y K₂O (11,52, 3,25 y 5,02 wt.%, respectivamente) como resultado de los mayores contenidos de biotita, muscovita y granate (Tabla 2). El esquisto muscovítico cuarzoso con cianita y sillimanita de la muestra E8-M1 es más cuarzoso y presenta contenidos altos (83,39 wt.%) de SiO₂ y bajos (6,38 wt.%) de Al₂O₃.

Tabla 1 Composición química de los Esquistos del Silgará. Los mayores se expresan en porcentaje de peso de óxidos (%) y los trazas en partes por millón (ppm). 

CIA = [Al₂O₃/ (Al₂O₃ + CaO + Na₂O + K₂O)] × 100; PAAS: promedio de rocas posarqueanas de Australia; UCC: corteza superior continental.

Los valores que aparecen con signo < están por debajo del límite de detección.

Tabla 2 Localización y composición mineralógica de las rocas representativas de la unidad Esquistos del Silgará 

Qtz: cuarzo; Pl: plagioclasa; Bt: biotita; Ms: muscovita; Ttn: titanita; Tur: turmalina; Grt: granate; Ox: óxidos; Op: opacos; Zrn: zircón.

^*Coordenadas del sistema Gauss, Datum Bogotá Observatory, Origen Bogotá

Las características geoquímicas de las rocas metasedimentarias pueden emplearse para conocer el grado de meteorización de la roca parental y la proveniencia y el ambiente tectónico de formación. Para conocer la paleometeorización se usó el índice químico de alteración (CIA= [Al₂O₃/(Al₂O₃+CaO+Na₂O+K₂O)] x 100) de ^{Nesbitt & Young (1982)}. Los esquistos estudiados evidencian un intemperismo alto del protolito con índice de alteración de 77,23 (muestra E14-M1), 79,85 (muestra E8-M1) y 84,91 (muestra E9-M1), valores con tendencias similares (CIA=75,30) al promedio de las rocas sedimentarias posarqueanas de Australia (Post-Archaean Average Australian Shale, PAAS) (^{Taylor & McLennan, 1985}), pero muy superiores al de la corteza superior continental (Upper Continental Crust, UCC) de ^{Taylor & McLennan, 1981} (CIA=56,93) (Tabla 1).

Los elementos de las tierras (REE) presentan un comportamiento inmóvil durante los procesos de metamorfismo, razón por la cual guardan la signatura isotópica de la roca fuente. Los contenidos de REE analizados se normalizaron al condrito de ^{Nakamura (1974)}(Figura 2). También se presentan los patrones de referencia usados en rocas meta-sedimentarias como son el contenido de la UCC de ^{Taylor & McLennan (1981)} y el contenido promedio de las rocas PAAS de ^{McLennan (1989)}. Las muestras analizadas evidenciaron un empobrecimiento en REE con respecto a las PAAS y la UCC. Solo la muestra E14-M1 presentó contenidos más altos en REE ligeras que las de PAAS y UCC. Las rocas estudiadas muestran una anomalía negativa de Eu con una relación Eu/Eu* de 3,06-5,71 (Tabla 1). El contenido total de REE en las metapelitas (muestras E8-M1 y E9-M1) es, respectivamente, de 93,84 ppm y 103,85 ppm, inferior a la corteza superior (ΣREE = 146,37 ppm) y el PAAS (ΣREE = 183,32 ppm). La muestra E14-M1 presenta valores de ΣREE = 209 ppm superiores a la UCC y el PAAS.

Figura 2 Diagrama REE de las muestras analizadas normalizado al condrito de ^{Nakamura (1974)}  

Las relaciones Ta/Yb y Th/Yb (muestra E8-M1= 0,75 y 18,5; muestra E9-M1= 1,12 y 13,87, y muestra E14-M1= 1,21 y 12,57) indican que el ambiente tectónico del protolito de los esquistos estudiados corresponde a un margen continental activo.

Presencia de la sillimanita

La sillimanita ocurre de dos formas: 1) agregados fibrosos o individuos prismáticos siguiendo la dirección de la foliación (Sil1), y 2) agregados fibroso-radiales (Sil2).

Sillimanita1. Ocurre como variedad de la fibrolita (agregados fibrosos alargados) o individuos prismáticos que forman bandas y están orientados según la dirección de la folia ción principal de la roca. Normalmente, la Sil1 (Figura 3a-d) está presente en esquistos muscovítico-cuarzosos con cianita y sillimanita (muestra E8-M1), en esquistos sillimaníticos (muestra E9-M1) y en esquistos cuarzo-micáceos con sillimanita (muestra E14-M1).

Figura 3 Presencia de sillimanita. a-b) Sillimanita1 en afloramiento y muestra de mano; c) fibrolita en reemplazo de biotita; d) sillimanita1 de variedad prismática corta; e-f) sillimanita2 en muestra de mano y bajo el microscopio 

La Sil1 ocurre en reemplazo de biotita; este reemplazo es más intenso en los planos de exfoliación o en los bordes de la biotita (Figura 3c); cuando el reemplazo es completo, la sillimanita de variedad prismática corta tiene un tamaño de grano muy fino (20-40 μm), en tanto que la prismática alargada tiene un tamaño de grano muy fino a medio (10-80μm y 40-86μm de ancho y largo, respectivamente) (Figura 3d). La asociación inicial de cianita+biotita+muscovita+cuarzo indica condiciones del pico bárico de metamorfismo. El aumento de la temperatura facilita el reemplazo de biotita por sillimanita y, como resultado, la nueva asociación estable es de cianita+sillimanita+moscovita+cuarzo, la cual representa condiciones del pico térmico. En estas rocas también se puede presentar la sillimanita2 en forma de agregados fibrosos radiales sin orientación, asociados espacialmente con el cuarzo (ver la descripción de la sillimanita2)

Sillimanita2. Se presenta de forma radial con tonalidades blancas y amarillas asociada con cuarzo. Se puede observar esta variedad en rocas metapeliticas del cerro La Ventana: cuarcitas muscovíticas con sillimanita (muestra E3-M1), esquistos muscovíticos cuarzosos con cianita y sillimanita (muestra E8-M1).

La sillimanita2 ocurre en forma de agregados fibroso-radiales en cuarzo o zonas ale dañas a este (Figura 3f). La disposición de estos agregados no concuerda con la foliación existente en la roca, incluso si la roca contiene también sillimanita1 (muestras E8-M1, E9-M1 y E14-M1). Por ello, la presencia de la sillimanita2 indicaría un evento termal sobreimpuesto al metamorfismo barroviense.

En la figura 4 se presentan imágenes de electrones retrodispersados y espectros EDS de variedades morfológicas de sillimanita.

Figura 4 Imágenes de electrones retrodispersados de cianita (a) y su espectro EDS a la derecha y sillimanita fibrolita (b) y prismática (c). 

Condiciones de presión y temperatura del metamorfismo

Las condiciones de presión y temperatura (P-T) de las rocas estudiadas se determinaron mediante el programa Theriak-Domino, v. 04/02/2017 (^{Capitani & Petrakakis, 2010}) usando la base termodinámica JUN92d.bs de ^{Berman (1988)}. Se construyó el diagrama isoquímico (pseudosección) de la muestra E9-M1 para el sistema TiMnNKFCMASH (TiO₂, MnO, Na₂O, K₂O, FeO, CaO, MgO, Al₂O₃, SiO₂ y H₂O).

La muestra E9-M1 es un esquisto sillimanítico con asociación del pico metamórfico consistente en biotita+muscovita+cuarzo+plagioclasa+sillimanita1, con una formación de abundante sillimanita de la variedad fibrolita, lo que indica el pico térmico. La pseudosección obtenida (Figura 5) muestra un campo equivalente con la descripción petrográfica, lo que sugiere unas condiciones de T=650-720°C y P=5,5-6,9Kb.

Figura 5 Pseudosección del esquisto sillimanítico (muestra E9-M1) 

Discusión

La presencia de abundante de sillimanita con variada morfología en esquistos y cuarcitas de la unidad Esquistos del Silgará en forma de franjas delgadas, bordeadas por ortoneis plantea interrogantes acerca del metamorfismo, sus condiciones de presión y temperatura y las posibles reacciones que formaron la sillimanita. La presencia de dos tipos de sillimanita, sillimanita1 (variedad de fibrolita o prismática) y sillimanita2 (fibroso-radial) indicaría dos posibles eventos metamórficos: (i) un metamorfismo regional barroviense (presiones intermedias, altas temperaturas), que ha sido reportado en la zona de estudio (^{García, et al., 2005}; ^{Castellanos, et al., 2008}), y (ii) un metamorfismo regional o posiblemente de contacto (presiones bajas, altas temperaturas).

En el macizo de Santander la presencia de la sillimanita1 en los Esquistos del Silgará ha sido reportada en el sector suroccidental por ^{Ríos & García (2001)} y ^{Ríos, et al. (2003)} y en el central y el nororiental por ^{García, et al. (2005)} y ^{Castellanos, et al. (2008)}. En este tipo de sillimanita es clara la relación con el metamorfismo barroviense, que ha sido definido como el principal evento metamórfico de esta zona durante el Ordovícico Temprano, 471 y 479 Ma (^{Mantilla, et al., 2012}; ^{Van der Lelij, et al., 2013}; ^{García, et al., 2017}). Esta sillimanita ocurre en equilibrio con la cianita como es el caso de la muestra E8-M1. La sillimanita2 se presenta algunas veces en rocas donde aparece también la sillimanita1; sin embargo, las relaciones texturales evidencian un origen diferente al metamorfismo barroviense para la sillimanita2.

La formación de sillimanita1 podría haberse dado mediante las siguientes reacciones:

Figura 6 a-b) Evidencias de disolución de granate y resultados de la posible reacción en esquisto de cuarzo micáceo con sillimanita (muestra E14-M1); microfotografía en nicoles cruzados y paralelos. c-d) Evidencias texturales de reacciones locales de la reacción polimórfica cianita=sillimanita en esquisto muscovítico cuarzoso con cianita y sillimanita (muestra E8-M1); microfotografía en nicoles cruzados 

Evidencias como el reemplazo de cianita por muscovita y de sillimanita por biotita en un esquisto muscovítico cuarzoso con cianita y sillimanita (muestra E8-M1), podrían respaldar la formación de la sillimanita a partir de cianita con biotita y muscovita como fases intermedias de la reacción (^{Foster, 1991}). Las evidencias petrográficas se muestran en la figura 6c-d y su interpretación según ^{Foster (1991)} en la figura 7. La desestabiliza ción de cianita con formación de sillimanita1 forma parte de la secuencia prograda del metamorfismo barroviense. Las condiciones de este pico metamórfico fueron T=650-720°C y P=5,5-6,9Kb para la muestra E9-M1 (Figura 5), que en buena parte coinciden con las reportadas por ^{García, et al. (2005)} para este sector del macizo de Santander.

Figura 7 Mecanismos de reacción usando mica como catalizador de la reacción cianita = sillimanita. El material transportado de Fe, Al y K se muestra con las flechas entre las dos reacciones locales. Modificado de ^{Foster (1991)}  

Resulta más problemático explicar la presencia de la sillimanita2 de morfología fibroso radial sin orientación preferencial asociada solo con cuarzo. La presencia de este tipo de sillimanita no ha sido reportada en estudios anteriores en otros sectores del macizo de Santander.

A nivel mundial la presencia de sillimanita con características muy similares ha sido relacionada con eventos termales, ya sea por metamorfismo de contacto (^{Smith, 1945}; ^{Hash, et al, 1951}; ^{Douglass & Brew, 1985}; ^{Kerrick, 1987}; ^{Dusel-Bacon, et al, 1996}; ^{Stowell & Crawford, 2000}; ^{Stowell & Tinkham, 2003}; ^{Homam & Ghaemi, 2008}) o metamorfismo regional de tipo Buchan (^{Miyashiro, 1994}; ^{Best, 2003}; ^{Wang, et al., 2013}). Según ^{Best (2003)}, en el metamorfismo regional de tipo Buchan hay una clara similitud con las asociaciones de minerales pelíticos en aureolas metamórficas de contacto desarrolladas alrededor de intrusiones magmáticas en la corteza superficial (<10 km).

La hipótesis de un evento termal a bajas presiones se soporta también en las varia ciones en el tamaño de grano del cuarzo. Los resultados de esta medición en cuarcita muscovítica con sillimanita (muestra E3-M1), esquisto muscovítico cuarzoso con cianita y sillimanita (muestra E8-M1) y esquisto cuarzo micáceo con sillimanita (muestra E14-M1) evidencian dos poblaciones: la primera varía entre 0,08-2,05 mm y la segunda, entre 1,83-4,45 mm. La población de mayor tamaño de cuarzo evidencia un posible proceso de recristalización como reflejo de un evento termal.

Como se mencionó en el marco geológico, las franjas de Esquistos del Silgará se encuentran rodeadas de cuerpos de ortoneis. El cuerpo de ortoneis localizado al oeste se caracteriza por presentar una foliación débil en comparación con los ortoneises situados más al este. En el macizo de Santander se han reportado ortoneises del Ordo-vício Temprano con edades entre 471 y 479 Ma (^{Mantilla, et al., 2012}; ^{Van der Lelij, et al., 2013}; ^{García, et al., 2017}), emplazados de forma sintectónica durante el pico metamórfico de los Esquistos del Silgará y otros más jóvenes, de 451,5 Ma, del Ordovícico Tardío, reportados por ^{Van der Lelij (2013)}. Las características de estos últimos no se han descrito. Se considera que corresponden a ortoneises con foliación débil y estructura masiva que afloran en el contacto oeste con los Esquistos del Silgará del presente estudio.

Estas relaciones de campo, las variedades de sillimanita y su presencia apuntan a un evento termal ocasionado por el emplazamiento de un ortoneis más joven (Ordovícico Tar dío) en la etapa ligeramente posterior al pico en un ambiente con deformación menos intensa.

Conclusiones

Las rocas de la unidad Esquistos del Silgará en los sectores del cerro La Ventana y la cuchilla Frailejones presentó cantidades considerables de sillimanita, entre 18 y 52 %. Según la textura y la asociación mineralógica se encontraron dos tipos de sillimanita en la zona de estudio. La sillimanita1 en forma de agregados fibrosos o prismáticos asociada con biotita, granate, muscovita, cianita y plagioclasa, en tanto que la sillimanita2 aparece en forma de agregados fibroso-radiales asociados con cuarzo.

El pico de metamorfismo barroviense se evidencia por la asociación Bt+Ms+Pl+Qtz+ Sil1 en condiciones de temperatura entre 650 y 720°C y presiones entre 5,5 y 6,9Kb. El reemplazo de cianita por muscovita y de sillimanita por biotita en un esquisto muscovítico cuarzoso con cianita y sillimanita (muestra E8-M1) podría aportar evidencias a favor de la formación de la sillimanita a partir de cianita, siendo la biotita y la muscovita catalizadores de esta reacción.

La sillimanita2 se formó después del pico barroviense durante un evento termal, posible mente facilitado por el emplazamiento ligeramente posterior "sintectónico" de ortoneises del Ordovícico Superior.