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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión impresa ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.58 n.3 Buenos Aires jul./sept. 2003

 

Evolución paleoambiental y paleogeográfica de la cuenca cámbrica de la Precordillera argentina

Bordonaro, OL

CONICET (IANIGLA - CRICYT) Casilla de correo 131, 5500 Mendoza, Argentina. E-mail: obordona@lab.cricyt.edu.ar

Resumen
El análisis espacial y temporal de las rocas cámbricas de la Precordillera argentina ha permitido elaborar una nueva interpretación del margen continental precordillerano. La litoestratigrafía y la bioestratigrafía son ensambladas en un modelo paleogeográfico no palinspástico coincidente con la actual distribución del basamento precámbrico expuesto en las Sierras Pampeanas Occidentales. La asociación de biofacies y litofacies reconocidas en toda la cuenca cámbrica precordillerana permiten interpretar una plataforma con margen y es posible distinguir tres grandes áreas que corresponden a una plataforma interna, una plataforma externa y una zona donde las dos anteriores se interdigitan con un talud superior y con una barrera marginal. Durante el Cámbrico inferior tardío se inició una etapa de rifting con sedimentación siliciclástica y evaporítca dentro de un graben intracontinental que evolucionó hacia una plataforma abierta. Se detecta un hiatus faunístico en el límite Cámbrico inferior-Cámbrico medio correlacionable con el evento regresivo Hawke Bay de Los Apalaches. En el Cámbrico medio tardío se instaló una plataforma restringida con lagoon, barreras internas, terrígenos internos y sabkha costero desarrollados en el E de la Precordillera, mientras que barreras marginales y una plataforma externa se desarrollaban en el O de la Precordillera. Durante el Cámbrico superior una amplia plataforma perimareal progradaba hacia el O limitada por barreras marginales en el S de la cuenca, mientras que en el N se manifestaba con una menor restricción. Cerca del límite Cámbrico-Ordovícico una nueva plataforma con margen retrogradaba hacia el E como consecuencia de un evento de inundación de la cuenca. Durante el Cámbrico superior comenzaba a manifestarse un colapso tectónico distensivo en el S de la cuenca que luego se generalizaría en toda la Precordillera durante el Ordovícico.
Palabras clave: Estratigrafía. Bioestratigrafía. Paleogeografía. Cámbrico. Precordillera argentina.

Abstract
Paleoambiental and paleogeographic evolution of the cambrian basin of the Argentine Precordillera. The Cambrian rocks of the Argentine Precordillera are analyzed in space and time to arrive at new interpretation of the precordilleran continental margin. The lithostratigraphy and biostratigraphy are incorporated into a nonpalinspastic paleogeographic model that accords with the structural distribution of the Precambrian basement, now exposed in the western Sierras Pampeanas.The lithofacies and biofacies assemblages recognized in all the precordilleran cambrian basins provide evidence to interpretate a rimmed platform. It is posible to distinguish three large areas corresponding to an inner platform, an outer platform and a mixed zone where both platforms interfinger with a rim and talus. In the later Early Cambrian, a mixed open platform was developed above underlying, localized rifting stage with siliciclastics and evaporites of the intracontinental graben system. A faunistic hiatus near the Lower-Middle Cambrian boundary is present in the all Precordillera wich appears to correlate with the Hawke Bay regressive event in the Appalachian area of North America. In the later Middle Cambrian a rimmed platform with lagoon, inner barriers, terrigenous and coastal sabkha facies developed at the eastern, and shoals or barriers were built at the western margin of the shelf, evolving seaward with an open subtidal platform. During the Late Cambrian, a broad peritidal platform prograded to the west, bounded by sand barriers mainly in the southern areas, meantime the northern areas remaining less restricted. Around the Cambrian-Ordovician boundary interval, a new rimmed platform was established but the platform margin retreated to the east as part of a flooding event. A distensive tectonic collapse of the carbonate platform began in the latest Cambrian in the southern areas.
Key words: Stratigraphy. Biostratigraphy. Paleogeography. Cambrian. Argentine Precordillera.

Introducción

Las rocas cámbricas de la Precordillera argentina, descubiertas en el siglo XIX, han sido motivo de numerosos estudios tanto estratigráficos, paleontológicos, sedimentológicos como también geotectónicos. Durante la última década y en la presente se generaron varios trabajos interpretativos relacionados con la evolución geotectónica del Terrane Precordillera donde se lo vincula con un posible origen lauréntico como también gondwánico. Sin embargo fue muy escaso el avance sobre el conocimiento paleogeográfico y paleoambiental de la cuenca cámbrica precordillerana.

En este trabajo se actualiza el estado del Sistema Cámbrico de Precordillera y se analiza principalmente la evolución paleoambiental y paleogeográfica de la cuenca cámbrica utilizando los numerosos datos existentes sobre bioestratigrafía, litoestratigrafía y sedimentología, los cuales han sido ensamblados en tiempo y espacio. Esta visión tridimensional de la cuenca cámbrica ha permitido elaborar un modelo paleogeográfico y paleoambiental que muestra una evolución armónica e interconectada del margen continental a lo largo de todo el tiempo cámbrico.

Ubicación geográfica

Las rocas cámbricas de la Precordillera argentina están distribuidas a lo largo de 400 km N-S con un ancho máximo de 66 km E-O, ocupando el sur de la provincia de La Rioja, el centro de la provincia de San Juan y el norte de la provincia de Mendoza (Fig. 1). Dentro de esta extensión se pueden diferenciar los afloramientos de rocas de la plataforma interna en la mitad oriental (Precordillera Oriental y Central) cercanos a las Sierras Pampeanas Occidentales mientras que las rocas de la plataforma externa se ubican en la mitad occidental (Precordillera Occidental) cercanas a la Cordillera Frontal. En el extremo austral denominado Precordillera Mendocina se reconocen afloramientos mixtos de plataforma interna, externa y talud superior. En la figura 1 se mencionan 25 localidades donde se ubican perfiles clásicos o yacimientos paleontológicos fundamentales para la integración regional de la cuenca cámbrica precordillerana. Estas localidades son frecuentemente citadas en el desarrollo del trabajo.

Figura 1: Mapa de ubicación de afloramientos y localidades cámbricas de la Precordillera argentina, diferenciadas en una plataforma interna, una plataforma externa y una plataforma mixta.

Estratigrafía

La figura 2 muestra una síntesis de la estratigrafía cámbrica de toda la Precordillera, actualizada según Bordonaro (2003), utilizando la cronología y la bioestratigrafía de América del Norte propuesta por Palmer (1998). La litoestratigrafía es agrupada en tres grandes áreas que responden a una plataforma interna en la Precordillera Central y Oriental de San Juan y La Rioja, una plataforma externa en la Precordillera Occidental de San Juan y la Precordillera Mendocina y una zona de plataforma mixta donde se intercalan tramos de plataforma interna con plataforma externa, con barrera marginal y con talud, en la Precordillera Mendocina. Es una completa sucesión estratigráfica, predominantemente carbonática, que abarca un rango cronoestratigráfico desde el Cámbrico inferior tardío hasta el Ordovícico inferior temprano. A continuación se da una actualizada y breve síntesis de las características que posee cada unidad integrante de esta sucesión.

Figura 2: Cuadro estratigráfico del Sistema Cámbrico de la Precordillera argentina. Las unidades se agrupan en una plataforma interna, una plataforma externa y una plataforma mixta. Los bloques aislados representan olistolitos cuyos nombres provienen de las localidades donde afloran.

Unidades autóctonas

Se mencionan en este apartado las unidades que tienen propiedades estratigráficas primarias tal como fueron sedimentadas en la cuenca original y sin evidencias de resedimentación posterior.

Formación Cerro Totora (Astini y Vaccari 1996): Aflora en el cerro Totora, al oeste de Guandacol, Precordillera de La Rioja. Con un espesor de 340 m, está compuesta por pelitas y areniscas rojas, yeso laminado, bancos calcáreo-dolomíticos y arcilitas, limolitas y areniscas laminadas cíclicas. El tope de la formación contiene Olenellidos del Cámbrico inferior tardío de la Zona de Olenellus (Vaccari 1988).

Formación La Laja (Borrello 1962, emend. Bordonaro 1980): Se encuentra distribuida a lo largo del flanco occidental de las sierras de Villicum, Chica de Zonda y cerro Pedernal. La integran cuatro miembros nominados por Baldis y Bordonaro (1981) como El Estero, Soldano, Rivadavia y Juan Pobre (Fig. 2), que totalizan un espesor aproximado de unos 800 m con calizas, calizas arcillosas y margas. Bercowski et al. (1990) reconocieron 6 ciclos somerizantes hacia arriba que comienzan con mudstones-wackestones que pasan a wackestones-packstones bioturbados y finalizan con grainstones oolíticos de un sistema de barras. Originalmente la edad de esta unidad fue considerada como continua desde el Cámbrico inferior tardío (Dyerano) hasta el Cámbrico medio tardío (Marjumiano). Bordonaro (1999 y 2003) reconoce una interrupción faunística durante el Cámbrico Medio temprano, cuya extensión total aún no ha sido delimitada con exactitud, entre el Miembro El Estero y Soldano. Este hiatus, asimilable al Hiatus Hawke Bay, restringe la edad de la formación, por ahora, al Cámbrico inferior tardío y al Cámbrico medio tardío (Fig. 2).

Formación Zonda (Bordonaro 1980): Se halla distribuida en toda la Precordillera Oriental y también en los cerros La Silla y Potrerillos sobre el perfil del río Áspero en Jáchal (Fig.1). Definida por una sucesión de 350 m de calizas dolomíticas y dolomías con estructuras sedimentarias de poca profundidad, con laminación microbial y estromatolitos. Arroqui Langer y Bordonaro (1996) reconocieron ciclos somerizantes originados en un ambiente hipersalino intermareal medio a superior con evidencias de exposición subaérea. Hasta el momento no se han hallado fósiles que permitan precisar su edad, pero por su ubicación estratigráfica se asigna al Cámbrico superior temprano.

Formación Los Hornos: Informalmente definida por Astini y Vaccari (1996) en la localidad del cerro Urcushum y cerro Totora , al oeste de Guandacol, La Rioja (Fig. 1). Está formada por dolomías macizas blanquecinas correspondiente a depósitos de plataforma somera hipersalina. Si bien carece de fósiles, podría incluirse dentro del Cámbrico medio tardío por su posición estratigráfica sobrepuesta a la Formación Cerro Totora, aunque por su litología también podría correlacionarse con la Formación Zonda del Cámbrico superior.

Formación La Flecha (Baldis et al. 1981): Aflora en la mayor parte de la Precordillera Oriental y Central de San Juan y de La Rioja. Con una potencia promedio de 500 m se caracteriza por una alternancia cíclica de calizas y dolomías con chert, con abundantes estructuras microbialíticas, estromatolíticas y trombolíticas con formas muy diversas (Armella 1994). Keller et al. (1989) detectan ciclos somerizantes hacia arriba que varían entre ambientes submareales a supramareales en una plataforma perimareal. La edad de esta formación se halla dentro del Cámbrico superior, entre el Steptoeano y el Sunwaptano, por la presencia de trilobites (Keller et al. 1994).

Formación La Silla (Keller et al. 1994): Se distribuye en gran parte de la Precordillera Oriental y Central de San Juan y de La Rioja, desde Guandacol hasta el cerro Pedernal. Está integrada por 400 m de calizas con intercalaciones de dolomías laminadas, grainstones peletoidales, grainstones intraclásticos y mudstones, con abundante bioturbación. No se reconocen ciclos sedimentarios. En la base contiene trilobites de la Zona de Saukia del Cámbrico superior (Sunwaptano) y el resto de la unidad contiene conodontes del Ibexiano (Keller et al.1994).

Formación Alojamiento (Harrington 1971; emend. Banchig y Bordonaro 1997): Aflora en los cordones del Alojamiento y Santa Clara entre San Juan y Mendoza (Fig. 1) con un espesor de 600 metros. Está compuesta por calizas y dolomías con intercalaciones de areniscas, lutitas y brechas carbonáticas. Sus litofacies indican ambientes de plataforma externa hacia la base, con sectores de plataforma interna y de borde de plataforma en el resto de la unidad. Una edad cámbrica media (Marjumiano) se evidencia en la base por contener trilobites pertenecientes a las Zonas de Ptychagnostus gibus y de Oryctocephalus . Se infiere una edad cámbrica superior para el techo de la unidad sólo por correlación litológica.

Formación Cerro Pelado (Heredia 1996): Aflorante en la cuchilla del cerro Pelado al oeste de la ciudad de Mendoza con 250 m de potencia. Hacia la base contiene conglomerados, areniscas, wackestones y packstones bioturbados, en el tramo medio tiene un gran desarrollo de boundstones microbiales con chert y hacia el techo posee wackestones-packstones bioturbados. La edad es en el techo, Steptoeano tardío con trilobites de la Zona de Elvinia, mientras que la edad de la base se desconoce por ausencia de fauna.

Formación El Relincho (Heredia 1996): Aflora en el cerro Pelado con 300 m de calizas micríticas oscuras y laminadas que alternan con pelitas oscuras. La edad de los tramos basales es del Cámbrico superior tardío (Sunwaptano), evidenciado por Proconodontus tenuiserratus (Heredia 1996) y por trilobites de la Zona de Saukia (Shergold et al. 1995), pero se desconoce la edad del techo donde predominan las pelitas negras.

Unidad Innominada: Nueva unidad reconocida por Bordonaro et al. (1999), que aún no ha sido formalmente definida, aflora en las inmediaciones de la quebrada del Totoral al oeste del cerro La Cal, Mendoza. Posee calizas macizas de plataforma interna hacia la base, calizas negras y calcipelitas de plataforma externa y talud superior en el tramo medio y lutitas negras en la parte superior. En la base de la unidad se reconocieron los trilobites Bathyuriscus y Bathyuriscidella que representan a la Zona de Oryctocephalus del Cámbrico Medio. Se desconoce la edad del tramo medio y superior, aunque se presume que puede ser Cámbrica Superior ya que hacia el techo pasa a lutitas negras graptolitíferas de la Formación Empozada.

Unidades alóctonas (olistolitos)

En la Precordillera Occidental de San Juan y en la Precordillera Mendocina se identifican varios bloques alóctonos (olistolitos) que se hallan contenidos en olistostromas ordovícicos de las Formaciones Los Sombreros y Empozada (sensu Bordonaro et al. 1999). Algunos de estos bloques olistolíticos poseen tamaños pequeños que varían desde unos pocos decímetros hasta pocos metros. Otros en cambio, tienen tamaños que oscilan entre varias decenas de metros hasta un par de centenas de metros. Están reconocidos en el cuadro estratigráfico de la figura 2 con nombres que responden a las localidades donde se hallan aflorantes.

Olistolito Ancaucha (Astini y Thomas 1999a): Olistolito de tamaño mediano incluido en la Formación Los Sombreros, aflora en la quebrada de Ancaucha, al norte del río Jáchal (Fig. 1) compuesto por areniscas cuarzosas y pelitas rojas y verdes, con niveles de grainstones bioclásticos con fauna de Olenellidos y Salterella del Cámbrico inferior tardío (Dyerano).

Olistolito San Martín (Bordonaro et al. 1993): Megabloque resedimentado en la Formación Empozada, que aflora en el área de San Isidro, Mendoza (Fig. 1). Compuesto por una alternancia de calizas, margas y lutitas negras depositados como fangos carbonáticos de periplataforma con agnóstidos del Cámbrico medio tardío.

Olistolitos San Isidro (Bordonaro et al. 1993): Bloques olistolíticos medianos, englobados en la Formación Empozada, aflorantes en el área de San Isidro, Mendoza. Integrados por margas, packstones y grainstones fosilíferos y calizas con oolitas y oncolitos. Hacia la base, contienen trilobites de la Zona de Glossopleura (Delamarano) y hacia el techo trilobites de la Zona de Oryctocephalus (Marjumiano).

Olistolitos La Cruz (Bordonaro 1992): Conjunto de pequeños y medianos olistolitos compuestos por mudstones oscuros de plataforma externa, incluidos dentro de la Formación Empozada aflorantes en San Isidro, Mendoza. Contienen una fauna de trilobites del Cámbrico superior indicadores de las Zonas de Saukia, de Elvinia, de Glyptagnostus reticulatus y de Crepicephalus.

Olistolitos Los Sombreros (Bordonaro y Banchig 1996): Conjunto de olistolitos carbonáticos detectados dentro de la Formación Los Sombreros, aflorantes en la localidad del río de Los Sombreros, sierra del Tontal (Fig. 1). Se reconocen grandes olistolitos de mudstones oscuros laminados, con trilobites de edades cámbrica media tal como Tonkinella stephensis, Bathyuriscus aff. rotundatus , cámbrica superior con Glyptagnostus reticulatus e ibexiana con conodontes Cordylodus proavus . También se hallaron grainstones cuarzosos con agnóstidos Ptychagnostus indet. del Cámbrico medio sensu lato.

Olistolitos Ojos de Agua (Bordonaro y Banchig 1996): Conjunto de bloques pequeños y medianos aflorantes en el perfil de la quebrada Ojos de Agua, en el flanco este de la sierra del Tontal (Fig. 1), dentro de la Formación Los Sombreros. Forman bloques carbonáticos con facies de plataforma externa, con trilobites de Tonkinella stephensis, Bathyuriscus aff. rotundatus, Glossopleura aff. leona del Cámbrico medio y Pseudagnostus idalis del Cámbrico superior.

Olistolitos Los Ratones (Bordonaro y Banchig 1996): Conjunto de pequeños bloques expuestos en el extremo norte de la sierra del Tontal, sobre la quebrada de Los Ratones (Fig. 1), dentro de la Formación Los Sombreros. Son un conjunto de olistolitos calcáreo-pelíticos de plataforma externa y de areniscas cuarzosas de borde de plataforma, con trilobites como Kootenia y Glossopleura, del Cámbrico medio.

Olistolitos Los Túneles (Bordonaro y Banchig 1996): Afloran en la sierra de Los Túneles sobre el río Jáchal (Fig. 1), dentro de la Formación Los Sombreros. Son dos grandes olistolitos carbonáticos de plataforma externa (Benedetto y Vacari 1992). El primero con una fauna de Olenellus sp. y Sombrerella argentina del Cámbrico inferior tardío y el segundo con Chilometopus tunelensis, Ptychagnostus praecurrens, del Cámbrico medio (Vaccari y Bordonaro1993).

Olistolito ? Solitario (Bordonaro y Banchig 1996): Bloque mediano aflorante en el cerro Solitario al norte de Mendoza (Fig. 1), con calizas negras, intercaladas con calcipelitas negras de una periplataforma profunda. Contiene trilobites agnóstidos de edad cámbrica media tardía coincidente con la Zona de Lejopyge laevigata. Se considera que esta unidad posee las características de un cuerpo olistolítico por sus dimensiones y deformación sinsedimentaria, aunque como no es posible observar las relaciones con la roca que lo aloja, también podría tratarse de una escama tectónica.

Bioestratigrafía

Se describen a continuación las unidades bioestratigráficas que se reconocen en toda la Precordillera siguiendo el concepto de bioestratigrafía dual de Ludvigsen et al. (1986) que considera a las biozonas como manifestaciones temporales dentro de las biofacies. En el cuadro estratigráfico de la figura 2, se las agrupa en biozonas de plataforma interna definidas con trilobites poliméridos endémicos laurénticos con escasos elementos cosmopolitas y en biozonas de plataforma externa con trilobites agnóstidos y poliméridos tanto endémicos laurénticos como también cosmopolitas.

Biozonas de plataforma interna

Zona de Olenellus (Cámbrico inferior): Borrello (1963a, 1964) la detecta por la presencia de Fremontella inopinata Borrello, hallados en el extremo suroeste de la sierra de Villicum y noroeste de la Sierra Chica de Zonda. Posteriormente Borrello (1971) la asigna a la Zona de Olenellus Superior, limitada a la parte basal de la Formación La Laja. Los elementos originales mencionados por Borrello en esta biozona fueron: Pagetides ? dubius Hupe, Laudonia sp., Olenellus aff. brachycephalus (Emmons), Fremontella inopinata Borrello, Eoptychoparia acuminata Hupe, Villicumia borrelloi Hupe, Zacanthoides sp., Paedeumias ? sp. y Kootenia sp.. Bordonaro (1986) reconoce la Zona de Bonnia-Olenellus en el Miembro El Estero por los hallazgos de Olenellus zondaensis Bordonaro, Bonnia villicumica Bordonaro, Antagmus argentinus Bordonaro y Bristolia sp.. Astini y Vaccari (1996) citan Arcuolenellus megafrontalis Vaccari , característico de la parte alta de la Zona de Olenellus, en la Formación Cerro Totora, de La Rioja. Bordonaro y Banchig (1996) generalizan la Zona de Olenellus para todo el Cámbrico inferior tardío de la Precordillera de San Juan y La Rioja siguiendo el concepto de Palmer y Repina (1993). En el Olistolito de Ancaucha, Astini et al. (2000b) advierten Olenellidos y Salterella sp., que pertenecen a esta biozona.

Zona de Ehmaniella (Cámbrico medio): Mencionada en la Precordillera por Bordonaro y Banchig (1996) en la Formación La Laja, en reemplazo de la Zona de Bathyuriscus - Elrathina aplicada por Borrello (1971), siguiendo los conceptos de Sundberg (1994). Actualmente se la ubica en la mayor parte del Miembro Soldano de la Formación La Laja, identificada por una gran variedad de géneros de Ehmaniellidae (Bordonaro 1999).

Zona de Bolaspidella (Cámbrico medio): Fue hallada en la parte cuspidal de la Formación La Laja, en la quebrada de Zonda, por la presencia de Modocia sp. y Asaphiscus sp. (Baldis y Bordonaro 1985).

Zona de Crepicephalus (Cámbrico superior): Keller et al. (1994) la encuentran en la Formación La Flecha, cerca de Guandacol, La Rioja, con Madarocephalus laetus Rasetti, Komaspidella laevis Resetti y Crepicephalus cf. C. scillisis Resser.

Zona de Aphelaspis (Cámbrico superior): Identificada por Keller et al. (1994) en la base de la Formación La Flecha, en la localidad de La Angostura, Guandacol, La Rioja, por la presencia de Dytremacephalus strictus Rasetti.

Zona de Saukia (Cámbrico superior): Keller et al. (1994) la ubican en la Formación La Flecha, en la quebrada de La Flecha, San Juan, con Stenopilus convergens (Raymond) y en Guandacol, La Rioja, con Plethopeltis cf. P. armatus Billing, también en la base de la Formación La Silla en su sección tipo, con Plethopeltis obtusus (Rasetti).

Biozonas de plataforma externa

Zona de Olenellus (Cámbrico Inferior): Vaccari y Bordonaro (1993) la registran en el olistolito C1 de Los Túneles compuesta por Olenellus ? sp. , Prozacanthoides sp. y Sombrerella argentina Vaccari y Bordonaro.

Zona de Glossopleura (Cámbrico medio): Identificada por Poulsen (1958) en la localidad de San Isidro, Mendoza, en base al hallazgo de Glossopleura sp., Chilometopus parabolicus Rusconi, Asperocare argentinum Poulsen, Alokistocare elongatum Poulsen, Alokistocare australe Poulsen, Kistocare mendozanum (Rusconi) entre otros. Bordonaro y Banchig (1990) describen la especie Glossopleura aff. leona Lochmann, en olistolitos de Ojos de Agua en la sierra del Tontal, San Juan y Glossopleura sp. en olistolitos de Los Ratones (Bordonaro y Banchig 1996).

Zona de Oryctocephalus (Cámbrico medio): Fue citada en la Precordillera de Mendoza, en las facies de plataforma externa. Bordonaro y Banchig (1995) revisaron algunas especies estudiadas por Poulsen en San Isidro, identificando a Oryctocephalus burgessensis Resser, Bathyuriscus elegans (Walcott), Athabasquia anax (Walcott), que resultan indicadores de la Zona de Oryctocephalus. Posteriormente Bordonaro y Banchig (1996) la mencionan en el Olistolito Los Sombreros con Tonkinella stephensis Kobayashi. También es referida en la Formación Alojamiento por Banchig y Bordonaro (1997) con especies de Tonkinella, Bathyuriscus y Peronopsis.

Zona de Bolaspidella (Cámbrico medio): Poulsen (1960) la reconoce en el cerro Solitario de Mendoza, documentada por Williamsina sp. Poulsen, Talbotinella communis Poulsen, Bolaspidella lucieae Poulsen, Canotaspis aliena Poulsen, Goycoia brevicaudata Poulsen, entre otros.

Zona de Ptychagnostus gibbus (Cámbrico medio): Referida por Banchig y Bordonaro (1997) en la base de la Formación Alojamiento por el hallazgo de Ptychagnostus intermedius Robison.

Zona de Ptychagnostus atavus (Cámbrico medio): Fue allada por Tortello y Bordonaro (1997) en olistolitos de San Isidro, por Hypagnostus parvifrons (Linnarsson) y Ptychagnostus cuyanus (Rusconi).

Zona de Ptychagnostus punctuosus (Cámbrico Medio): Presente en olistolitos de San Isidro, Mendoza, (Tortello y Bordonaro 1997) con Homagnostus pehuenchensis Rusconi, Ptychagnostus cuyanus (Rusconi) y Tomagnostella exsculpta (Angelin).

Zona de Lejopyge laevigata (Cámbrico medio): Fue detectada en las calizas del cerro Solitario, Mendoza y en olistolitos de Los Sombreros por Bordonaro y Liñán (1994). Los Agnóstidos acompañantes son Agnostus exsulatus Poulsen, Clavagnostus canotensis (Rusconi), Oedorhachis australis Poulsen, Kormagnostus seclusus (Walcott), Peronopsis tenuis (Illing), Tomagnostella exsculpta (Angelin) y Ptychagnostus aculeatus (Angelin). Posteriormente Tortello y Bordonaro (1997) reconocen a la especie Lejopyge laevigata (Dalman), en el cerro Solitario.

Zona de Cedaria (Cámbrico superior): Borrello (1965) hace referencia a esta biozona en la localidad de El Totoral, Precordillera Mendocina, manifestada por restos de Cedarina, Blountia, Olenoides y Maryvillia ?. También Borrello (1971) la menciona con dudas en la quebrada Oblicua de San Isidro, Mendoza, documentada por Blountia? sp. y Tricrepicephalus anarusconi Rusconi.

Zona de Crepicephalus (Cámbrico superior): Borrello (1965) la menciona en San Isidro, Mendoza, con los géneros Tricrepicephalus, Modocia y Coosia. También es localizada por Bordonaro y Banchig (1996) en un bloque de los Olistolitos La Cruz en San Isidro documentada por Tricrepicephalus texanus (Shumard) y Cedaria selwyni Pratt.

Zona de Aphelaspis (Cámbrico superior): Bordonaro y Banchig (1996) la encuentran en la localidad de San Isidro, Mendoza, en bloques de los Olistolitos La Cruz evidenciada por la aparición del género Aphelaspis.

Zona de Glyptagnostus reticulatus (Cámbrico superior): Está representada en algunos olistolitos de Los Sombreros, en la sierra del Tontal, San Juan, por la simple presencia de Glyptagnostus reticulatus (Angelin), (Shergold et al. 1995). También esta especie fue identificada en los Olistolitos La Cruz, en el área de San Isidro, Mendoza (Bordonaro y Banchig 1996).

Zona de Elvinia (Cámbrico superior): Observada por Borrello (1971) en San Isidro, Mendoza, con Elvinia oblicuoensis Rusconi e Irvingella jorusconi Rusconi. Bordonaro y Banchig (1996) confirman esta Zona en los Olistolitos La Cruz de San Isidro, evidenciada por Elvinia roemeri (Shumard) e Irvingella major Ulrich y Resser. También Bordonaro et al. (1999) la mencionan en la Formación El Relincho en el cerro Pelado de Mendoza, con especies de Elvinia e Irvingella.

Zona de Saukia (Cámbrico superior): Reconocida por Borrello (1971) en las calizas La Cruz en San Isidro, Mendoza. Ese autor describe Lotagnostus sp., Bienvillia sp., Parabolinella peladoensis Borrello, Hungaia puelchana Rusconi y Rasettia sp. entre otros. Además en San Isidro está representada en Olistolitos La Cruz por Lotagnostus (L.) peladensis (Rusconi), Lotagnostus trisectus (Salter) y Bienvillia corax (Billings), (Shergold et al. 1995). Bordonaro et al. (1999) también la identifican en la Formación El Relincho de Mendoza con especies de Hungaia y Saukia.

Hiatus Hawke Bay

En el límite entre el Cámbrico inferior y el Cámbrico medio es posible reconocer un hiatus faunístico generalizado para toda la Precordillera aunque con diferentes manifestaciones estratigráficas (Bordonaro 2003).

En el ámbito de la plataforma interna el hiatus se detecta entre el tope del Miembro El Estero y la base del Miembro Soldano de la Formación La Laja (Bordonaro 1986, 1999). Allí Keller (1999) distinguió una superficie transgresiva que marca un límite de secuencia que separa una sedimentación de plataforma mixta de otra francamente carbonática. En el Miembro El Estero hay una asociación de trilobites pertenecientes a la Zona de Olenellus con especies de Olenellus, Antagmus, Bonnia, Fremontella, Bristolia y Pagetidos, asociados frecuentemente con Hyolithes y Salterella. Estas faunas son muy diagnóstica del tramo medio de la Zona de Olenellus en Laurentia (Palmer y Repina 1993). En la base del Miembro Soldano, Bordonaro (1986) detectó una ausencia faunística en coincidencia con el inicio del Cámbrico medio. El Miembro Soldano se inicia con unos 20 m de margas con delgadas intercalaciones cíclicas de wackestones y grainstones glauconíticos, donde se manifiesta una sucesión de cinco ciclos transgresivos-regresivos, de unos 4 m de potencia cada uno, con arreglo general estratocreciente (Banchig y Bordonaro 2002). Los primeros trilobites registrados al terminar esta secuencia, se los ha identificado como Ehmaniellidos representantes de la Zona de Ehmaniella (sensu Sundberg 1994) que caracterizan al Biomero Marjumido del Cámbrico Medio tardío. Dentro de esos 20 metros basales del Miembro Soldano es en donde tendrían que concentrarse los representantes del Biomero Corynexochido del Cámbrico Medio temprano con las Zonas de Plagiura-Poliella, Albertella y Glossopleura (Fig. 2). Este espesor estratigráfico es insuficiente para contener tres biozonas de trilobites a menos que en él se registren intervalos condensados en los niveles glauconíticos de los ciclos reconocidos, tema que aún se está investigando.

Por otra parte Cañas (1988) describe un hardground con discordancia erosiva entre los carbonatos de la Formación Los Hornos y los siliciclásticos-carbonatos de la Formación Cerro Totora. También Astini y Thomas (1999b), mencionan una discordancia erosiva entre las evaporitas y facies rojas de la Formación Cerro Totora y las dolomitas de la Formación Los Hornos. Estos últimos autores describen una arenisca glauconítica de unos 2 m de potencia en la base de la Formación Los Hornos sobreyaciendo en discordancia erosiva sobre lutitas verdes del tope de la Formación Cerro Totora con Arcuolenellus megafrontalis como representante de la base de la Zona de Olenellus superior.

Los niveles glauconíticos de las Formaciones La Laja y Los Hornos estarían representando intervalos condensados vinculados con superficies de inundación asociadas a los ciclos transgresivos regresivos. Estos intervalos condensados podrían ser los responsables de la ausencia faunística que se ha mencionado anteriormente, tema actualmente en estudio.

En el ámbito de la plataforma externa, aunque no se detecta un registro estratigráfico continuo, el hiatus se manifiesta por la total ausencia de fósiles del Cámbrico medio temprano (Zonas de Plagiura-Poliella y Albertella), mientras que sí están las biozonas colindantes a ellas. En el Olistolito Los Túneles está la asociación de Olenellus sp. y Sombrerella argentina (Vaccari y Bordonaro 1993) que indica el tramo medio de la Zona de Olenellus. En el Olistolito Ancaucha, Astini y Thomas (1999a) mencionan el hallazgo de Olenellidos y Salterella de la Zona de Olenellus. En los Olistolitos Los Ratones y San Isidro se reconocen representantes de la Zona de Glossopleura.

El Evento Hawke Bay (Palmer y James 1984) es un intervalo de ausencia faunística que a veces tiene expresión estratigráfica y que afecta a toda la región apalachiana desde Newfoundland hasta Alabama. Toma el nombre de la formación más conspicua de aquella región (Hawke Bay Sandstone) y se lo atribuye a un evento regresivo. El mismo puede deterctarse por la ausencia de 2 a 4 biozonas de trilobites laurénticos registradas entre el Cámbrico inferior tardío y el Cámbrico medio tardío como son las biozonas de Plagiura-Poliella, Albertella, Glossopleura y Bathyuriscus-Elrathina y marca los límites de secuencias Sauk I y Sauk II (Palmer 1981). Es por esta razón que el hiatus faunístico mencionado en Precordillera para este mismo lapso es denominado Hiatus Hawke Bay ya que sólo puede verificarse por su fauna de trilobites que tienen afinidad lauréntica. Cabe aclarar que este evento tiene características mundiales y también se lo registra en Baltoscandia, en España, en Siberia, en Spitzbergen, en Gales, en Marruecos, en el Norte de China y en el Norte de Australia. En cada una de estas regiones también se percibe por diversos hiatus en las faunas endémicas de trilobites de cada región, faunas que no están en la Precordillera.

Es necesario aclarar que el Hiatus Hawke Bay de la Precordillera no puede correlacionarse con la Fase Tilcárica del Noroeste argentino. La Fase Tilcárica representa un evento tectónico con deformación, orogénesis, intrusividad y metamorfismo que se manifiesta con la discordancia angular entre la Formación Puncoviscana y el Grupo Mesón y ocupa una extensión temporal variable entre el Cámbrico inferior y el Cámbrico superior según diferentes autores. El Hiatus Hawke Bay es producto de un evento eustático. Por estas razones es obvio que se trata de dos eventos de características y duraciones muy diferentes e imposible de correlacionar entre sí.

Paleogeografía y paleoambientes de la cuenca cámbrica

Las figuras 3 y 4 muestran la evolución paleogeográfica y paleoambiental de la cuenca cámbrica durante lapsos de biozonas que poseen una buena documentación paleontológica, litofacial y estratigráfica como para ser ensambladas y correlacionadas en tiempo y espacio. Estas reconstrucciones se han realizado sobre la distribución actual de los afloramientos cámbricos ya que no se dispone de suficientes conocimientos tectónicos como para elaborar una reconstrucción palinspástica.

Figura 3: Evolución paleogeográfica de la cuenca cámbrica de la Precordillera argentina (ver explicación en el texto).

Figura 4: Evolución paleoambiental de la cuenca cámbrica de la Precordillera argentina (ver explicación en el texto).

El análisis litofacial de las rocas cámbricas proporciona suficientes evidencias para definir a la cuenca cámbrica precordillerana como una plataforma con borde marginal (rimmed platform de James y Kendal 1992) para el sector central y oriental de la Precordillera, y como una plataforma externa (open shelf de Brady y Rowell, 1976) para el sector occidental y austral. Al mismo tiempo, las biofacies confirman este modelo litofacial y es fácilmente reconocible una biofacies de plataforma restringida de una biofacies de plataforma externa. Dentro de este modelo general, es posible identificar una plataforma interna restringida faunísticamente compuesta principalmente de trilobites poliméridos endémicos laurénticos con baja diversidad específica y escasos trilobites poliméridos pandémicos, una barrera carbonática - arenosa intermedia con mayor diversidad específica de trilobites tanto poliméridos laurénticos como agnóstidos cosmopolitas y una plataforma externa y talud superior con alta diversidad específica de trilobites poliméridos y agnóstidos cosmopolitas.

A continuación se hace un análisis detallado de los diferentes paleoambientes reconocidos en todos los afloramientos cámbricos destacando las características lito y biofaciales que permiten determinar su ubicación paleogeográfica dentro de la cuenca.

Depósitos de sinrift - graben

En Guandacol aflora la Formación Cerro Totora que constituye el ciclo de sedimentación más antiguo del Cámbrico inferior tardío precordillerano con facies evaporíticas y de red beds (Astini y Vaccari 1996), originados como depósitos de llanura de marea mixta y plataforma hipersalina, con tendencia transgresiva hacia el techo. Estos ambientes se vinculan con una fase inicial de sinrift con evaporitas y estratos rojos, con un posterior cese del rifting activo en las facies de cuarcitas y pelitas verdes (Astini et al. 1996). En cambio Keller et al. (1998) interpretan a los depósitos de la Formación Cerro Totora como pertenecientes a un sistema de graben intracontinental, por la notable ausencia de volcanismo de rift. Por otra parte Astini et al. (2000 a) al analizar los radios de isótopos de Sr detectaron que los niveles evaporíticos se corresponden con ambientes de salinas marinas parcialmente influenciados por aguas continentales. Según estos últimos autores estas salinas restringidas son consistentes con un sistema de bloques fallados productos del rifting continental que separó a Precordillera de Laurentia. Según Kendall (1992) las salinas marinas marginales se depositan como parte de un sistem tract transgresivo y de nivel de mar alto y ellas ocurren en depresiones tectónicas y detrás de barreras costeras.

En el perfil de la figura 4a se ubican a las evaporitas dentro de una depresión tectónica o graben limitado al oeste por un horst que habría actuado como barrera restrictiva de la circulación marina. Las evaporitas se habrían depositado en un lagoon hipersalino limitado por barreras marginales hacia el oeste y por llanuras de marea hacia el este. Sobre la elevación tectónica (horst) se habría construido una barrera arenosa - carbonática que estaría actualmente representada por el Olistolito de Ancaucha que posee facies arenosas de un ambiente marino marginal o de barreras (Astini y Thomas 1999a). En la base de la Formación La Laja, Miembro El Estero, aflorante en el cerro Marquesado, se hallan niveles de cuarcitas, areniscas sabulíticas rojizas y verdosas que estarían representando facies relictuales de otro sistema de graben intracontinental sin depósitos evaporíticos y en una posición más austral de la cuenca.

Los depósitos de sinrift - graben de la Formación Cerro Totora y del Miembro El Estero están ubicados en la posición más cercana al basamento precámbrico (Fig. 3a) y conforman los relictos de la sedimentación inicial de la cuenca cámbrica precordillerana.

Plataforma abierta

Los afloramientos carbonáticos del Cámbrico inferior tardío que están en el tramo cuspidal del Miembro El Estero forman una asociación de mudstones-wackestones-packstones con intraclastos y pelitas que contienen fósiles fragmentados de Olenellidos, Antagmidos, Pagetidos, Hyolites y Salterella. Éstos fueron depositados por debajo del nivel de olas de tormentas con esporádicas tempestitas manifestadas en los packstones con intraclastos derivados de aguas más someras (Keller 1999). Estas litofacies conforman un ambiente de plataforma abierta mixta inter a submareal (Figs. 3a y 4a ).

En la parte cuspidal de la Formación Cerro Totora se destaca una progresiva profundización del ambiente que marca una tendencia transgresiva (Astini y Vaccari 1996) generando ambientes de llanuras inter a submareales con salinidad normal que pueden atribuirse a una plataforma abierta donde las barreras restrictivas habrían perdido relieve permitiendo una mayor comunicación oceánica (Fig. 4a).

El Olistolito los Túneles con Olenellidos, Antagmidos y Hyolithes (Vaccari y Bordonaro 1993) está integrado por pelitas, mudstones y wackestones fosilíferos oscuros. Estos depósitos indican condiciones submareales de baja energía con esporádicas tormentas (Cabaleri 1989).

Las litofacies antes descriptas más la presencia de Olenellus y pagetidos en ellas, se ajusta a un modelo de plataforma abierta con libre comunicación oceánica, ya que Olenellus es un género endémico que se dispersa ampliamente en toda la plataforma de Laurentia, en cambio los pagetidos son formas cosmopolitas que no debieron estar controlados por barreras efectivas en el borde de la plataforma. De esta manera la asociación de lito y biofacies habla en favor de una plataforma abierta con libre conexión oceánica, sin efectivas barreras restrictivas hacia el occidente, donde la fauna vive con acceso ilimitado hacia el océano.

Plataforma restringida con margen distal

En este ámbito paleoambiental se desarrollan las Formaciones La Laja, Los Hornos, Zonda y La Silla.

La fauna de trilobites del Cámbrico medio de la Formación La Laja se caracteriza principalmente por trilobites poliméridos endémicos con una baja diversidad específica, una gran abundancia de individuos en cada nivel fosilífero y una notable ausencia de agnóstidos aún en los mudstones oscuros que contiene. En forma subordinada se encuentran braquiópodos articulados e inarticulados, Chancelloria y Hyolithes. Estas faunas sustentan la idea de una plataforma restringida con respecto al mar abierto según el modelo de Palmer (1973) y Robison (1976) o también como una plataforma-lagoon con margen (Read 1982) y dentro de ella es posible reconocer cuatro subambientes diferentes.

Barras carbonáticas internas: La Formación La Laja posee un arreglo litofacial en ciclos somerizantes (Bercowski et al. 1990; Keller 1999), en los cuales son comunes los depósitos de bajíos carbonáticos con grainstones y packstones fosilíferos, con condiciones ambientales de alta energía vinculados a barras de arenas intermareales. Hacia el techo del Miembro Juan Pobre se desarrollan unos 10 m de grainstones oolíticos con estratificación entrecruzada del tipo herringbone asignados a barras carbonáticas intermareales (Keller 1999). Esta barra oolítica del Miembro Juan Pobre es considerada como una barrera interna de la plataforma - lagoon y no como la barrera marginal que la separa del mar abierto (Figs 3c y 4c). Esto se fundamenta en la sucesión de facies que hay por arriba y por debajo de la misma. Por debajo hay potentes depósitos de mudstones oscuros y bioturbados con esporádicas intercalaciones oolíticas y pelletoidales de plataforma - lagoon con faunas endémicas y restringidas de Modocia , Asaphiscus y Alokistocare. Por arriba hay facies supramareales dolomíticas del tipo sabkha (Figs. 3c y 4c). Por otra parte, el tramo medio del Miembro Juan Pobre posee una espesa sucesión de calizas oolíticas intercaladas entre mudstones y margas. Estas son fangos oolíticos-pelletoidales de la zona intermareal contiguo al lagoon o bien de bajíos interiores al lagoon.

Lagoon: El lagoon es un medio submareal protegido y tranquilo, con sedimentación fangosa, con salinidad normal que está ubicado detrás de la barrera marginal, aunque permanece comunicado con el mar abierto pero no en forma directa. La mayor parte de los sedimentos son fangos peletoidales aunque hay zonas influenciadas por el oleaje mayor con arenas esqueléticas. En su lado interno pueden desarrollarse barreras carbonáticas o terrígenas las que gradan hacia facies costeras o sabkha costero.

Los potentes mudstones bioturbados oscuros del Miembro Rivadavia y los del tercio superior del Miembro Juan Pobre, carentes de trilobites agnóstidos, sugieren un ambiente de lagoon submareal desconectado del mar abierto por barreras marginales, aunque de salinidad normal por su fauna de trilobites. El mismo fue sometido a frecuentes tormentas evidenciadas por esporádicos niveles de tempestitas con clastos aplanados provenientes de facies dolomíticas supramareales (Figs. 4b y c).

Terrígenos internos: Los notables niveles de margas y limolitas con grainstones oolíticos con abundantes bioclastos y granos de cuarzo, que se desarrollan en la base del Miembro Juan Pobre y en el techo del Miembro Soldano, pertenecen a un ambiente de plataforma submareal somero a intermareal, cercano a la costa con fuerte influencia de corrientes de marea y con un importante aporte de material terrígeno desde la costa. Estos niveles terrígenos forman parte de la llamada faja detrítica interna de Palmer (1973) y son los niveles mas próximos a la costa como ya fue indicado por Baldis y Bordonaro (1985), (Figs. 3b y 4b), donde el material silicoclástico grueso en retenido en barras arenosas de la zona intermareal y el material fino es transportado hacia la zona submareal. Es precisamente en uno de estos paquetes margosos del techo del Miembro Soldano, donde se localiza un potente nivel de cuarcitas blanquecinas con pelitas carbonosas, en el cerro Tres Marías de la sierra de Marquesado (Fig.1), las que fueron interpretadas por Banchig y Milana (1994) como una progradación deltaica desde el este. Astini y Thomas (2000), sugieren para estas cuarcitas un origen vinculado con barreras arenosas ocasionada por fluctuaciones del nivel del mar. La continuidad lateral de estas cuarcitas halladas también entre las quebradas de La Laja y La Flecha apoya la interpretación de barras arenosas internas y paralelas a la línea costera (Figs. 3b y 4b). La fauna de trilobites que domina los niveles margosos superiores del Miembro Soldano se caracteriza por la Familia Ehmaniellidae con Ehmaniella y Altiocculus que son típicos integrantes del Biomero Marjumido y abundan en aguas someras de la plataforma interna de Laurentia (Sundberg 1994). También los niveles margosos de la base del Miembro Juan Pobre poseen una abundante fauna de Glyphaspis muy similar a la Fauna de Glyphaspis tetonensis de Alberta que caracteriza a facies de plataforma interna de la Formación Pika (Melzak y Westrop 1994).

Sabkha costero: La Formación Zonda presenta ciclos somerizantes hacia arriba desarrollados en ambientes someros inter a supramareales del tipo sabkha costero (Arroqui Langer y Bordonaro 1996). Allí se reconocen niveles microbialíticos laminados con esporádicos estromatolitos SH y aisladas estructuras de abultamientos microbialíticos. También son frecuentes los depósitos de conglomerados de clastos chatos, las estructuras de ojos de pájaro y las grietas de desecación, como también las brechas de disolución, estructuras en enrejado y cristales pseudomorfos de yeso. Este conjunto de estructuras sedimentarias indica ambientes intermareales alto a supramareales con períodos de exposición subaérea y con episodios de tormentas. El ambiente de sabkha de la Formación Zonda es confirmado por la sucesión de facies en el tope de la Formación La Laja, donde se aprecia un típico ciclo somerizante de clima árido acorde con Pratt et al. ( 1992). Hacia el techo del Miembro Juan Pobre se desarrollan litofacies de mudstones oscuros intensamente bioturbados de lagoon submareal que gradan hacia grainstones oolíticos con estratificación entrecruzada del tipo herringbone (Keller 1999) de barreras internas para luego dar lugar rápidamente a las facies inter y supramareales dolomíticas características de la base de Formación Zonda (Figs. 3c y 4c).

Si bien no existen estudios sedimentológicos adecuados de la Formación Los Hornos, en este trabajo se considera que , por el gran desarrollo de dolomías y su ubicación estratigráfica, ésta podría ser un equivalente paleoambiental de la Formación Zonda, aunque con una edad mas extendida dentro del Cámbrico medio y del Cámbrico superior.

El modelo paleogeográfico propuesto en este trabajo para la Formación La Laja se grafica en las figuras 3b y c, donde se muestra una plataforma interna marginada hacia el oeste por una barrera arenosa (Formación Alojamiento) que durante la Zona de Ehmaniella generaba un lagoon submareal en su lado interior que gradaba hacia barras arenosas internas (cerro Tres Marías). Mientras se consolidaba la barrera externa y migraba hacia el oeste durante el Cámbrico medio tardío, durante la Zona de Bolaspidella el lagoon submareal gradaba hacia una barrera oolítica interna por detrás de la cual se desarrollaba un sabkha costero en donde comenzaba a depositarse la Formación Zonda (quebrada de Zonda).

Durante el Cámbrico superior tardío y Ordovícico Inferior temprano, con la Formación La Silla, se vuelve a instalar un sistema depositacional de lagoon somero algo restringido, similar a las modernas áreas submareales de las Bahamas. Cañas (1995) interpreta a la Formación La Silla como un depósito de plataforma con borde con probables barreras restrictivas fundamentado en la ausencia de facies marinas abiertas. Ese último autor examina facies algo restringidas de biolaminitas y estromatolitos desarrollados en planicies intermareales altas a supramareales con estromatolitos LLH y SH de origen submareal. Facies de mudstones, wackestones limosos y packstones, bioturbados con gasterópodos, nautiloideos y trilobites con abundantes Thalassinoides que indican condiciones submareales en áreas protegidas de barreras restrictivas. También reconoce en la misma unidad facies de packstones y grainstones oolíticos que representan bajíos arenosos o barreras oolíticas arenosas formadas a lo largo del margen de la plataforma (Figs. 3f y 4f).

Plataforma perimareal

La Formación La Flecha representa los depósitos de una extensa plataforma perimareal bajo condiciones de restricción hipersalina (Keller et al. 1998). Posee una asociación de ciclos somerizantes de pequeña escala que varían desde una zona submareal con trombolitos, intraclastos y grainstones, una zona intermareal con abultamientos microbialíticos, estromatolitos SH y LLH hasta laminitas microbiales para culminar con una zona supramareal con mudstones con estructuras de ojo de pájaro, grietas de desecación, conglomerados de clastos chatos, brechas de disolución y niveles de caliche (Keller et al. 1989). Los depósitos de la Formación La Flecha poseen similares características ambientales en todos sus afloramientos aunque Cañas (1985, 1998) y Keller (1999) reconocen en la región de Guandacol mayor cantidad de facies submareales con predominio de mudstones submareales en los ciclos como evidencia de una profundización en esa región.

Armella (1994) al describir ciclos trombolíticos-estromatolíticos de la Formación La Flecha descubre una marcada tendencia transgresiva hacia el techo, donde predominan las facies submareales con trombolitos, mientras están ausentes las facies inter-supramareales con estromatolitos. En el sector norte de la cuenca (Jáchal) se desarrollan potentes ciclos de 20 m de espesor con trombolitos arborescentes. El modelo depositacional de esta unidad corresponde a un complejo de montículos emergente, que delimitan lagunas someras con predominio de ambiente submareal (Armella et al. 1996). En cambio en el sector austral de la cuenca (quebrada de La Flecha y cerro Pedernal) las construcciones trombolíticas son más delgadas y los ciclos son menos potentes y más frecuentes. Cada megaciclo profundo en el norte es equivalente a tres o más ciclos someros en el sur.

La diferencia geográfica en la frecuencia de los ciclos indica que la eustasia no fue un factor uniforme en toda la cuenca. Los ciclos más someros del Sur, probablemente en un área menos subsidente y de menor relieve dan lugar al modelo de islas mareales de Pratt y James (1986) en donde el sedimento perimareal se deposita sobre o alrededor de islas dispersas sobre una extendida plataforma, durante períodos en los cuales la velocidad de sedimentación fue similar al incremento del nivel del mar (Fig. 4d).

Esta plataforma perimareal nuevamente se profundiza en el norte de Mendoza, manifestada en los ciclos somerizantes del tramo medio de la Formación Cerro Pelado que posee un abundante contenido de estructuras trombolíticas características de una mayor profundidad (Fig. 4e).

El modelo paleogeográfico y paleoambiental de la Formación La Flecha durante las Zonas de Aphelaspis y Saukia del Cámbrico superior (Figs. 4d y e , 3d y e), destaca a los afloramientos de la quebrada de La Flecha y cerro Pedernal protegidos por barreras efectivas de la Formación Alojamiento en el borde de la plataforma, dando lugar a condiciones ambientales más someras y aptas para el desarrollo de islas mareales. En cambio en el sector norte de la Cuenca (Jáchal- Guandacol) no hay evidencias de barreras efectivas o bien éstas estarían interrumpidas dejando lugar para un mayor ingreso del mar abierto que crea condiciones de salinidad normal. No obstante, el complejo perimareal allí desarrollado tendría que estar parcialmente restringido por barreras marginales, aunque éstas sean discontinuas (Fig. 3d). Entre el norte de Mendoza y la quebrada de Acequión se habrían generado abultamientos trombolíticos que perdían eficacia como barreras restrictivas (Figs. 4e y 3d) y ya durante la Zona de Saukia en el cerro Pelado se iniciaba el ahogamiento tectónico de la plataforma (Fig. 4e).

Barreras o bajíos marginales carbonáticos-arenosos

Hacia el borde externo de la plataforma interna se habría desarrollado un sector de barreras o bajíos arenosos o carbonáticos oolíticos- cuarzosos, que restringían la entrada del mar abierto hacia el este. Estas barreras arenosas poseían una morfología discontinua e irregular dando lugar a bancos y bajíos con diversos diseños. Allí es donde las corrientes mareales y el oleaje alcanzan mayor velocidad formando oolitas, pellets, arenas carbonáticas y cuarzosas. En las áreas protegidas de estos cuerpos de arena se generan llanuras de marea donde interactúan los depósitos hipersalinos perimareales con los depósitos arenosos.

En la Precordillera existen varias evidencias directas e indirectas de la presencia de estas barreras que se desarrollaron desde el Cámbrico inferior tardío hasta el Cámbrico superior.

Entre los Olistolitos Los Sombreros existen varios bloques de grainstones oolíticos-bioclásticos y de areniscas cuarzosas con estratificación entrecruzada que están indicando un ambiente de barreras o bajíos calcáreo-arenosos que se habrían desarrollado en el margen de la plataforma. La aparición de estos niveles areniscosos en la Formación Los Sombreros fue descripto por Fernández et al. (1987) y Banchig et al. (1990) para la sierra del Tontal. Si bien en la quebrada de Los Sombreros hay varios bloques arenosos que carecen de fósiles, hay otros tantos integrados por grainstones oolíticos y cuarzosos que poseen fósiles del Cámbrico superior y del Cámbrico medio tardío. También entre los Olistolitos La Cruz y San Isidro, en San Isidro, Mendoza, es muy común encontrar calizas arenosas, oolíticas, oncolítica y grainstones cuarzosos con trilobites del Cámbrico medio y superior (Bordonaro et al. 1993). El Olistolito Ancaucha, al norte del río Jáchal contiene areniscas cuarzosas, pelitas y grainstones bioclásticos con restos de Olenellus sp., Salterella sp. y Cruziana (Astini et al. 2000b), cuyo ambiente sedimentario es compatible con un sistema de llanuras de mareas vinculados con islas y barreras carbonáticas - arenosas desarrolladas hacia la plataforma abierta. Otro caso lo conforman los Olistolitos Ojos de Agua con Kormagnostus seclusus, Peronopsis tenuis y Baltagnostus sp. (Bordonaro y Liñán 1994) en grainstones cuarzosos. Otros bloques de similar composición se hallan en la localidad de Los Sombreros con Ptychagnostus sp., y bloques menores de areniscas cuarzosas se detectan en la localidad de Los Ratones. El gran tamaño de estos bloques indica un área de proveniencia cercana al talud ordovícico debido a su transporte por procesos de gravedad, dando evidencias de que la barrera arenosa no estaba muy alejada geográficamente del emplazamiento de los olistolitos.

La base de la Formación Alojamiento que aflora en el cordón de Santa Clara contiene grainstones y packstones fosilíferos con trilobites de la Zona de Ehmaniella que responden a un ambiente somero y próximo a la barrera marginal de la plataforma (Bordonaro y Banchig 2002). En el medio de la Formación Alojamiento hay un tramo de 200 m de composición dolomítica con laminación microbialítica y estructuras de ojos de pájaro que indican condiciones ambientales muy someras e hipersalinas, donde se intercalan niveles de calizas arenosas cuarzosas, como también 20 m de areniscas cuarzosas (Banchig y Bordonaro 1997). Estos niveles serían equiparables a los de la Formación Zonda, aunque en una posición cercana al borde de la plataforma perimareal, donde se ubican las barreras de arena y si fuesen de la misma edad, marcarían una continuidad geográfica de los depósitos de llanuras mareales hipersalinas entre la sierra de Pedernal y el cordón del Alojamiento. El tramo superior de la Formación Alojamiento presenta un arreglo en ciclos somerizantes hacia arriba con lutitas, calizas , areniscas cuarzosas y dolomías con chert, revelando condiciones alternantes de alta y baja energía en un borde externo de la plataforma perimareal donde se acumulan los bancos de arenas. Estos niveles de areniscas cuarzosas y calizas arenosas representan episodios de somerización en un área de bajíos que aisló el sector austral de la ampliamente extendida plataforma perimareal durante todo el Cámbrico superior, tal como puede verse en las reconstrucciones de las figuras 3d y e, 4d y e.

La barrera arenosa podría continuarse hacia el sur hasta el cerro Pelado, donde la Formación Cerro Pelado contiene niveles arenosos en su tramo basal que indican condiciones ambientales similares a las de la Formación Alojamiento. Esto último es sólo posible si se asume una edad cámbrica superior (Zona de Aphelaspis) para la base de aquella unidad (Fig. 3d).

Plataforma externa

Hacia el lado oceánico de las barreras marginales de la plataforma interna se desarrollaba una plataforma externa, submareal, que se profundizaba progresivamente hacia el oeste con una suave pendiente que comienza desde la zona intermareal de las barreras restrictivas hasta alcanzar un ambiente de mayor profundidad en el talud continental.

Se reconocen lito y biofacies de esta plataforma externa en gran parte de los olistolitos que contienen las Formaciones Los Sombreros y Empozada, con edades que varían entre el Cámbrico medio y el Cámbrico superior. Estos olistolitos están integrados por wackestones y mudstones oscuros, algo bioturbados, sin estructuras sedimentarias y generalmente con laminación paralela. En los Olistolitos Los Sombreros se reconocen mudstones con agnóstidos y poliméridos articulados con alta diversidad específica y gran abundancia de individuos con características pandémicas. También en el Olistolito San Isidro se conservan delgados mudstones oscuros lenticulares intercalados entre margas y limolitas claras, con faunas de Oryctocephalidos, Dolichometopidos y Pagetidos, los que evidencian un hábitat oceánico semipandémico. Otra asociación facial característica son los mudstones oscuros finamente interestratificados entre limolitas oscuras con agnóstidos como contiene el Olistolito Solitario y la base de la Formación Alojamiento, ambas del Cámbrico medio tardío. También los mudstones oscuros de la base de la Formación El Relincho con agnóstidos Pseudagnostidae y Olenidos del Cámbrico Superior tardío de amplia dispersión mundial.

Este tipo de litofacies y biofacies anteriormente referido es característico de una plataforma abierta profunda (facies II de Wilson 1975), pero desarrollada en un margen externo por detrás de las barreras restrictivas. Estos depósitos son muy similares a los descriptos por Brady y Rowell (1976) en el Cámbrico superior del Great Basin interpretados como una plataforma externa submareal de bajo relieve. En este tipo de ambientes, tanto la diversidad faunística de trilobites, espículas y braquiópodos inarticulados, como la abundancia de fangos calcáreos laminados indica condiciones estables y de baja energía con buena circulación pero con poca influencia terrígena.

En la Precordillera estos depósitos son muy comunes en los Olistolitos Los Túneles en Jáchal, en los Olistolitos Ojos de Agua y Los Sombreros en la sierra del Tontal, en la base de la Formación Alojamiento en el cordón del Alojamiento, en los Olistolitos La Cruz en San Isidro, en el Olistolito Solitario en Canota y en la base de la Formación El Relincho en el cerro Pelado (Fig. 1). Todos ellos están alineados sobre una franja que pudo haber estado muy cercana a la plataforma externa original. En base a estos afloramientos se han realizado las reconstrucciones paleogeográficas de las figuras 3b, c, d, e y f y 4b, c, d y f que muestran una plataforma externa que perduró desde la Zona de Oryctocephalus hasta la Zona de Saukia.

Talud continental

Las evidencias de ambientes de aguas más profundas se hallan en las sedimentitas del Olistolito Estancia San Martín, que posee mudstones oscuros y lutitas negras interestratificadas regularmente en forma rítmica , con laminación interna y total ausencia de estructuras sedimentarias de oleaje ni bioturbación. Es frecuente observar en ellas una deformación sinsedimentaria del tipo slump. Los escasos fósiles que contiene son agnóstidos muy pequeños de Peronopsis y espículas hexactinellidas que evidencian fondos blandos de periplataforma (Beresi y Heredia 1995). Estos depósitos se encuadran en los llamados fangos de periplataforma de Schlager y James (1978) y se depositan como fangos hemipelágicos en el borde externo de la plataforma y talud superior (Cook y Taylor 1977). Facies similares a las descriptas también se reconocen en el tramo medio de la unidad innominada de la localidad de El Totoral, aunque carecen de fósiles.

En el tramo medio de la Formación El Relincho, Heredia (1996) describe calizas micríticas y pelitas oscuras, con laminación paralela muy fina que alternan con packstones y mudstones de colores oscuros finamente estratificados y con deformación sinsedimentaria asimilables con los sedimentos de clinoforma de Cook (1983). Esta unidad pasa transicionalmente a lutitas negras graptolitíferas de posible edad ordovícica inferior (Fig. 2).

En las reconstrucciones paleogeográficas de las figura 3c y e, se puede apreciar que las facies de talud descriptas se desarrollan sólo en el sector austral de la cuenca cámbrica, en el norte de Mendoza. Durante el Cámbrico medio tardío (Zona de Bolaspidella), se habría generado una progresiva profundización hacia el sur (Figs. 3c y 4c), localizada en ese sector de la cuenca, quizás como consecuencia de una pronunciada inflexión topográfica hacia el este de toda la morfología de la plataforma. Durante el Cámbrico superior tardío, Zona de Saukia (Figs. 3e y 4e), se manifiesta nuevamente una brusca profundización de la cuenca con el desarrollo de facies de plataforma externa y talud evidenciado a lo largo de la sucesión de facies de la Formación El Relincho. Esta profundización de la cuenca es de origen tectónico (Heredia 1996, Keller 1999) y sería el preludio de la activación tectónica en estructuras de horst y graben que afectará a toda la plataforma ordovícica según el modelo de tectónica distensiva propuesto por Keller (1999).

Evidentemente el sector austral de la cuenca cámbrica es el sitio donde primero se habría desarrollado un margen continental tectónicamente activo, manifestado inicialmente en el Cámbrico medio tardío y luego activado fuertemente en el Cámbrico superior tardío, el que continuaría activado episódicamente durante el Ordovícico, cuyas evidencias se manifiestan en los olistostromas de la Formación Empozada (Bordonaro et al. 1993).

Conclusiones

El análisis precedente permite sintetizar los diversos estadios paleogeográficos y paleoambientales por los cuales evolucionó el margen continental de la Precordillera durante todo el Período Cámbrico.

En general se puede concluir que la historia de la cuenca comenzó en el Cámbrico inferior tardío con la apertura de un rift donde se instaló un lagoon hipersalino dentro de un graben intracontinental en el cual se depositaban evaporitas marinas marginales y estratos rojos que se interdigitaban hacia el Este con llanuras de mareas (Formación Cerro Totora) y hacia el oeste con un alto estructural donde se desarrollaban barreras arenosas (Olistolito Ancaucha). Este ambiente evolucionó durante la Zona de Olenellus hacia una plataforma abierta que se profundizaba suavemente hacia el Oeste como resultado de una etapa transgresiva que inundó toda la cuenca (Formación Cerro Totora superior y Miembro El Estero de Formación La Laja).

Durante el evento regresivo Hawke Bay (Cámbrico inferior tardío-Cámbrico medio temprano), se habría generado una ausencia faunística y sedimentaria en la plataforma externa y una ausencia faunística en secuencias condensadas en los niveles glauconíticos de la plataforma interna (base del Miembro Soldano de la Formación La Laja). Durante el Cámbrico medio tardío se desarrolló plenamente una plataforma restringida en la Precordillera Oriental (Formación La Laja), con una barrera marginal que gradaba hacia una plataforma externa en la Precordillera Occidental y Mendocina . Ésta comenzó a construirse durante la Zona de Glossopleura en las facies distales (Olistolitos San Isidro y Los Ratones). Durante la Zona de Ehmaniella un descenso relativo del nivel del mar ocasionó la progradación de depósitos terrígenos desde áreas continentales llegando a formar barras arenosas costeras (techo del Miembro Soldano). En el margen externo de la plataforma se formaron barreras restrictivas (Olistolitos Ojos de Agua, Los Sombreros y San Isidro y base de la Formación Alojamiento) y extensos carbonatos de plataforma externa (Olistolitos Los Sombreros, Ojos de Agua y San Isidro). Al comenzar la Zona de Bolaspidella una inundación de la plataforma restringida originó potentes mudstones oscuros y bioturbados en un lagoon submareal (Miembro Rivadavia). Mas tarde, en la base del Miembro Juan Pobre un nuevo descenso relativo del nivel del mar acumuló nuevamente terrígenos desde el continente con faunas de Glyphaspis. Durante el resto de la Zona de Bolaspidella se inició un ascenso relativo del nivel del mar formando los niveles oolíticos del tramo medio del Miembro Juan Pobre. Hacia fines de la Zona de Bolaspidella se manifiesta una somerización de los términos superiores de la Formación La Laja con barras oolíticas hasta culminar con los depósitos supramareales de sabkha costero de la Formación Zonda. Al mismo tiempo se formaban grandes barreras restrictivas en el margen de la plataforma y extensos depósitos de plataforma externa (Olistolitos Solitario y Los Sombreros), e inclusive ya se manifestaba un talud superior en la Precordillera Mendocina (Olistolito San Martín).

Durante el Cámbrico superior se mantuvo un nivel de mar alto que favoreció la instalación de extensas planicies perimareales progradantes hacia el oeste (Formación La Flecha) con barreras restrictivas discontinuas en su margen exterior (Formación Alojamiento superior) y por detrás de ellas continuó depositándose una plataforma externa (Olistolitos La Cruz y Los Sombreros).

Luego entre el Cámbrico superior tardío y el Ordovícico inferior temprano (Zona de Saukia superior y Zona de Missisquoia) comenzó una progresiva subida del nivel del mar que permitió nuevamente la instalación de una plataforma-lagoon con una retrogradación de sus depósitos hacia el este en el sector septentrional y central de la cuenca (Formación La Silla). Simultáneamente perduraba un relicto de plataforma externa por detrás de las barreras restrictivas en la zona central de la cuenca (Olistolito Los Sombreros con Cordylodus proavus).

En el sur de la cuenca (Mendoza), durante el Cámbrico superior tardío (Zonas de Elvinia y Saukia) se inició una distensión tectónica que generó el ahogamiento de la plataforma carbonática (Formación Cerro Pelado) instalándose rápidamente sobre ella una plataforma externa, talud y cuenca (Formación El Relincho). Este colapso tectónico fue el preludio del intenso tectonismo distensivo que afectó a toda la Precordillera durante los tiempos ordovícicos.

Agradecimientos

El autor desea expresar su agradecimiento a los colegas Aldo Banchig, Agustín Arroqui, Martin Keller, Brian Pratt, Pete Palmer y Richard Robison por el continuo intercambio de ideas y sugerencias acerca del Sistema Cámbrico de la Precordillera. También se reconoce a los árbitros de la revista por la revisión del trabajo y a CONICET y a la UNSJ por el aporte económico y logístico que permitió concretar estas investigaciones.

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Recibido: 4 de diciembre, 2001
Aceptado: 13 de agosto, 2003