En la Precordillera, la presencia del Silúrico es mencionada por primera vez por Stelzner (1873, en Furque y Cuerda, 1979), y confirmada por estudios posteriores de Kayser (1876), Clarke (1912) y Keidel (1921). Estos depósitos clásicamente se reconocen por su contenido fosilífero, composición litológica y coloración verdosa amarillenta. Cuerda (1985), sobre la base de su distribución geológica y caracteres lito-bioestratigráficos, propuso diferenciarlos en dos facies: Oriental y Occidental, separadas por la dorsal Villicum - Zonda sensu Padula et al. (1967). En la primera incluía el Silúrico de la Precordillera Oriental; en la segunda, los depósitos silúricos reconocidos en la Precordillera Central y Occidental. Una modificación a este esquema fue introducida por Peralta (1990), quien reconoció tres facies, en correspondencia con las tres unidades morfoestructurales de la Precordillera: Oriental, Central y Occidental. Hasta la actualidad, los registros bioestratigráficos comprobados del Silúrico están restringidos a la Precordillera Oriental y Central, y a la extensión de esta última en la provincia de Mendoza. La falta de comprobación de los mismos, como así también de otro tipo de información, como por ejemplo estudios geocronológicos, en las sedimentitas del Grupo Ciénaga del Medio y de las Formaciones Calingasta y La Tina, en la Precordillera Occidental, han llevado a introducir esquemas estratigráficos en los que se descarta su probable edad silúrica (Stephens et al., 1995), asignándolas al Ordovícico.

PRECORDILLERA ORIENTAL

Esta unidad morfoestructural se extiende exclusivamente dentro de la provincia de San Juan. Definida por Ortíz y Zambrano (1981), se caracteriza por un estilo estructural de sobrecorrimientos con vergencia occidental, y en parte por su composición estratigráfica. Aquí, los depósitos silúricos afloran, en forma saltuaria, en el borde oriental del denominado «arco Villicum-Zonda» sensu Padula et al. (1967), representado por el tren estructural que, de norte a sur, conforman las sierras de Villicum, Chica de Zonda y cerro Pedernal. Los estratos presentan disposición homoclinal, rumbo general norte-sur y buzamiento al este. La sección tipo se ubica en la sierra de Villicum (Peralta, 1993).

INTRODUCCIÓN
Al considerar el estudio de los sistemas Silúrico y Devónico de la Precordillera sensu González Bonorino y González Bonorino (1991), y del Bloque de San Rafael o Provincia Sanrafaelino Pampeana (Criado Roqué e Ibáñez, 1979), surge entre otros, la mención obligada de nombres tales como los de Bodenbender, Stappenbeck, Thomas, Clarke, Stelzner, Kayser, Keidel, Polanski, Dessanti, Di Persia, Heim, Harrington y Cuerda.
Desde fines del siglo pasado hasta el presente, el conocimiento geológico de estos sistemas ha evolucionado fundamentalmente, sobre la base de los estudios primordiales aportados por estos investigadores. A partir de ellos, el grado de conocimiento de los sistemas Silúrico y Devónico de la Precordillera de Cuyo y, en menor grado del Bloque de San Rafael, ha alcanzado notables progresos, en base a los estudios realizados durante las últimas décadas.
El estado de su conocimiento actual permite una mejor definición estratigráfica de las unidades incluidas en ambos sistemas, tanto por el mejor conocimiento de sus aspectos lito-bioestratigráficos, como sedimentológicos y de sus relaciones estratigráficas primarias y distribución geológica. En contrapartida, es importante destacar la persistencia de la indefinición del límite Ordovícico - Silúrico, como así también entre los pisos reconocidos en ambos sistemas, a pesar de los registros bioestratigráficos existentes, en particular, en la Precordillera sanjuanina.
Asimismo, se hace necesario puntualizar las marcadas diferencias que existen, tanto en los aspectos lito como bioestratigráficos, entre las unidades del Silúrico de la Precordillera Oriental y del Silúrico y Devónico inferior de la Precordillera Central de San Juan, con aquellas de la Precordillera Occidental de San Juan y su extensión en la Precordillera mendocina y Bloque de San Rafael. A ello, debe agregarse la falta de registros bioestratigráficos en particular del Silúrico en la Precordillera Occidental de San Juan, razón por la cual la edad de las unidades de ese sector precordillerano, incluidas en dicho intervalo de tiempo, es considerada con reservas (véase Stephens et al., 1995).

PRECORDILLERA CENTRAL

Esta unidad morfo-estructural, definida por Baldis y Chebli (1969), se caracteriza por un estilo de sobrecorrimientos con vergencia al este  y por su composición estratigráfica, esencialmente de rocas paleozoicas. Los depósitos silúricos, cuya extensión se verifica desde el norte del río Jáchal hasta el sur del río San Juan, presentan rumbo general norte-sur y buzamiento al oeste. Asimismo, el sector oriental de la Precordillera mendocina, sierras de Salagasta, Totoral y cerro La Cal, representan a nuestro entender, desde el punto de vista estratigráfico, la extensión meridional de la Precordillera Central sanjuanina. Esto permitiría correlacionar, en sentido complexivo, los Grupos Tucunuco (Silúrico) y Gualilán (Devónico) con la Formación Villavicencio (Facies normal) del Grupo Villavicencio sensu Harrington (1971).
Desde el norte del río Jáchal hasta la sierra de la Deheza, al sur de Talacasto, los depósitos silúricos se reconocen con la denominación de Grupo Tucunuco, cuya extensión meridional, hacia el área del río San Juan, está representada por la Formación Tambolar. Estas dos unidades se caracterizan por presentar, en su base, un conglomerado con clastos de chert que, de norte a sur, sobreyace en discordancia erosiva a distintas unidades del Ordovícico medio y/o superior, o bien calizas eo-ordovícicas de la Formación San Juan.

PRECORDILLERA OCCIDENTAL

Esta unidad, sensu Baldis et al. (1982), se caracteriza por la predominante vergencia occidental de las estructuras que la componen, y su extensión se verifica desde la sierra de la Punilla en la provincia de La Rioja, hasta la faja occidental del sector precordillerano en la provincia de Mendoza. En ella, por lo general, la relación entre las unidades eopaleozoicas es tectónica, lo que ha dificultado establecer su correcto y definitivo ordenamiento estratigráfico (véase Quartino et al., 1971; Sessarego, 1988; Furque y Baldis, 1973). Como resultado de ello, dichos autores incluyeron en el Silúrico al Grupo Ciénaga del Medio, integrado por las Formaciones Hilario, Calingasta y La Tina, modificando de esta forma el ordenamiento original de Amos y Marchese (1965), en el cual el aludido grupo es referido al Devónico. En este aporte se sigue el criterio de Amos y Marchese (1965), por tener amplio consenso entre los investigadores del tema. Por esta razón en esta parte, solo se describirán las Formaciones Calingasta y La Tina, no así la Formación Hilario cuyo tratamiento se aborda en la parte del Devónico.

A) PRECORDILLERA CENTRAL: Sector norte: zona del Río Jachal (San Juan)

B) PRECORDILLERA ORIENTAL Y CENTRAL: entre el Río Jachal (San Juan) y Río San Juan (San Juan)

C) PRECORDILLERA OCCIDENTAL: entre las localidades de Calingasta y Barreal (San Juan

A) PRECORDILLERA CENTRAL: Sector norte: zona del Río Jachal (San Juan)

Grupo Tucunuco

(PRIDOLIANO, LUDLOVIANO, WENLOCKIANO, LLANDOVERIANO)

Definido por Cuerda (1969), presenta su localidad tipo en el cerro La Chilca, al oeste de Tucunuco, e incluye a las Formaciones La Chilca (inferior) y Los Espejos (superior), instituidas por el mismo autor. Presenta su máximo espesor en el área de Jáchal, donde alcanza poco más de 600 m, disminuyendo hacia el sur, con valores de 300 m en el área de Talacasto, y 200 m en la sierra de La Deheza, desde donde pasa a su equivalente lateral, la Formación Tambolar, en el área del río San Juan, con espesores de hasta 150 metros.

Formación Los Espejos
Se caracteriza por la coloración verde y morada o borravino de su parte inferior, verde oliva de su parte media y superior, y por su arreglo general estrato-grano creciente. Presenta su máximo espesor en el área del río Jáchal, con 510 m en el cerro del Fuerte (Benedetto et al., 1992), disminuyendo hacia el sur y oeste, con valores de 264 m en el perfil de Las Aguaditas (Astini y Piovano, 1992), 307 m en el río de las Chacritas (Espisúa, 1968), 327 m en el perfil de Aguada de Los Azulejitos (Hugo et al., 1977), 320 m en su localidad tipo, al oeste de Tucunuco (Cuerda, 1969), 270 m en el área de Talacasto (Baldis et al., 1984b), y menos de 150 m en la sierra de la Deheza (Peralta et al., en prep.). La base de esta unidad, sobreyace paraconcordantemente a la Formación La Chilca, y en su techo es cubierta, en discontinuidad estratigráfica (paraconcordancia), por depósitos pelíticos de la Formación Talacasto, del Devónico inferior (Peralta, 1990, 1994).
La parte inferior de la Formación Los Espejos está representada por una sucesión de lutitas verdes y moradas, con concreciones pelítico-fosfáticas. Gradualmente se incorporan capas finas de areniscas, con base neta o erosiva, gradación normal y marcas subestratales, mecánicas y biogénicas. En esta sucesión, la relación arena-pelita es aproximadamente 1:9. Las capas psamíticas contienen una asociación de trazas fósiles integrada por Dictyodora libeana, Paleodyction isp., Protopaleodictyon isp., Planolites isp., y trazas de escape, las que se relacionan con la Iconofacies de Nereites (Baldis y Aceñolaza, 1978; Aceñolaza y Peralta, 1985a).

Hacia la parte media de la formación, gradualmente los bancos psamíticos se hacen más frecuentes, potentes y canalizados, con típica estructura de capas de tormentas. Estos incluyen acumulaciones bioclásticas gradadas o masivas, o como pavimento bioclástico, como así también trazas fósiles de la icnofacies de Cruziana (Aceñolaza y Peralta, 1985a, b).
El tramo superior es predominantemente arenoso, con bancos medianos a gruesos de wackes verdosos, que contienen abundante valvifauna y trazas fósiles de la icnofacies de Cruziana (Peralta et al., en prep.). En su techo, la Formación Los Espejos es cubierta en discontinuidad estratigráfica (paraconcordancia), por depósitos fangolíticos del tramo basal de la Formación Talacasto, con faunas del Devónico temprano (Lochkoviano) (Baldis, 1975b, Herrera, 1993).
La asociación de estructuras sedimentarias físicas y biogénicas señaladas indica ambiente de plataforma externa dominada por tormentas (Peralta, 1990). Las discontinuidades estratigráficas que la separan de las Formaciones La Chilca y Talacasto, como así también las reconocidas en la Formación La Chilca, pueden relacionarse con importantes cambios del nivel del mar (Peralta, 1990, 1994). Estos serían responsable de los eventos de recambio faunístico reconocidos por Sánchez et al. (1993) para el Silúrico precordillerano.

Las acumulaciones bioclásticas incluyen braquiópodos, entre los cuales se mencionan Harringtonina acutiplicata, Australina jachalensis, Clarkeia antisiensis, Castellaroina fascifer, Chonetes fuertensis (Castellaro, 1959), Coelospira extensa (Benedetto y Toro, 1987); formas de trilobites de los géneros Phacops, Calymene, Trimerus, Dalmanites, Leonaspis y Proetus (Castellaro, 1959; Waisfeld et al., 1988); ostrácodos del género Emsiella (=Beyrichia) (Rossi de García, com. verb.). Entre los graptolites, Cuerda (1969) describe Monograptus argentinus Cuerda (=M. leintwardienensis var. incipiens Wood, Cuerda, 1965) y M. uncinatus var. notouncinatus Cuerda. Ciguel y Peralta (1990) registran dos formas de tentaculitoideos Tentaculites talacastensis y Seretites sanjuanensis. También se mencionan en estos depósitos formas de gastrópodos, corales, crinoideos, cefalópodos nautilóideos y restos de euryptéridos descriptos por Brusa y Toro (1989). El contenido icnológico está representado por trazas fósiles de la icnofacies de Cruziana, tales como Cruziana pudica, Rusophycus talacastensis, Rusophycus didymus, Scolicia isp., Gyrochorte isp., Neonereites uniserialis, Planolites isp. (Aceñolaza y Peralta, 1985a, b). Cuerda (1969), en base al registro de los citados monográptidos, señaló una edad ludlowiana temprana para la Formación Los Espejos.

Hünicken (1975), en el perfil de Lomas de los Piojos, al SO de Jáchal, describe en niveles de la parte superior de la citada formación, una asociación de conodontes integrada por los géneros Panderodus, Distomodus, Trichonodella, Hindeodella, Plectospathodus y Lonchodina. Hünicken y Sarmiento (1986) registran, en la quebrada Ancha de Talacasto, en el tramo medio de la Formación Los Espejos, una conodontofauna integrada por Distomodus dubius, Hindeodella excavata, Ligonodina excavata, Panderodus unicostatus, Panderodus sp. A, Pelekysgnathus dubius y Pseudooneotodus beckmanni. Esta asociación corresponde a la Zona de Polygnathoides siluricus y parte basal de la Zona de Pedavis latialata del Ludloviano medio superior-Ludloviano superior bajo de Europa. Los estudios palinológicos realizados al norte de Gualilán, en la Aguada de Los Azulejitos, por Pöthe de Baldis (1981) y Pöthe de Baldis (en prensa, a), han permitido el registro, en el tramo basal e inferior, de una asociación de acritarcas y de esporas, que indica una edad ludlowiana media-superior (Pöthe de Baldis, en prensa, b). En el valle del río Jáchal, Rubinstein (1989a, b; 1990a, b), registra en la Formación Los Espejos una asociación de acritarcas y esporas, cuya edad refiere al Silúrico superior. Esta misma autora (Rubinstein, 1992a), describe en la parte media y superior de la citada formación, en el perfil de las Aguaditas, SO de Jáchal, y perfil de Loma de Los Piojos (Rubinstein, 1992b), una asociación de acritarcas y esporas, identificando entre estas últimas Emphanisporites rotatus y Synorisporites sp., que indicarían una edad ludlowiana tardía - pridoliana?. Sin embargo, estudios de revisión permiten señalar que el rango de la aludida asociación de esporas se extendería hasta los términos inferiores de la Formación Los Espejos, coexistiendo con formas de microplancton típicas del Ludlowiano. Estos argumentos permiten descartar su validez como asociación del Pridoliano (Pöthe de Baldis, en prensa, a, b).

En el área del cerro del Fuerte, Benedetto et al. (1992) describen, en los niveles cuspidales de la Formación Los Espejos, una asociación de braquiópodos integrada por Coelospira extensa, Isorthis (Protocortezorthis) cuyanum, Salopina sanjuanensis, Plectodonta (Plectodonta) minima, Amosina fuertensis, Amosina paolae, Leptaena argentina, Harringtonina acutiplicata, cuya edad refiere al Pridoliano. Por encima de ella, registran unaasociación integrada por Isorthis (Tyersella) megamyaria, Orthostrophia meridionalis, Molongella keideli y Australocoelia intermedia, que indicaría una edad lochkoviana temprana. De acuerdo a esto, dichos autores interpretan que el límite Silúrico- Devónico, en esta sección, se ubicaría en la parte superior de la Formación Los Espejos. En el resto de las localidades, dicho límite es ubicado entre las Formaciones Los Espejos y Talacasto.
Sin embargo, teniendo en cuenta, en primer término, el reconocido mayor valor cronológico de los elementos planctónicos (graptolitos y palinomorfos) y de los conodontes, sobre los bentónicos (braquiópodos y trilobites entre otros), en nuestra opinión, la ubicación de dicho límite se ubicaría entre las citadas formaciones. De acuerdo con las interpretaciones de Aceñolaza y Peralta (1985a, b), Peralta (1990) y Astini y Piovano (1992), los depósitos de las Formaciones La Chilca y Los Espejos, corresponden a sendas secuencias transgresivo-regresivas, depositadas en ambiente de plataforma dominada por tormentas. En este contexto, el tramo pelítico inferior de la Formación Los Espejos, se habría originado en un ambiente de plataforma distal, con desarrollo de trazas de la icnofacies de Nereites. Los tramos medio y superior, corresponderían a depósitos de plataforma dominada por tormentas, con desarrollo de trazas de la icnofacies de Cruziana.

Grupo Tucunuco al oeste de Jachal

Grupo Tucunuco en la Loma de los Piojos, al sudoeste de Jachal

Formación La Chilca
Su estrato-tipo se localiza en el cerro homónimo, caracterizándose por la típica coloración verde amarillenta de sus depósitos psamo-pelíticos, y arreglo estrato-granocreciente. Presenta su máximo espesor en el área de Jáchal, donde alcanza 90 a 100 m (Baldis y Cane, 1969), disminuyendo paulatinamente hacia el sur y oeste, con valores de 85 m en el perfil de Las Aguaditas (Astini y Piovano, 1992), y 80 a 90 m en el área de Tucunuco (Cuerda, 1969) y Aguada de los Azulejitos (Hugo et al., 1977). En el río de las Chacritas alcanza 54 m (Espisúa, 1968); 30 a 35 m en Talacasto (Baldis et al., 1984b), y menos de 5 m en la sierra de la Deheza, desde donde engrana hacia el sur con los depósitos del tramo basal de la Formación Tambolar (Peralta et al., en prep.). La base de la Formación La Chilca está caracterizada por el «clásico conglomerado silúrico» (Rolleri, 1946, en Furque y Cuerda, 1979), con clastos de chert, de comprobada extensión regional. Su techo está representado por un nivel de areniscas ferro-fosfáticas, cubierto en paraconcordancia por los depósitos pelíticos de la base de la Formación Los Espejos (Peralta, 1990). La edad de la Formación La Chilca es definida en base a graptolitos y palinomorfos, extendiéndose desde el Ashgilliano tardío hasta el Llandoveriano tardío - Wenlockiano temprano.
Desde el punto de vista estratigráfico-regional, en la Formación La Chilca se reconoce una unidad inferior pelítica, restringida al área de Talacasto, y otra superior, predominantemente arenosa, con la que clásicamente se asocian los afloramientos de dicha Formación. Estas unidades se reconocen en el área de Talacasto, donde Baldis et al. (1984b) las describen como miembros, de acuerdo al siguiente detalle:

- Miembro Salto Macho (inferior). Mide 15 m de espesor, su base está representada por el nivel de ortoconglomerado con clastos de chert, de 30 cm, que yace en discordancia erosiva sobre calizas de la formación San Juan. El conglomerado es cubierto paraconcordantemente por una sucesión, de 1 m de espesor, de bancos masivos, de hasta 30 cm y coloración pardo rojiza, de areniscas y oolitas ferro-fosfáticas, en partes guijarrosas, y fangolitas guijarrosas. La sucesión remata con una capa delgada (5 cm), de oolitas ferruginosas en una matriz fangolítica. Continúa una sucesión pelítica, de lutitas y fangolitas bioturbadas, en parte con textura moteada, con graptolitos del Ashgilliano tardío y del Llandoveriano temprano, descriptos por Cuerda et al., 1982, 1988c.Los primeros están representados por Glyptograptus persculptus (Salter), Climacograptus angustus Perner, Climacograptus cf. medius Törnquist y Pseudoclimacograptus robustus sp. nov., que sugieren afinidad con la Zona de Glyptograptus persculptus. El Llandoveriano inferior está representado por dos asociaciones: la primera integrada por Climacograptus aceptus Koren’ & Mikhaylova, ?Glyptograptus maderni Koren’ & Mikhaylova y Rhaphidograptus sp., que indican afinidad con la zona de Parakidograptus acuminatus. La segunda asociación se caracteriza por Lagarograptus praeacinaces sp. nov. y Talacastograptus lenzai, que indicarían la Zona de Atavograptus atavus. En esta última asociación, Peralta (1985b) incluye el registro de Retiolites geinitzianus Barrande. En los niveles ashgillianos Melendi y Volkheimer (1982) describen una microflora caracterizada por: Leiosphaeridia, Multiplicisphaeridium, Veryhachium, Conochitina, Cyathochitina, Lagenochitina, Saharidia, Acanthodiacrodium, Cymatiogalea y Dicrodiacrodium. Desde el punto de vista icnológico esta unidad se destaca por el desarrollo de trazas de Planolites y Chondrites, referidas por Peralta et al. (en prep.) a la icnofacies de Cruziana. Este miembro pasa, en su techo, en transición al miembro superior cuarcítico. En los niveles llandoverianos, Pöthe de Baldis (en prensa, b) describe una asociación de acritarcas, que indican el Llandoveriano inferior medio. Al este de Jáchal, en el área del río Escondido, flanco occidental del cerro del Fuerte, Benedetto et al. (1985), reconocen afloramientos de la Formación La Chilca, con un tramo inferior psamo-pelítico y un tramo superior psamítico.

En el tramo pelítico registran dos niveles fosilíferos: uno inferior con los braquiópodos Reuschella sp. y Anisopleurella cf. A. gracilis, a los que se asocia Glyptograptus persculptus, cuya edad refieren al Ashgilliano tardío. El nivel superior es portador de graptolitos, entre los que reconocen Climacograptus cf. C. innotatus brasiliensis Ruedeman, Monograptus cf. M. atavus Jones y Pseudoclimacograptus (Metaclimacograptus) hughesi (Nicholson). Según los citados autores, esta última asociación sugiere una edad rhuddaniana media a tardía (Llandoveriano temprano). A nuestro entender, la sucesión ashgilliana tardía a llandoveriana descripta, se correlacionaría en parte, con el Miembro Salto Macho sensu Baldis et al. (1984b).

- Miembro Cuarcitas Azules. Mide aproximadamente 21 m de espesor, alcanzando mayor desarrollo hacia el sector norte, en el área de Jáchal- Tucunuco. Presenta arreglo estratogranocreciente, y se caracteriza por bancos finos a medianos, de coloración verde amarillenta, compuestos de cuarzoarenita y sublitoarenita, con gradación a fangolitas, o bien amalgamadas. La base de este miembro es transicional a las pelitas del miembro infrayacente, y su techo está representado por un banco ferro-fosfático, de coloración pardo-rojiza, cubierto en discontinuidad estratigráfica por los depósitos pelíticos basales de la Formación Los Espejos. En el sector norte, áreas de Jáchal, Tucunuco y Gualilán, este miembro es el único componente de la Formación La Chilca, alcanzando espesores de hasta 100 metros. Es aquí donde los términos psamíticos de su parte superior presentan mayor desarrollo, al igual que el nivel ferro-fosfático de su techo, cuya mejor expresión se observa en el perfil del río de las Chacritas.
Los bancos psamíticos presentan estratificación paralela irregular, fina a mediana (5 a 20 cm), gradación normal, moderada extensión lateral, base plana y tope ondulado, con pasaje transicional a los términos pelíticos (fangolitas) bioturbados. Una estructura física característica de estos depósitos es la estratificación cruzada en domo o hummocky a pequeña escala (HCS sensu Harms et al., 1975). Entre las estructuras biogénicas, dominan trazas fósiles de la icnofacies de Cruziana, tales como Zoophycos isp., Chondrites isp., y Planolites isp. (Peralta et al., en prep.). Las fangolitas presentan fábrica bioturbada, debido a la destrucción de la estructura primaria del depósito por la actividad de los organismos.
Estos niveles contienen restos de Monograptus priodon (Bronn) que indica una edad llandoveriana tardía - wenlockiana temprana (Kerlleñevich y Cuerda, 1986). En niveles equivalentes en la Aguada de los Azulejitos, Pöthe de Baldis (1987) describe acritarcas de la asociación Deunffia-Domasia, cuya edad concuerda con la indicada por M. priodon en Talacasto. La asociación de estructuras sedimentarias físicas y biogénicas, señaladas para estos depósitos, indica ambiente de plataforma externa dominadas por tormentas (Peralta, 1990; Astini y Piovano, 1992).
El banco de areniscas ferrofosfáticas del tope de este miembro, descripto en Talacasto por Mastandrea et al. (1981), presenta marcada extensión regional, reconociéndoselo en las restantes secciones donde aflora la Formación La Chilca.
Es de coloración pardo-rojiza, con pseudoclastos fosfáticos, matrix oolítico-areniscosa y cemento ferro-fosfático. En su techo es cubierto, en discontinuidad estratigráfica (paraconcordancia), por los depósitos pelíticos basales de la Formación Los Espejos. Esto pone en evidencia un marcado salto lito e icnofacial entre las Formaciones La Chilca y Los Espejos (Peralta, 1990, 1994), involucrando un hiato, extendido desde el Llandoveriano tardío - Wenlockiano temprano hasta el Ludlowiano inferior por lo menos.

B) PRECORDILLERA ORIENTAL Y CENTRAL: entre el Río Jachal (San Juan) y Río San Juan (San Juan)

Precordillera central: Sierra de Tambolar

Fm. Tambolar

PRIDOLIANO. LUDLOVIANO, WENLOCKIANO, LLANDOVERIANO

Esta unidad, definida por Heim (1952), presenta su sección tipo en el Portezuelo del Tambolar, área del río San Juan. La edad silúrica de la Formación Tambolar surge incuestionablemente como resultado del estudio de la fauna de braquiópodos realizado por Leanza (1950) y Castellaro (1959). Desde el punto de vista litoestratigráfico y de sus relaciones primarias de base y techo, presenta atributos similares a su equivalente lateral, el Grupo Tucunuco. Se caracteriza en general, por presentar arreglo estrato-grano creciente, con un tramo inferior, de mayor espesor, predominantemente pelítico, y un tramo superior psamítico, de menor desarrollo. Su base está representada por el «clásico conglomerado silúrico» con clastos de chert, que yace en discordancia erosiva sobre calizas eo-ordovícicas de la Formación San Juan. Esta relación se observa en casi toda el área del río San Juan, a excepción del río Sassito, donde sobreyace una sucesión carbonático-clástica del Ordovícico superior (Lehnert, 1995), interpuesta entre las Formaciones San Juan y Tambolar. Se destaca la marcada disminución de espesor que esta unidad presenta de este a oeste: 150 m en el río Sassito (Aceñolaza y Peralta, 1991), 67 m en el Portezuelo del Tambolar (Peralta y Carter, 1990a), y 25 m en la localidad de Pachaco (Peralta y León, 1993)
En su localidad tipo, la Formación Tambolar es descripta por Peralta y Carter (1990a), reconociendo en ella 9 secciones litoestratigráficas. Sobre la base de sus atributos litológicos, en este trabajo se divide la aludida formación en tres miembros:

- Miembro inferior. Equivale a las secciones 1 a 3 de Peralta y Carter (1990a). Mide 1,30 m de espesor, e incluye el conglomerado basal con clastos de chert, de 0,70 m de potencia. Continúa una sucesión de coloración verdosa a verdosa amarillenta, integrada por dos bancos de 0,30 m cada uno; el primero integrado por fangolitas masivas bioturbadas, con típica textura moteada; el segundo por fangolitas laminadas, con guijarros dispersos de chert, cubierto en paraconcordancia por las pelitas del miembro sobreyacente. Ambos niveles contienen palinomorfos, acritarcas y quitinozoos, que indican una edad llandoveriana inferior (Pöthe de Baldis, com. pers.).

- Miembro de pelitas y areniscas verdes y moradas. Constituye la unidad más representativa de la Formación Tambolar, tanto por su espesor, 54, 70 m, como por su color borravino. Equivale a las secciones 4 a 8 de Peralta y Carter (1990a) y consiste en una sucesión predominantemente pelítica, con intercalaciones arenosas, de coloración verdosa a verde amarillenta y pardo rojiza a morada, en alternancia. En las pelitas se destaca el alto grado de bioturbación que las afecta.
Las capas de areniscas presentan gradación normal, estratificación delgada y regular. También se presentan intercaladas capas arenosas lenticulares, con acumulaciones bioclásticas y gradación normal. En estas capas es frecuente la estratificación cruzada en domo o HCS sensu Harms et al. (1975).
Los niveles bioclásticos se caracterizan por contener formas de la clásica fauna silúrica precordillerana, tales como Harringtonina acutiplicata, Australina jachalensis, Clarkeia antisiensis, Castellaroina fascifer, Leptaena argentina, (Leanza, 1950; Castellaro, 1959) entre otras. Se destaca la falta de registro de ostrácodos, tentaculitoideos, corales y de los monográptidos ludlowianos que caracterizan a la Formación Los Espejos. Esto último impide una ajustada correlación bio-cronoestratigráfica entre ambas formaciones. De acuerdo con observaciones de Peralta et al. (en prep.), en los 12 m correspondientes al tramo inferior de esta unidad se presentan trazas fósiles de la icnofacies de Nereites, tales como Protopaleodictyon isp., Planolites isp., Helmintopsis isp., y Nereites biserialis Seilacher. En la parte media y superior, asociadas a las capas arenosas, también se presentan trazas fósiles de la icnofacies de Cruziana (Peralta y Carter,
1990a; Aceñolaza y Peralta, 1991).

- Miembro arenoso superior. Mide 11 m de espesor y equivale a la sección 9 de Peralta y Carter (1990a). Esta unidad corona a la Formación Tambolar, al igual que sucede con la Formación Los Espejos. Es de coloración gris amarillenta y está integrada por bancos de hasta 40 cm de areniscas finas, con base neta o erosiva, marcas de corriente y herramientas y trazas hypichniales; el tope es ondulado, con gradación a pelitas bioturbadas. Alcanzan extensión lateral del orden de la decena
de metros, con acuñamiento lateral y buen desarrollo de geometría lenticular solo en algunos de ellos. Contienen braquiópodos en posición de vida (Clarkeia antisiensis), como evidencia de comunidad paleobiológica, y trazas fósiles de la icnofacies de Cruziana (Peralta y Carter, 1990a; Aceñolaza y Peralta, 1991). Sobre la base de sus atributos litológicos, sedimentológicos y paleobiológicos, los depósitos de la Formación Tambolar se interpretan como producto de corrientes densas, en ambiente de plataforma dominada por tormentas (Peralta y Carter, 1990a).
Depósitos de la Formación Tambolar, con un desarrollo lito-estratigráfico similar al descripto en la localidad tipo, se reconocen hacia el este, en las áreas de Ullum y quebrada de los ríos Los Nacimientos, Sassito y Sasso. Sin embargo, un notable cambio litofacial es detectado hacia el oeste, hacia el área de Pachaco, donde aflora una sucesión silúrica de 25 m de espesor, predominantemente pelítica.
En ella, Peralta y León (1993) reconocen dos miembros:
Miembro Inferior, de 9 m de espesor, integrado por fangolitas verdes con textura moteada por la intensa bioturbación concurrente. En su base presenta el clásico conglomerado con clastos de chert, el cual sobreyace en discordancia erosiva a las calizas de la Formación San Juan.
Miembro superior, de 16 m de espesor, conformado por fangolitas moradas, con textura moteada por bioturbación intensa. Presenta escasas y delgadas intercalaciones de capas de areniscas muy finas a finas (tempestitas), limolíticas, con gradación normal, base neta y tope gradacional a las pelitas. A estos niveles se asocian acumulaciones bioclásticas, en la base o interestratificadas, que contienen braquiópodos y corales. Esta unidad es cubierta en su techo, en discontinuidad estratigráfica (paraconcordancia), por las lutitas verdes y moradas de la base de la Formación Punta Negra, del Devónico.
Debido a la marcada diferencia litológica entre estos depósitos, y aquellos de la Formación Tambolar en su localidad tipo, Peralta y León (1993) los reconocen con la denominación de Facies Pachaco de la Formación Tambolar. Asimismo, los interpretan como facies distales de plataforma fangosa, con introducción de eventos tempestíticos y desarrollo de trazas fósiles de la icnofacies de Zoophycos.

Precordillera oriental: Sierra de Villicúm

Formación Don Braulio

Definida por Baldis et al. (1982), presenta su estrato tipo en la sierra de Villicum. Su base yace, en discordancia erosiva, sobre depósitos marinos caradocianos de la Fuerte de Jáchal (Benedetto et al., 1985) y cerro La Chilca, en Tucunuco (Astini y Benedetto, 1992). En esta Formación, Peralta (1993) reconoce cuatro miembros:

- Miembro inferior diamictítico, con espesor variable entre 12 y 22 m, integrado por fangolitas guijarrosas de coloración verdosa, cuyos clastos muestran evidencias de procesos de glaciación (Peralta y Carter, 1990b). La base de esta unidad yace en discordancia erosiva sobre la Formación La Cantera, y en su techo es cubierta, en discontinuidad. El origen es continental para las aludidas diamictitas. La correlación regional, interregional y continental de estos depósitos es analizada por Peralta y Baldis (1992), en el contexto paleogeográfico de las cuencas ordovícicas perigondwánicas de América del Sur.

- Miembro con lentes pelítico-calcáreas fosilíferas, de 12 m de espesor. Está conformado por una sucesión marina de plataforma, que se inicia a la base con un delgado nivel conglomerádico transgresivo, continuando fangolitas, limolitas y areniscas finas, de coloración verdosa, con intercalaciones de lentes pelítico-calcáreas pardo grisáceas. El conjunto contiene braquiópodos del Ashgilliano tardío (Levy y Nullo, 1974), asignados por Benedetto (1985, 1986) a la típica Fauna de Hirnantia, trilobites de la Fauna de Dalmanitina-Eohomalonothus (Baldis y Blasco, 1975), y en la parte cuspidal restos de Glyptograptus persculptus (Peralta y Baldis, 1990), arrojando esta asociación una edad ashgilliana tardía (Hirnantiano). Los depósitos de esta unidad pasan en transición al miembro suprayacente.
- Miembro de fangolitas ocres. Mide 12 a 15 m de espesor, presenta coloración amarillenta y, en forma dispersa, tubos de excavación con relleno limonítico de coloración pardo-rojiza y restos fragmentados de graptolitos biseriados, no identificables. Por su ubicación estratigráfica y falta de registro paleontológico diagnóstico, se interpreta de edad ashgilliana tardía - llandoveriana temprana, por lo que incluiría el límite Ordovícico-Silúrico. Estos depósitos, juntos con los del miembro fosilífero infrayacente, se interpretan como una secuencia transgresiva, cubierta en discontinuidad estratigráfica (paraconcordancia), por el miembro superior (Peralta, 1993).

- Miembro superior ferrífero, alcanza hasta 15 m de espesor. Está integrado por bancos de hasta 1 m de areniscas y oolitas ferruginosas de coloración pardo-rojiza. En parte presentan concreciones y nódulos fosfáticos y/o ferruginosos, que predominan en la parte inferior de la unidad, mientras que en la parte superior los bancos son esencialmente de oolitas ferríferas. Estos depósitos presentan base neta, tope ondulado por retrabajamiento de olas, e internamente laminación irregular y leve gradación normal. Entre ellos se intercalan bancos de hasta 1 m de espesor de lutitas negras a gris negruzcas. Los bancos oolíticos contienen una asociación de quitinozoos descripta por Volkheimer et al. (1980), compuesta por Spathachitina clarindoi, Euconochitina filifera, Ancyrochitina ancyrea, Cyathochintina campanulaeformis y Conochitina chydae, a los que se asocian acritarcos con varias especies de los géneros Veryachium, Eisenackidium y Dactylofusa (=Eupoikilofusa, Pöthe de Baldis, en prensa, b).
Las lutitas contienen graptolitos de la Zona de Atavograptus atavus (Peralta, 1985a, 1993) que, junto con los palinomorfos,indican una edad llandoveriana temprana. Este miembro se interpreta originado en un ambiente somero de plataforma; los depósitos de oolitas ferríferas indican episodios de alta energía, mientras que las pelitas indican condiciones de restricción y baja energía, en un ambiente de clima subtropical (Peralta et al., 1985). Por otra parte, esta alternancia es interpretada por Astini (1992) como producto de oscilaciones rápidas del nivel del mar, que introdujeron cambios en las condiciones paleoambientales, en aguas templadas a frías.

Sector de la Precordillera y oriental entre Río San Juan y el líimite con la Provincia de Mendoza

Formación Rinconada (= Formación Mogotes Negros).

Amos (1954) introdujo esta denominación para reconocer al conjunto de depósitos de mezcla o mélange sedimentaria, wildflysch u olistostroma, expuestos en el borde oriental de la sierra Chica de Zonda, área de la Rinconada, donde definió su estrato-tipo . Asimismo, correlaciona esta unidad con los depósitos equivalentes del área de Villicum, que Cabeza Quiroga (1942, vide Borrello 1969) reconociera como Formación Mogotes Negros. Peralta (1993), atendiendo al concepto de prioridad de página, en su estudio estratigráfico del Eopaleozoico de la Precordillera Oriental, reúne ambos términos bajo la denominación de Formación Rinconada, concepto que se sigue en este trabajo. Asimismo, este último autor redefine la localidad tipo de dicha unidad, ubicándola en la sierra de Villicum, donde presenta mejor desarrollo estratigráfico, menor deformación tectónica, y alcanza su máximo espesor con 3.750 m, por lo que representa la unidad silúrica de mayor potencia reconocida en la Precordillera.

En la sierra Chica de Zonda y cerro Pedernal, esta unidad yace en discordancia erosiva sobre calizas eo-ordovícicas de la Formación San Juan (Amos, 1954; Peralta, 1993). En la sierra de Villicum yace, en igual relación, sobre la Formación Don Braulio (Peralta y Carter, 1990b; Peralta, 1993). Su techo no aflora, al hundirse sus términos superiores hacia el este, por debajo de depósitos continentales neógenos, como en la sierra de Villicum, sector norte de afloramiento en la Rinconada, sierra Chica de Zonda y cerro Pedernal, o bien del Carbonífero, como ocurre en el sector sur de afloramientos en la Rinconada y cerro Bola, en la sierra Chica de Zonda. Este hecho hace que se desconozca si su límite superior es de naturaleza sedimentaria o tectónica.

El carácter de mélange sedimentaria u olistostroma de los depósitos de la Formación Rinconada, es reconocido por Amos (1954), quien le asigna una edad ordovícica, y por Borrello (1969) y Harrington (1971), quienes la refieren al Devónico. En contrapartida, autores como Keidel (1938), Bracaccini (1946) y Heim (1948), interpretan dichos depósitos, como producto de una mélange tectónica.
La primera mención sobre la edad silúrica de la Formación Rinconada corresponde a Keidel (1938), sobre la base del registro de monográptidos en el área de La Rinconada. Esta edad es corroborada en estudios posteriores por Heim (1948), quien menciona el hallazgo de braquiópodos característicos de los «esquistos del Tambolar». Cuerda (1981) describe una asociación de graptolitos llandoverianos, integrada por Climacograptus sp.cf. C. minutus Carruthers, Diplograptus sp. y Monograptus sp., y Peralta (1987), registra Monograptus argentinus Cuerda, que indica una edad ludlowiana. En el área del cerro Bola, en la sierra Chica de Zonda, la Formación Rinconada es descripta por Amos y Fernández (1977), quienes sobre la base del registro de Leptocoelia nuñezi Amos y Boucot (1965), le asignan una edad devónica inferior, que hacen extensiva a las restantes localidades. Igual criterio es seguido por Harrington (1971) y Peralta y Medina (1985), al describir dicha unidad en el valle de Los Potrerillos, área del cerro Pedernal. Sin embargo, esta edad es discutida por Peralta (1990, 1993), al señalar que en la citadas localidades, los depósitos alóctonos de la Formación Rinconada sólo contienen faunas del Ordovícico y Silúrico y no más modernas, al igual que ocurre en el resto de las localidades.
Amos (1954) y Borrello (1969), al describir los depósitos de la Formación Rinconada en la localidad homónima, reconocen una matriz psamo-pelítica de coloración verdosa, conglomerados de relleno de canal y olistolitos calcáreos, procedentes de la Formación San Juan, como así también epiclásticos. Esta descripción es completada en estudio posterior por Peralta (1993), al analizar la secuencia marinoclástica eopaleozoica de la Precordillera Oriental.

Dicho autor reconoce una suite de depósitos gravitatorios, compuesta por depósitos alóctonos deslizados (slump) coherentes e incoherentes, olistolitos calcáreos procedentes de la Formación San Juan, del Ordovícico inferior, y conglomerádicos y/ o psamíticos provenientes de unidades clásticas pre-existentes, del Ordovícico y Silúrico. Los depósitos autóctonos están representados por depósitos de flujos de detritos (debris flow), y conglomerados y areniscas de relleno de canal, de geometría lentiforme. Una característica estructural de los bloques alóctonos (olistolitos) y de los depósitos autóctonos lentiformes, es su orientación paralela a la superficie de depositación de las unidades eopaleozoicas del área. Esto permite interpretar dicha orientación como una evidencia para discernir superficies de estratificación. Los depósitos alóctonos epiclásticos contienen en partes acumulaciones bioclásticas lenticulares, estratificadas, masivas o bien como pavimento bioclástico, que indican proveniencia de áreas de plataforma, por procesos de resedimentación (Peralta, 1993). En ellas se reconocen los braquiópodos Harringtonina acutiplicata Kayser, Castellaroina fascifer y Australina jachalensis Clarke, mencionados por Peralta (1984); trilobites del género Reedops descriptos por Baldis y Peralta (1991); tentaculitoideos identificados como Multicono fraternalis por Ciguel y Peralta (1990); formas de graptolitos correspondientes a Monograptus argentinus Cuerda, (Peralta, 1984, 1993). A ellos se asocian diversas formas de gastrópodos, ostrácodos, corales, crinoideos y briozoarios. Las formas de braquiópodos y M. argentinus caracterizan el Ludlowiano de la Formación Los Espejos, en la Precordillera Central.

Finalmente, se mencionan trazas fósiles de la icnofacies de Cruziana (Peralta, 1993). La suite de clastos de los depósitos psefíticos de relleno de canal consiste de rocas sedimentarias, esencialmente areniscas (wackes), calizas, chert y conglomerados, y de rocas ígneas de composición básica y meso-ácida, con textura porfírica a granular. A éstos se asocian clastos texturalmente maduros de cuarzo, cuya elevada redondez pone en evidencia su carácter de material resedimentado. Se destaca en estos depósitos la ausencia de clastos de rocas metamórficas o de basamento, por lo que los clastos de cuarzo en su proveniencia, se interpretan genéticamente relacionados con los de origen ígneo. Esto, sumado a las evidencias paleobiológicas, sugiere procedencia del material desde la plataforma, o bien de un área continental con cobertura de rocas paleozoicas (Peralta, 1993), por levantamiento tectónico (uplift) (Ramos et al., 1986), como resultado del control tecto-sedimentario ejercido por la actividad del «arco Villicum-Zonda» (Amos, 1954; Padula et al., 1967; Cuerda y Caminos, 1983).
Tanto por sus componentes líticos como por su estructura y fábrica, los depósitos de mélange de la Formación Rinconada, reflejan procesos de resedimentación y remoción en masa (mass-flow), en una cuenca tipo fosa antepuesta (foredeep) (Amos, 1954), bajo la acción de la gravedad. Esto explica la intensa deformación sinsedimentaria (slump y fallas) (Amos, 1954; Borrello, 1969; Peralta, 1993), y su notable variedad litológica, a expensas de unidades eopaleozoicas pre-existentes.
La complejidad estructural de estos depósitos es explicada como consecuencia de la sobreimpresión tectónica producida por el diastrofismo carbonífero y los movimientos del ciclo Ándico (Gosen et al., 1995).

Ramos et al. (1986) sugieren que los depósitos de mélange de la Formación Rinconada, se habrían originado en una zona de fallamiento principal, durante el Silúrico y Devónico?, como resultado de la interacción tectónica entre los terranes Precordillera y Sierras Pampeanas. Este elemento estructural o paleosutura, estaría representado por la actual megafractura del Bermejo, interpretada por dichos autores como una posible falla de rumbo.

Fm. Calingasta

(Lutitas verdes laminares)

Formación La Cantera. En su techo es cubierta en igual relación, por depósitos de olistostroma de la Formación Rinconada (=Formación Mogotes Negros) (Peralta y Carter, 1990b; Peralta y Baldis, 1990; Peralta, 1993). Depósitos equivalentes a la Formación Don Braulio se reconocen en la Precordillera Central, en el cerro del

estratigráfica, por el conglomerado basal transgresivo del miembro suprayacente. Se interpreta depositada en ambiente marino, como resultado de la caída del nivel del mar (eustática), producida por la glaciación gondwánica del Ordovícico tardío (Hirnantiano) (Peralta y Carter, 1990b; Buggisch y Astini, 1993). Astini y Buggisch (1993) sugieren la posibilidad de un

Formación Villavicencio

Esta unidad, definida por Harrington (1941), comprende los depósitos de la «facies normal» del Grupo Villavicencio sensu Harrington (1971). Está integrada por capas de wackes y pelitas, de coloración verde grisácea, las que en general presentan arreglo turbidítico (González Bonorino, 1975a, b), y cuya localidad tipo se ubica en la cuesta de Villavicencio. Cuerda et al. (1988b), reconocen estos depósitos con la denominación de Formación Canota, la que interpretan sobrepuesta en discordancia regional a depósitos ordovícicos, que denominan Formación Villavicencio. Kury (1993) señala que el contacto entre las citadas unidades es de carácter tectónico y no sedimentario, razón por la cual sigue la propuesta de Harrington (1941), equiparando los depósitos devónicos con la Formación Villavicencio, y a los ordovícicos con la Formación Empozada. En este aporte se sigue el criterio de Harrington (1971) y el ordenamiento propuesto por Kury (1993), ya que clásicamente en la literatura geológica, se ha reconocido con la denominación de Formación Villavicencio a las sedimentitas (wackes y pelitas), con restos de plantas, referidas por los citados autores sensu lato, como de edad devónica.
Borrello (1969) interpreta los depósitos de esta formación como facies típica de flysch (ortoflysch) o «flysch Villavicencio», diferenciándola de la facies de pre-flysch o «vacuidad Cortadera» y «Los Alojamientos». Es posible que los afloramientos ordovícicos, referidos por algunos autores a la parte inferior de la Formación Villavicencio, sean equivalentes laterales de las Formaciones Cortaderas, Cabeceras, Portezuelo del Tontal y Alcaparrosa. Estas unidades presentan como rasgo común, intrusiones básicas y ultrabásicas, en partes metamorfizadas, interpretadas como cortejos ofiolíticos (Borrello, 1969; Haller y Ramos, 1984).
La Formación Villavicencio, en su localidad tipo, consiste en bancos de hasta 1 m de espesor de wackes y pelitas, de coloración verdosa a verde grisácea, con típica estructura turbidítica. En general las areniscas presentan gradación normal, base neta o erosiva con marcas subestratales de corriente y herramientas, e hypichnias, y techo gradacional a las pelitas. Estos depósitos contienen restos vegetales y trazas fósiles de la icnofacies Nereites, entre las que destacan Neonereites biserialis Seilacher, Neonereites isp., Palaeoheominthoida isp., Planolites isp., Helminthopsis isp. Tanto la base como el techo de la formación se desconocen, debido a que está limitada por fallas (Harrington, 1971; Kury, 1993), que la relacionan con unidades del Ordovícico, estimándose su espesor aflorante en unos 2.000m (Cuerda et al., 1987).
El contenido paleontológico de la formación está representado por restos de plantas, trazas fósiles y palinomorfos, destacándose la falta de registro de shelly facies. En este contexto se destaca el hallazgo de quitinozoos por Pöthe de Baldis e Ichazo (1987), en la quebrada del río Santa Clara, extremo sur de la sierra del Tontal, compuesta por Conochitina gordonensis y Linochitina cingulata serrata, que indican una edad llandoveriana a, probablemente, ordovícica superior.
En la quebrada de San Isidro, Cuerda et al. (1987) registran restos de plantas vasculares, que atribuyen al género Barawanathia, para los que interpretan una edad devónica inferior. Sin embargo, un estudio de revisión posterior de los aludidos restos de plantas (Cuerda et al., 1993), permite concluir que los mismos indicarían una edad silúrica superior (Pridoliano). En estos depósitos, Cingolani (1970, en Cuerda et al., 1993) menciona trazas fósiles de la icnofacies de Nereites, y restos de euryptéridos.