Introducción
En la Precordillera de San Juan el Paleo zoico Inferior está ampliamente representado tanto por sucesiones carbonáticas y mixtas del Cámbrico y Ordovícico Inferior-Medio como sucesiones silicoclásticas desde el Ordovícico Medio hasta el Devónico.
La Precordillera Central es un sistema de faja plegada y corrida con vergencia orien tal siendo principalmente las unidades paleozoicas los niveles de despegue de los corrimientos principales. La Formación San Juan y las unidades que conforman el Grupo Tucunuco (Formaciones La Chilca y Los Espejos) tienen su máxima exposición en el ámbito de la Precordillera Central, en especial en el sector del departamento Jáchal, donde las mismas han sido ampliamente estudiadas en diferentes secciones (Cuerda, 1969; Serpagli, 1974; Astini, 1992; Peralta 1990; Keller, 1999; entre otros). Sin embargo, aún existen áreas donde afloran estás unidades que han sido muy poco exploradas y estudiadas, especialmente hacia el sur de la Precordillera Central.
El Bolsón de Hualilán es una depresión endorreica ubicada en la parte central de la Precordillera Central, flanqueada hacia el este y sur por las Sierras de Talacasto y Las Crucecitas, hacia el oeste se encuentran las Sierra de Hualilán y Sierra de La Invernada y hacia el norte la Sierra de Los Azulejitos (Fig. 1).
En la presente contribución se presenta un estudio preliminar sobre la estratigrafía de las unidades del Paleozoico Inferior que aflo ran en el flaco occidental de la Sierra de Las Crucecitas, que hasta la fecha no presenta antecedentes publicados, así como una discusión sobre cuál sería su importancia en la reconstrucción de las cuencas paleozoicas de Precordillera.
Geología regional
La Precordillera se extiende a lo largo de 400 km en sentido norte-sur desde la Provin cia de La Rioja, a lo largo de toda la Provincia de San Juan y hasta el norte de la Provincia de Mendoza. Esta provincia geológica, presenta una extensa sucesión de rocas del Paleozoico Inferior cubierta por depósitos del Paleozoico Superior, Mesozoico y Cenozoico (Furque y Cuerda, 1979). Según sus características estratigráficas y estructurales ha sido subdividida en tres unidades morfoestructurales: Precordille ra Oriental (Ortiz y Zambrano, 1981), Central (Baldis y Chebli, 1969) y Occidental (Baldis et al, 1982).
En la Precordillera Central se encuentra ampliamente representada la Formación San Juan conformada por una sucesión de rocas carbonáticas que fueron depositadas en una extensa plataforma somera y cálida durante el Ordovícico Inferior y Medio, desde la Zona de Paltodus deltifer (Tremadociano) hasta la Zona de Lenoduspseudoplanus (Darriwiliano) (Lehnert, 1994; Albanesi et al, 1998; Heredia y Mestre, 2011, 2013; Mestre y Heredia, 2020 a,b). Una abundante y diversa fauna marina abierta carac teriza a dicha unidad (Benedetto, 2003). Dis tintos tipos de arrecifes fueron descriptos en la Formación San Juan; arrecifes de microbios, es ponjas y receptaculoideos de edad tremadociana; arrecifes de microbios, esponjas, receptaculoideos y pulchrilaminoideos durante el Floiano alto, y arrecifes dominados por pulchrilaminoideos en el Dapingiano alto-Darriwiliano tem prano (Cañas y Carreras, 1993, 2003; Keller y Bordonaro, 1993; Cañas y Keller, 1993; Keller y Flugel, 1996; Mestre et al, 2020).
En el norte y sur de la Precordillera la producción carbonática se detuvo a partir del Floiano alto y comenzó la depositación de las pelitas y mudstone negros de la Formación Gualcamayo (Heredia et al, 2011; Soria, 2017) y en cambio en secciones del centro y este como el cerro Viejo de Huaco, cerro La Chilca y sierra de Villicum, el remplazo por las facies pelíticas de la Formación Los Azules se produjo durante el Darriwiliano temprano-medio (Lehnert, 1995; Albanesi et al, 1998; Mestre 2012,2014; Mestre y Heredia, 2013 a). Sin embargo, en otras áreas de la Precordillera el depósito de sedimentos carbonáticos continuó hasta el Darriwiliano medio, como en la sierra de La Tram pa y el cordón de Los Blanquitos representado por la Formación Las Aguaditas (Heredia et al., 2005, 2011; Heredia, 2012; Mestre y Heredia, 2013 b).
En la Precordillera Central en el área de Jáchal a las formaciones Los Azules y Las Aguaditas las suprayace en paraconcordacia la Formación La Chilca, en cambio en las secciones de la Sierra de Talacasto y hacia el sur de esta región dicha formación se encuentra en igual re lación con la Formación San Juan.
El Silúrico de la Precordillera Central está representado por el Grupo Tucunuco (Cuerda, 1965) y por la Formación Tambolar (Heim, 1952). El Grupo Tucunuco está conformado por las formaciones La Chilca y Los Espejos, desde el área del río Jáchal hasta la sierra de La Dehesa, donde pasa lateralmente a la Forma ción Tambolar de amplia distribución en el área del río San Juan (Cuerda y Baldis 1971; Peralta et al 1997, 1998, 2003). Para algunos autores la Formación Tambolar es equivalente al Gru po Tucunuco (Peralta, 1990; Peralta y Carter, 1990), pero para otros se correlaciona solo con la Formación Los Espejos (Benedetto et al, 1992; Astini y Maretto, 1996). Estas tres unidades se inician con delgados conglomerados de base con clastos de chert y oolitas ferruginosas (Peralta et al., 1986; Astini, 1992) que implicarían la presencia de hiatos erosivos dentro de la sedimentación silúrica (Astini y Maretto, 1996). En el área de Pachaco la Formación Tambolar presenta características litofaciales diferentes a las de la sección tipo, estos afloramientos fue ron denominados como Facies Pachaco (Peralta y León 1993) y más recientemente como Formación Los Bretes (Peralta, 2013 a) proponiendo una equivalencia con la Formación La Chilca para dicha unidad. Sin embargo, Mestre (2009) y Salas et al. (2018) proponen una edad silúrica tardía para estos depósitos, en base a las asociaciones de conodontes y ostrácodos recu peradas de la misma.
La Formación La Chilca fue dividida en dos miembros por Baldis et al. (1984), el miem bro Salto Macho (inferior) compuesto por un ortoconglomerados con clastos de chert (el cual es denominado el clásico conglomerado con clastos de chert) continúan capas de oolitas ferríferas conglomerádicas, capas de oolitas ferríferas macizas y fangolitas guijarrosas sobre las que se depositaron fangolitas con graptolitos del Hirnantiano tardío y lutitas y fangolitas con graptofauna del Llandoveriano temprano (Cuerda et al, 1988; Albanesi et al, 2006) in cluyendo así el límite Ordovícico-Silúrico. El miembro Cuarcitas Azules (superior) presenta arreglo estrato grano creciente, y se caracteri za por una conspicua alternancia de capas fi nas a medianas de fangolitas, cuarzoarenita y sublitorenita (Peralta, 1990). Recientemente, Asurmendi et al (2018) mediante el estudio de MISS (Estructuras sedimentarias inducidas por mircrobialitas) presentes en esta formación, interpretaron un ambiente supramareal a submareal en una rampa silicoclástica dominada por mareas para esta unidad.
La Formación Los Espejos está compuesta por rocas siliciclásticas marinas, principalmente areniscas y limolitas verdes (Cuerda 1969; Astini y Piovano 1992; Benedetto et al, 1992). Los estratos fueron depositados en un ambiente de plataforma media a distal y cara de playa e incluye depósitos interestratificados de tormentas (Peralta 1990; Astini y Maretto 1996; Rodriguez et al, 2010). En su fauna los representantes más comunes son los braquiópodos, trilobites, graptolitos, tentaculoideos, crinoideos, euriptéridos, nautiloideos, gastrópodos, acritarcos, conodontes y trazas fósiles (Cuerda 1969; Baldis y Aceñolaza, 1978; Baldis et al, 1984; Aceñolaza y Peralta, 1985, Brussa y Toro, 1989; Sanchez et al., 1991). Recientemente, como resultado del estudio de sus asociaciones de conodontes en las secciones de Talacasto, se registraron importantes avances sobre la bioestratigrafía de conodontes de esta unidad (Gómez, 2015; Gómez et al, 2017, 2019; Garcias, 2016), sobre esta base Mestre et al. (2017) propusieron el primer cuadro bioestratigráfico para el Silúrico tardío Devónico temprano de Precordillera.
En área del Bolsón de Hualilán los antecedentes sobre las sucesiones del Paleozoico Inferior son escasos, uno de los primeros aportes sobre la estratigrafía de esta área es la Hoja geológica 19 c “Ciénaga de Gualilán” (Furque, 1983). En el borde occidental del Bolsón de Hualilán, correspondiente al faldeo oriental de la Sierra de la Invernada existe un mayor conocimiento sobre las unidades paleozoicas (Treo y Baraldo, 1984; Furque y Caballé, 1990; Pittaluga et al, 1996, 1997; Peralta, 2013 a,b), así como en el área de la Sierra de Talacasto (Baldis et al., 1984; Beresi, 1986; Soria et al., 2013; Garcia Muro et al, 2014; Gómez, 2016, Mestre et al, 2020).
las sierras de Talacasto y Las Crucecitas, donde presenta un esbozo del arreglo estratigráfico del Paleozoico Inferior en el área de la Sierra de las Crucecitas.
Sierra de Las Crucecitas
Desde el punto de vista estratigráfico, el conocimiento del Paleozoico Inferior de la Sierra de Las Crucecitas es escaso o nulo. Un primer intento de ordenamiento estratigráfico es realizado por Furque (1983) en la geológica Hoja 19 c, “Ciénaga de Gualilán”. Recien temente, Fernández (2015) realizó un estudio sobre las estructuras andinas y pre-andinas en
Estratigrafía
Formación San Juan
La Formación San Juan en la sección estudiada de la Sierra de Las Crucecitas (extremo austral de los afloramientos) tiene un espesor de aproximadamente 600 m (Fig. 2), el mismo se debe a la importante estructuración y deformación que afecta a esta unidad, provocando repetición de la sucesión y un sobredimensionamiento de su verdadero espesor. Dicha unidad está representada mayoritariamente por wackestone-packstone de color gris claro y en menor roporción por packstone-grainstone de color gris medio, que se presentan en bancos de 0,50 a 1,5 m de espesor (Fig. 3A).
Una característica sobresaliente en toda la te en otras secciones de la Precordillera Central (Benedetto, 2003). A lo largo de todo el perfil solo se han observado algunos fragmentos de valvas de braquiópodos silicificados, moldes de gastrópodos, nautiloideos silicificados, escasos artejos de equinodermos y esponjas. El componente fósil más abundante a lo largo de la suce¬sión es el pulchrilamiloideo Zondarella sp., que se encuentra representado por algunos cuerpos de hasta 1 m de diámetro con estructura botroidal de láminas de chert (Fig. 3B), pero en su mayoría son de dimensiones más pequeñas de 0,20 a 0,50 m de diámetro (Fig. 3F-G), los mismos se encuentran aislados unos de otros y no es posible reconocer estructuras arrecifales asociadas a estos como las que se observan en las secciones de Niquivil, Talacasto o Villicum (Keller y Flügel, 1996; Cañas y Carreras, 2003; Mestre et al., 2020).
Las calizas a lo largo del perfil relevado se encuentran intensamente silicificadas y presentan nodulos y bancos de chert dispuestos de forma concordantes con la estratificación. También, es muy importante el diaclasamiento y fracturación de la Formación San Juan las cuales se encuentran rellenas de calcita y sílice. Debido a la intensa estructuración que afecta a esta unidad, se hizo muy difícil realizar un ordenamiento estratigráfico de la sucesión, solo cuando se reconoció el contacto erosivo de la Formación San Juan con la Formación La Chilca, se pudo relevar un perfil de 10 m de espesor para llevar a cabo un muestreo siguiendo el arreglo estratigráfico (Fig. 4). Se tomaron 4 muestras de niveles potencialmente fértiles para conodontes, las cuales resultaron estériles, por lo que la edad precisa de estos niveles es aún desconocida y solo se podría inferir por su posición estratigráfica (ver discusión).
Formación La Chilca
En la sección de estudio la Formación La Chilca se apoya sobre la Formación San Juan de forma paraconcordante mediante una superficie erosiva (Fig. 3C, D; Fig. 4). Dicha unidad se encuentra mayormente cubierta por derrubio y solo se pudo relevar los niveles basales de la misma, los cuales están caracterizados por un banco masivo de paraconglomerado pardo roji zo de 0,30 m de espesor en la que se reconocen algunos clastos angulosos a subangulosos de chert de color gris oscuro a negro que se en cuentran dispersos en la matrix sin arreglo ni ordenamiento observable, la matrix está fuerte mente cementada por sílice y óxido de hierro (Fig. 3E), lo que le confiere fractura concoidea y un aspecto de “chert” estratificado. Este ni vel se correspondería con el clásico ortoconglomerado de chert característico de la base de la Formación La Chilca en otras secciones de sucesión que aflora en la sección estudiada, es la escasa presencia de macrofauna distintiva de la Formación San Juan, que suele ser abunPrecorPrecordillera Central. Continúa, una sucesión monótona de limolitas y pelitas silicificadas de color verde finamente estratificadas por unos 3 m de espesor y luego es cubierta por aluvión.
Formación Los Espejos
En esta localidad el pase entre las formaciones Los Espejos y La Chilca se encuentra cubierto por aluvión y no se pudo reconocer en el campo. La Formación Los Espejos alcanza un espesor de 250 m aproximadamente (Figs 2, 4), la misma se encuentra intensamente deformada, se observan numerosas fallas y pliegues. El tramo basal se encuentra totalmente cubierto por sedimentos del cuaternario, lo cual hace difícil su descripción (Fig. 5A).
El tramo medio de la unidad está compuesto principalmente por pelitas y areniscas con la incorporación gradual de areniscas finas con cemento carbonático que alternan con fangolitas bioturbadas. Hacia arriba pasa a bancos de areniscas de tamaño medio a grueso, compuesto por capas de hasta 0,20 m de potencia, a la base de los mismos se observan niveles formados por acumulación bioclástica que incluyen braquiópodos, entre los cuales se reco nocen Australina jachalensis y Clarkeia sp., restos de trilobites y gastrópodos (Fig. 4 y Fig. 5B). Estos bancos se tornan más frecuentes en los términos superiores. Éste tramo culmina con un banco de arenisca de color verde claro, de no más de 0,60 m de espesor y varios metros de longitud (Fig. 5E) que hacia el tope es más oscura y se encuentra tapizado por braquiópodos de gran tamaño correspondientes al género Clarkeia sp. (Fig. 5D). En el tramo superior de la sección se encuentra una sucesión de areniscas y fangolitas que presentan leve deformación sinsedimentaria, intercalados con niveles pelíticos de coloración verde oscura. Los bancos de areniscas presentan acumulación bioclástica en una matrix pelítica fangosa (Fig. 5C). En esta sección los depósitos pelíticos de la base de la Formación Talacasto suprayacen a la Formación bed with bioclastic accumulation on the top of the section; D- Top of the greenish sandstone bed with brachiopods; E- Greenish sandstone beds.
Los Espejos mediante una paraconformidad.
Sobre el perfil relevado de la Formación Los Espejos en la sección de estudio se colectaron cinco muestras de niveles potencialmente fértiles para la obtención de conodontes las cuales fueron estériles (Fig. 4), por lo que no se ha podido precisar la edad de dicha unidad.
Discusión
En la presente contribución se propone una primera aproximación a la estratigrafía de los depósitos del Paleozoico Inferior aflorantes en el borde occidental de la Sierra de Las Crucecitas, la misma representaría el primer antecedente para esta región de la Precordillera Central.
Las características estratigráficas y el contenido fósil de la Formación San Juan en esta sección resultan de gran importancia ya que representarían el hallazgo más occidental del pulchrilamiloideo Zondarella sp. en el ámbito de la Precordillera Central, aportando valiosa información sobre la distribución de este organismo dentro de la cuenca carbonática Ordovícica de Precordillera. Con respecto a la edad de estos niveles de la Formación San Juan, las muestras colectadas no aportaron información que permita precisarla. Sin embargo, es posible hacer una propuesta en función de su ubicación estratigráfica y las características del afloramiento.
El techo erosivo de la Formación San Juan ha sido ajustado bioestratigráficamente en pocas secciones de la Precordillera Central. En la Sierra de Talacasto fue recientemente acotado a la Zona de L. pseudoplanus (Darriwiliano) en la sección de los Baños de Talacasto (Gallardo, 2018). Por otra parte, en la sección de Pachaco, Serpagli (1974) registró una asociación de conodontes floiana tardía hasta probablemente dapingiana para el techo de la Formación San Juan.
Los arrecifes de la Formación San Juan han sido ampliamente estudiados, especialmen te en los sectores septentrionales de la Precor dillera Central y Oriental (Cañas y Keller, 1993; Keller y Bordonaro, 1993; Carrera y Cañas, 1997; Keller y Flügel, 1996; Cañas y Carrera, 2003; Mestre et al., 2020). Keller y Flügel (1996) describieron un nuevo género y especie de pulchrilamilodeo para Sudamérica, denominado Zondarella communis, y lo propusieron como uno de los organismos constructores de arrecifes durante el Ordovícico en Precordillera. Cañas y Carrera (2003) presentan un resumen de los arrecifes de Precordillera y reconocieron di ferentes tipos que se desarrollaron durante el Cámbrico y Ordovícico, estos son: Trombolitos microbianos (Cámbrico SuperiorTremadociano alto); Arrecifes de microbialitas-esponjas-Calathium (Tremadociano tardío); Arrecifes de microb'idíitas-Zondarella-Calathium en Precor dillera Central y arrecifes dominados por Zondarella en Precordillera Oriental, estos dos últimos se habrían desarrollado durante el Ordovícico Medio temprano.
Recientemente, Mestre et al. (2020) reu bicaron bioestratigráfícamente los arrecifes de microbialitas-Zondarella-Calathium proponiendo una edad floiana tardía (Ordovícico Inferior) para los mismos. Estos arrecifes se caracterizan por ser matrix soportados, con una estructura conformada por microbios y organismos tales como, esponjas, receptaculoideos y pulchrilamiloideos. Dichos arrecifes se presentan a la base del shoal el cual está conformado por depósi tos gruesos representado por packstone-grainstone biointraclásticos, los arrecifes están representa dos por wackestone bioclásticos de color gris claro que presentan formas globosas o dómicas con dimensiones variables de hasta 2 m de alto. Mestre et al. sugieren también, que los arrecifes dominados por Zondarella presentes en la Pre cordillera Oriental tendrían una edad dapingiana tardía-darriwiliana temprana, como ya había sido sugerido por Lehnert y Keller (1993).
Tomando en consideración lo expuesto en los párrafos anteriores y de la comparación de los depósitos estudiados con los de otras sec ciones de Precordillera Central, se podría pro poner que los niveles del techo de la Formación San Juan en la sección estudiada en la Sierra de las Crucecitas tendrían una edad dapingiana tardía-darriwiliana (Ordovícico Medio). Debido a que los pulchrilamiloideos presentes en ésta sección no se encuentran asociados a otros or ganismos formando arrecifes como los descriptos para el Floiano tardío (Mestre et al, 2020), sino que tienen mayor similitud con los arre cifes dominados por Zondarella presentes en la Precordillera Oriental. Por otra parte, su proxi midad con la Sierra de Talacasto sugeriría que el techo de la Formación San Juan en la sección de estudio no podría tener un nivel de erosión mucho mayor que los verificados en la Sierra de Talacasto. Sin embargo, un estudio más detalla do sobre la Formación San Juan en la Sierra de Las Crucecitas debe llevarse a cabo para poder precisar la edad de la misma en esta área.
Los estratos basales de la Formación La Chilca en la sección de estudio están caracteri zados por un nivel de paraconglomerado pardo rojizo que presentan clastos de chert angulosos a subangulosos dispersos en una matriz fuerte mente cementada por sílice y óxido de hierro. Las características litológicas del mismo difieren de las típicas descriptas para el ortoconglomerado basal de chert de dicha unidad en otras lo calidades de Precordillera Central (Peralta et al, 2003; Asurmendi et al, 2018). Estas diferencias merecen un estudio más profundo y de mayor extensión en el borde occidental de la Sierra de Las Crucecitas para entender las variaciones en la composición de estos niveles de la Formación La Chilca.
De acuerdo con las observaciones realizadas en el campo, la Formación Los Espe jos muestra en general grandes similitudes litológicas con las reconocidas en el resto de la Precordillera Central principalmente con los aforamientos en las localidades de Talacasto (Quebrada Ancha, Poblete) (Gómez, 2015, 2016; Garcias, 2016). Entre estas similitudes, se reconoce el arreglo estrato grano creciente y las estructuras de deformación sinsedimentaria presentes en el tramo superior de la sección. Además, al comparar el desarrollo de los espesores, este sector presenta una disminución de espesor con respecto a los observados en las secciones cercanas al rio Jáchal. Por otra parte, se observan marcadas diferencias con la Forma ción Tambolar ubicada hacia el sur siguiendo el mismo corrimiento que levanta a la Sierra de Las Crucecitas.
La bioestratigrafía de conodontes de la Formación Los Espejos en las secciones de Talacasto ha sido la base para la elaboración del primer cuadro bioestratigráfico de conodontes para Precordillera, la edad de la parte media y el tope de dicha unidad va desde el Ludfordiano al Lochkoviano temprano, siendo esta última la edad de los niveles con deformación sinsedimentaria. Por lo expuesto previamente, se propone una edad para la Formación Los Espejos en la Sierra de Las Crucecitas similar a la registrada en las secciones de Talacasto. Sin embargo, el conocimiento de la sucesión silúrica para este sector es incompleto, presentando aquí los primeros resultados.