ARTICLES

La formación Puncoviscana y unidades estratigráficas vinculadas en el Neoproterozoico - Cámbrico Temprano del Noroeste Argentino

Florencio Aceñolaza ¹ y Guillermo Aceñolaza ¹

¹ Instituto Superior de Correlación Geológica (CONICET/UNT). Facultad de Ciencias Naturales e Instituto Miguel Lillo. Miguel Lillo 205 - 4000 San Miguel de Tucumán. E-mail: facenola@infovia.com.ar; insugeo@csnat.unt.edu.ar

Recibido: 12 de diciembre de 2004 - Aceptado: 20 de octubre de 2005

Resumen: El lapso Neoproterozoico/Cámbrico temprano en la región noroeste de Argentina se encuentra representado por una potente secuencia sedimentaria que se destaca por su escaso metamorfismo y gran tectonización. Bajo la denominación de Formación Puncoviscana (s.l.) se unifican una serie de unidades rocosas escasamente fosilíferas con esquistos, areniscas, calizas y conglomerados con amplios afloramientos en la Cordillera Oriental de las provincias de Tucumán, Jujuy y Salta. Si bien la secuencia fue originariamente considerada como perteneciente al "basamento Precámbrico" de la región, el hallazgo de trazas fósiles eocámbricas permitieron su reasignación cronológica posteriormente ratificada por medios isotópicos. Análisis petrológicos y geoquímicos corroboran su asignación asociada al margen continental con el desarrollo de series metamórficas de un orógeno reciclado. Paleoambientalmente se reconocen una amplia variedad de contextos sedimentarios con sectores someros dominados por oleaje, secuencias turbidíticas, facies emipelágicas y calizas que denotan variados paleoambientes en el protomargen del Gondwana. La distribución de los elementos icnológicos en las unidades de la cuenca de Puncoviscana se presenta en fajas subparalelas con un sector este caracterizado por Nereites, y un sector oeste por Oldhamia. Esta distribución espacial representaría tanto caracteres morfológicos de la cuenca como niveles temporales distintos en la evolución del mar de Puncoviscana y su biota. La presente contribución provee un análisis actualizado de la Formación Puncoviscana y las unidades vinculadas en la región, aportando nuevas lineas de evidencia sobre las ideas más recientes desarrolladas sobre la transición Neoproterozoico/ Cámbrico temprano del noroeste de Argentina.

EXTENDED ABSTRACT

The Puncoviscana Formation and related units in the Neoproterozoic - Early Cambrian transition of Northwest Argentina

Neoproterozoic/Early Cambrian rocks are represented in northwest Argentina by a thick and heterogeneous succession of highly deformed and slightly metamorphosed sedimentary rocks. The denomination of Puncoviscana Formation (s.l.) unifies a series of rock units, represented by scarce fossiliferous sligthly metamorphosed slates, schists, carbonates, conglomerates and sandstones cropping out mostly in the Cordillera Oriental of northwest Argentina (Turner, 1960; Turner and Mon, 1979; Aceñolaza et al., 1999) (Fig.1-3, 5). Originally described as the "basal Precambrian shield" of the region, it was reconsidered during the 70's by means of trace fossil associations denoting a Neoproterozoic - Early Cambrian age (Fig. 5). Integration of several lines of research as geochemistry, ichnology and stratigraphy suggest that sedimentation in the Puncoviscana Basin spanned from Neoproterozoic to the Early Cambrian (Fig. 3). The recent usage of the Siberian stages to date some strata of the Puncoviscana Formation has provoqued confusions in the literature, being highly recommended its abandonment. Siberian stages are defined by a precise set of fossils that is lacking in the strata of Northwest Argentina. Petrological and geochemical analysis corroborates a mainly authochthonous Gondwanan continental block origin (peripheral basin), with sedimentary and low grade metamorphic series developed in shallow tectonic stages of a multi-phase orogen. On the basis of general and detailed sedimentological studies, a varied spectrum of environmental settings have been recognized for the Puncoviscana basin since the 60's. Today a complex paleoenvironmental framework is understood, including shallow water wave-influenced strata, submarine fan sedimentation, hemipelagic clays and relatively deep ocean flysch-like shales and sandstones (Fig. 4). Although recent papers deny the presence of body fossils in the unit, the Puncoviscana Formation has provided two remarkable soft body fossils: Selkirkia sp. and Beltanelloides from outcrops of Jujuy and Tucumán provinces (Fig. 8). The ichnological research during the last 30 years contributed with a fairly acceptable knowledge of the paleontological content of the Puncoviscana Formation. Even though this is not a taxonomical contribution, the most obvious equivalences and synonymies are given. An updated review of the trace fossils in the Puncoviscana Formation provides the following list: Archaeonassa fossulata, Asaphoidichnus isp., Cochlichnus anguineus, Didymaulichnus lyelli, Dimorphichnus obliquus, Diplichnites isp., Glockerichnus isp., Helminthoraphe isp., Helminthopsis abeli, Helminthopsis tenuis; Helminthoidichnites tenuis, Monomorphichnus lineatus, Monomorphichnus isp., cf. Multipodichnus, Nereites saltensis (non Psamichnites saltesis, Seilacher et al., 2005), Neonereites uniserialis, N. biserialis, Oldhamia alata, O. antiqua, O. curvata, O. flabellata, O. geniculata, O. radiata, Palaeophycus tubularis, Paleophycus isp. Protichnites isp., Protovirgularia isp., Tasmanadia cachii, Treptichnus isp. Treptichnus cf. aequalternus and T. pollardi (Aceñolaza et al., 1999; Aceñolaza and Alonso, 2001; Aceñolaza, 2004) (Figs. 6-8). The geographical distribution of trace fossil assemblages display a remarkable alignment as belts, with a shallower eastwards Nereites association, and a deeper westwards Oldhamia associacion, that do not represent archetypal ichnofacies (Fig. 4) These are related to the morphology of the basin, a chronological record of the ichnofaunas, and may also represent different temporal levels on the evolution of the Puncoviscana Sea. Within the Oldhamia association most trace fossils are small sized, developed parallel to bedding planes, and bioturbation is essentially restricted to the first millimeters of strata. Deeper burrowers are recognized in the base of sandstone layers of the sequences. This spatial restriction of bioturbation with the frequent presence of wrinkle marks denotes a microbial mat related lifestyles of the fauna as it happens in other Neoproterozoic/Early Cambrian basins (Fig. 8). Within the Nereites association, a more diverse trace fossil set is recognized, with large and mid size grazing and crawling traces developed in sand-mud interfaces. Arthropod traces are common in this association. Integration of sedimentary and paleontological evidence provides remarkable elements to better understand the ecology of Late Proterozoic/Early Paleozoic biota. This contribution gives an updated analysis of the Puncoviscana Formation and related units of the region, offering new lines of evidence for the most recent ideas regarding the Neoproterozoic/Early Cambrian of NW Argentina.

Palabras clave: Neoproterozoico/Cámbrico temprano; Formación Puncoviscana; Bioestratigrafía; Noroeste de Argentina.

Keywords: Neoproterozoic/Early Cambrian; Puncoviscana Formation; Biostratigraphy; Northwest Argentina.

INTRODUCCION

Las rocas que incluyen el lapso Neoproterozoico/ Cámbrico temprano están ampliamente distribuidas en el sector montañoso del noroeste de Argentina. Ellas están representadas por una espesa y heterogénea sucesión sedimentaria y volcánica, altamente deformada y ligeramente metamorfoseada. Bajo la única denominación de Formación Puncoviscana, Turner (1960, 1972) y Turner y Mon (1979) incluyen a este conjunto de litología heterogénea cuya nominación estratigráfica ha sido en reiteradas oportunidades cuestionada bajo el punto de vista nomenclatural. A pesar de ello aún se usa el nombre informal de Formación Puncoviscana s.l. en razón de que el mismo es lo suficientemente abarcativo para tratar las rocas que originalmente fueron descriptas como formando parte del "basamento Precámbrico" del noroeste argentino (Keidel, 1910; Hausen, 1925; Windhausen, 1931).

Los afloramientos de la Formación Puncoviscana se disponen infrayacentes y en discordancia a una potente sucesión fosilífera Cambro-Ordovícica que se reconoce desde el sur de Bolivia hasta la provincia de Tucumán (latitud 22° a 28° sur y longitud 65° a 66°30' oeste). Debe destacarse que tanto Salfity et al. (1975) como Baldis y Omarini (1984) y Moya (1998) han creado nombres formacionales de validez local para expresar con mayor claridad las variaciones litológicas existentes en el valle de Lerma, siendo discutible su aplicación genérica y regional para este complejo conjunto litoestratigráfico. En un mismo sentido, González et al. (2000) en la descripción de la hoja geológica "Tucumán" categorizan como "Grupo Puncoviscana" al conjunto de rocas que constituyen el basamento metamórfico del sector abarcado por la mencionada hoja, a pesar de las notables diferencias litoestratigráficas que hay con otros puntos de la Cordillera Oriental, particularmente en su área tipo. Así también y en términos nomenclaturales, el conjunto litológico de la Formación Puncoviscana ha sido referenciado como "cuenca Puncoviscana", "Faja Puncoviscana" o "Cinturón Lules-Puncoviscana" (Mon y Hongn, 1996; Ramos, 1999), según sus características estructurales y de evolución tectónica, términos que no tienen que ver con la nomenclatura estratigráfica.

En base a su posición estratigráfica infrayacente al Cambro-Ordovícico fosilífero la antigüedad del conjunto fue, durante mucho tiempo, asignada al Precámbrico; situación que cambió a partir del hallazgo de numerosas trazas fósiles representativas del Cámbrico basal (Mirré y Aceñolaza, 1972; Aceñolaza et al. 1999 y referencias), pasando a considerarse representativa de la transición Neoproterozoico/Cámbrico en el norte argentino.

Si bien en el sector norte de la región (Tucumán, Salta y Jujuy) predominan las metasedimentitas con bajo grado metamórfico (Tucumán, Salta, Jujuy), hacia el sur las facies se ven mayormente representadas por rocas de mayor grado metamórfico (Caminos, 1979; Aceñolaza y Toselli, 1981; Willner y Miller, 1986; Aceñolaza et al., 1999). Al sur de Tucumán hay rocas equivalentes a la Formación Puncoviscana s.l., en litología, deformación e icnofósiles, y se localizan en Sierra de Buenaventura-Capillitas, Catamarca (Formación Suncho), Famatina-Paimán, La Rioja (Formación La Aguadita, Durand et al., 1994; Astini et al., 2005), San Luis (Formación San Luis, Prozzi y Ramos 1988; Sato et al., 2002) y Río Negro (Formación el Jagüelito, González et al., 2002), desarrollándose rocas esquistosas, carbonáticas y metavolcánicas con diversos grados de deformación y metamorfismo. En este sentido, las Sierras Pampeanas son interpretadas como pertenecientes al mismo evento sedimentario en una misma cuenca Neoproterozoica / Cámbrica (Ciclo Pampeano) según Aceñolaza y Toselli (1976), Miller y Willner (1981) y Willner et al. (1985), que habrían sido transformadas en metamorfitas por el eventos térmico-deformativos ocurridos en tiempos ordovícicos, silúricos y hasta devónicos (Ciclo Famatiniano).

El conocimiento paleogeográfico del margen oeste del Gondwana ha sido objeto de numerosas interpretaciones sobre su conformación por elementos acretados en diferentes etapas durante el Paleozoico Inferior (e.g. Ramos, 1986; 1999; Rapela et al., 1992; Astini et al., 1995; Omarini et al., 1999; Aceñolaza y Toselli, 2000; Aceñolaza et al., 2002; Finney et al., 2003, 2005), y es por ello que un mejor conocimiento de la Formación Puncoviscana y unidades vinculadas constituyen elementos claves para la interpretación de los diferentes eventos acaecidos en la región a fines del Proterozoico e inicios del Fanerozoico. En éste mismo sentido, Rapela et al. (1998), Schwartz y Gromet (2004) y Do Campo y Ribeiro Guevara (2005) adscriben las Sierras Pampeanas de Córdoba a una misma faja de Puncoviscana, destacando los dos últimos su origen Gondwánico en base a estudios de proveniencia y dataciones sobre circones detríticos.

La presente contribución provee una visión general actualizada sobre las particularidades que ofrecen las rocas más antiguas del noroeste de Argentina, sabiendo que el nivel de conocimiento sobre ellas aún no es lo suficientemente profundo y definitivo como para determinar con mayor claridad aspectos de su estratigrafía y de evolución tectónica. Se destacan las nuevas líneas de investigación que se vienen desarrollando sobre las unidades del basamento metasedimentario del noroeste Argentino, y se reevalúan algunos aspectos estratigráficos y cronológicos recientemente discutidos (Figs. 1-2).

Figura 1: Marco geotectónico regional en el cual se instaló la cuenca de depositación de la Formación Puncoviscana s.l. durante el Neoproterozoico/Cámbrico Temprano (Orógeno Pampeano).
Figure 1. Regional sketch where the Puncoviscana basin was developed during the Neoproterozoic/Early Cambrian (Pampean Orogen).

Figura 2. Afloramientos de la Formación Puncoviscana y sus términos equivalentes en Sierras Pampeanas Septentrionales, con indicación de las localidades con fósiles (*). Gris claro: Puncoviscana s.l.; gris oscuro: metamorfitas de bajo y mediano grado que debieron tener origen en las rocas de Puncoviscana s.l.. Localidades: 1. Angulos, 2. Suncho, 3. Choromoro, 4. San Antonio de Los Cobres, 5. Cachi, 6. Payogasta, 7/8. Quebrada del Toro, 9. Abra Blanca/Muñano, 10. Coraya, 11. Purmamarca, 12. Lipán, 13. Los Guachos, 14. La Cébila.
Figure 2. Outcrops of Puncoviscana Formation and equivalent units in NW Argentina and Sierras Pampeanas, with fossiliferous localities highlighted (*). Light gray: Puncoviscana s.l.; dark gray: Low and mid grade metamorphic rocks derived from Puncoviscana s.l.. Localities: 1. Angulos, 2. Suncho, 3. Choromoro, 4. San Antonio de Los Cobres, 5. Cachi, 6. Payogasta, 7/8. Quebrada del Toro, 9. Abra Blanca/Muñano, 10. Coraya, 11. Purmamarca, 12. Lipán, 13. Los Guachos, 14. La Cébila.

ANTECEDENTES E INTERPRETACION GEOTECTONICA

A efectos de tener un mejor conocimiento del marco regional de la cuenca en la que se depositaron las rocas de la Formación Puncoviscana s.l. y sus equivalentes, en principio debemos referirnos a lo acontecido en el borde occidental del Proto-Gondwana en tiempos del Neoproterozoico superior.

Se han planteado varias hipótesis acerca de los componentes que permitieron el diseño de la cuenca "Puncoviscana". El criterio clásico sostiene que ella se formó en el borde gondwánico, un área autóctona, idea que plantean los trabajos de Turner (1960, 1972). Borrello (1969, 1972), siguiendo las ideas de Auboin (1965), la define como un geosinclinal marginal al continente sudamericano. Al vincularlo con dichos conceptos teóricos hubo autores que sostuvieron la autoctonía de la cuenca de Puncoviscana a partir de un margen pasivo desde el cual se desarrolló una cuenca intracratónica elongada según rumbo NE-SW quedando definida al este por el Cratón del Río de la Plata-Pampia y por el noroeste por el "Macizo" de Arequipa (Aceñolaza y Miller, 1982; Aceñolaza et al., 1988; Aceñolaza y Durand, 1986; Aceñolaza y Alonso, 2001; Zimmermann y Van Staden, 2002; Do Campo y Ribeiro Guevara, 2005). El origen de esta cuenca estaría vinculado con la generación del quiebre en un punto triple en territorio boliviano ("Triple Fractura Boliviana", sensu Suarez Soruco, 1989, 2000) a partir del cual se originó un rift (Omarini y Sureda, 1993) o una estructura aulacogénica con diseño transversal -hacia el sudoeste- que habría de dar diseño al orógeno Pampeano, de característica marginal al borde gondwánico (Durand y Aceñolaza, 1990).

En contraposición a estos conceptos y tomando en cuenta la tectónica de placas otros autores consideraron que esta región formó parte de un "microcontinente alóctono" que se agregó al borde gondwánico en el Paleozoico Inferior. En este aspecto hay autores que entienden que ello implicó el cierre de un océano por subducción y colisión contra un terreno "Pampia" (sensu Ramos 1986, 2000); interpretación que con algunas variantes adhieren Dalziel (1991, 1997), Kraemer et al. (1995), Weil et al. (1998), Keppie y Bahlburg (1999), Sureda y Omarini (1999). Una modificación de la anterior constituye el modelo sustentado por Rapela et al. (1998) y Rapela (2000) que la consideran parte de un microcontinente desplazado con carácter "semiautoctono". Finalmente, Dalla Salda et al. (1992, 1998) consideran que la cuenca Puncoviscana tuvo un origen en un orógeno colisional instalado entre Gondwana y un hipotético "Terrane Occidentalia" ubicado al oeste.

MARCO DEPOSITACIONAL, FACIES Y AFLORAMIENTOS

Los principales elementos geotectónicos que dieron marco regional y determinaron el diseño de la cuenca Puncoviscana fueron por el norte y este el Cratón Guaporé/Paraguay and Araguaia Belts (Alvarenga et al., 2000), al sudeste el Cratón del Río de La Plata (Cordani et al.,1990, con referencias) mientras que al noroeste y parcialmente oeste por el "Macizo" de Arequipa/ Antofalla (Lucassen et al., 2000; Aceñolaza et al., 2002). En todos estos casos están representados por rocas sedimentarias, metamórficas, plutonitas que se originaron en el Ciclo Sunsas ("Grenvilliano"), que serían las que aportaron gran parte del material detrítico que rellenó la cuenca (Durand y Aceñolaza, 1990; Durand et al., 1994; Do Campo y Ribeiro Guevara, 2005).

La amplitud regional de afloramientos equivalentes a la Formación Puncoviscana distribuidas en distintos puntos de Sierras Pampeanas tales como las formaciones Suncho y La Aguadita con icnofósiles en Catamarca y La Rioja (Aceñolaza et al., 1999 y con referencias), la Formación San Luis (Prozzi y Ramos, 1988; von Gosen and Prozzi, 1998; Sato et al., 2002) y el norte de Patagonia la Formación El Jagüelito (González et al., 2002), confirmando la extensión de la cuenca hacia el sur. Incluso hay que destacar que rocas similares, con icnofósiles se encuentran en Antártida lo que da pautas acerca de la extensión del orógeno Pampeano conformando un borde pasivo en el límite Neoproterozoico/Cámbrico basal en el ámbito Protogondwánico (Jezek et al., 1985; Tessensohn, 1982).

Estas rocas constituyen la mayor representación regional de un tipo litológico y facial a lo largo de la estructura orogénica Pampeana; siendo posible señalar algunas de sus características particulares en distintos sectores del territorio nacional, de norte a sur, como: i) Sierras de Santa Victoria-Zenta y sector septentrional de Quebrada de Humahuaca (Salta-Jujuy); ii); Sector austral de Quebrada de Humahuaca y Valle de Lerma; iii) Cumbres Calchaquíes; iv) Sierra de la Ovejería (Catamarca); v) Sierra de Famatina (La Rioja); vi) Sierra de San Luis y Macizo Nord-patagónico (Rio Negro) (Fig. 3 y 5).

Figura 3. Esquema estratigráfico que sintetiza la posición de la Formación Puncoviscana, sus intrusivos, litologías y discordancias. Los valores numéricos señalan datos radimétricos obtenidos sobre plutonitas y metamorfitas. A. Plutón Cañaní, B. Plutón Tastil, 1. Quebrada Don Bartolo, 2. Quebrada del Toro, 3. Choromoro, 4. San Javier, 5. Cuesta del Obispo, 6. Purmamarca.
Figure 3. Stratigraphical scheme of the Puncoviscana Formation with intrusives, lithologies and discordances. Numbers are radiometric data on plutons and metamorphic rocks. A. Cañaní granite, B. Tastil granite, 1. Don Bartolo, 2. Quebrada del Toro, 3. Choromoro, 4. San Javier, 5. Cuesta del Obispo, 6. Purmamarca.

Figura 4. Esquema sobre la configuración de la Cuenca de Puncoviscana en el noroeste argentino con indicación de las localidades fosilíferas.
Figure 4. Palaeogeogeographic scheme of the Puncoviscana basin in Northwest Argentina with fossiliferous localities.

Figura 5. Afloramientos de la Formación Puncoviscana con estructuras sedimentarias y de deformación. a. Superficie de estratificación con ondulas en la Quebrada de Escoipe, provincia de Salta. b. Afloramientos fuertemente plegados en la localidad de El Alisal, Quebrada del Toro, provincia de Salta. c. Superficie ondulada en Purmamarca, provincia de Jujuy. d. Pliegues de gran magnitud en los afloramientos de la Formación Puncoviscana en el camino a Aparzo, provincia de Jujuy.
Figure 5. Outcrops of the Puncoviscana Formation displaying sedimentary and deformative structures. a. Rippled surface at the Quebrada de Escoipe, Salta province. b. Tight folded succession at El Alisal, Quebrada del Toro, Salta Province. c. Close up of a rippled surface at Purmamarca, Jujuy province. d. Large folds of the Puncoviscana Formation at Aparzo, Jujuy province

Sierras de Santa Victoria-Zenta y sector septentrional de Quebrada de Humahuaca

Corresponde al área-tipo de la Formación Puncoviscana (Turner, 1960) y posiblemente donde mayor espesor y desarrollo estratigráfico presenta. Se caracteriza por ser una importante secuencia de pelitas de colores grises, gris verdoso y moradas a las que se le intercalan cuarcitas finas de en un mismo tono. En muchos sectores se presentan con una notoria sucesión rítmica, donde las pelitas y cuarcitas se suceden teniendo los bancos espesor decimétrico. Para Turner y Mon (1979), en este conjunto predominan las pelitas; mientras que hacia el sur lo hacen las cuarcitas. Salvo en los afloramientos de Coraya, Purmamarca y Tilcara, esta sucesión hasta el presente ha brindado escasos fósiles (Beltanelloides sp. y Helminthoidichnites isp).

La secuencia sedimentaria se encuentra fuertemente deformada, distinguiéndose amplios pliegues donde solo es posible relevar columnas estratigráficas locales que no son indicativas para interpretarlas en conjunto. Sectores de interés para ello se encuentran en la localidad tipo, Puncoviscana, al oeste Santa Victoria como asimismo en la zona de Aparzo y camino a Zenta. Para Mon y Salfity (1995) y Mon y Hongn (1996) en estos afloramientos la tendencia general de la vergencia de los planos axiales es ONO por lo cual, estructuralmente, se integran en el que denominan "Cinturón Lules- Puncoviscana".

Quebrada de Humahuaca-Valle de Lerma

De todos es el sector estudiado con mayor detalle. A pesar de la deformación es posible observar con más claridad la evolución sedimentaria, situación que permitió a Salfity et al. (1975) proponer el nombre Grupo Lerma que incluye a las unidades sedimentarias aflorantes en las serranías que enmarcan al valle homónimo y extendiendo conceptos al tramo mediosur de la Quebrada de Humahuaca. El mismo se encuentra integrado de base a techo por niveles de pelitas, cuarcitas y conglomerados de la Formación Sancha, sobre las que se apoyan discordantemente las calizas de la Formación Las Tienditas, culminando con pelitas y cuarcitas con algunos niveles conglomerádicos, que Baldis y Omarini (1984) identifican con la Formación Puncoviscana.

La Formación Sancha fue originalmente descripta por Ortiz (1962) y formalmente propuesta por Salfity et al. (1975) para reunir la secuencia siliciclástica subyacentes a los bancos calcáreos de la serranía del Castillejo, al sur de la ciudad de Salta. Baldis y Omarini (1984) reconocen en la zona de El Coro un miembro inferior conglomerádico de unos 60 m de espesor con clastos de hasta 40 cm incorporados a una matriz pelítica de color verde grisáceo. En Las Tienditas, esta unidad está representada por una sucesión de unos 200 m de espesor compuesto por una secuencia pelíticoarenosa que, hacia arriba, pasa en aparente concordancia a las calizas de la formación homónima. En el arroyo Los Noques la secuencia en su base está integrada por pelitas arcillosas muy laminadas de color verde grisáceo y amarillo ocráceo que pasan a calcipelitas y calizas finamente estratificadas de color ocráceo, siendo notable su carácter rítmico (Baldis y Omarini, 1984) que hacia arriba constituyen la transición entre Sancha y Las Tienditas (Miembro Los Noques sensu Iturriza, 1981).

Sobre la unidad anterior, y en concordancia, se dispone la Formación Las Tienditas que está compuesta por calizas negras y rosadas, en parte oolíticas, estratificadas en bancos macizos. Su espesor es variable entre pocos metros y algo más de 240 m. Sobre ellos se efectuaron estudios de quimio-estratigrafía (Sial et al., 2000) sobre isótopos de C y O que permitieron reconocer hacia el techo una excursión fuertemente negativa que ha sido interpretada como probablemente equivalente a la que caracteriza a la transición Neoproterozoico/ Cámbrico basal. Si bien regionalmente su interpretación facial tiene dificultades, en la Sierra de Castillejo se destaca una disminución de espesores en sentido Este- Oeste, con variaciones de casi 100 m (Baldis y Omarini, 1984). Las calizas, aunque con menor potencia también se las encuentra en el Río Las Capillas, en el frente occidental del valle, teniendo por debajo a la Formación Sancha y por arriba la Formación Puncoviscana (Baldis y Omarini, 1984).

También merece señalarse que para Salfity et al. (1975), las calizas de la zona de Volcán-Tumbaya, en la quebrada de Humahuaca serían contemporáneas a las de Las Tienditas. Estas tienen características petrográficas semejantes a las antes mencionadas, aunque su posición estratigráfica no es clara respecto a las rocas vinculadas en los afloramientos en razón a su fuerte deformación tectónica (Loss y Giordana, 1952; Scanavino y Guichón, 1971). Frente a la localidad de Volcán, Loss y Giordana (1952) mencionan la existencia de un nivel "arenoso-arcilloso, dispersamente conglomerádico" que hace suponer la posibilidad de estar ante material de origen glacial. Recientes investigaciones destacan la similitud en los valores de d¹³ C para las calizas y dolomitas de Las Tienditas y Tumbaya, con -1,6 y 3,4% PDB y -1,33 y 2,28% PDB respectivamente, mientras que Volcán y León presentan valores más altos, entre 6,11 y 4,58% PDB que probablemente representen edades más antiguas (Sturtian?) (Toselli et al., 2005).

Por sobre la Formación Las Tienditas, y sus equivalentes calcáreos en la región, Salfity et al. (1975) posicionan la Formación Puncoviscana integrada por sedimentos arenosos finos y pelíticos de colores gris a gris verdoso. Este criterio local sobre la ubicación estratigráfica de dicha unidad se contrapone a la idea sustentada por Turner y Mon (1979), que es compartida en esta oportunidad, en el sentido que las facies calcáreas se intercalan a la secuencia siliciclástica. Los paquetes arenosos llegan a tener hasta 1 m de espesor, y en la zona de Campo Quijano contienen una asociación de icnofósiles caracterizada por Nereites saltensis. Esta misma asociación se halla en la zona de Cachi hacia el oeste, y en la cantera Los Guachos en serranía de Mojotoro, así como en el corte de la ruta de acceso a la ciudad de Salta (Aceñolaza y Alonso, 2001). Para Moya (1998) los niveles con Nereites estarían por sobre la Formación Puncoviscana, en la que llama Formación Los Guachos, cuyas relaciones generales con otras que contienen el mencionado icnofósil aún no han sido comprobadas hasta la fecha (Aceñolaza y Alonso, 2001).

Una mención aparte va para la llamada Formación Corralito, aflorante en la zona de Campo Quijano (Salta). Esta unidad había sido considerado por Borrello (1969) como "wildflysch", siendo revisada con mayor detalle por Durand y Spalletti, (1986); Spalletti y Durand, (1986) y Durand y Aceñolaza (1990), quienes reconocen dos litofacies: una caracterizada por un ortoconglomerado polimíctico con clastos redondeados de grauvacas, cuarcitas en menor cantidad, pelitas moradas y matriz arenosa; y el otro por una diamictita psefítica, interestratificada a grauvacas y pelitas con deformación sinsedimentaria. En este caso se destaca que tienen una matriz fangosa que varía entre el 40 y 80%. Los clastos son de grauvacas, cuarcitas finas y pelitas, angulosos a subangulosos con un valor promedio que oscila entre de 50 a 70 mm, habiendo algunos que llegan al metro de longitud. Para los autores mencionados estos conglomerados tendrían origen en zonas apicales de abanicos submarinos, en cañones o en sectores ligados con fuertes desniveles. Además destacan el hecho de que su origen proviene de sectores en los que existían rocas previamente consolidadas. Según dichos autores el material proviene de dos flujos turbidíticos, uno antiguo caracterizado por los ortoconglomerados y otro más joven compuesto de diamictitas y pelitas de desarrollo variable entre 3 y 30 m de espesor, carente de estructuras internas y textura fangosostén. La suposición de que estos conglomerados y diamictitas estén vinculados con los acontecimientos glaciales del Neoproterozoico superior es un tema que, desde el trabajo de Loss y Giordana (1952) a la fecha, aún forma parte de discusión (Van Staden y Zimmermann, 2003).

Entre las particularidades estructurales de este conjunto se destaca el hecho de que los planos axiales de los pliegues tienen en general una marcada tendencia al este (Mon y Hongn, 1996). Un detalle importante para este sector constituyen las intercalaciones de lavas y tobas volcánicas que en diferentes localidades se intercalan a la secuencia siliciclástica. En general están representadas por basaltos alcalinos cuya presencia en distintas localidades se relaciona con el proceso de "rifting" que determinó la apertura de la cuenca de Puncoviscana (Toselli y Aceñolaza, 1984; Chayle y Coira, 1987; Manca et al., 1987; Omarini y Alonso, 1987; Omarini et al., 1993; Coira et al., 1990).

Los afloramientos que contienen mayor cantidad de icnofósiles se encuentran en cercanías de la ciudad de Salta, ruta de acceso y cantera Los Guachos, como asimismo en los tramos inferiores de la quebrada del Toro. Todos estos sectores tienen en común a fósiles de la icnoasociación Nereites saltensis y en algunos sectores, como en la quebrada de Escoipe, se presentan con abundantes "wrinkle structures" a las que se vinculan abundantes trazas de Helminthodichnites isp. (Fig. 4).

San Antonio de los Cobres-Cachi-Cumbres Calchaquíes

Desde el sur del Valle de Lerma-Quebrada del Toro, hasta el norte de Tucumán las rocas que se asignan en un sentido amplio a la Formación Puncoviscana fueron estudiadas por Omarini (1983), Sosa Gómez (1984) y Jezek (1986, 1990). Este último autor trató de distinguir, mediante el relevamiento de columnas locales, las características faciales que esta unidad presenta en tan amplia región como asimismo establecer un modelo paleoambiental y paleogeográfico para su ámbito de trabajo. Es así que identifica varias litofacies que representarían distintos ambientes dentro de la cuenca: las proximales, donde la relación psammita/pelita es mayor a 5, se correspondería con los afloramientos de Tucumán y sureste de Salta; las intermedias, donde dicha relación es del orden de 5:1; mientras que en las distales esta relación es de 1:1 o inferior, caracterizándose por una estratificación fina, casi coincidente con la posición del eje de la cuenca reconociéndose en la quebrada del Toro. En la abundancia de pelitas rojas, Jezek (1990) reconoce la existencia de litofacies pelágicas, pudiendo aparecer intercaladas tanto en las facies proximales como distales. También define como litofacies de canal aquellas conglomerádicas que, como la Formación Corralito, indican que estuvieron en zonas de alta energía; mientras que a los bancos carbonáticos los ubica en zonas proximales. Con caracteres litoestratigráficos bastante parecidos a lo que se observa en la zona de Corralito, Jezek (1990) menciona la presencia de intercalaciones conglomerádicas en la zona de Seclantás, Molinos y Tin-Tin, en el valle Calchaquí (Salta) las que, por sus características megascópicas, define como "conglomerados organizados" y "pelitas con rodado", e interpreta como propios de una zona proximal, interior de canales con fuerte pendiente. Los clastos llegan a tamaño decimétrico habiendo, en el caso de Seclantás, una notable presencia de rodados redondeados de origen volcánico (riolíticos).

En la región de Cachi (Salta) se reconoce la existencia de abundantes niveles con trazas de la icnoasociación de Nereites saltensis dentro de una secuencia de sedimentos arenosos finos de color gris verdoso a los que se intercalan niveles de grauvacas con espesores decimétricos y de arcilitas de idéntico color (Aceñolaza et al., 1976; Aceñolaza et al., 1999).

Más al sur y al este, en la zona de la Higuera y Alto de la Totora en la provincia de Tucumán, se reconocen litofacies proximales e intermedias de plataforma, con una importante icnofauna, junto al único organismo fósil que ha provisto la unidad, y que fuera asignado al género Selkirkia (García Bellido y Aceñolaza, 2005; =Sphenotallus? sp. en Aceñolaza, 2004). Entre las trazas fósiles es destacable la presencia de Treptichnus cf. aequalternus que podría sugerir la presencia de la Zona de Phycodes en estos afloramientos, junto a abundantes estructuras vinculadas a matas microbianas ("wrinkle structures" sensu Aceñolaza y Aceñolaza, 2001). También a esta posición litofacial se corresponderían los niveles con Nereites saltensis de Cachi, Campo Quijano, Escoipe y Mojotoro.

En una posición parecida, aunque posiblemente representando el flanco opuesto de la cuenca, se ubicarían los afloramientos de Muñano/Abra Blanca y San Antonio de los Cobres que contienen la icnoasociación caracterizada por Oldhamia con abundantes estructuras tipo vinculadas a matas microbianas. La observación de este tipo de estructuras es importante por cuanto ellas junto a los caracteres sedimentarios de los afloramientos mencionados, sugieren que esta zona debió estar en un ambiente de alguna forma compatible a la zona fótica y una profundidad relativa no muy profunda, en sentido contrario a lo expresado por Buatois y Mángano (2003b), quienes restringen la interpretación de estos afloramientos a un ámbito profundo. Estos mismos elementos también son visibles en los afloramientos de Escoipe, donde son notorias las estructuras sedimentarias inducidas por el oleaje y de corriente, índices claros de un contexto ambiental somero.

Tanto en esta región, como la anterior, las rocas se encuentran caracterizadas por un fuerte plegamiento con vergencia al este ("Cinturón de Choromoro" sensu Mon y Salfity, 1995). Recientemente en la descripción de la Hoja Geológica 2766-II, y bajo la denominación de "Grupo Puncoviscana", González et al. (2000) incluyen los afloramientos de pizarras fosilíferas de La Higuera-Cerro Totora junto a las rocas metamórficas de diferente grado y complejidad estructural que afloran en las sierras del nordeste de Tucumán, Aconquija- Cumbres Calchaquíes y Quilmes; situación que, en algunas ocasiones no son compatibles con la nomenclatura estratigráfica (ej. Complejo Tolombón incluido como integrando el Grupo Puncoviscana).

En lo referente a edades de metamorfismo en rocas de la Formación Puncoviscana se consideran confiables las obtenidas por Adams et al. (1990) quienes, en la Sierra de Nogalito, San Javier y Choromoro (Tucumán), obtuvieron edades variables entre 537/565 Ma; en la Quebrada Don Bartolo (Salta) 538/540, y en el Rio Ichamuru (Salta) 537 Ma. Estos autores también destacan que las edades más antiguas están al sur, mientras que las más jóvenes se ubican al norte, interpretando que ello se debió a que el centro de depositación avanzó de sur a norte y que el proceso elevó más temprano a las secuencias más antiguas.

Sierra de la Ovejería, Catamarca

La Sierra de la Ovejería, ubicada en el flanco occidental del Sistema del Aconquija (Catamarca), es un buen exponente de la continuidad hacia el sur de afloramientos de rocas equivalentes a Puncoviscana. Allí aflora una importante sucesión rítmica de cuarcitas y pelitas interestratificadas de color gris verdoso, deformadas y metamorfoseadas, portadoras del icnogénero Oldhamia, secuencia que Mirré y Aceñolaza (1972) designan con el nombre de Formación Suncho. Intercalados a ésta, se localizan dos bancos de conglomerados, de los cuales el de la Quebrada del Médano alcanza un espesor de 20 m y contiene clastos subredondeados a redondeados integrados por fragmentos de dacita, cuarcita y ftanitas, interpretadas como depósitos de canales submarinos (Durand y Spalletti, 1986).

Zimmermann y Van Staden (2002) describen sedimentitas y metamorfitas de la zona de Siján-Rincón en el flanco occidental de la Sierra de Ambato (Catamarca) y en Campo Volcán (Puna de Catamarca) en los que si bien no hay registros paleontológicos los patrones de elementos traza los vinculan con la Formación Puncoviscana.

Sierra de Famatina

En el flanco oriental de la Sierra de Famatina y en los bordes noroccidentales de la Sierra de Paimán afloran pelitas y cuarcitas de color grisáceo muy deformadas las que se reconocen con el nombre de Formación La Aguadita (Durand y Aceñolaza, 1990; Durand et al., 1994). La fracción dominante va de un tamaño fino a muy fino constituyendo sucesiones granodecrecientes transportados por corrientes de turbidez de baja densidad lo que lleva a pensar que representan litofacies distales relacionadas con las regiones externas de los abanicos submarinos. La bioturbación en general es escasa y presenta elementos comunes con otros afloramientos de Puncoviscana tales como Planolites y un cuerpo atribuido a Paliela, destacando la eventual relación con Nemiana (Durand et al., 1994).

En trabajos recientes, Astini et al. (2003, 2005) reasignan la Formación Aguadita al Ordovícico Medio- Superior? en razón a dataciones SHRIMP sobre circones contenidos que determinan una antigüedad de 480 Ma, y a la presencia de trazas fósiles que supone ordovícicas y que identifican como Thalassinoides. En este punto merece señalarse que ya Toselli (1978) había logrado valores K/Ar que varían de 495/475 Ma en pizarras de la Formación Negro Peinado (= La Aguadita) en la cuenca del Río Aschavil (Furongiano/Ordovícico Inferior), compatibles con los mencionados por Astini et al. (2005), e interpretados como fruto de un evento térmico regional. Se entiende que tanto el dato radimétrico como la presencia del icnogénero son insuficientes, y aún carecen de la necesaria contundencia cronológica que justifique una reasignación temporal como la que proponen.

En el caso del icnogénero Thalassinoides debe destacarse que si bien su registro es frecuente en el Ordovícico del norte Argentino, ellas distan de constituir las citas temporales de mayor antiguedad. El material figurado por Astini et al. (2005) guarda similitud con el icnogénero Thalassinoides, cuyas bifurcaciones presentan relaciones morfológicas afines con material que se encuentra en la Formación Puncoviscana en la provincia de Salta. Este último material presenta un patrón morfológico más sencillo y probablemente más primitivo que podría indicar, entre otras cosas, edades más antiguas que las sugeridas por Astini et al. (2005). Asimismo destacamos que la supuesta presencia del icnogénero en la unidad no contribuye a clarificar la edad, ya que Thalassinoides se registra desde el Ediacarano a la actualidad (p.e., ver entre otros a Droser y Bottjer, 1988; Myrow, 1995; Droser y Li, 2001; Ekdale, 2001; Dornbos et al., 2004), disponiendo de ejemplos cercanos en Sudamérica, como los reconocidos en el Grupo Arroyo del Soldado del Cámbrico Inferior uruguayo (Sprechmann et al., 2001).

Sierra de San Luis

En el sector occidental de la Sierra de San Luis se localiza una faja de rumbo NE-SW constituida por filitas y cuarcitas, con bajo metamorfismo (facies de esquistos verdes) y fuertemente deformadas que son denominadas Formación San Luis (Prozzi y Ramos, 1988). Intercalados se encuentran niveles conglomerádicos (Conglomerado Cañada Honda, sensu Prozzi, 1990) y metavolcánicos sinsedimentarios que han aportado edades U/PB de 529 Ma (Söllner et al., 2000), datos consistentes con los presentados por Lörk et al. (1990) para rocas de la Formación Puncoviscana (527 Ma en U/Pb). Si bien hasta el presente no se han encontrado fósiles en la secuencia, su carácter turbidítico junto a los datos radimétricos, sugieren su pertenencia al mismo acontecimiento sedimentario del Neopropterozoico/ Cámbrico basal (Sato et al., 2002).

Macizo Nord-Patagónico

Al este de Sierra Grande (Río Negro) afloran fangolitas y limolitas de color castaño, filitas y cuarcitas verdosas, en una secuencia fuertemente deformadas y afectadas por un ligero metamorfismo regional, que se reconocen con el nombre de Formación El Jagüelito. En sectores donde es posible identificar planos de estratificación fueron reconocidos numerosos icnofósiles tales como Helminthopsis, Planolites, Chondrites y Phycodes (González et al., 2002), situación que ha llevado a vincularla con las formaciones San Luis y Puncoviscana s.l., formando parte de la misma cuenca del Ediacarano/Cámbrico inferior.

CONTENIDO PALEONTOLOGICO

La Formación Puncoviscana y algunos de sus términos equivalentes en el noroeste argentino han provisto de muy escasos cuerpos fósiles, un importante número de icnofósiles y estructuras de origen microbial ("wrinkle structures") (Aceñolaza y Durand, 1973; 1986; Durand y Aceñolaza, 1990; Aceñolaza et al., 2000, 2005; Aceñolaza y Aceñolaza, 2001, 2003; Aceñolaza y Alonso, 2001; Aceñolaza, 2004; García Bellido y Aceñolaza, 2005 (Figs. 6-8).

Figura 6. Icnofósiles de la Formación Puncoviscana y unidades equivalentes en el Noroeste de Argentina. a.i Nereites saltensis (a. holot., non Psamichnites saltensis, Seilacher et al., 2005, i. x 0,3); b. Cochlichnus anguineus (x 2); c. Helminthoraphe isp. (x 0,2); d. Glockerichnus isp. (x 0,85); e. Helminthoidichnites tenuis (x 0,6); f. Monomorphichnus lineatus (x 1,3); g. Treptichnus cf. aequalternus (x 0,8); h. Treptichnus isp. (x 1); j. 1- Neonereites biserialis (x 0,5). 2-N. uniserialis (x 0,5).
Figure 6. Trace fossils of the Puncoviscana Formation and equivalents units of Northwest Argentina. a.i Nereites saltensis (a. holot., non Psamichnites saltensis, Seilacher et al., 2005, i. x 0,3); b. Cochlichnus anguineus (x 2); c. Helminthoraphe isp. (x 0,2); d. Glockerichnus isp. (x 0,85); e. Helminthoidichnites tenuis (x 0,6); f. Monomorphichnus lineatus (x 1,3); g. Treptichnus cf. aequalternus (x 0,8); h. Treptichnus isp. (x 1); j. A- Neonereites biserialis (x 0,5). B- N. uniserialis (x 0,5).

Figura 7. Icnofósiles de la Formación Puncoviscana y unidades equivalentes en el Noroeste de Argentina. a. Oldhamia curvata (x 1,8). b. Archaeonassa fossulata (x 1). c. Oldhamia radiata (x 1). d. Oldhamia flabellata (x 1). e. Cochlichnus anguineus (x 0,5). f. Palaeophycus isp. asociado con Helminthoidichnites tenuis (x 0,6). g. Dimorpichnus obliquus (x 0.5).
Figure 7. Trace fossils of the Puncoviscana Formation and equivalents units of Northwest Argentina. a. Oldhamia curvata (x 1,8). b. Archaeonassa fossulata (x 1). c. Oldhamia radiata (x 1). d. Oldhamia flabellata (x 1). e. Cochlichnus anguineus (x 0,5). f. Palaeophycus isp. associated to Helminthoidichnites tenuis (x 0,6). g. Dimorpichnus obliquus (x 0.5).

Figura 8. Cuerpos fósiles, estructuras vinculadas a matas microbianas y material enigmático de la Formación Puncoviscana y unidades equivalentes en el noroeste de Argentina. a.b. Selkirkia sp. (x 0.95). c. e. Cuerpos de filiación dudosa en facies arenosas finas (c. x 0,3; e. x 0,2). d. Impresión enigmática, oval y simétrica de la localidad de Choromoro, provincia de Tucumán (x 0,35). f. Ejemplares de escasa preservación de Beltanelloides sp., Choromoro, Tucumán (x 1). g. Icnofósil Tasmanadia cachii de Cachi, Salta (x 0.5). h. i. j. m. Estructuras vinculadas a presencia de matas microbianas y marcas de impacto y flujo en niveles arenosos y pelíticos de la unidad (h. x 1; i. x 0,5; j. m. x 0,8). k. l. Beltanelloides sp. de Purmamarca, provincia de Jujuy (k. x 0.4; l x 1).
Figure 8: Body fossils, microbial mat related structures and enigmatic material of the Puncoviscana Formation and equivalent units in Northwest Argentina. a.b. Selkirkia sp. (x 0.95). c. e. Bodies of doubtful filiation in fine sandy facies of the Puncoviscana Formation (c. x 0,3; e. x 0,2). d. Oval and symetrical enigmatic impression in the locality of Choromoro, Tucumán province (x 0,35). f. Poorly preserved Beltanelloides sp. from sandstone facies of Tucumán province (x 1). g. Trace fossil Tasmanadia cachii from Cachi, Salta (x 0.5). h. i. j. m. Biomat related structures and tool marks in the sandstones and slates of the Puncoviscana Formation (h. x 1; i. x 0,5; j. m. x 0,8). k. l. Beltanelloides sp. from Purmamarca, province of Jujuy (k. x 0,4; l. x 1).

Los dos únicos cuerpos fósiles reconocidos en la unidad a la fecha son el priapúlido Selkirkia sp. y el enigmático Beltanelloides sp. (Aceñolaza, 2004, García Bellido y Aceñolaza, 2005; Aceñolaza et al., 2005), reconocidos en los afloramientos de las localidades de Choromoro (Tucumán) y Purmamarca (Jujuy) respectivamente. Si bien el material asignado en trabajos anteriores a medusoides, Sewkia y Beltanelliformis (ej. Aceñolaza et al., 1999 y referencias), ha sido recientemente descartado y asumido como seudofósiles (Buatois y Mángano, 2004), nuevas colecciones han permitido ratificar la pertenencia de los mismos como organismos de cuerpo blando, e identificar y sinonimizar dichas menciones con Beltanelloides sp. (Aceñolaza et al., 2005). Beltanelloides constituye un fósil característico del Ediacarano de la plataforma siberiana, presenta una morfología simple y suele encontrarse en grupos o comunidades. El mismo ha sido registrado en diferentes afloramientos de Africa, América y Europa (Leonov, 2004). Una revisión parcial del material icnológico mencionado para la unidad ha sido desarrollada por Buatois y Mángano (2003a,b, 2004) situación que, con algunas diferencias de opinión, ha permitido un conocimiento más acabado del contenido paleontológico reconocido hasta el presente.

Si bien el objeto del presente trabajo no focaliza la icnotaxonomía de la unidad, se discuten algunos aspectos obvios para clarificar recientes confusiones e interpretaciones dudosas. Asimismo se destaca que algunas trazas citadas en la Formación Puncoviscana actualmente son objeto de destacadas discusiones en el ámbito de la taxonomía icnológica (p.e. Vidal et al., 1994; Erdogan et al., 2004; Aceñolaza, 2005), por lo que en esta oportunidad, y teniendo en cuenta lo anteriormente señalado, se provee de un listado actualizado de las mismas: Archaeonassa fossulata, Asaphoidichnus isp., Cochlichnus anguineus, Didymaulichnus lyelli, Dimorphichnus obliquus, Dimorphichnus isp., Diplichnites isp., Glockerichnus isp., Helminthoraphe isp., Helminthopsis abeli, Helminthopsis tenuis Helminthoidichnites tenuis, Monomorphichnus lineatus, Monomorphichnus isp., cf. Multipodichnus, Nereites saltensis (non Psamichnites saltesis, Seilacher et al., 2005), Neonereites uniserialis, N. biserialis, Oldhamia alata, O. antiqua, O. curvata, O. flabellata, O. geniculata, O. radiata, Palaeophycus tubularis, Paleophycus isp., Protichnites isp., Protovirgularia isp., Tasmanadia cachii, Thalassinoides isp.,Treptichnus isp. Treptichnus cf. aequalternus y T. pollardi.

La presencia de Circulichnus montanus requiere de una revisión de detalle, ya que el material figurado por Buatois y Mángano (2003b) carece de numerosos elementos diagnósticos de la icnoespecie. En un mismo sentido, el registro de los icnogéneros Saerichnites y Multina adolecen de un análisis profundo (Buatois y Mángano, 2003b, 2004), siendo aún necesaria una detallada revisión taxonómica, por lo que se considera poco confiable su mención en los estratos de la Formación Puncoviscana. Asimismo, y en sentido contrario a lo expresado por los autores antes mencionados, se ratifica la presencia del icnogénero Glockerichnus en la unidad, destacándose la existencia de las bifurcaciones que caracterizan al icnogénero, el cual a la vez difiere sustancialmente del material asignado a Volkichnium descripto por Pfeiffer (1965), y del reconocido por Orlowski y Zylinska (1996) para el Cámbrico tardío de las Holy Cross Mountains de Polonia.

En términos generales este conjunto de trazas puede ser referido integrando dos asociaciones cuya distribución geográfica sugiere diferentes posiciones en la cuenca vinculadas a un determinado contexto paleogeográfico y batimétrico; sin que ellas representen las icnofacies arquetípicas: una con Nereites y, otra caracterizada por la presencia Oldhamia, existiendo entre ellas algunos elementos comunes. Se destaca el hecho que en otro momento la asociación dominada por Nereites era referida como Beltanelliformis/Nereites (Aceñolaza y Alonso, 2001), pero actualmente es agrupada en una única asociación desarrollada en diferentes contextos paleoambientales.

Entre otros elementos destacables de la asociación Nereites se menciona a Helminthopsis abeli, H. tenuis, Helminthopsis isp., Helminthoidichnites tenuis, Treptichnus cf. aequalternus, Monomorphichnus isp. y los enigmáticos cuerpos fósiles asignados a Selkirkia sp. (= Sphenothallus? sp. en Aceñolaza, 2004; García Bellido y Aceñolaza, 2005) y Beltanelloides sp.

Numerosas estructuras "tipo wrinkle" y "piel de elefante" interpretadas como Squamodictyon, Protopaleodictyon, Kinneya y otras, actualmente son en su mayoría adscriptas a estructuras vinculadas a biomatas (Aceñolaza y Aceñolaza, 2001; 2003; Aceñolaza, 2005). Geográficamente este conjunto está representado en Tucumán (La Higuera) e incluye, hacia al sur, a La Cébila y Angulos (La Rioja). Con mayor propiedad los niveles que contienen Nereites saltensis, están ampliamente distribuidos entre la Sierra de Mojotoro/Campo Quijano y Cachi (Salta), estando acompañado por los icnogéneros: Cochlichnus anguineus, Didymaulichnus lyelli, Diplichnites isp., Glockerichnus isp., Helminthoidichnites tenuis, Helminthoidichnites isp., Helminthopsis abeli, Helminthopsis tenuis, Nereites saltensis, Dimorphichnus, Asaphoidichnus y Tasmanadia.

Por último la asociación de Oldhamia está bien representada en la Sierra de la Ovejería (Catamarca) y en el borde occidental de la Cordillera Oriental de Salta (Muñano, Abra Blanca y San Antonio de los Cobres). Particularmente esta icnoasociación está integrada por Monomorphichnus lineatus, Monomorphichnus isp., Dimorphichnus, Cochlichnus anguineus, Nereites, Helmintoidichnites tenuis, Didymaulichnus lyelli, Talassinoides isp con cuatro icnoespecies de Oldhamia (O. antiqua, O. curvata, O. flabellata y O. radiata). O. flabellata y O. curvata suelen ser más frecuentes en la zona de San Antonio de los Cobres-Abra Blanca, mientras que O. radiata/O. antiqua en Muñano y La Ovejería (Catamarca) (Aceñolaza y Durand, 1982).

Se destaca que si bien el icnogénero Oldhamia presenta elementos morfológicos que permitirían su uso como indicador temporal en una misma secuencia (Seilacher, 2004), su potencial icnoestratigráfico en los estratos de la Formación Puncoviscana se ve limitado tanto por la dificultad de identificar en las diminutas galerías algunos caracteres morfológicos relevantes, como por la compleja estratigrafía de la unidad. Oldhamia presenta un registro que va desde el Ediacarano al Paleozoico Superior, con un pico de diversificación en el Cámbrico temprano que se presenta claramente representado con las seis icnoespecies de la Formación Puncoviscana (Oldhamia antiqua, O. curvata, O. flabellata, O. radiata, O. alata y O. geniculata).

Las mencionadas estructuras "tipo wrinkle" interpretadas actualmente como producto de la interacción de matas microbianas y el sustrato, son frecuentes en numerosos afloramientos de toda la región. Éstas son elementos comunes en los niveles marinos siliciclásticos de la transición Neoproterozoico - Cámbrico a nivel mundial, formando parte del proceso de colonización de los fondos marinos en zonas no muy profundas donde se registraban condiciones fóticas particulares. La situación antes mencionada permitió disponer de un importante volumen de alimento que facilitó la expansión y diversificación de los taxones mayores, generando la "revolución agronómica", término con el que Seilacher y Pflüger (1994) definieran el cambio de carácter de la bioturbación ocurrida a partir de la transición del Neoproterozoico/Cámbrico basal. En este sentido, las icnoasociaciones permiten reconocer variaciones en el comportamiento que tuvo el organismo productor de la traza fósil respecto al sustrato, donde algunos aparecen vinculados con estructuras originadas por las biomatas o biofilms de tipo microbiano ("wrinkle structures" sensu Hagadorn y Bottjer, 1999) (Aceñolaza y Aceñolaza, 2001; 2003); mientras que otras son consideradas relacionadas a organismos cuyo comportamiento alimentario es de segundo orden, como es el caso de los icnogéneros Asaphoidichnus, Didymaulichnus, Diplichnites, Glockerichnus, Monomorphichnus, Multipodichnus, Treptichnus, Protichnites y Tasmanadia (Fig. 7).

EDAD

El Sistema Cámbrico constituye una de las divisiones del tiempo geológico paleozoicas que aún presenta dificultades en la definición de subdivisiones internas consensuadas y aprobadas por la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS - UNESCO) (Gradstein et al., 2004). El límite inferior del sistema (GSSP) se encuentra determinado en el punto de aparición del icnofósil Phycodes pedum (=Treptichnus) en Fortune Head, Península de Burin, Terranova, con 542,0 +/- 1,0 Ma (Landing, 1992; Landing et al., 1998; Landing y Westrop, 1997; Gradstein et al., 2004).

Dicha localidad posee elementos bioestratigráficos y geocronológicos variados que han permitido presentar un marco integral para acotar la definición de la transición Neoproterozoico/Eopaleozoico, con elementos de la megafauna, dataciones radimétricas y datos de isotopía de Sr, C y O. La notable ausencia de elementos diagnósticos correlacionables con precisión a nivel mundial es destacable, particularmente en los niveles inferiores en comparación a la parte superior del Sistema. En este sentido Shergold y Geyer (2003) destacan la importancia de usar los diferentes grupos biológicos junto a técnicas alternativas (como isotopía de carbono, estroncio, azufre y magnetoestratigrafía), para definir y correlacionar con mayor certeza los niveles basales del Cámbrico.

En el análisis cronoestratigráfico también se debe tener en cuenta que los conceptos vigentes sobre las asignaciones que se atribuyen al Precámbrico superior s.l. han generado en la última década numerosas discusiones, junto al uso de una variada nomenclatura. Haber asignado a este espacio de tiempo nombres como Proterozoico terminal, Neoproterozoico III, Vendiano hasta el actual Ediacarano aprobado por la Comisión de la IUGS, con oposición de la escuela rusa, nos dice que los criterios nomenclaturales a nivel global aún presentan dificultades.

En este sentido, si para determinar la edad de la Formación Puncoviscana s.l. adoptaramos la cronoestratigrafía siberiana utilizando los nombres de Nemakitiano-Daldyniano podríamos cometer un error ya que éstos han sido considerados parcialmente como el piso más alto del Vendiano en su área tipo (ver Vidal et al., 1995). Allí estos pisos están caracterizados y definidos por una rica fauna fósil integrada por acritarcos, sabellidítidos, organismos quitinosos e icnofósiles, muchos con morfologías tipo paleozoicas, incluyendo a Treptichnus (=Phycodes). Actualmente no existe la certeza que en Siberia la base del Nemakitiano- Daldyniano coincida con la posición del límite Precámbrico- Cámbrico tal cual fuera definido en Avalonia (GSSP - Landing, 1992; Landing et al., 1998; Gradstein et al., 2004), es por ello que probablemente la base del Tommotiano constituya la mejor opción de límite Precámbrico-Cámbrico para la plataforma siberiana (M. Fedonkin, com. per.; Khomentovsky, 1990; Bowring et al., 1993; Vidal et al., 1995). Asimismo, se destaca que si bien la base del Sistema Cámbrico está definida por la primera aparición de Treptichnus pedum (=Phycodes) en Terranova, Canadá (GSSP), desde su ratificación el icnogénero ha sido hallado al menos dos veces por debajo del supuesto límite. Lo cual exige un replanteo general y suma elementos de discusión al posicionamiento y la correlación internacional del límite Proterozoico-Fanerozoico (Gehling et al., 2001).

Tal como puede apreciarse, estos problemas cronológicos superan ampliamente la información bioestratigráfica e isotópica disponible para los afloramientos del noroeste argentino. Debe recordarse que la primera modificación conceptual partió del hallazgo de trazas fósiles (Mirré y Aceñolaza, 1972; Aceñolaza y Durand, 1973, 1982, 1984, 1987; Aceñolaza et al., 1976). Con posterioridad dataciones radimétricas fueron confirmando que el acontecimiento sedimentario y de metamorfismo ocurrió desde el Neoproterozoico al Cámbrico Inferior inclusive (Adams et al., 1989, 1990; Lork et al., 1990; Do Campo et al., 1994; Ramos, 2000; Hongn et al., 2001). Ramos (1999; 2000) considera valores radimétricos sobre los esquistos, circones detríticos y la icnofauna de cuenca Puncoviscana, e interpreta su formación en un lapso comprendido entre los 700 y 535 Ma.

Este marco conceptual es conveniente aclararlo, ya que la cronoestratigrafía de la Formación Puncoviscana aún presenta serias dificultades debido a la falta de elementos precisos, y cualquier asignación cronológica que se haga corre el riesgo de descalificación. Lo clásico ha sido referir esta secuencia al lapso Precámbrico Superior - Cámbrico Inferior (Aceñolaza y Toselli, 1981), aunque ha habido oportunidades en las que se pretendió dar una mayor precisión cronológica definiéndola como perteneciente al Vendiano/Tommotiano (Omarini y Baldis, 1984; Durand y Aceñolaza, 1990; Durand et al., 1994; Aceñolaza y Alonso, 2001); Vendiano/ Manykaiano-Tommotiano (Aceñolaza et al., 2000); Neoproterozoico- Cámbrico basal (hasta el Nemakitiano - Daldyniano) (Hongn et al., 2001), Nemakitiano- Daldyniano (Buatois y Mángano, 2003a,b), Proterozoico Terminal - Cámbrico temprano (Buatois y Mángano, 2004). Todos conceptos cronológicos que no resuelven una ambigüedad que aún subsiste por no contarse con datos complementarios al que ofrecen los fósiles con cierto valor cronológico, la amplia variedad de dataciones radimétricas sobre pizarras o granitos, o los pocos datos de isotopía de C, Sr y O que se disponen.

Esto implica que cualquier precisión que se pretenda dar es más bien una muestra de buenos deseos que de justeza cronoestratigráfica, de allí que, por ejemplo, los argumentos que asignan a la Formación Puncoviscana al piso siberiano Nemakitiano-Daldyniano (Buatois y Mángano, 2003a,b, 2004) no tiene la contundencia necesaria para dar mayor precisión a la edad de los niveles con icnofósiles. En ese sentido sigue siendo prudente hablar de una edad cámbrica inferior o cámbrica temprana para los niveles que contienen Oldhamia y Treptichnus (=Phycodes), quedando como incógnita a resolver el determinar con certeza si la posición del Nereites responde a una cuestión icnofacial o cronológica.

En apoyo a lo precedente, no debe perderse de vista los datos que proveen las variadas técnicas de estudios radimétricos aplicadas tanto en las diferentes rocas de la Formación Puncoviscana, como de los intrusivos que la afectaron (Lork et al., 1990; Adams et al., 1989; Adams et al., 1990; Do Campo et al., 1994). En este sentido hay consenso que el acontecimiento granítico principal que incluye a los plutones de Santa Rosa de Tastil, Cañaní y La Paya ocurrió en el lapso que va entre los 536-519 Ma, que en términos de la escala geológica vigente (Gradstein et al., 2004), prácticamente involucra a todo el Cámbrico Inferior (Toselli, 1990; Hongn et al., 2001). Dataciones sobre rocas ígneometamórficas en Sierras de Córdoba ofrecen valores equiparables con las mencionadas, algunas como las del Complejo El Pilón con 523 Ma., o el de Rio Suquía de 533 Ma. (Rapela et al., 1998).

Asimismo, como dato adicional debe tenerse en cuenta que la fuerte excursión negativa de isótopos de C registrada en el tramo superior de la secuencia calcárea de Las Tienditas en la provincia de Salta, induce a pensar que la transición Neoproterozoico / Cámbrico podría ubicarse en ese marco, o bien en los niveles equivalentes dentro de la Formación Puncoviscana (Sial et al., 2000; Sial et al., 2001; Toselli et al., 2005) (Fig. 8).

CONCLUSIONES

El uso confiable de las escalas regionales así como de aquellas divisiones internas no consensuadas por la Subcomisión de Estratigrafía del Cámbrico (ISCSUNESCO) ha generado problemas al tratar de plantear correlaciones a nivel intercontinental (p.e. Vidal y Moczydlowska, 1992; Palmer, 1998; Geyer y Shergold, 2000; Shergold y Geyer, 2003; Gradstein et al., 2004). Ello se debe al inadecuado registro paleontológico de algunas regiones que, como el margen andino sudamericano, genera dificultades al realizar comparaciones y equivalencias aceptablemente confiables respecto a las clásicas secuencias de referencia mundial (Avalonia, Marruecos, Báltica, Siberia, Kazakhstan, China, Australia y Laurentia). Esta situación ha generado que se recomiende, complementariamente a las dataciones paleontológicas, el uso de escalas alternativas con el apoyo de la quimioestratigrafía (Brasier, 1990; Strauss et al., 1992), algunos de cuyos métodos han sido primariamente aplicados a las secuencias carbonáticas incluidas en la cuenca de Puncoviscana (Sial et al., 2001; Toselli et al., 2005).

Estudios estratigráficos, cronológicos y paleontológicos de las unidades metasedimentarias del norte Argentino durante la última década ha aportado algunos elementos novedosos a la base de conocimiento que ya se poseía hasta principio de los '90. Sin perjuicio de ello, hay contribuciones que han pretendido avanzar en definiciones sobre algunos aspectos sin contar con datos contundentes, o bien con escasos elementos de juicio, situación que ha generado que se tomen como datos definitivos alguna información sugerida en los últimos años (cf. edad Vendiana-Nemakitiana- Daldyniana para la icnofauna de Puncoviscana en Do Campo y Ribeiro Guevara, 2005).

En primer lugar la afirmación de que esta unidad se corresponde con los pisos siberianos, como ya se dijo, no se considera prudente en razón de que en Rusia aún no se tiene suficiente certeza acerca de que si parte de éstos también forman parte del Vendiano o enteramente forman parte del Cámbrico Inferior (ver discusión en "Edad"). De allí que se sugiere no usar las series siberianas para la referenciación cronológica de las secuencias icnofosilíferas de la Formación Puncoviscana y unidades equivalentes, debido a la casi total inexistencia de elementos biocronológicos que se compartan con dicha región y que definen los pisos siberianos (p.e., arqueociatidos, microfósiles quitinosos y sabelliditidos). Por lo anteriormente mencionado, y dado que no existen elementos paleontológicos definitorios, es que se desaconseja el uso restrictivo de una edad Nemakitiana-Daldyniana para la Formación Puncoviscana hasta tanto no se logre detallar con mayor precisión la edad y estratigrafía de los depósitos de la cuenca.

La secuencia sedimentaria habría iniciado su depositación a partir del Neoproterozoico Superior, registrándose el pasaje al Cámbrico posiblemente en los niveles superiores de la Formación Las Tienditas (sensu Sial et al., 2001), o en los niveles con Treptichnus (=Phycodes). También debe señalarse que en un trabajo reciente se indicó la existencia del icnofósil Syringomorpha en el suprayacente Grupo Mesón, sugiriendo su depositación a partir del Cámbrico Inferior (Buatois y Mángano, 2003a), lo que invalidaría una edad menor para la discordancia Tilcárica. La revisión del material tipo de Syringomorpha depositado en el Museo de Historia Natural de Berlín que fuera realizada por uno de los autores (F. Aceñolaza), no permite establecer una clara identidad con el material proveniente del Grupo Mesón, el cual, sin dudas, requiere un detallado y crítico análisis taxonómico. En este sentido, sostener la suposición de un Mesón Cámbrico Inferior bajo implica una contradicción con los datos que aporta la radimetría isotópica para la edad de los intrusivos graníticos (519- 536 Ma) sobre los que éste se apoya en discordancia.

Un tema que merece mayor atención lo constituyen los conglomerados y las posibles diamictitas que suelen infrayacer a los niveles carbonáticos que se intercalan a las pizarras de Puncoviscana (Loss y Giordana, 1952). Ello servirá para dilucidar si solo son representativos de acontecimientos ocurridos en el talud continental, de la dinámica interna de la cuenca, o bien si algunos de ellos forman parte del acontecimiento global glacial ("Snowball") que se comprueba en otras partes de Gondwana (Brasil, Sudáfrica, Antártida, Australia y márgenes de Europa). Jezek (1990) los interpreta con características "extraglaciales", formados en una región "extratropical". Estas afirmaciones podrían contradecirse con el avance de los estudios sobre los llamados "capcarbonates" que en otras regiones del mundo normalmente culminan facies típicamente glaciales (Hoffman et al., 1998; Hoffman y Schrag, 2000).

En lo que respecta a las características de la cuenca en términos generales se reconocen que sus partes constitutivas no formaron parte de un microcontinente alóctono agregado a Gondwana, sino que conforman un ámbito autóctono desarrollado entre los núcleos antiguos de Antofalla-Arequipa/Guaporé/Río de la Plata que, en definitiva, fueron los que le proveyeron el material detrítico (Aceñolaza y Durand, 1987; Durand et al., 1994; Schwartz y Gromet, 2004; Do Campo y Ribeiro Guevara, 2005). Debe señalarse que esta cuenca tuvo sectores con aguas poco profundas donde se acumularon gran parte de las secuencias siliciclásticas y carbonáticas que para Jezek (1990) caracterizan niveles de plataforma marina y de elevaciones relativas dentro del ambiente de depositación; mientras que en otras se estaría ante un talud continental suavemente inclinado. En este sentido se considera errónea la afirmación de Buatois y Mángano (2003b, 2004) quienes destacan que, previo a sus comunicaciones, existía un supuesto consenso de un ambiente de depositación en aguas profundas. Obviamente un error que surge del análisis de la bibliografía previa, ya que al hablarse de profundidad tanto Jézek (1986; 1990) como Omarini y Baldis (1984) refieren las diferentes facies presentes en la unidad a variados contexto despositacional en un mismo sentido que Aceñolaza et al., (1999), quienes en ningún momento mencionan una exclusividad ambiental restringida a facies profundas. Destacamos que Loss y Giordana (1952) postulan el origen de los carbonatos y gran parte de la secuencia siliciclástica en un ámbito marino epicontinental, criterio que es compartido por Aceñolaza et al. (1989), quienes ratifican que su depositación debió haberse producido en una plataforma marina de escasa profundidad. En el caso de las dolomitas se ha postulado que ellas se desarrollaron en "altos" sobre cuerpos volcánicos ubicados dentro de la cuenca marina (Camacho et al., 1993).

Tal como hiciera notar Aceñolaza (2005), una dife renciación de zonas de aguas profundas y someras ya fue destacada el siglo pasado por Borrello (1969, p. 55, 60), quien no sólo interpretó dicho contexto paleoambiental, sino que graficó la disposición de facies someras y profundas. Buatois y Mángano (2003b, p. 573) sugieren como novedad una supuesta división facial que ya fuera claramente interpretada el siglo pasado ("ongoing studies" sic.).

Se destacan las conclusiones vertidas por Schwartz y Gromer (2004), quienes identifican las rocas metasedimentarias de las Sierras Pampeanas Orientales como comparables con las de la Formación Puncoviscana, reconociendo en la fracción detrítica una tendencia que determina procedencia gondwánica. Este trabajo ratifica los datos que ya aportara Jezek (1990) basados en los criterios que proveen los estudios de paleocorrientes en los afloramientos de las provincias de Tucumán y Salta. En un mismo sentido, Do Campo y Ribeiro Guevara (2005) destacan la pertenencia gondwánica en las sedimentitas depositadas en la Cuenca de Puncoviscana.

Por último, se insiste en la necesidad de profundizar con estudios geológicos integrales sobre las diferentes unidades que componen el basamento del noroeste Argentino. Estos estudios deben estar sustentados en un análisis integral y riguroso de los elementos y la bibliografía disponible, lo cual permitirá una correcta apreciación de las unidades depositadas en la Cuenca de Puncoviscana durante la transición Neoproterozoico- Cámbrico Temprano.

Agradecimientos

Dejamos constancia de nuestro agradecimiento a los editores de la obra, Claudio Gaucher y Carlos Cingolani por su amable invitación a participar de la misma, a Peter Sprechmann (Montevideo) y Udo Zimmermann (Johannesburg) por la lectura crítica de esta contribución, y a los colegas Alejandro Toselli, J. Rossi, R. Alonso, C. Moya y A. Sial por el fructífero intercambio de ideas sobre diferentes aspectos de la temática de esta unidad estratigráfica. Asimismo se agradece a Daniel Ruiz Holgado, quien realizó la parte gráfica.

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