CUENCA USPALLATA-IGLESIA

UBICACIÓN Y LÍMITES
La cuenca Uspallata-Iglesia consiste en una angosta faja con orientación meridiana ubicada entre la Protoprecordillera (actuales sierras de Tontal, Invernada, Volcán y porción meridional de La Punilla) al este, y el arco magmático? (Choiyoi?) al oeste, aproximadamente en lo que es hoy la frontera con Chile. Hacia el norte sus afloramientos se pierden debajo de las volcanitas cenozoicas de la Puna austral, al norte de los 28° de latitud sur en la provincia de Catamarca, en tanto que hacia el sur se cierra en el extremo austral de la Cordillera Frontal mendocina (~34°de latitud Sur).

Su extensión aproximada es de 50.000 km2 y en ella se alojan depósitos clásticos marinos, mixtos y en parte continentales,que cubren un lapso de aproximadamente 85 Ma, entre el Carbonífero temprano y el Pérmico temprano. Tradicionalmente, los depósitos de esta cuenca han sido considerados como formando parte de dos cuencas separadas: Río Blanco (al norte) y Calingasta-Uspallata (al sur). Si bien no hay razones tectosedimentarias ni estratigráficas que justifiquen tal separación, por razones puramente de uso, su tratamiento se efectuará separadamente, considerándolas subcuencas de la de Uspallata-Iglesia tal como fuera propuesto por González (1985).

Por otra parte, es muy probable que futuros estudios permitan vincular estas subcuencas hacia el norte con la de Arizaro, también de retroarco, la cual contiene depósitos neopaleozoicos en parte terrígenos y en parte carbonatados (Aceñolaza et al., 1972).

SUBCUENCA RIO BLANCO

La subcuenca Río Blanco comprende los depósitos de la parte norte de la Precordillera y del flanco oriental de la Cordillera Frontal, en las provincias de La Rioja y San Juan. Su piso estructural se halla formado por rocas de origen variado correspondientes a distintos terranes, donde las rocas neopaleozoicas suprayacen en parte al terreno Pampeano, a las sedimentitas del Paleozoico inferior del terreno Precordillera y a las leptometamorfitas del terreno Chilenia Sus límites estructurales son en cierta medida imprecisos, en parte debido a los recientes hallazgos paleobotánicos efectuados en el borde oriental de la sierra de La Punilla (Morel et al., 1993; Fauqué et al., 1989; Carrizo, 1998), los cuales demuestran que durante el comienzo del Carbonífero esta sierra no era un elemento positivo.

Así, en el este-nordeste de esa sierra y en contacto tectónico con rocas del basamento de la sierra de Cacho, se apoyan sedimentitas del Carbonífero inferior. Esto sugiere que el límite nororiental de esta subcuenca podrían ser las Sierras Pampeanas occidentales, mientras que el resto del límite oriental estaría complementado por el incipiente ascenso de la Protoprecordillera. Su límite occidental habría estado conformado por el arco volcánico ubicado aproximadamente en la frontera argentino-chilena. Finalmente, sus límites norte y sur son transicionales.

Por el sur, no hay en apariencia razones estructurales que la separen de la subcuenca Calingasta-Uspallata, puesto que ambas comparten la depresión de trasarco de orientación meridiana resultante de la acreción de Chilenia. Por el norte, los depósitos carbonífero-pérmicos se continúan saltuariamente en el área limítrofe de Catamarca-La Rioja hasta desaparecer debajo de las volcanitas cenozoicas de la Puna. A. Flanco occidental de las sierras de La Punilla y del Volcán.

1) Vertiente occidental de las sierras de La Punilla y del Volcán

Se reconocen los lugares clásicos de estudio de esta subcuenca. En las proximidades de Malimán afloran sedimentitas devónicas y carboníferas que fueron analizadas inicialmente por Furque (1956, 1958, 1963), quien separó las carboníferas en dos unidades a las cuales denominó Volcán y Panacán. En esos relevamientos el autor citado observó contacto tectónico entre esas unidades. La columna devónico-carbonífera propuesta por Furque fue posteriormente modificada; uno de esos cambios surgió de una nueva interpretación de la antigüedad de la paleoflora contenida en la parte continental de la Formación Chavela (Furque, 1956), que permitió reubicar esas sedimentitas en el Carbonífero inferior (Cuerda et al., 1968). Un estudio detallado de esas unidades fue realizado por Scalabrini Ortiz (1972a), quien identificó dos nuevas formaciones, Malimán y Cortaderas, discordantes entre sí y parcialmente equivalentes a las Formaciones Volcán y Panacán. El miembro continental Chavela pasó a integrar la nueva Formación Malimán, unidad esta que suprayace en discordancia angular a las sedimentitas devónicas (Scalabrini Ortiz, 1972a; Furque y Baldis, 1973) Grupo Angualasto En este grupo se incluyen las formaciones eocarboníferas Malimán, Cortaderas y Del Ratón. Recientemente, Carrizo (1998) incorpora al mismo las Formaciones Agua de Lucho, Cerro Tres Cóndores y Punilla. Limarino y Césari (1992) proponen su estratotipo en la quebrada Cortaderas, al oeste de sierra de La Punilla, estiman un espesor mínimo de 2400 m (Figura 12B), y señalan una relación discordante con las rocas devónicas de las Formaciones Chigua y El Planchón, mientras que para el techo indican una superficie de erosión en la quebrada ya citada y un contacto tectónico en el km 117 de la quebrada del río San Juan.

Formación Malimán
La Formación Malimán (Scalabrini Ortiz, 1972a), con 1300 m de espesor, descansa en discordancia angular sobre la Formación Chigua (devónica), mientras que su contacto con la suprayacente Formación Cortaderas fue motivo de distintas interpretaciones.

La relación de discordancia erosiva sustentada por Scalabrini Ortiz (1972a), Aceñolaza y Toselli (1981) y Azcuy (1985), fue puesta en duda por Limarino et al. (1988), Caminos et al. (1990) y Limarino y Césari (1992), quienes consideran que la supuesta discordancia no está vinculada a movimientos diastróficos, sino que responde a procesos eustáticos. Sus afloramientos se extienden al oeste de las sierras de La Punilla y del Volcán y presentan una estructura homoclinal vertical. La secuencia comienza con paraconglomerados sobre los cuales se disponen areniscas portadoras de una asociación de licofitas herbáceas, entre ellas Archaeosigillaria conferta y Malimaniun furquei, fitozona Archaeosigillaria-Malimaniun Carrizo (1998).

Por encima, se ubican bancos potentes de areniscas con intercalaciones de pelitas macizas, donde son frecuentes los niveles con fauna marina caracterizada por Protocanites scalabrinii y Septemirostellum? chavelensis, zona Protocanites González (1981a) o Fauna Malimaniana González (1993a). Continúa el perfil con una alternancia de areniscas y limolitas con participación de diamictitas. Estos niveles arenosopelíticos se caracterizan por la abundancia de Frenguellia eximia y otras improntas de pteridospermópsidas, fitozona
Frenguellia-Paulophyton Carrizo (1998).

La sección superior está constituida por bancos potentes de areniscas y niveles de ortoconglomerados. En las intercalaciones pelíticas y en las areniscas, son frecuentes improntas de las especies integrantes de la fitozona Frenguellia-Paulophyton. La nueva zonación es el resultado del estudio de las asociaciones paleoflorísticas del Carbonífero temprano de Argentina realizado por Carrizo (1998), quien establece para ese lapso la siguiente sucesión de biozonas, comenzando por la más antigua: Archaeosigillaria-Malimaniun, Protocanites y Frenguellia-Paulophyton.

Estas sedimentitas se depositaron en un ambiente marino litoral con intercalaciones de facies de mar alto (Limarino y Césari, 1992). Los depósitos litorales varían hasta pasar a continentales con niveles de paleosuelos.

Formación Cortaderas
La Formación Cortaderas (Scalabrini Ortiz, 1972a) tiene un espesor de 1200 m y suprayace a la Formación Malimán. La supuesta relación discordante entre ambas unidades litoestratigráficas ha sido reinterpretada por Limarino y Césari (1992), quienes consideran que los bancos de conglomerados basales y sus variaciones de espesor, corresponden a facies de abanico deltaico ligados a alteraciones del nivel del mar. En forma parcial comparte la estructura homoclinal con la Formación Malimán, mientras que pueden apreciarse repeticiones de parte de sus miembros medio y superior por efecto de la estructura sinclinal. El techo, desconocido, es una superfice de erosión.
En esta unidad Scalabrini Ortiz (1972a) reconoció de base a techo tres miembros: el inferior, de conglomerados verdoso-gris oscuros, el medio, de areniscas gris verdosas y el superior, de limolitas y conglomerados verdosos. En el miembro inferior se destacan potentes bancos de ortoconglomerados. Césari y Limarino (1992) identificaron microplancton marino en niveles carbonosos ubicados en la parte basal de los conglomerados. En su parte cuspidal se intercalan areniscas medianas con lentes pelíticos, donde se reconocen paleosuelos y abundante megaflora (Machado, 1987; Césari y Limarino, 1992; Carrizo, 1998).
El miembro medio de la secuencia se caracteriza por el predominio de psamitas y en menor proporción pelitas e intercalaciones de conglomerados. Varios niveles paleoflorísticos se reconocieron a lo largo de este miembro (Machado, 1987; Carrizo, 1998).

El miembro superior del perfil se distingue por su granulometría fina, donde son frecuentes areniscas y pelitas con intercalaciones de diamictitas. Estas fueron analizadas por Limarino y Page (1990), González (1990a) y Limarino y Césari (1992), quienes reconocen estructuras de impacto, clastos facetados y superficies estriadas. Los elementos paleoflorísticos desde la base hasta los niveles más altos de la sección superior pertenecen a la fitozona Frenguellia-Paulophyton (Carrizo, 1998). Sobre las rocas glacigénicas se apoya un paquete de unos 20 m de espesor de areniscas finas, que no presentan evidencias glaciarias (Limarino y Césari, 1992). En ellas,
Carrizo (1990), cita elementos de la zona MBG Archangelsky y Azcuy (1985), de antigüedad carbonífera tardía.
La Formación Cortaderas comenzó a depositarse bajo condiciones marino-litorales hasta continentales, con ambientes fluviales de alta sinuosidad. Esas condiciones continentales fueron interrumpidas por transgresiones que generaron depósitos de plataforma y glacimarinos distales (Limarino y Page, 1990; Limarino y Césari, 1992).

3) Bolsón de Jagüé - Sierra de Las Minitas

En el bolsón de Jagüé-sierra de Las Minitas, potentes secuencias del Carbonífero inferior fueron señaladas en años recientes por González y Bossi (1986), quienes las nominaron Formación Jagüel, con base desconocida y en relación de discordancia angular con la suprayacente Formación Punta del Agua. Poco después, González y Bossi (1987), describen dos nuevas unidades litoestratigráficas: las Formaciones Agua de Lucho y Cerro Tres Cóndores

Según estos autores, la primera unidad, con fauna marina y base desconocida, infrayace en discordancia angular a la Formación Cerro Tres Cóndores yésta a su vez, infrayace en contacto paraconcordante? a los conglomerados del cerro Punta Negra, psefitas que incluyen en la Formación Punta del Agua (Aceñolaza, 1971). Indican además, que la relación entre las Formaciones Agua de Lucho y Jagüel es desconocida.
Caminos et al. (1990) y Fauqué y Limarino (1992) proponen un nuevo ordenamiento estratigráfico para esas sedimentitas.

Los primeros autores dividen la secuencia en tres secciones sin asignar nombres formales, mientras que los segundos las denominan Formación Jagüel. Se indica además que el magmatismo presente en la comarca es intenso en el área sud-sudoeste del bolsón de Jagüé, donde diques y stocks intruyen las rocas eocarboníferas. Carrizo (1998), al realizar el estudio geológico y paleoflorístico de las sedimentitas aflorantes en la sierra de Las Minitas y los cerros Mudadero, Tres Cóndores y Agua de Lucho, concluye que en esta secuencia sedimentaria se distinguen dos formaciones: una inferior, Agua de Lucho y otra superior, Cerro Tres Cóndores, incorporando en esta última unidad la secuencia del cerro Mudadero (véase la Figura 15B). Carrizo (1998) incluye ambas formaciones dentro del Grupo Angualasto y señala la necesidad de abandonar el término Jagüel por cuanto el mismo ha sido previamente utilizado para denominar una secuencia cretácica en la cuenca Neuquina, Formación Jagüel (Windhausen, 1914; Bertels, 1969).

. Formación Agua de Lucho
Descripta por González y Bossi, 1987, aflora principalmente en el cerro Agua de Lucho y en el área occidental de la sierra de Las Minitas (Figuras 13 y 15A). Sin base visible, infrayace en relación aparentemente continua a la Formación Cerro Tres Cóndores. Su espesor es de aproximadamente 800 metros. Es una secuencia esencialmente pelítico-arenosa.

La sección inferior consiste en una alternancia de pelitas y areniscas de color verde oliva a las que siguen pelitas laminadas grises, en su mayor parte plegadas e intruidas por cuerpos y diques diorítico-tonalíticos. En tres niveles fosilíferos de esta sección, Carrizo (1998) identificó una asociación paleoflorística compuesta por licofitas herbáceas y filicópsidas primitivas, donde se destacan, entre otras, Archaeosigillaria conferta y Malimaniun furquei, pertenecientes a la fitozona Archaeosigillaria-Malimaniun Carrizo (1998).

Sobre la base de estos elementos paleoflorísticos, este autor indicó una antigüedad del Tournaisiano temprano temprano para esta sección de la unidad. La secuencia continúa con pelitas grises estratificadas en capas delgadas que alternan con areniscas medianas a finas, en las cuales ha sido reconocida la fauna marina correspondiente a la zona Protocanites González (1981a).

Formación Cerro Tres Cóndores
La Formación Cerro Tres Cóndores (González y Bossi, 1987) aflora en el cerro homónimo, cerro Mudadero y en el área oriental de la sierra de Las Minitas (Figura 15A). Suprayace en aparente concordancia a la Formación Agua de Lucho e infrayace a los conglomerados de Punta del Agua (Carbonífero inferior?). El perfil tipo es el del cerro Tres Cóndores con un espesor de aproximadamente 2000 m (Figura 16). La secuencia se inicia con paraconglomerados, a los que siguen una alternancia de areniscas y pelitas; en las secciones media y superior presenta un fuerte predominio de psamitas .

Corresponde a un ambiente marino litoral en la base que continúa en progresiva continentalización hacia el techo, con ambientes fluvio-lacustres a netamente fluviales en el resto de la secuencia. Es una unidad rica en fósiles vegetales pertenecientes a la fitozona Frenguellia- Paulophyton Carrizo (1998).

4. Río del Peñón. Áreas Río Frío-Agua de Carlos

Formación Río del Peñón
La localidad tipo de esta unidad litoestratigráfica es el río del Peñón. Estos afloramientos, ubicados al oeste del bolsón de Jagüé, entre Punta del Agua y Rincón Blanco (Figura 17A), fueron denominados como Peñoniano (Borrello, 1955), Formación Volcán (Aceñolaza, 1971), Formación Tupe (Aceñolaza et al., 1971) o Formación Quebrada Larga (Scalabrini Ortiz, 1972a).

Posteriormente, González y Bossi (1986), al estudiarla en detalle, priorizan y adecúan el nombre identificando la unidad como Formación Río del Peñón. Según González y Bossi (1986), suprayace en forma normal a la Formación Punta del Agua (Aceñolaza, 1971) y su techo es una superficie de erosión. En cambio, Scalabrini Ortiz y Arrondo (1973) consideran una relación discordante con los sedimentos volcaniclásticos infrayacentes. Más recientemente, Fauqué y Limarino (1992) postulan que las volcanitas asignadas a la Formación Punta del Agua corresponden a una facies de la Formación Río del Peñón y que el conjunto neocarbonífero suprayace en discordancia angular a sedimentitas eocarboníferas.

En el perfil tipo se reconocen dos miembros, de los cuales el inferior es continental, arenoso, de colores claros y culmina con pelitas oscuras (Figura 17B). En esos niveles finos Carrizo (1998) describe conspicuos elementos de la fitozona MBG Archangelsky y Azcuy (1985). Transicionalmente se dispone el miembro superior esencialmente marino, psamo-pelítico, de colores grises y verdosos con abundantes invertebrados marinos en su tercio inferior, referidos primero como«fauna intermedia» González (1985) y posteriormente descriptos como zona Tivertonia jachalensis- Streptorhynchus inaequiornatus Sabattini et al. (1991). Hacia arriba se observa una progresiva continentalización.
Sobre la base del contenido paleontológico se postula una antigüedad del Carbonífero tardío-Pérmico temprano?.

Recientemente, González (1997), sobre la base de bivalvos refiere la unidad al Carbonífero tardío tardío. Por otra parte, en el sector del río Frío (Figura 5C), Aceñolaza (1970) y Aceñolaza et al. (1971) identifican afloramientos neopaleozoicas con flora de «Rhacopteris» e icnitas referidas a Orchesteropus atavus Frengüelli, que son asimilados a esta unidad por su litología y contenido paleoflorístico. En el área de Agua de Carlos (Figura 15A), Fauqué y Limarino (1992) reconocen sedimentitas neocarboníferas que incluyen en la Formación Río del Peñón. Los mencionados autores estiman que, mediante discordancia angular fuerte, suprayacen a rocas eocarboníferas, mientras que su techo está cubierto por contacto de falla por la Formación Santo Domingo, de probable antigüedad triásica. En cuanto a su relación de base, en esta área Carrizo y Azcuy (1997) identifican el contacto discordante asignándole a las ritmitas plegadas infrayacentes una antigüedad devónica (véase la Figura 15A). Por otra parte, las localidades plantíferas reconocidas inmediatamente por encima de la discordancia (Carrizo y Azcuy, 1995; Carrizo, 1998) contienen elementos de la fitozona de Intervalo Archangelsky y Cúneo (1991), lo cual indica la existencia de un importante hiato.

Formación Punta del Agua

Sus afloramientos (Aceñolaza, 1971) se encuentran en ambos flancos del sinclinal del Rincón Blanco (Figura 17A).
Infrayacen a las sedimentitas carboníferas de la Formación Río del Peñón y, según González y Bossi (1986), suprayacen en discordancia a rocas del Carbonífero inferior. Estos autores lo definen como un complejo sedimentario volcánico constituido por conglomerados, diamictitas, areniscas y andesitas; sobre la base de las características litológicas y el comportamiento estructural, sostienen que los conglomerados del cerro Punta Negra corresponden a la misma unidad. Sin embargo, la hipótesis de tal equivalencia no es compartida por Caminos et al. (1990), quienes ubican las psefitas del cerro Punta Negra en el Carbonífero inferior. Por otra parte, Fauqué y Limarino (1992) consideran que en río del Peñón la intercalación volcánica no es una unidad independiente, sino que representa una interrupción local de la sedimentación neocarbonífera.

Depocentro Maradona: Formación Del Ratón

La Formación Del Ratón (Guerstein et al., 1965) aflora en la Precordillera de San Juan, al pie occidental de las sierras del Tigre-Tontal en ambas márgenes del río San Juan, entre los km 113 y 117 de la ruta nacional 20 que une las ciudades de San Juan y Calingasta (Figura 21). Son las sedimentitas eocarboníferas más antiguas reconocidas en la subcuenca Calingasta-Uspallata con una potencia aproximada de 900 m y, junto con los restantes depósitos del Carbonífero inferior de la subcuenca Río Blanco, integran el Grupo Angualasto (Limarino y Césari, 1992; Carrizo, 1998). Al sur del río San Juan, la Formación Del Ratón se apoya en discordancia angular de tipo A sobre sedimentitas devónicas de la infrayacente Formación Codo (Quartino et al., 1971). Una falla inversa suprime su techo y la pone en contacto tectónico con la Formación El Planchón (Devónico inferior-medio; Sessarego, 1988). La sucesión sedimentaria de estructura homoclinal, presenta secuencias grano-estratodecrecientes con una mayoritaria participación de conglomerados gruesos con rodados imbricados a los que siguen en abundancia areniscas medianas a finas con pelitas subordinadas.

Los niveles con megaflora se reconocen en las secciones inferior y superior del perfil (Azcuy et al., 1981; Sessarego, 1988; Arrondo et al., 1991). En la inferior, escasos restos de plantas y palinomorfos se ubican en las secuencias correspondientes a facies de abanico aluvial medio-distal y en sedimentitas de facies fluvial entrelazada con niveles de paleosuelos. En la sección superior, por arriba de los conglomerados, la tafoflora tiene mayor abundancia y mejor preservación, donde los niveles paleoflorísticos se intercalan con niveles de paleosuelos en secuencias de facies fluvial entrelazada y de planicie aluvial.

Se trata de una paleoflora autóctona que posee elementos pertenecientes a la fitozona Frenguellia-Paulophyton Carrizo (1998), de edad eocarbonífera tardía. Según De Rosa (1983) y Sessarego (1988), los depósitos de la Formación Del Ratón corresponden a distintos paleoambientes fluviales, de abanico aluvial proximal-distal, fluvial entrelazado y planicies aluviales de ríos con moderada a alta sinuosidad que se depositaron en una cuenca intermontana con orientación general nornoroeste-sursureste (Sessarego, 1988).

Borde oeste de la Precordillera: Formación San Eduardo La Formación San Eduardo (Mésigos, 1953; González, 1993a) aflora en la sierra de Barreal y está compuesta por los Miembros El Paso y Hoyada Verde (Figura 22). Sin embargo, otras dos unidades, las Formaciones La Capilla y Leoncito, cuyos afloramientos están aislados aunque relativamente próximos, contienen elementos de la zona Levipustula Amos y Rolleri (1965) y son consideradas correlacionables con parte del Miembro Hoyada Verde. Miembro El Paso Sus afloramientos no son extensos y se ubican en el extremo suroriental de la sierra de Barreal (Figuras 20, 22A y 23). El Miembro El Paso (Mésigos, 1953; González, 1993a) se dispone en discordancia angular de tipo A sobre rocas de la Formación Hilario (Ordovícico?) y está cubierto mediante una discontinuidad de tipo B por la Sección A (=Formación Tres Saltos») de la Formación Pituil. Su potencia es cercana a los 200 metros. Taboada (1991) reconoció tres facies sedimentarias recurrentes, las que se mencionan a continuación: La facies 1 de diamictitas está compuesta principalmente por paraconglomerados cuya relación clasto/matriz varía entre 30% y 10% aproximadamente. La facies 2, de areniscas y conglomerados, se reconoce en la parte basal y media de la unidad y consiste de ortoconglomerados finos a medianos con estratificación grosera o estructura maciza; las areniscas se disponen en bancos tabulares con estratificación paralela o en bancos macizos de hasta un metro de potencia. La facies 3 de lutitas y limolitas laminadas está presente en el tramo superior de la unidad en finos bancos de hasta 1-2cm donde aparecen estructuras cono en cono, escasos cadilitos e invertebrados marinos fósiles. La fauna de esta unidad fue estudiada por Taboada (1989), quien estableció la zona de Rugosochonetes- Bulahdelia, a la cual le atribuyó una edad carbonífera temprana tardía (Viseano-Namuriano) Miembro Hoyada Verde Esta unidad (Mésigos, 1953; González, 1993a) se reconoce en el núcleo del braquiantinclinal de la localidad de Hoyada Verde, a unos 3 km al este de Barreal (Figuras 20, 22 y 23). Su relación de base es desconocida e infrayace mediante una discontinuidad de tipo B a la Sección A de la Formación Pituil (véase más arriba «Discordancias y Glaciación» y Figura 22B). Según Mésigos (1953) su espesor es de alrededor de 330 metros. López Gamundí (1983), al analizar la sedimentación de esta secuencia, reconoce que tres de las cuatro facies sedimentarias estudiadas son de origen glacimarino: La facies 1: pelitas y limolitas con clastos, se compone de lutitas y limolitas oscuras con cadilitos dispersos. Las lutitas se presentan en delgados bancos que no exceden los 5 cm de potencia y muestran frecuentes estructuras de impacto. La facies 2: fangolitas guijosas, presenta bancos de hasta 50 cm con estratificación definida y abundantes cadilitos o bancos de fangolitas arenosas groseramente estratificadas. Es frecuente que el tamaño de los clastos caídos supere el espesor de los estratos. La facies 3: areniscas guijosas con bloques y lentes sabulíticos, se caracteriza por la falta de estratificación y la presencia de clastos de 1 a 6 centímetros. Los clastos que contienen estas areniscas son estriados y noorientados. Los pavimentos de bloques estriados (origen glacial) que aparecen en el techo de esta facies, fueron estudiados en detalle por González (1981b), quien los describió como de tipo intertill; por otra parte López Gamundí (1983), les adjudicó una extensión de 320 m y propuso un modelo sedimentario para su origen relacionado con secuencias glacimarinas próximas a la costa. La facies 4: lutitas y limolitas arenosas con estratificación ondulítica, se dispone por encima de los pavimentos y no se considera resultado de los procesos de sedimentación glacimarina como las tres primeras. La asociación de invertebrados marinos relacionada con estas facies constituye la zona de Levipustula levis de antigüe-dad namuriana-westphaliana temprana (González y Taboada, 1988; González, 1993a).

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Borde oeste de la Precordillera: Formación La Capilla
En los alrededores de Calingasta y cerca de la confluencia de los ríos Castaño y Los Patos se han reconocido pequeños afloramientos saltuarios de escaso espesor (Amos, Baldis y Csaky et al., 1963) en relación discordante de tipo A sobre la Formación Calingasta? (González y Taboada, 1987) de antigüedad silúrica. En los bancos de pelitas de estos depósitos ha sido hallada Levipustula levis. Una nueva localidad fosilífera, probablemente correspondiente a esta formación fue citada por González y Taboada (1987), quienes si bien no hallaron Levispustula levis reconocieron la mayoría de los elementos de esa zona. Esta unidad litológica se correlaciona parcialmente con el Miembro Hoyada Verde (Taboada, 1996, 1997).

Borde oeste de la Precordillera: Formación Leoncito
Al este del barreal de Leoncito (Keidel, 1939; Baldis, 1964), sobre la margen sur del arroyo de Las Cabeceras y en las proximidades del Observatorio Astronómico (Figura 20), afloran depósitos aislados de pelitas y areniscas finas con fauna de Levipustula levis, los cuales tienen una potencia aproximada de 30 m y se apoyan en discordancia de tipo A sobre rocas del «pretilítico». Sobre estas areniscas se disponen diamictitas en bancos de hasta 1 m de potencia, uno de los cuales culmina en un pavimento glacial intraformacional (López Gamundí y Rossello, 1995).

El pavimento exhibe superficialmente formas abovedadas y estrías paralelas a subparalelas que indican un sentido sureste-noroeste, similar al reconocido por Milana y Bercovski (1993) en la Precordillera Central (cuenca Paganzo), pero muy distinto del sentido norte-sur obtenido por González (1981b) en el pavimento de bloques del Miembro Hoyada Verde (véase la Figura 5B). Estos valores sugieren una topografía compleja y una tendencia general norte-sur, hipótesis ésta que se contrapone con la idea generalizada de pendientes hacia el oeste (López Gamundí y Rossello, 1995). La Formación Leoncito se correlaciona por su contenido faunístico y sus evidencias glaciales con parte del Miembro Hoyada Verde.

Borde oeste de la Precordillera: Formación Pituil
Esta unidad, establecida originalmente como un grupo por Amos y Rolleri (1965), incluía las Formaciones Tres Saltos, Esquina Gris y Mono Verde y fue atribuido por esos autores al Carbonífero tardío-Pérmico temprano. Posteriormente, Taboada (1990) y Carrizo (1990) sugieren la inclusión de la Formación El Retamo dentro del grupo, atribuyéndole una edad carbonífera tardía. Taboada (1996, 1997), al revisar las unidades arriba mencionadas, reconoce en ellas una fuerte similitud litológica y semejante contenido paleontológico, por lo cual propone reunirlas bajo la denominación común de Formación Pituil.

En ella distingue cuatro secciones: A, B, C y D que se equiparan con las Formaciones Tres Saltos, Esquina Gris, Mono Verde y El Retamo, respectivamente (Figura 24). Por otra parte, basado en el hallazgo de invertebrados marinos en las vecinas Formaciones Majaditas y Ansilta (Figura 20), Taboada (1996, 1997) propone su correlación con el Miembro El Paso de la Formación San Eduardo, asignándole a ambas formaciones una probable antigüedad viseana tardía. Sin embargo, el reciente análisis del contenido paleoflorístico de las Formaciones Majaditas y Ansilta (Carrizo, m.s.), ha permitido el reconocimiento de elementos característicos de la fitozona MBG, correlacionables con los de la Formación Pituil, cuya edad es carbonífera tardía.

Sección A (=Formación Tres Saltos) Esta sección de la Formación Pituil (Mésigos, 1953; Taboada, 1997) aflora en el braquianticlinal de Barreal y en la quebrada de Cepeda. Su espesor máximo varía según los autores entre 387 m (Taboada, 1997) y 741 m (Amos y Rolleri, 1965). Su relación de base con la Formación San Eduardo es una discontinuidad de tipo B (ya discutida más arriba; Figuras 22B y 24) e infrayace en discordancia al Grupo Barreal (Triásico). La sección comienza con diamictitas a las cuales suceden areniscas con estratificación paralela. Hacia la mitad de la sección fueron reconocidos niveles con invertebrados marinos que Taboada (1997) ubica cronológicamente en el Carbonífero tardío.

Sección B (=Formación Esquina Gris) Aflora solamente en la sierra de Barreal con una potencia próxima a los 400 m (Figuras 22A y 24). Sus tramos basales contienen pequeños lentes conglomerádicos aparentemente no vinculados con eventos glaciarios. Cerca de la mitad de la sección se reconocen dos niveles fosilíferos con invertebrados marinos que Taboada (1997) refiere al Carbonífero tardío.

Sección C (=Formación Mono Verde) Esta sección (Mésigos, 1953; Taboada, 1997) se reconoce en ambos flancos de la sierra de Barreal con un espesor de unos 250 m (Figuras 22A y 24). Los tramos basales son areniscas con laminación paralela portadoras de dos niveles con invertebrados marinos cuya edad es atribuida al Carbonífero tardío (Taboada, 1997).

Sección D (=Formación El Retamo) Esta sección (Mésigos, 1953; Taboada, 1997) aflora en la sierra de Barreal con una potencia cercana a los 200 m (Figuras 22A y 24). Descansa mediante contacto tectónico sobre capas de la Sección A e infrayace al Grupo Barreal (Triásico). En la sección superior del perfil fue reconocida, en concreciones carbonosas, una pequeña asociación palinológica que junto con los restos de plantas de la fitozona MBG, hallados en niveles lutíticos superiores, confirman una antigüedad carbonífera tardía para esta unidad (Carrizo, 1990, 1992; Césari, 1992).

El estudio de las antiguas unidades formacionales ahora reunidas en la Formación Pituil, permitió reconocer en los estratos portadores de invertebrados marinos, un nivel de referencia (Figura 24), el cual posibilitó la correlación de las actuales secciones. El análisis de las faunas, impulsó la creación de la zona Balakhonia-Geniculifera Taboada (1997), asignada al Carbonífero tardío.

Borde oeste de la Precordillera: Formación Majaditas
La Formación Majaditas (Amos y Rolleri, 1965) se halla expuesta al sureste de Barreal, en el margen norte del arroyo de las Cabeceras, con un espesor de alrededor de 650 m (Figura 20). Se dispone en discordancia de tipo A sobre rocas del «pretilítico» y su techo es desconocido. Su parte basal se caracteriza por depósitos diamictíticos que hacia arriba pasan a pelitas y areniscas para culminar con depósitos de areniscas gruesas y conglomerados. Recientemente, la Formación Majaditas brindó fósiles marinos (Taboada, 1996, 1997) que sugieren su correlación con el Miembro El Paso de la Formación San Eduardo. La variada asociación paleoflorística coleccionada en niveles próximos, abre un interrogante acerca de su edad pues contiene elementos de la fitozona MBG de antigüedad carbonífera tardía correlacionables con la Formación Pituil (Carrizo, m.s.)

Borde oeste de la Precordillera: Formación Ansilta
Esta formación (Harrington, 1971) aflora al sur del arroyo de las Cabeceras, en el cordón del Naranjo y en la sierra de Ansilta. Sus depósitos se extienden en una faja de rumbo nornoroeste-sursureste por más de 30 km y alcanzan el norte de Mendoza (Figura 20). Su espesor total es de aproximadamente 750 m, suprayace en discordancia tipo A a rocas del «pretilítico» y su techo es desconocido. Para Amos y Rolleri (1965), Harrington (1971) y López Gamundí (1984), la secuencia se divide en tres secciones, de las cuales la inferior, turbidítica, fue detalladamente analizada por el último autor citado, quien reconoció en ella cuatro facies sedimentarias vinculadas con depósitos glacimarinos.
Recientemente, Bercowski et al. (1996) efectuaron nuevos perfiles detallados de esta unidad que les permitieron reconocer ocho facies sedimentarias entre diamictíticas, arenosas y pelíticas:

A- Facies de diamictitas; con una subfacies matrizsostén de alta relación clasto/matriz (cercana a 1) poco consolidada, clastos desde 2 hasta 20 cm algunos facetados o con estrías y estratificación difusa. La otra subfacies es una diamictita fina, clasto-sostén, con clastos redondeados ocasionalmente orientados y/o imbricados. Por la evaluación de sus rasgos texturales son atribuidas a un ambiente glacial.

B- Facies de areniscas con ondulitas y estratificación hummocky; las areniscas son finas con laminación plano paralela en estratos de 20 a 40 centímetros. Se interpreta que se depositaron en un medio de alta energía con acción de olas.

C- Facies de areniscas con entrecruzamiento en artesa; son areniscas medias, consolidadas, bien estratificadas en bancos de hasta 90 cm de potencia y ocasionalmente bioturbadas. Se habría formado en un ambiente de rompiente.

D- Facies de areniscas con estratificación plano paralela; las areniscas son medias a finas, poco consolidadas, finamente estratificadas en bancos tabulares de dos centímetros. Los depósitos sugieren alta energía y retrabajo.

E- Facies de areniscas moteadas; son areniscas finas a medias difusamente estratificadas. El enmascaramiento de las estructuras sugiere una intensa bioturbación y probablemente mayores profundidades.

F- Facies de pelitas grises; se trata de lutitas finas masivas. Son depósitos de acreción vertical producidos en aguas tranquilas.

G- Facies de pelitas moradas; son limolitas y fangolitas con fina laminación y ocasionales ondulitas simétricas. Se interpretan como depósitos formados por acreción vertical en ambientes de baja energía.

H- Facies de psamopelitas verdes; son limolitas con participación de areniscas finas a veces con estratificación planar y otras masivas. Formadas en condiciones similares a G con cortas interrupciones de corrientes tractivas.
La evolución de los depósitos, considerando toda la unidad, permite reconocer un importante episodio glacial en su parte basal posiblemente relacionado a sedimentación glacimarina, que fue gradando a ambientes de plataforma proximal y litorales donde fueron hallados los fósiles. El aumento de pelitas hacia arriba sugiere una plataforma transgresiva probablemente vinculada a la fusión de importantes masas de hielo (Bercowski et al., 1996).

Recientes registros fósiles de invertebrados marinos y plantas efectuados en la Formación Ansilta por Taboada (1996, 1997), impulsaron a este autor a asignarle a la unidad una antigüedad viseana tardía y a correlacionarla con el miembro más antiguo de la Formación San Eduardo. Sin embargo, la revisión preliminar de la variada asociación paleoflorística coleccionada, permitió identificar especies características de la fitozona MBG que sugieren su correlación con la Formación Pituil de antigüedad carbonífera tardía (Carrizo, m.s.).

Formación Agua del Jagüel
Las sedimentitas que componen esta formación fueron descriptas originalmente por Harrington (1954, 1971) pero
fue definida posteriormente por Amos y Rolleri (1965). Esta unidad tiene sus principales afloramientos unos 17 km inmediatamente
al nordeste de Uspallata (véase la Figura 20). La Formación Agua del Jagüel yace en discordancia de tipo A sobre la Formación Villavicencio del Devónico inferior (Rubinstein, 1993) y está cubierta también en discordancia por las volcanitas permotriásicas del Grupo Tigre. Aunque su potencia medida es de aproximadamente 800 m, la unidad ha sido afectada por fallas de alto ángulo que no permiten asegurar su verdadero espesor. Taboada (1986) reconoce tres secciones al integrar un perfil con observaciones efectuadas sobre ambas márgenes de la quebrada Agua del Jagüel (Figura 25). En las secciones inferior y superior identifica 5 facies (A, B, C, D y E) que se diferencian claramente de las diamictitas que

conforman la sección media:
A- Facies de ortoconglomerado polimíctico, con rodados subredondeados de cuarcita y de cuarzo de hasta 40 cm en bancos tabulares (sólo presente en la sección inferior). B- Facies de areniscas medianas y gruesas con lentes guijarrosos, mostrando estratificación paralela y entrecruzada. C- Facies de lutitas y limolitas fosilíferas con lentes de areniscas finas mostrando estratificación en artesa. D- Facies de areniscas finas, con frecuente estratificación paralela, entrecruzada planar y ondulitas simétricas y asimétricas (en ocasiones presente en la sección media). E- Facies de areniscas medianas, dispuestas en gruesos
bancos, comúnmente presente en las tres secciones. En las secciones superior e inferior donde fueron coleccionados abundantes invertebrados, la interpretación paleoambiental sugiere ambientes de aguas poco profundas en las que alternaron procesos de sedimentación de baja energía (suspensión) con corrientes de fondo (Taboada, 1986).

López Gamundí (1984), al analizar las diamictitas de la subcuenca Calingasta-Uspallata, reconoció que la sección media de esta formación está caracterizada por la presencia de depósitos diamictíticos y pelitas con clastos caídos, interpretando que los procesos sedimentarios que le dieron origen corresponden a corrientes de turbidez y balsaje glacial. En ella reconoció cuatro litofacies:
1- Facies de diamictitas arenosas y fangolíticas, atribuidas a flujos de detritos.
2- Facies de pelitas con areniscas medianas y diamictitas, relacionadas con turbiditas de baja densidad.
3- Facies de fangolitas con clastos dispersos, indicadoras de balsaje glacial.
4- Facies de areniscas finas y medianas macizas y areniscas guijosas entrecruzadas, resultado de turbiditas de más alta densidad.
La Formación Agua del Jagüel fue referida por Amos y Rolleri (1965) al Carbonífero superior sobre la base de escasos elementos paleontológicos. El hallazgo de Cancrinella aff. farleyensis, asociada a otros integrantes de la zona Cancrinella, efectuado por Taboada (1986), en un espesor cercano a los 550 m, sugiere una antigüedad pérmica temprana para esta unidad, de acuerdo con la edad atribuida por González (1981a) a esa zona. Sin embargo, no se descarta que sus términos basales puedan representar la transición Carbonífero-Pérmico.