Cuencas de la Precordillera y Cordillera Frontal

La litofacies oriental está caracterizada por sedimentos clásticos en los que la arena predomina sobre el limo y la arcilla (por ejemplo, (72 % de arena y 26 % de limo-arcilla en la Formación Loma de los Morteritos). Las dos fracciones se encuentran netamente separadas en paquetes de 10 o más metros de espesor que se repiten con regularidad; esta alternancia de bancos de distinto color y granulometría -a las areniscas gruesas y medianas corresponden colores claros, blancos, rosados o grisáceos; a las lutitas, limolitas y areniscas finas tonos más oscuros, grises, verdosos o parduscos- confiere a la pila sedimentaria un aspecto bandeado característico. La fracción arena alcanza un grado de madurez textural que varía de moderado a alto; la madurez mineralógioa, en conjunto, es menor, porque con las arenisca puramente cuarzosas (ortocuarcitas) alternan areniscas feldespática: y arcosas. La cementación es silicea o carbonática (a veces ambas combinadas) y a menudo por simple compactación. La laminación entrecruzada y las ondulitas son bastante comunes en los bancos arenosos; en algunos niveles arcillosos abundan las concreciones carbonáticas. Los rasgos señalados sugieren que el lugar de deposición fue un ambiente marino de aguas someras y próximo a la costa, es decir, un medio de alta energía, situado sobre la zona de oxidación y sujeto a la influencia de olas y corrientes; pudo tratarse de una platafonna marina de hundimiento lento, pero propensa a los movimientos oscilatorios y basculantes (plataforma móvil e inestable) aunque en los estratos basales se encuentran clastos de sedimentitas devónicas, en el resto de la columna predominan los elementos graníticos y metamórficos, indicando que el área principal de proveniencia fue un país de rocas cristalinas. Hacia el E, ya en la Precordillera y en las sierras de San Rafael, el ambiente de sedimentación pasa a ser, sobre todo en los niveles superiores de la serie, francamente continental. La litofacies occidental contrasta notablemente con la anterior. Arenas, limos y arcillas se mezclan allí en forma más homogénea y la serie adquiere un color negro grisáceo uniforme, que tiende a aclararse sólo en los términos superiores de la sucesión. Por su parte, la textura y mineralogía de los depósitos revelan rasgos muy peculiares. Los estratos arenosos (grauvacas y subgrauvacas) del miembro medio de la Formación El Plata, por ejemplo, son sedimentos de textura inmadura (granos angulosos y 40-50% de matriz limoarcillosa), pero poseen una madurez mineralógica sorprendente (80-95 % de granos de cuarzo); estas rocas, grauvacas por su textura, resultan cuarcitas por la composición de la fracción arenosa. No es raro, sin embargo, que entre los granos angulosos aparezcan algunos redondeados, indicando la mezcla de materiales sometidos a más de un ciclo de transporte. En ciertos aspectos, estos depósitos recuerdan al flysch, aunque no presentan sedimentación rítmica sino más bien caótica (como excepción en algunos niveles se observa una fina laminación gradada). En los gruesos bancos grauváquicos la estratificación es difícilmente advertible, y el pasaje de éstos a los niveles lutíticos no es brusco sino gradual y sin cambio de coloración. En las lutitas, a menudo pizarrosas se aprecia cierta proporción de materia orgánica y de pirita autigénica. Los aislados niveles conglomerádicos son en realidad pudingas: gujarros bien redondeados, por lo general de cuarzo lechoso, dispersos en una matriz grauváquica negruzca y compacta. En el miembro superior disminuye la proporción de arcilla, mejoran la selección y el redondeamiento de los granos, el color se aclara ligeramente y la estratificación, fina y paralela, es más visible. El grado de diagénesis es muy avanzado. En suma, los sedimentos de la litofacies occidental denotan haberse acumulado dentro de un medio de escasa energía situado por debajo de la zona de oxidación (ambiente reductor y de aguas c almas), en una cuenca más profunda que aquella que recibió los depósitos de la litofacies oriental y, probablemente, de hundimiento más rápido y sostenido, a juzgar por el espesor que alcanzó la pila sedimentaria, el mayor medido en series de edad carbónica. Esta litofacies, exclusiva de la Cordillera Frontal, resulta significativa aun desde el punto de vista tecto-magmático: es roca de caja del batolito variscico. Es probable que el contacto entre las dos litofacies tenga el carácter de un pasaje lateral o interdigitación y que la zona de engranaje haya constituido una línea de debilidad estructural por la cual la tectónica desmembró limpiamente la cuenca en los dos grupos de afloramientos a que nos hemos referido, el oriental, característico de la Precordillera y del borde sudoriental de la Cordillera Frontal y el occidental, propio de esta última. En forrna directa, el contacto normal no ha sido observado sino sobre el flanco E del cordón del Plata, donde el pasaje del miembro inferior al miembro medio de la Formación El Plata marcaría dicho límite interfacial (Caminos, 1964, 1965). En las Formaciones de la Cordillera Frontal la acumulación carbónica aparece como un proceso esencialmente continuo. No se han comprobado discordancias internas que indiquen la interrupción del ciclo sedimentario debido a deformaciones corticales de alto rango; tampoco han surgido evidencias que demuestren de modo fehaciente la existencia de eventos magmáticos relacionados con fenómenos diastróficos de esa categoría. El ciclo sedimentario fue perturbado, a lo sumo por oscilaciones de la cuenca capaces de producir desplazamientos de la línea costera (transgresiones y regresiones) y discordancias de pequeño ángulo dentro de los depósitos marginales, según ha sido observado en algunas de las secuencias carbónicas que afloran en el flanco occidental de la Precordillera.

Cuencas de la Cordillera Frontal
		El Cordón y Co. El Plata (5412 msnm) desde el Graben de Tunuyán.

Cuadro Estratigrafico DE LAS UNIDADES GONDWANICAS La Cordillera Frontal (Modificado De Caminos, 1972) Entre las series sedimentarias paleozoicas de la Cordillera Frontal, las formaciones carbónicas ocupan, por la extensión de sus afloramientos, una posición predominante. Son depósitos clásticos, de ambiente principalmente marino, potentes pero poco deformados en comparación con los terrenos devónicos y más antiguos infrayacentes. Afloran en cuerpos aislados, que han sido descriptos y denominados como unidades independientes entre sí, pero que corresponden sin duda a porciones de una misma cuenca sedimentaria hoy desmembrada por la tectónica. Ahora bien: consideramos importante destacar que la sedimentación carbónica en la Cordillera Frontal presenta dos litofacies marcadamente diferentes, a las que llamaremos oriental y occidental respectivamente

EDADES	CORDóN DE LA BREA	CORDóN DE COLANGüIL	CORDóN DEL TIGRE	CORDóN DEL PLATA	CORDóN DEL PORTILLO

Carbónico superior-Pérmico inferior?		Formación Agua Negra	Formación Yalguaraz	Formación El Plata Rocas Básicas del Arroyo Casas Formación Alto Tupungato Formación Loma de los Morteritos	Formación Alto Río Tunuyan Formación Las Peñas Formación Las Balas Formación Totoral
	Litofacies oriental Aflora en la Cordillera Frontal de Mendoza, al pie de los cordones del Tigre, del Plata y del Portillo. Pero es de notar que esta litofacies caracteriza también a los depósitos carbónicos que afloran en las sierras de San Rafael y en todo el flanco oeste de la Precordillera, desde la sierra de Uspallata hasta más al N de Jaguel, en la provincia de La Rioja. En la Cordillera Frontal está representada por la Formaciónes Yalguaraz, Loma de los Morteritos, Formación Totoral y Formación Las Balas (Amos y Rolleri 1965).
.			Litofacies oriental Formación Yalguaraz (Amos y Rolleri 1965). Asoma en las estribaciones orientales del cordón del Tigre, al poniente de la Pampa de las Pircas, sobre el lado oeste del valle de Uspallata. Su espesor es de 1.250 m. Se apoya en discordancia angular sobre las grauvacas y lutitas devónicas del Grupo Ciénaga del Medio, y es cubierta, de la misma manera, por las vulcanitas pérmicas de la Cordillera Frontal. Según Coira (1966), está constituida por areniscas de grano mediano a fino, de colores grises, verdosos, parduscos y amarillentos, y por lutitas y limolitas verdosas y grises negruzcas; cerca de la base, alternando con conglomeraciones y areniscas gruesas, hay dos niveles tillíticos de 250 y 50 m de potencia cada uno, con lo que resulta ser ésta la única formación carbónica de la Cordillera Frontal en la que se han reconocido depósitos de este tipo, tan comunes, en cambio, en sus correlativas de la Precordillera. En los bancos basales predominan los rodados de sedimentitas devónicas, pero en los niveles superiores prevalecen los clastos de rocas metamórficas y graníticas. Esta unidad no ha proporcionado fósiles, pero Amos y Rolleri (1965) le asignan edad carbónica media por correlación con las formaciones Hoyada Verde, unidades fosilíferas de la Precordillera que afloran en el lado opuesto del valle de Uspallata.	Litofacies oriental Formación Loma de los Morteritos (Polanski, 1958) Aflora en el borde oriental del cordón del Plata, al oeste de Potrerillos. La base no es visible, el techo está marcado por Ias vulcanitas pérmicas que se apoyan sobre los sedimentos carbónicos en discordancia angular. Está compuesta, según Caminos, por bancos gruesos y resistentes de ortocuarcitas, areniscas feldespáticas y arcosas de colores claros, blanquecinos a rosados entre los que se intercalan areniscas finas verdosas, lutitas del mismo color y limolitas pardas o moradas; hay niveles sabulíticos y conglomerados finos, no abundantes y por lo general cuarzosos. La edad de esta unidad no está documentada por fósiles, pero el autor indica, al respecto, su vinculación hacia el N con las Formaciones Tramojo y Jarillal de la Precordillera, comparables con la formación Loma de los Morteritos por su litología y ricas en invertebrados marinos de edades carbónicas media y superior según Amos (1964). Al mismo cuerpo sedimentario sedimentario pertenecerían los afloramientos situados sobre la margen N del río Mendoza (Agua de la Cortadera) en los que Amos (1966) descubrió fósiles de edad carbónica superior.	Litofacies oriental Formación Totoral (Gonzalez Díaz, 1958). Aparece en los contrafuertes del cordón del Portillo, sin base ni techo visibles que consiste en varios afloramientos limitados por fracturas y enclavado tectónicamente entre bloques del Complejo Metamórfico. El autor citado la describe como un conjunto de areniscas cuarzosas, a veces feldespáticas de grano mediano y colores claros, blancos a grisáceos formando estratos resistentes separados por bancos de lutitas abigarradas y limolitas negruzcas; son comunes las camadas conglomerádicas poli- y oligomícticas, estas últimas fonnadas por rodados de cuarzo. Gonzalez Díaz (1958), que halló en estos depósitos restos de Orbiculoidea sp. Língula sp., Carbonícola sp. y Naiadites, formas no determinativas de una posición precisa dentro del periodo Carbónico, comparó y correlacionó a la Formación Totoral con la sección inferior de los Estratos (hoy Grupo) del lmperial, aflorantes en las sierras de San Rafael y portadores de una fauna marina considerada, entonces, de edad carbónica inferior, y más tarde, según Amos (1964), de más probable edad carbónica media. Litofacies oriental Formación Las Balas (Polanski, 1958). Es un pequeño afloramiento situado al pie del cordón del Portillo, un poco al N de la salida del río Tunuyán a la llanura pedemontana Sin base visible, limita al E, por contacto tectónico, con el Complejo Metamórfico, y es cubierta en discordancia angular por las vulcanitas pérmicas. Está formada principalmente por areniscas y cuarcitas blanquecinas, a veces conglomerádicas, con intercalaciones de arcilitas cuarzosas y lutitas oscuras en la parte media de la serie. Alcanza un espesor de 700 m y no ha proporcionado fósiles.
	Litofacies occidental Aflora sólo en la Cordillera Frontal, formando una faja discontinua de afloramientos que se extiende, a lo largo de unos 700 km desde el cordón del Portillo, en la provincia de Mendoza, hasta los límites con la Puna, en el NO de La Rioja. Está representada por las siguientes unidades:
	Formación Ranchillos (Marcos et al., 1971). Esta unidad reúne a los afloramientos situados en la provincia de La Rioja, en la región de la Laguna Brava, reconocidos principalmente en extremo N del cordón de la Brea, los cerros Veladeritos, la sierra del Peñón y el cerro Carnerito, y asignados al Carbónico por sus semejanzas litológicas y estructurales con las sedimentitas neopaleozoicas de la Cordillera Frontal (Caminos, 1972 b, c). Están compuestos por areniscas grauváquicas cuarzosas, de color negro grisáceo, estratificadas en bancos gruesos y macizos, asociadas con limolitas y lutitas del mismo color, o con capas conglomerádicas finas, y a menudo metamorfizadas por contacto; algunos niveles están formados por areniscas grises verdosas con restos de plantas indeterminables. Los afloramientos desaparecen hacia el norte, cubiertos por las vulcanitas pleistocenas de la Puna.	Formación Cerro Agua Negra (Polanski, 1970) Se designa con este nombre a la gran faja de afloramientos carbónicos que se extiende por la Cordillera Frontal de San Juan desde el río Calingasta hasta los límites con La Rioja, asomando en los cordones de Olivares, Colanguil, San Guillermo, Santa Rosa y La Brea. Los afloramientos de las quebradas del Agua Negra y Conconta, caja austral del batolito de Colanguil, están compuestos según Quartino y Zardini (1967) por fangolitas y areniscas de color negro grisáceo, bien estratificadas, limolitas areniscas grauváquicas cuarzo-feldespáticas con matriz sericítico-clorítica, y pequeñas intercalaciones conglomerádicas; más al N, hacia los cordones de San Guillermo y Santa Rosa, formando la caja occidental del mismo plutón, afloran también areniscas grauváquicas alternando con lutitas negras. En grandes áreas los efectos de contacto del granito han transformado estas rocas en cornubianitas y esquistos nodulosos. En losl afloramientos de la Quebrada del Agua Negra se han hallado restos de vegetales: Gondwanidium plantianum y Rhipidopsis sp., y de invertebrados marinos: Canorinella sp (C. farlayensis), Mourlonia barrealensis (Cowper Reed) y Orthoceras sp.,(Aparicio, 1969). Furque (1962) menciona la presencia de flora de Rhacopteris y de fáunulas mal conservadas en la quebrada de las Leñas, cordón de Olivares.		Formación El Plata (Caminos, 1965). Ocupa la vertiente oriental y las cumbres del cordón del Plata y de su continuación hacia el S el cordón de Santa Clara. Se apoya en discordancia angular sobre el compIejo Metamórfico según un plano que inclina unos 65 al O; esta relación es bien visible en el flanco sudoriental del cordón del Plata. Hacia el N, el contacto normal se transforrna en tectónico. En las cumbres del cordón de Santa Clara los estratos carbónicos son cubiertos por las vulcanitas pérmicas. Esta sucesión, muy potente, ha sido dividida en tres miembros concordantes (Caminos, 1965). El miembro inferior está formado por bancos de areniscas cuarzosas y feldespáticas de colores claros entre los que se intercalan lutitas y limolitas grises verdosas y moradas; por su litoloaía, es comparable con las Formaciones Loma de los Morteritos o Totoral, unidades características de la litofacies oriental. Mide unoS 200 m de espesor. Contiene un conglomerado basal de pocos metros de potencia compuesto por rodados de cuarzo, filitas y rocas graníticas, reemplazado lateralmente por areniscas blanquecinas. El miembro medio, marcando un contraste litológico abrupto con respecto al anterior, está compuesto por bancos macizos de grauvacas y subgrauvacas cuarzosas, de color negro grisáceo, asociadas con lutitas y limolitas de igual color, a veces con reflejos azulados y salpicadas por cristales de pirita; es una serie homogénea, monótona tanto por su litología como por su color, interrumpida sólo por algunas fajas dínamometamorfizadas en las que las grauvacas se tornan medianamente esquistosas. El miembro superior está constituido por areniscas cuarzosas (protocuarcitas) de color gris plomizo a gris acerado, a veces algo verdosas, muy compactas y finamente estratificadas. El pasaje del miembro medio al superior es transicional y entre los dos determinan un paquete cuyo espesor es del orden de los 7.000 m. En la zona de Vallecitos, al O de Potrerillos, las limolitas oscuras del miembro medio contienen restos de Orbiculoidea sp, Chonetes sp., Posidonia cf. beecheri Bronn y Posidonia cf laterugata de Kon., géneros de ubicación cronológica poco precisa. Al referirse a la edad de esta unidad, el autor citado señaló su semejanza litológica con la Formación Alto Río Tunuyán, de edad carbónica superior documentada, que aflora en el cordón del Portillo y con la cual la Formación El Plata podría vincularse en relación de continuidad física. Formación Alto Tupungato (Polanski1958) Aflora en el flanco O del cordón del Plata, en el área drenada por el río Tupungato y sus afluentes, llegando sus afloramientos septentrionales hasta el valle del río Mendoza, al E de Puente del Inca. La base no es visible y su espesor es de 1.700 m. Al referirse a su litología, Polanski, 1958) destaca el predomino de una facies arenosa de colores oscuros, constituida por areniscas, ortocuarcitas y subgrauvacas con intercalaciones de lutitas, arcilitas y limolitas, menciona asimismo la presencia de pudingas. Esta unidad sólo ha proporcionado restos mal conservados de vegetales y crinoideos indeterminables.	Formación Alto Rio Tunuyán (Polanski, 1958). Aflora en, la ladera occidental del cordón del Portillo, y en el cordón de las Delicias, plegada y dislocada en varios bloques tectónicos. Ni el techo ni la base son visibles y el mayor espesor medido no supera los 1.500 m . El llamado Afloramiento del Arroyo Manso (Polanski, 1958), en contacto tectónico con esta unidad, pertenece probablemente a la misma serie. De acuerdo con las descripciones de Polanski, 1958) y de Fidalgo (1959), la Formación Alto Río Tunuyán está compuesta por sedimentitas de color gris oscuro hasta negro, clasificadas como subgrauvacas, areniscas cuarzosas, limolitas y lutitas negras algo micáceas y carbonosas, a veces con pirita; los conglomerados, poco frecuentes, forman lentes o bancos delgados y contienen, rodados de cuarzo, esquistos y rocas graníticas. Esta unidad es la que ha brindado mayores elementos de juicio sobre su edad. Fidalgo (1959) descubrió, en lutitas oscuras, restos de Linoproductus cora d'Orb., Septosyringothyris keideli Harr., Spirifer sp., Orthoceras, Productus, Chonetes indet., Orbiculoidea sp., Pseudamusium sp. y Aviculopecten cf barrealensis Reed. Anteriormente, Armando (1949) había hallado fragmentos de plantas de difícil determinación (Equisetites?). Los afloramientos de la Formación Alto Río Tunuyán se extienden hacia el N por el cordón de las Delicias hasta vincularse, a través del cordón de Santa Clara, con las Formaciones El Plata y Alto Río Tupungato. Aunque sus relaciones espaciales no han sido aún claramente establecidas, creemos probable que estas tres unidades integren en realidad un solo cuerpo rocoso, tal como se las representa en el bosquejo geológico de la Fig. 3. Las tres Formaciones están intruidas por el batolito varíscico de la Cordillera Frontal, cuyos efectos de contacto han producido aureolas de cornubianitas y de esquistos moteados cordieríticos y andalucíticos. Formación Las Peñas (Polanski, 1958) Consta de dos afloramientos aislados, pequeños, que por su ubicación en el flanco E del cordón del Portillo constituyen los asomos más orientales pertenecientes a esta litofacies. La parte inferior de la serie, en contacto tectónico con un bloque del Complejo Metamórfico, está formado por conglomerados y pudingas con clastos de rocas ígneas y meta mórficas, hacia arriba siguen areniscas, limolitas y lutitas oscura. Esta unidad no ha proporcionado fósiles.
Rasgos distintivos de las dos litofacies	La litofacies oriental está caracterizada por sedimentos clásticos en los que la arena predomina sobre el limo y la arcilla (por ejemplo, (72 % de arena y 26 % de limo-arcilla en la Formación Loma de los Morteritos). Las dos fracciones se encuentran netamente separadas en paquetes de 10 o más metros de espesor que se repiten con regularidad; esta alternancia de bancos de distinto color y granulometría -a las areniscas gruesas y medianas corresponden colores claros, blancos, rosados o grisáceos; a las lutitas, limolitas y areniscas finas tonos más oscuros, grises, verdosos o parduscos- confiere a la pila sedimentaria un aspecto bandeado característico. La fracción arena alcanza un grado de madurez textural que varía de moderado a alto; la madurez mineralógioa, en conjunto, es menor, porque con las arenisca puramente cuarzosas (ortocuarcitas) alternan areniscas feldespática: y arcosas. La cementación es silicea o carbonática (a veces ambas combinadas) y a menudo por simple compactación. La laminación entrecruzada y las ondulitas son bastante comunes en los bancos arenosos; en algunos niveles arcillosos abundan las concreciones carbonáticas. Los rasgos señalados sugieren que el lugar de deposición fue un ambiente marino de aguas someras y próximo a la costa, es decir, un medio de alta energía, situado sobre la zona de oxidación y sujeto a la influencia de olas y corrientes; pudo tratarse de una platafonna marina de hundimiento lento, pero propensa a los movimientos oscilatorios y basculantes (plataforma móvil e inestable) aunque en los estratos basales se encuentran clastos de sedimentitas devónicas, en el resto de la columna predominan los elementos graníticos y metamórficos, indicando que el área principal de proveniencia fue un país de rocas cristalinas. Hacia el E, ya en la Precordillera y en las sierras de San Rafael, el ambiente de sedimentación pasa a ser, sobre todo en los niveles superiores de la serie, francamente continental. La litofacies occidental contrasta notablemente con la anterior. Arenas, limos y arcillas se mezclan allí en forma más homogénea y la serie adquiere un color negro grisáceo uniforme, que tiende a aclararse sólo en los términos superiores de la sucesión. Por su parte, la textura y mineralogía de los depósitos revelan rasgos muy peculiares. Los estratos arenosos (grauvacas y subgrauvacas) del miembro medio de la Formación El Plata, por ejemplo, son sedimentos de textura inmadura (granos angulosos y 40-50% de matriz limoarcillosa), pero poseen una madurez mineralógica sorprendente (80-95 % de granos de cuarzo); estas rocas, grauvacas por su textura, resultan cuarcitas por la composición de la fracción arenosa. No es raro, sin embargo, que entre los granos angulosos aparezcan algunos redondeados, indicando la mezcla de materiales sometidos a más de un ciclo de transporte. En ciertos aspectos, estos depósitos recuerdan al flysch, aunque no presentan sedimentación rítmica sino más bien caótica (como excepción en algunos niveles se observa una fina laminación gradada). En los gruesos bancos grauváquicos la estratificación es difícilmente advertible, y el pasaje de éstos a los niveles lutíticos no es brusco sino gradual y sin cambio de coloración. En las lutitas, a menudo pizarrosas se aprecia cierta proporción de materia orgánica y de pirita autigénica. Los aislados niveles conglomerádicos son en realidad pudingas: gujarros bien redondeados, por lo general de cuarzo lechoso, dispersos en una matriz grauváquica negruzca y compacta. En el miembro superior disminuye la proporción de arcilla, mejoran la selección y el redondeamiento de los granos, el color se aclara ligeramente y la estratificación, fina y paralela, es más visible. El grado de diagénesis es muy avanzado. En suma, los sedimentos de la litofacies occidental denotan haberse acumulado dentro de un medio de escasa energía situado por debajo de la zona de oxidación (ambiente reductor y de aguas c almas), en una cuenca más profunda que aquella que recibió los depósitos de la litofacies oriental y, probablemente, de hundimiento más rápido y sostenido, a juzgar por el espesor que alcanzó la pila sedimentaria, el mayor medido en series de edad carbónica. Esta litofacies, exclusiva de la Cordillera Frontal, resulta significativa aun desde el punto de vista tecto-magmático: es roca de caja del batolito variscico. Es probable que el contacto entre las dos litofacies tenga el carácter de un pasaje lateral o interdigitación y que la zona de engranaje haya constituido una línea de debilidad estructural por la cual la tectónica desmembró limpiamente la cuenca en los dos grupos de afloramientos a que nos hemos referido, el oriental, característico de la Precordillera y del borde sudoriental de la Cordillera Frontal y el occidental, propio de esta última. En forrna directa, el contacto normal no ha sido observado sino sobre el flanco E del cordón del Plata, donde el pasaje del miembro inferior al miembro medio de la Formación El Plata marcaría dicho límite interfacial (Caminos, 1964, 1965). En las Formaciones de la Cordillera Frontal la acumulación carbónica aparece como un proceso esencialmente continuo. No se han comprobado discordancias internas que indiquen la interrupción del ciclo sedimentario debido a deformaciones corticales de alto rango; tampoco han surgido evidencias que demuestren de modo fehaciente la existencia de eventos magmáticos relacionados con fenómenos diastróficos de esa categoría. El ciclo sedimentario fue perturbado, a lo sumo por oscilaciones de la cuenca capaces de producir desplazamientos de la línea costera (transgresiones y regresiones) y discordancias de pequeño ángulo dentro de los depósitos marginales, según ha sido observado en algunas de las secuencias carbónicas que afloran en el flanco occidental de la Precordillera.
Edad	. De acuerdo con los pocos argumentos paleontológicos disponibles hasta la fecha, apoyados por correlaciones con unidades de la Precordillera y las sierras de San Rafael mejor documentada, la sedimentación carbónica en la Cordillera Frontal, debió abarcar, por lo menos, las partes media y superior del período Carbónico y acaso tambien la más inferior del Pérmico. El análisis de las asociaciones faunísticas realizado por Amos (1964) en la llamada cuenca carbónica de Uspallata-Calingasta-Tunuyán -que incluye a las Formaciones de la Cordillera Frontal aquí tratadas, le permitió distinguir una asociación (fauna de Levipústula) perteneciente a la parte media del Carbónico, y otra (fauna de Cancrinella) correspondiente al Carbónico superior o Pérmico inferior. En un trabajo más reciente (Amos et al., 1973) consideran que la zona de Cancrinella corresponde al Pérmico inferior.
	Perfiles Cordillera Frontal (Caminos, 1979)

BIBLIOGRAFIA Caminos, R., 1965. Geología de la vertiente oriental del Cordón del Plata, Cordillera Frontal de Mendoza. Asociación Geológica Argentina, Revista XX(3): 351-392. Caminos, R., 1979, Cordillera Frontal: en: Geologia Regional Argentina (Ed. J.C.M. Turner). Academia Nacional de Ciencias, I, 397-453 Gonzalez Diaz, E.F. 1958. Estructuras del basamento y del neopaleozoico en los contrafuertes nordorientales del Cordón del Portillo, Porvincia de Mendoza. Asociación Geológica Argentina, Revista XII, (2), 98-133. Heredia, N., Rodríguez Fernandez, L. R., Gallastegui, G., Busquets, P., and Colombo, F. 2002. Geological setting of the Argentine Frontal Cordillera in the flat-slab segment (30° 00-´31°30´S latitude Journ. South American Earth Sciences, 15: 79-99. Polanski, J., 1958. El bloque Variscico de la Cordillera Frontal. Asociación Geológica Argentina, Revista XII, 165-196. Polanski, J., 1964. Descripción geológica de la Hoja 25a, Volcán San José (Provincia de Mendoza). Boletín 98. Dirección Nacional de Geología y Minería, Secretaría de Estado de Minería, 94 p. Polanski, J., 1972. Descripción Geológica de la Hoja 24 a-b, Cerro Tupungato, (Provincia de Mendoza). Boletín 165. Servicio Geológico Nacional, Secretaría de Estado de Mineria. 117 p.