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Introducción
La sierra de Talacasto se ubica en el sector oriental de la Precordillera Central a unos 55 km al noroeste de la ciudad de San Juan (Figura 1). En este sector afloran las calizas ordovícicas de la Formación San Juan en contacto erosivo con las sedimentitas silúricas de la Formación La Chilca (Peralta y Persia, 1999). En este trabajo se analizó la Formación San Juan en dos sectores, sector de Talacasto y sector de Quebrada Ancha, integrándolos en un solo perfil denominado Talacasto - Quebrada Ancha.
Particularmente en el área de Talacasto, la Formación San Juan ha sido estudiada, tanto sus niveles inferiores como superiores, desde el punto de vista bioestratigráfico de conodontes por Hünicken (1982), Erikkson et al (2002), Al-banesi et al. (2003), Soria et al (2013), Gallardo (2019), Moreno et al. (2020) y Mestre et al (2022).
Un aporte completo de la fauna de cono-dontes de los niveles floianos de la Formación San Juan en el área de Talacasto, precisamente en la última faja de corrimiento de la sierra homónima, fue realizada por Soria et al (2013). Los autores registraron por primera vez las especies Erraticodon patu Coopery Trape%ognathus diprion (Lindstrom), que les permitió establecer una estrecha correlación entre estos niveles floianos de la Formación San Juan con los niveles de igual edad de la Cordillera Oriental de Argentina y Perú (Carlorosi, 2011; Car-lorosi et al, 2013).
Posteriormente, Mestre et al (2022) estudiaron los últimos niveles de la Formación San Juan, aflorantes en el sector de los Baños de Talacasto, registrando las zonas de Lenodus crassus y Lenodus pseudoplanus, estableciendo el primer registro de estas biozonas en este sector y el registro más oriental de la Zona de L pseudoplanus en la Precordillera Central.
Por otro lado, en el sector de Quebrada Ancha, Albanesi et al. (2006a) mencionaron la Zona de Lenodus variabilis en el techo de la Formación San Juan por la asociación de cono-dontes recuperada pero particularmente por la presencia de H. sinuosa.
Sobre la base de estos antecedentes bioestratigráficos, queda en evidencia el escaso conocimiento sobre la bioestratigrafía de cono-dontes de los niveles medios y superiores de la Formación San Juan en el área de Talacasto. Por lo tanto, el objetivo de esta contribución es dar a conocer la conodontofauna recuperada de dichos niveles en la sección Talacasto-Quebrada Ancha con el fin de contribuir a la bioestratigrafía de conodontes del Dapingiano - Darri-wiliano temprano señalando con precisión los niveles portadores de la misma en este sector de la Precordillera Central.
Marco Geológico
La Precordillera está localizada en el sector occidental de Argentina, abarca las provincias de La Rioja, San Juan y Mendoza, limitada al oeste por la Cordillera Frontal y al este por Sierras Pampeanas. Constituye una sucesión espesa de rocas de edad Paleozoica. Se divide en tres unidades morfoestructura-les, basados en características estratigráficas y estructurales, que de este a oeste son la Precordillera Oriental (Ortiz y Zambrano, 1981), Central (Baldis y Chebli, 1969) y Occidental (Baldis et al., 1982). Astini (1992) basado en datos tectonoestratigráficos, distinguió una tectofacies oriental (Precordillera Oriental y Central) y una tectofacies occidental (Precordillera Occidental).
El origen de Precordillera ha sido explicado a través de diversas teorías, una de las cuales sostiene que Precordillera perteneció a Lau-rentia y se unió a Gondwana en el Ordovícico Medio a Superior (Ramos et al., 1986; Astini et al, 1995). De acuerdo al registro paleontológico, algunos autores determinaron afinidades con Laurentia (Bendetto, 1993; Benedetto y Astini, 1993; Benedetto et al., 1995), mientras que otros interpretaron que estas similitudes eran el resultado de las corrientes marinas en el traslado de larvas planctónicas, proponiendo un origen autóctono de la Precordillera en Gondwana (Baldis, 1989; González Bononno, 1991; Loske, 1993 y Miller, 1993).
Figura 1: Mapa de ubicación de la sección de estudio. A: Mapa geológico de la sierra de Talacasto. / Figure 1. Location map of the study section. A: Geological map of the Talacasto range.
La Precordillera Central constituye un sistema de faja plegada y corrida con vergen-cia oriental (Baldis y Chebli, 1969) en la cual 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, en la cual se reconocen diferentes tipos de arrecifes (Cañas and Carreras, 1993, 2003; Keller y Bordonaro, 1993; Cañas y Keller, 1993; Keller and Flügel, 1996; Mestre et al., 2020). Por encima de esta unidad afloran las formaciones Gualcamayo o Los Azules que consisten en pelitas negras intercaladas con niveles de mudstone (Baldis y Beresi, 1981; Astini, 1994).
La Formación San Juan fue redefinida por Keller et al. (1994) en la sección del Cerro La Silla y la restringen a una sucesión de 320 a 380 m de espesor compuesta de calizas, margas y dolomías con abundante fauna de trilobites, braquiópodos, esponjas, algas, cri-noideos y microfósiles como conodontes, importantes para la bioestratigrafía de los depósitos. La sección del Cerro La Silla se propuso como sección de referencia para esta unidad (Keller et al, 1994 y Lehnert, 1995) pero no se observan sus tramos superiores debido a erosión. Por este motivo se propone, para la parte alta y el límite superior de la Formación San Juan, la sección del Cerro La Chilca donde se observa el contacto con la Formación Los Azules (Keller et al, 1994 y Keller, 1999). Hasta el presente no se ha descripto una localidad tipo para la Formación San Juan en donde se reconozca, desde su base hasta su techo, la totalidad de dicha formación.
Esta unidad ha sido ampliamente estudiada por diversos autores en diferentes temáticas (Vaccari, 1993; Baldis, 1995; Lehnert, 1995; Astini, 1995; Sánchez et al., 1996; Carrera, 1997; Albanesi et al., 1998; Cañas, 1999; Benedetto, 2003; Heredia et al., 2017; Serra et al., 2020; Mestre et al, 2020, entre otros) y representa una amplia asociación de facies que va desde mudstone a grainstone (Cañas, 1995).
En cuanto a los estudios bioestratigráficos de la Formación San Juan existen varias contribuciones realizadas por diversos autores sobre la fauna de braquiópodos (Herrera y Benedetto, 1991) y trilobites (Vaccari, 1993; Baldis, 1995).
En lo que respecta al estudio de cono-dontes, un trabajo pionero sobre estos microfó-siles en Precordillera fue realizado por Serpagli (1974) y posteriormente se reconocieron zonas de conodontes por otros autores como Leh-nert (1995), Albanesi y Astini (1994), Peralta et al. (1999), Heredia et al (2009), Mestre (2008, 2012), Heredia and Mestre (2013, 2017), Mestre and Heredia (2012), Soria et al. (2013), Mestre et al (2021), entre otros que ha permitido ajustar sus límites para diferentes sectores de Precordillera como así también establecer correlaciones regionales y globales.
Materiales y métodos
Se realizó el levantamiento de un perfil estratigráfico y se recolectaron 13 muestras de 1-1,5 kg de peso y se obtuvo un total de 43 elementos de conodontes desde la muestra T22a hasta la muestra TQA28 (Figura 2). Para la extracción de la conodontofauna se procesó el total de las muestras con ácido fórmico al 10%, se recuperó el residuo insoluble mediante mallas No. 40, 80 y 120, y luego se separaron los elementos mediante picking bajo una lupa binocular. Las microfotografías se obtuvieron con el microscopio electrónico de barrido del Instituto de Investigaciones Mineras (IIM), Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional de San Juan. Las colecciones de conodontes se encuentran alojadas en el Instituto de Geología P. E. Aparicio (INGEO), Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan; bajo el código INGEO - MP.
Conodontes
En la sección Talacasto - Quebrada Ancha desde la muestra T22a hasta la muestra TQA28 se recuperó la siguiente asociación de conodontes (Figuras 2, 3): Ansella jemtlandica (Lofgren), Aurilobodus Iptosomatus An, Cornuodus longibasis (Lindstrom), Drepanodus arcuatus Pan-der, Drepanoistodus basiovalis Sergeeva, Drepanois-toduspitjanti Cooper, Erraticodon hexianensis An y Ding, Histiodella sinuosa (Graves y Ellison), Mi-crogarkodina flabellum (Lindstrom), Oistodus lan-ceolatus Pander, Parapaltodus simplicissimus Serpagli, Paroistodus originalis Sergeeva, Protopanderodus gradatus Serpagli, Protopanderodus leonardii Serpagli, Protopanderodus rectus (Lindstrom), Pteracontio-dus cryptodens Mound, Rossodus barnesi Albanesi y Semiacontiodus potrerillensis Albanesi.
Figura 2: Perfil estratigráfico de la Formación San Juan en la sección Talacasto-Quebrada Ancha con su distribución de especies de conodontes. / Figure 2. Stratigraphic column of San Juan Formation in the Talacasto-Quebrada Ancha section with vertical distribution of Conodont records.
Bioestratigrafía de conodontes en la sección Talacasto-Quebrada AnchaLas especies Microgarkodina flabellum, Aun-lobodus leptosomatus e Histiodella sinuosa han sido seleccionadas con el fin de llevar a cabo un análisis bioestratigráfico
El registro de la especie Microgarkodina flabellum (Figuras 2, 3) en los niveles medios de la Formación San Juan en el sector Talacasto (muestra T22a) permite inferir el registro del intervalo comprendido por la Zona de Baltoniodus triangularis y la Zona de B. navis (Tolmacheva, 2001; Lofgren and Tolmacheva, 2008) desde la muestra T21 inclusive, ya que los niveles que se encuentran por debajo, marcarían el límite superior de la Zona de Oepikodus intermedius en la muestra T20 por la asociación de conodontes recuperados por Soria et al. (2013) y Moreno et al. (2020).
El género Microgarkodina Lindstrom es característico del Ordovícico Medio en Baltoescan-dinavia (Lindstrom, 1984; Bagnoli and Stouge, 1997; Lofgren, 2004; Lofgren and Tolmacheva, 2008) aunque también aparece en Australia, Argentina y Laurentia (Cooper, 1981; Ethington and Clark, 1981; Lenhert, 1995; Ross et al, 1997). La especie Microgarkodina flabellum, a nivel mundial, se registra a 0.2 m por encima del FAD de B. triangularis en la Formación Dawan, en la sección de Huanghuachang en el sur de China, el cual representa un dato muy importante para la correlación global del límite entre el Ordovícico Inferior y Medio (Wang et al, 2005). Además, también ocurre en las calizas de la Formación Volkhov (San Petesburgo) acotado a la Zona de
Baltoniodus navis (Tolmacheva, 2001). En Maekal-da, norte de Estonia, se registró también la ocurrencia de esta especie junto con las especies B. navis y Paroistouds originalis (Viira et al, 2001). En Precordillera dicha especie fue registrada en los tramos medios - superiores de la Formación San Juan en la sección de Niquivil (Lehnert, 1995) y Portezuelo de Yanzo (Albanesi et al, 1998). De acuerdo con el trabajo realizado por Lofgren and Tolmacheva (2008), se identificó que la especie M. flabellum ocurre en la parte media y superior de la Zona de Baltoniodus triangularía, luego continua su registro en la Zona de B. navis hasta la parte inferior de la Zona de Paroistodus originalis, junto con el primer registro de M. parva. En base a lo anteriormente expuesto se reconoce en este trabajo, por la aparición de M. flabellum, el intervalo temporal comprendido por las zonas de B. triangularis y B. navis para Precordillera en la sección de Talacasto-Quebrada Ancha (Figura 2).
A partir del registro desde la muestra TQA27 de las especies Aurilobodus lp>tosomatus e Histiodella sinuosa (Figuras 2, 3) y por la distribución bioestratigráfica de estas especies en otras regiones del mundo (Lofgren, 1978; An et al, 1983; Watson, 1988; Stait and Druce, 1993; Zhang, 1998 a,b; Lofgren and Zhang, 2003; Kuhn and Barnes, 2005; Agematsu et al, 2008;Mestre and Heredia, 2012; Zhen et al, 2019; 2020; Mestre et al, 2022), sería posible inferir el registro de la Zona de Lenodus variabilis para estos niveles de la Formación San Juan (Figura 2).
Se ha propuesto que las especies darriwi-lianas del género Histiodella poseen un importante valor bioestratigráfico para la provincia norteamericana de Midcontinent, permitiendo establecer zonas bien definidas para el Darriwi-liano (Harris, 1979; Ethington and Clark, 1981; Bauer, 2010). Stouge (1984) definió tres especies de Histiodella: H. tableheadensis (= H. hohdentata), H. kristinae e H. belburnensis, las cuales han sido reconocidas en Precordillera (Lehnert, 1995;Heredia et al, 2005; Mestre and Heredia, 2012), Báltica (Rasmussen, 2001; Lofgren, 2004), Sur de China (Zhang, 1998a) y Australia (Zhen and Per-cival, 2004; Zhen et al, 2009; 2019).
Mestre and Heredia (2012) realizaron una revisión de la distribución bioestratigráfica de la especie Histiodella correspondiente al Ordovícico Medio, confirmando que las especies darriwilia-nas H. hohdentata y H. kristinae tienen una distribución similar a las de edad equivalente en New-foundland, Sur de China y Báltica (Lofgren, 1978; Zhang, 1998 a,b; Lofgren and Zhang, 2003).
En cuanto a la especie Aurilobodus leptosomatus, se registra en niveles darriwilianos del Norte de China y de Australia (An et al, 1983; Watson, 1988; Stait and Druce, 1993; Kuhn and Barnes, 2005). Agematsu et al (2008) establecieron la Zona de A. leptosomatus en la sección Thong Pha Phum, Tailandia. Esta biozona está caracterizada por la presencia de A. leptosomatus e Histiodella ho-lodentata entre su fauna asociada, por lo tanto, se infiere que es equivalente en su parte inferior con la Zona de Histiodella sinuosa definida por Ething-thon and Clark (1981) para Norteamérica.
Luego, Zhen et al (2019) correlacionaron la base de la Formación Goldwyer de la cuenca Canning, Australia con la Zona de Histiodella sinuosa de América del Norte (Leslie and Lehnert, 2005; Bauer, 2010; Stouge, 2012), la Zona Tangs-hanodus tangshanensis del Norte de China (Zhen et al, 2016; Wang et al, 2018) y la Zona de Lenodus variabilis del Sur de China (Wang et al, 2019). Esta correlación está sostenida por la presencia de la especie Histiodella serrata la cual caracteriza la zona homónima, en asociación con A. leptosoma-tus entre otras especies. Por lo tanto, esta biozona se correlaciona con la parte media y superior de la Zona de H. sinuosa y la biozona suprayacen-te, H. labiosa de edad Darriwiliana temprana en América del Norte (Zhen et al, 2020).
Correlación global y regional de bio-zonas del Ordovícico MedioZona de Baltoniodus triangularis
La Zona Baltoniodus triangularis fue definida por primera vez en Suecia por Lindstrom (1955). Luego, Lindstrom (1971) dividió la sucesión de conodontes en un esquema general para el noroeste de Europa. Sin embargo, Van Wamel (1974) introdujo varias modificaciones a este esquema, en el que la Zona Baltoniodus triangularis correspondería a la parte media de la Zona de Microgarkodina flabellum. Otros cambios fueron propuestos por Lofgren (1995) para el centro de Suecia donde se reconoce la Zona B. triangularis.
Figura 3: Microfotografas tomadas con microscopio electrónico de barrido. La escala gráfica equivale a 0,1mm Todos los elementos figurados corresponden a muestras de la sección Talacasto-Quebrada Ancha.1-5: Autibbodus leptosomatus An, 1: elemento Sb, muestia TQA28, INGEO-MP-2526 (1); 2,5: elemento Sa, muestra TQA27, INGEO-MP-2520 (1-2); 3: elemento Sc, muestra TQA27, INGEO-MP-2520 (3); 4: elemento M, muestra TQA27, INGEO-MP-2520 (4). 6, 9: Emácodon heexianensis (An y Ding) muestra TQA27, 6: elemento S, IN-GEO-MP-2521 (1); 9: elemento Sa, INGEO-MP-2521 (2). 7: Protopanderodus rectus (Lindstrom), elemento Sc, muestra TQA27, IN-GEO-MP-2522 (1). 8: Protopatidemdusgradatus Serpagli, elemento Sc, muestra TQA27, INGEO-MP-2523 (1). 10,11: Semamúodus potienllensis Albanesi, elemento a, muestra TQA27, INGEO-MP-2524 (1-2). 12,14: Hisbodella inuosa (Graves y Ellison) 12: elemento Pa, muestra TQA27, INGEO-MP-2525 (1); 14: elemento Pa, muestra TQA28, INGEO-MP-2527 (2). 13: Rossodus bornes! Albanesi, elemento M, muestra TQA28, INGEO-MP-2528 (1). 15: Drepanastodus basiovais Sergeeva, elemento Sc, muestra TQA28, INGEO-MP-2529 (1). 16: Mavzakocimflabelbm (Lindstrom) elemento P, muestra T22a, INGEO-MP-2519 (1). / Figure 3. Scarming ektron rMaophotogaphs of the conodontelemente. Saigaphic 0,1 mm 1-5: Aurilobodus leptosomatus An, 1: Sb elemmt, sample TQA28, INGEO-MP-2526 (1); 2,5: Sa elmrnt, sample TQA27, INGEO-MP-2520 (1-2); 3: Sc elemmt, sample TQA27, INGEOMÍP-2520 (3); 4: M element, sample TQA27, INGEO-MP-2520 (4). 6, 9: Erraticodon hexianensis An y Ding) sample TQA27, 6: S element, INGEO-MP-2521 (1); 9: Sa element, INGEO-MP-2521 (2). 7: Protopanderodus rectus (Lmktmm), Sc element, sample TQA27, INGEO-MP-2522 (T). 8: Protopanderodus gradatus Serpag¡i, Sc elemmt, sample TQA27, INGEO-MP-2523 (T). 10,11: Semiacontiodus potrerillensis Abanes, a elmrnt, sample TQA27, INGEO-MP-2524 (1-2). 12,14: HistiodeUa sinuosa. (Graiesy EUson) 12: Pa element, sample TQA27, INGEO-MP-2525 (T); 14: Pa element, sample TQA28, INGEO-MP-2527 (2). 13: Rossodus barnesi Abanes,i,, element M, sample TQA28, INGEO-MP-2528 (1). 15: Drepanoistodus basiovalis Sergeeva, Sc element, sample TQA28, INGEO-MP-2529 (1). 16: Microzarkodina fabellum Lindsstmm) P element, sample T22a, INGEO-MP-2519 (1).
Posteriormente, la Zona de B. triangularis es reconocida en la sección de Huanghuachang (Yichang, China) y propuesta como indicadora de la base del Ordovícico Medio, o el inicio del Dapingiano, debido a su extenso registro en la Plataforma de Yangtze, sur de China y en Báltica (Wang et al, 2005). Esta especie fue además seleccionada como especie guía para indicar el inicio del Ordovícico Medio por presentar un linaje evolutivo muy claro en los materiales expuestos en la región de Huanghuachang (China).
En Cordillera Oriental, Carlorosi (2013) registra por primera vez la Zona de B. triangularis en la Formación Alto del Cóndor, indicando el Ordovícico Medio bajo (Dapingiano basal). En dicha contribución se documenta el primer registro de conodontes dapingianos en asociación con la especie guía Baltoniodus triangularis (Linds-trom) para el Paleozoico Inferior de la Cuenca Centroandina Sudamericana.
En Precordillera, el Dapingiano bajo fue definido inicialmente por Albanesi et al. (1998) con la propuesta de la Zona de Tripodus laevis por la presencia de la especie Tripodus laevis en la sección del Portezuelo Yanso a 147 metros de la base de la Formación San Juan. Luego, fue redefinida por Albanesi and Ortega (2016) como una zona compuesta, Zona de B. triangularis - T. laevis, sostenida por la mención de la especie B. triangularis en la sección Peña Sombría por Della Costa y Albanesi (2016) aunque hasta el momento, los autores no ilustraron ninguno de los elementos de dicha especie.
En la sección de Niquivil, Mango and Albanesi (2018a) registran el FAD de la especie T. laevis unos 20 m por encima del segundo nivel de arrecife de la Formación San Juan correlacionándolo con la Zona de Tripodus laevis (Albanesi et al, 2006b) o con la Zona de Baltoniodus triangu-laris - Tripodus laevis (Albanesi and Ortega, 2016).
También en la Quebrada de Los Gatos, Cerro Viejo de Huaco, Mango y Albanesi (2018b) registran para el tramo medio superior de la Formación San Juan la Zona de B. triangularis - T. laevis por la presencia de la especie T. laevis. Pero luego la Zona de Baltoniodus triangularis - Tripodus laevis es reconocida por la sola presencia de un elemento de conodonte no discernible a nivel especifico desde la base del segundo nivel arre-cifal a 177,3 m desde la base de la Formación San Juan hasta el tope aflorante en la sección del Cerro La Silla (Mango and Albanesi, 2020).
Zona de Baltoniodus navis
La Zona de Baltoniodus navis fue definida por Lindstrom (1971) para la región baltoescan-dinava para caracterizar el piso Volkhoviano, cuyo intervalo es correlacionado con la parte basal de la Zona de Triangulodus brevibasis propuesta por van Wamel (1974). Luego, Stouge and Bagnoli (1990) analizaron la sección Hagu-dden, en Oland, y reconocieron la Zona de B. navis. Posteriormente, Lofgren (1993) estableció en la región central de Suecia la Zona de B. trian-gularis y la Zona de B. navis.
En Precordillera, la Zona de B. navis fue mencionada por primera vez por Lemos (1981) en la sección de Buenaventura Luna en Huaco por el registro de la especie homónima, pero nunca fue confirmada en trabajos posteriores (Mestre, 2008; Mango y Albanesi, 2018b).
Luego, Albanesi et al. (1998) definieron la Zona de B. navis para la Formación San Juan en la sección del Portezuelo Yanso, cuyo límite inferior está indicado por el FAD de la especie epónima y el límite superior por la primera aparición de la especie Microgarkodinaparva, allí aparece compartiendo presencia con B. triangularis. Además, los autores sostienen que las especies Triangulodus brevibasis e Histiodella altifrons registradas por Lenhert (1993, 1995) en la sección de Niquivil estarían indicando la parte más alta de la Zona de B. navis.
Posteriormente, las especies T. brevibasis e H. altifrons fueron mencionadas nuevamente como especies indicativas de la Zona Baltoniodus navis por Albanesi and Ortega (2016) según su apogeo en esta biozona. Sin embargo, en un trabajo posterior Mango y Albanesi (2018b), registraron el límite inferior de la Zona de B. triangu-laris - T. laevis indicado por la primera aparición de T. brevibasis.
En el Sistema de Famatina (Argentina), Albanesi and Vaccari (1994) recuperaron una asociación de conodontes que sería probablemente característica de la zona de B. navis en los niveles superiores de la Formación Suri en la localidad de Chaschuil.
Zona de Lenodus variabilis
A nivel global, Stouge and Bagnoli (1990) identifican la Zona de Amorphognathus variabilis a partir de la primera aparición de ejemplares de Lenodus n. sp. A, en la sección de Hagudden, en Suecia. En la Formación Fort Peña de la cuenca de Marathon de Texas (Bradshaw, 1969), en las formaciones Levis y Mystic de Quebec (Uyeno and Barnes, 1970; Barnes and Poplawski, 1973), en la Formación Table Head del oeste de Terranova (Stouge, 1984; Pohler et al, 1987) y en la Formación Road River en el sur de las montañas Mackenzie, Canadá (Tipnis et al, 1978) se han registrado faunas correlativas a la Zona de L. variabilis. Esta especie también ha sido documentada en Estonia (Viira, 1974) y en Australia y China (An, 1987; Chen and Ji, 1987; Watson, 1988; Wang and Bergstrom, 1995; Zhang, 1998a; Lofgren, 2003; Lofgren and Zhang, 2003). Wang and Bergstrom (1995) la registran en la parte más alta de la Formación Ningkuo en la sección de Huangnitang, mientras que An (1987) determina faunas correspondientes a la Zona de L. variabilis en China meridional y Hunan.
En Precordillera, Albanesi et al. (1998) definieron la Zona de L. variabilis como una biozo-na de asociación, cuyo límite inferior se dió por la primera aparición de Periodon gladisae Albanesi y el límite superior por la presencia de L. varíabilis, Baltoniodus medius Dzik y Paroistodus horridus (Barnes y Poplawski).
Luego, Heredia and Mestre (2013) describieron la especie L. variabilis registrando la bio-zona de conodontes epónima. Sobre esta base, propusieron la modificación del esquema bioes-tratigráfico del Ordovícico Medio de la Precordillera verificando las similitudes con el esquema de Báltica y del centro - sur de China. Las autoras definieron esta biozona como una biozona de intervalo, cuyo límite inferior se reconoce por la primera aparición de la especie homónima y su techo por la primera aparición de Lenodus cras-sus (Chen and Zhang) acompañando a éste hasta el FAD de Lenodus pseudoplanus (Viira) (Lofgren and Zhang, 2003, Heredia and Mestre, 2013). En la misma sección se registra, en la Zona de L crassus, por primera vez la aparición de la especie Paroistodus horridus, la cual se mantiene hasta la parte alta de la Zona de Lenodus pseu-doplanus (Mestre and Heredia, 2012, 2020). De esta manera esta evidencia permite afirmar que la especie P. horridus no es indicativa de la Zona de L. variabilis. Sin embargo, Albanesi and Ortega (2016) presentan un cuadro bioestratigráfico del Sistema Ordovícico de Argentina, basado en las zonas de conodontes y graptolitos, en el cual la Zona de L. variabilis sería correlativa con la parte alta de la Zona de graptolitos Levisograptus austrodentatus y la parte inferior de la Zona de Le-visograptus dentatus, siendo el FAD de este último correlativo con el FAD de la Subzona Paroistodus horridus (según Albanesi et al, 1998).
En el sector de la quebrada Las Aguadi-tas, Feltes et al (2016) analizaron muestras provenientes del tramo superior de la Formación San Juan y reconocieron la Zona de L. variabilis.
Considerando las contribuciones bioestra-tigráficas aportadas por Heredia (2012), Heredia and Mestre (2011, 2013), Mestre and Heredia (2013, 2020) y Heredia et al. (2017), es posible remarcar la fuerte conexión de las faunas de co-nodontes de Precordillera con Báltica y China para el Darriwiliano. Por lo tanto, de acuerdo al registro de especies recuperadas y de las correspondientes biozonas, se considera que el esquema de la Precordillera es afín con el esquema de conodontes (Figura 4) propuesto para Báltica y Centro-Sur de China (Wang et al, 2003; Li et al, 2010; Lofgren, 2000; Lofgren and Zhang, 2003).
Figura 4: Cuadro bioestratigráfico de conodontes del Ordovicico Inferior - Medio propuesto para Precordillera Central y su correlación con las zonas de conodontes de Cordillera Oriental y otras regiones del mundo. / Figure 4. SCono-dont biostraúgraphic scheme of the Lower-Middle Ordovicianpropose for the Central Precodrillera showing the correlation between this conodont gomes with conodont gomes of Cordillera Oriental and other regions.
Conclusiones
A partir de este estudio bioestratigráfico se reconoce para el nivel medio de la Formación San Juan en la sección Talacasto - Quebrada Ancha el lapso temporal representado por las zonas de B. triangularis y B. navis por la presencia de la especie Microgarkodinaflabellum y la Zona de L. va-riabilis para los niveles superiores de dicha unida, por el registro de las especies Histiodella sinuosa y Aurilobodus leptosomatus.
Estos resultados permiten proponer un cuadro bioestratigráfico para Precordillera siguiendo los esquemas propuestos para Báltica y Centro - Sur de China, proponiendo para la base del piso Dapingiano la Zona de B. trianguaris, desestimando la Zona combinada B. trianguaris/ Tripodus laevis propuesta previamente.
Agradecimientos
La autora desea agradecer a CONICET por el apoyo económico recibido a través del proyecto PIP 2014-0058CO, y a las Dras. Ana Mestre y Susana Heredia por sus colaboraciones en las tareas de campo y lecturas críticas del manuscrito. Además agradece a los revisores por sus sugerencias y aportes que contribuyeron a mejorar el manuscrito. Esta publicación es una contribución al proyecto IGCP 735 “Rock and the Rise of Ordovician Life: Filling knowledge gaps in the Early Paleozoic Biodiversification”
Recibido : 21 de setiembre de 2022
Aceptado : 21 de noviembre de 2022
