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Tesis de Posgrado

Estratigrafía y tectónica de laEstratigrafía y tectónica de laregión central de la Provincia deregión central de la Provincia de

Chubut, República ArgentinaChubut, República Argentina

Cortés, José María

1986

Tesis presentada para obtener el grado de Doctor en CienciasGeológicas de la Universidad de Buenos Aires

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Cita tipo APA:Cortés, José María. (1986). Estratigrafía y tectónica de la región central de la Provincia deChubut, República Argentina. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de BuenosAires. http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_1975_Cortes.pdf

Cita tipo Chicago:Cortés, José María. "Estratigrafía y tectónica de la región central de la Provincia de Chubut,República Argentina". Tesis de Doctor. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad deBuenos Aires. 1986. http://digital.bl.fcen.uba.ar/Download/Tesis/Tesis_1975_Cortes.pdf

Universidad de Buenos AiresFacultad de Ciencias Exactas y Naturales

ESTRATIGRAFIA Y TECTONICA DE LA REGION CENTRAL DE

LA PROVINCIA DEL CHUBUT, REPUBLICA ARGENTINA.

por José Maria Cortés

Tésis para optar a1 titulo deDoctor en Ciencias GeológicasDirector del Trabajo: Doctor Roberto L. Caminos

Universidad de Buenos Aires

Facultad de Ciencias Exactas y Naturales

ESTRATIGRAFIA Y TECTONICA DE LA REGION CENTRAL

DE LA PROVINCIA DEL CHUBUT¡ REPUBLICA ARGENTINA.

por

José Maria Cortés

p

.“7 P97

Tésis para optar al titulo de Doctor en Ciencias Geológicas

Director: Profesor Doctor Roberto L. Caminos

- 1986 ­

INDICE

RESUMEN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 1

INTRODUCCION . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 4

A. Naturaleza del Tnabajo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 4

Objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 4

Subdivisión del Trabajo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 4

Metodología . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. S

Agradecimientos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 6

B. Ubicación y acceso . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 6

C. Investigaciones anteriores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 8

GEOGRAFIA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 9

A. Orografía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 9

I. Ambito mesetifonme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 9

1. Area de rocas basálticas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 11

2. Area de rocas sedimentarias . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 11

3. Area de depósitos aluviales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 13II. Ambito serrano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 13

III. Areas bajas de piedenonte y de valle fluvial . . . . . . . . . . . . . .. 14

IV. Area de bajos y salinas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 14

B. Hidrografía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 14

C.Chma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . H 16

GEOLOGIA . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 20

A. Estratígrafía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 20

I. Relaciones generales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 20

II. Descripción de las unidades litoestratigráficas . . . . . . . . . .. 201. Precámbrico-Eopaleozoico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 20

Formación Puesto La Potranca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 20

2. Mesozoico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 29

2.1. Jurásico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 29

2.1.1. Lías . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 29

a. Estudios anteriores de la estratigrafía liásica dela región central de la provincia del Chubut . . . . .. 29

b. Grupo Oviedo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 33

b.1. Formación Puesto Lizarralde . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 34

b.2. Formación Los Tobianos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 39

Miembro inferior . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 40

Miembro superior . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 41

Afloramientos de Sierra Mora . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 42

2.1.2. Dogger . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 43

a. Estudios anteriores de la estratigrafía del Doggerenel sector central de la provincia del Chubut . . . . . . . .. 43

b. Grupo Lonco Trapial . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 46

Características generales de los perfiles de launidad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 48

b.1. Formación Cerro Carnerero . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 49

b.2. Formación Cañadón Puelman . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 53

2.1.3. Dogger-Mahn . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. S7

a. Grupo Paso de Indios . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 57

a.1. Formación Puesto Gilbert . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 59

Miembro inferior . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 60

Miembro superior . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 62

-Sección lávica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 62

-Sección ignimbrítico-piroc1ástica . . . . . . . . . . . . .. 64-Remanentesde un centro de enisión y sus depósi­tos asociados, al noreste del cerro Negro . . . . .. 64

1. Facies de riolitas fluidales . . . . . . . . . . . . .. 662. Facies de brechas intrusivas . . . . . . . . . . . . .. 66

3. Facies de brecha de flujo piroclástico .... 664. Facies de brechas volcánicas . . . . . . . . . . . . .. 66

S. Facies de ignimbritas y tobas . . . . . . . . . . . .. 676. Facies de vulcanita vítrea alterada . . . . . .. 67

-Remanentesde centros de emisión riolíticos al

sur del puesto González . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 67

-Sucesión piroclástica al suroeste del puesto LosTobianos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 68

a.2. Formación Cañadón Asfalto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 70

Miembro inferior . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 71

Miembro medio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 73

Miembro superior . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 73

2.1.4. Síntesis y correlación de los terrenos jurásícos delChubut extraandino . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 78

2.2. Jurásico (superior) - Cretácico (inferior) . . . . . . . . . . . . .. 83Granito La Rueda . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 83

2.3. Cretácico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 85

-iíi­

2.3.1. Cretácico inferior . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 85

Formación Puesto Mendivé . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 85

2.3.2. Cretácico inferior - Cretácico superior . . . . . . . . . . . .. 90a. Grupo Chubut . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 90

a.1. Formación Los Adobes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 94

a.2. Formación Cerro Barcino . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 97

Miembro Puesto La Paloma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 99

Miembro Cerro Castaño . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 101

Miembro Las Plumas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 103

a.3. Formación Puesto Manuel Arce . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 107

3. Cenozoico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 111

3.1. Terciario . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 111

3.1.1. Paleoceno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 111

a. Formación Cerro Bororó . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 111

Facies oriental . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 114

Facies occidental . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 114

b. Formación Río Chico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 116

3.1.2. Eoceno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 119

Fonnación E1 Canquel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 119

Miembro Lacoste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 120

Miembro El Riscoso . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 123

3.1.3. Oligoceno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 125

Grupo Sarmiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 125

Formación Payahile . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 126

3.1.4. Oligoceno - Mioceno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 130

Formación Sierra Cuadrada . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 130

3.2. Cuartario . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 134

3.2.1. Pleistoceno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 134

a. Depósitos de remoción en masa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 134

b. Formación Valenzuela . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 135

3.2.2. Pleistoceno - Holoceno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 138

Depósitos de cobertura de pedimentos . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 1383.2.3. Holoceno . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 139

a. Depósitos aluviales y cordones de playa cercanos alpuesto González . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 139

b. Depósitos de bajos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 139

c. Depósitos eólicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 140

d. Aluvio y coluvio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 140

B. Geología Estructural . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 141I. Introducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 141

II. Marco Tectóníco regional . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 141

III. Estructura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 142

1. Elementos estructurales principales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 142

2. Estructura interna de los bloques La Potranca y La Rueda .. 1453. Deformaciónde los estratos cretácicos en 1a periferia de

los bloques positivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 150

4. Lineamientos estructurales cenozoicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 151

IV. Evolución Tectónica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 151

1. Ciclo Pampeano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 151

2. Ciclo Gonwánico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 153

3. Ciclo Patagonídíco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..- . . . . . . . . . . . . . . . .. 153

3.1. Fases y movimientos diastróficos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 154

3.2. El ciclo tectonomagmático jurásico . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 155

El Arco Magmático Araucánico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 155

4. Ciclo Andico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 157

CONCLUSIONES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 159

A. Estratígrafía . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 159

B. Estructura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 160

C. Gcotectónica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 161

LISTA DE TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 162

Ilustraciones:25 Figuras

S Cuadros (Cuadro I : Cuadro Estratigráfico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. 19 )

ANEXO:Descripción litológica de 19 perfiles de unidades aflorantes en lacomarca. ( 47 páginas ).

Mapageológico, escala aproximada 1: 120.000.

R E S U M E N

La comarca estudiada se encuentra en el Departamento Paso de Indios, regióncentral de 1a provincia del Chubut. Abarca una superficie de 4.437 kmcuadrados,

comprendida por los 68°00' y 69°00' de longitud oeste de Greenwich y los 44°00'

y 44°30' de latitud sur. Formaparte de la región extraandina mesetiforme con­tigua por el oeste con las Sierras Centrales Patagónicas. El 70%de su superfi­cie está constituida por mesetas y cerros basílticos asociados a depósitos deremociónen masa y por planicies estructurales de sedimentitas cretácicas y se­dimentos pleistocenos; las áreas bajas de piedemonte, valles fluviales y bajosendorreicos constituyen el 20%,mientras que el 10%restante son serranías ba­jas y suaves lomadas. La altitud varía de 300 m.a más de 1100 m. La red fluvial,

formada por cauces temporarios e intermitentes, no está integrada. Comprendeparte de la cuenca hídrica del río Chubut, con drenaje atlántico y cinco cuencascon drenaje centrípeto entre las que se destacan la cuenca de la laguna Payahiley la cuenca de 1a Gran Laguna Salada. El clima es cálido a templado. La tempera­

tura media de los meses más cálidos es de 17°C y la de los meses más fríos de

3°C. La precipitación anual es menor a 200 mm. Los vientos provienen del oestey oeste-noroeste.

Se reconocen tres grupos de unidades de composición distintiva: el basamen­to cristalino precámbrico-eopaleozoico(?), las sucesiones volcano-sedimentariasjurásicas y la cobertura sedimentaria y volcánica cretácico-cenozoica.

E1 basamento plutónicoanetamórfico, representado por la Formación PuestoLa Potranca, se componede migmatitas granosas y gnéisicas, bandeadas y p1utoni­tas sintectónicas de composicióngranítica, granodiorítica y tonalítica, con es­tructuras cataclásticas. Se disponen en fajas, con pasaje gradual entre ambostipos litológicos. Los remanentes de paleosoma metamórfico son escasos. La edadde la intrusión plutónica y migmatización es proterozoica superior a paleozoicainferior.

Se han reconocido tres sucesiones volcano-sedimentarias separadas por dis­cordancias, las cuales integran los GruposOviedo , Lonco Trapial y Paso de In­dios, de edad liásica, bajociano-bathoniana y calloviano-oxfordiana, respectiva­mente. Afloran en el cuadrante noroccidental de la comarca. La Formación Puesto

Lizarralde constituye la sección inferior del GrupoOviedo ; está formada porrocas piroclásticas e ignimbritas de composición ácida y por secuencias de ro­cas epiclásticas y de mezcla de ambiente fluvial meandriforme y de abanico alu­vial; se asigna al Hettangiano. Soporta en concordancia a 1a Formación Los To­bianos, en la cual se reconocen un Miembroinferior compuesto por ignimbritasriolíticas y un Miembrosuperior, integrado por andesitas, dacitas,-ignimbritas

riolíticas, tobas, tufitas arenosas y cenoglomeraditas; sobre la base de susrelaciones estratigráficas y correlación se asigna a1 Lías medio. Sobre esta ól­tima unidad se apoyan en discordancia erosiva los depósitos volcaniclásticos ysedimentarios de la base del Grupo Lonco Trapial, los cuales integran 1a Forma­ción Cerro Carnerero; por encñma se superponen más de dos mil metros de mantos

de andesitas y basaltos con escasas intercalaciones de ignimbritas riolíticas,brechas volcánicas y rocas piroclásticas y epiclásticas estratificadas integran­tes de la Formación Cañadón Puelman; sobre las vulcanitas del Grupo Lonco Tra­

pial se dispone en neta discordancia angular una asociación volcano-sedimentariaque se denomina Grupo Paso de Indios; en su tramo inferior y medio se compone

de basaltos, aglomeradosvolcánicos, ignimbritas y piroclastitas que presentanla intercalación de dos secciones piroclástico-sedimentarias de origen lacustre;integran la Formación Puesto Gilbert, sobre la que se apoyan en concordanciasedfinentitas, piroclastitas y tufitas lacustres y fluviales, fosilíferas, de 1aFormación CañadónAsfalto. En las vulcanitas de la Formación Puesto Gilbert se

reconocieron facies lávicas y volcaniclásticas que han permitido reconstruir centros de emisiónriolíticos.

El Granito La Rueda es un stock, compuesto de leucogranito cataclástico yrocas granïticas protoclásticas de edad post-jurósica media.

En las sucesiones piroclástico-sedimentarias cretácicas se ha distinguidoen la base una secuencia lacustre con participación piroclástica y tafoflora deedad cretácica inferior, denominadaFormación Puesto Mendivé; sobre esa unidadse disponen distintas sucesiones tobáceas, tufïticas y sedimentarias de origenfluvial, lacunar y lacustre que integran las Formaciones los Adobesy Cerro Bar­cino, del Grupo Chubut, cuya edad es barremiano-cenomaniana. Los depósitos la­custres de la Formación Puesto Manuel Arce, de edad senoniana, se disponen enrelación pseudoconcórdantE(?) sobre el Grupo Chubut y soportan en concordancia

los productos de sedimentación de la ingresión marina daniana (Formación CerroBororó) en facies de ambiente litoral a sublitoral con pasaje lateral a depósi­tos fluviales. La FormaciónRío Chico está constituida por pelitas y tufitasfluviales de edad paleocena.

El vulcanismo terciario se inició en el Eocenocon basaltos olivínicos (

MiembroEl Riscoso), asociados a gabros y diabasas foidíferos (Mienbro Lacoste)de 1a Formación El Canquel; continuó durante el Oligoceno y probablemente partedel Mioceno, originando los extensos derrames basálticos de la Formación SierraCuadrada, interdigitados con depósitos fluviales y eólicos integrantes de 1a Formación Payahile del Grupo Sarmiento.

La estratigrafía del Cuartario incluye para el Pleistoceno, los depósitos

aglomerádicos de remoción en masa, arenas y gravas fluviales de la FormaciónValenzuela y depósitos de cobertura de pedimentos. Son de edad holocena y re­ciente los depósitos fluviales del puesto González, los depósitos de bajos, lossedimentos de arenas e61icas y el material aluvial y coluvial.

Se distinguen en la región central del Chubut, tres grandes bloques posi­tivos, coincidentes con los afloramientos del substrato pre-cretícico; fueronrotados durante el Jurásico medio (MovimientosAraucánicos iniciales), con hun­

dimiento del borde occidental y ascenso relativo del flanco oriental; las fallalistricas inversas de rumbogeneral oeste-noroeste que los separan, fueron re­activadas por los Movimientos Araucánicos finales (Intramálmicos) comofajasde cizalla con desplazamiento levógiro, según esfuerzos compresivos de direc­ción este-oeste. Los movimientos Patagonídicos que produjeron el levantamientoorogénico del Sistema de los Patagónides, por desplazamiento lateral y lateraltranspresivo, se manifestaron en 1a comarca comoesfuerzos compresivos de me­

nor intensidad, los cuales produjeron suaves pliegues, flexuras de ajuste ypliegues de arastre menores en 1a cubierta cretácica.

La discontinuidad evolutiva del arco magmáticodurante el Ciclo Patagoni­dico permitió diferenciar un Arco Magmítico Araucánico y un Arco Magmático Pa­

tagonídico. Los depósitos marinos liásicos y los volcaniclásticos, lacustres yfluviales del Jurásico medio se depositaron en una cuenca de intraarco, la cualregistró durante el Bajociano-Bathonianouna significativa contracción. Las vulcanitas y sedimentitas lacustres de edad calloviano-oxfordiana corresponden a

. ., , . .una asoc1ac1on volcanica y de cuenca de retroarco, respectivamente.

-4­

I N T R 0 D U C C I O N

A. NAÏURALEZA DEL TRABAJO

E1 presente estudio fue presentado a 1a Facultad de Ciencias Exactas y Na­turales de la Universidad de BuenosAires para optar al título de Doctor enCiencias Geológicas. Su realización es consecuencia del levantamiento geológicode la Hoja 46d, Meseta del Canquel, de la Carta Geológico-Econónica de la Repú­blica Argentina, que ejecuta la Secretaría de Minería de 1a Nación. Las tareasde campañafueron realizadas durante los años 1979 y 1980, con el apoyo logístico y técnico del entonces Servicio Geológico Nacional; esa institución brindóasimismoel material necesario para las tareas de gabinete.

ObjetivosSobre la base del conocñniento geológico existente, aportado principalmen­

te por los levantamientos regionales de Y.P.F., se elaboraron cuatro objetivosbásicos orientados a continuar y profundizar el trabajo ya iniciado. En el cam­po de la Estratigrafïa, resultaba de interés la diferenciación y descripciónsistenática de las sucesiones volcánicas jurásicas, las cuales habían sido objeto de una investigación más detallada en las sierras de LoncoTrapial, Cerro Negro y Panpa de Agnia, a1 oeste de la canarca a estudiar. Por otra parte, 1a re­construcción estratigráfica de las sucesiones cretácicas de la región, dado suinterés econónico, había merecido 1a atención de numerosos investigadores, loscuales propusieron distintos esquenasestratigráficos; en tal sentido, la ubicación de la conarca era propicia para la confrontación de tales esquenas. Ashnismo, el reconocñniento previo de cuerpos volcánicos y subvolcánicos terciarios,no diferenciados, pennitió orientar el trabajo a la descripción y ordenamientocrono y litoestratigráfico general de esas rocas.

En el campode la Tectónica, las observaciones se orientaron a la descrip­ción y establechniento de la mecánica de 1a defonnación y cronología de los rasgos estructurales ñnpresos en el substrato jurásico. En el desarrollo de los temas, se intenta vincular los datos obtenidos en 1a canarca, con 1a informaciónproveniente del resto de la región central.

Subdívisión del TrabaioEl trabajo consta de una nrhnera parte donde se describen brevemente los

rasgos orográficos, hidrográficos y clhnáticos de la comarca. La descripción,análisis e interpretación de los rasgos geológicos se realiza en dos partes: laEstratigrafía y la Tectónica.

La descripción de las unidades litoestratigráficas que afloran en la co­marca, está acompañadapor la exposición de los antecedentes y la síntesis y correlación de la estratigrafía de los terrenos jurásicos del Chubutcentral. Enel capítulo de Geología Estructural se describen el marco tectónico regional,los elenentos estructurales reconocidos en la comarcay el estilo y mecánicadedefonnación; finahnente se detalla la evolución tectónica regional durante losdistintos ciclos orogénicosy las principales características de la evolucióntectomagmática durante el Jurásico. Se consignan por separado las conclusionesestratigráficas, estructurales y geotectónicas.

MetodologíaE1 levantamiento geológico de 1a comarca se realizó a escala 1:100.000,

mientras que en los sectores de mayor interés, ubicados al norte de la mesetadel Canquel, la escala del mapeo fue de 1:60.000 aproximadamente. Dicho levan­tamiento, de tipo expeditivo, se realizó con brújula y cinta, efectuándose elmapeogeológico directamente sobre fotos aéreas. Algunos datos cartográFicos yde alturas absolutas y relativas, dada la inexistencia del mapatopográfico co­rrespondiente, fueron obtenidos de la base topográfica de las cartas geológicasde Y.P.F. de esa región.

En el transcurso de los trabajos de campose contó con la colaboración delos licenciados M.Palma, M.Dasini, A.Sato y A.Bayarsky.

La descripción litológica de las unidades se realizó en su gran mayoría cmel conplenento de 19 perfiles levantados en la comarca. Las descripciones ma­croscópicas de las muestras sigueilas nonmaspropuestas por Marchese et al.,(1970); para 1a definición de los colores se utilizó la Rock-Color Chart. Ladescripción de los perfiles contiene información proveniente del análisis mine­ralógico a grano suelto de 10 muestras, el cual fue realizado por Bayarsky(1983) y del procesamiento de dos muestras de arcillas por difractometría de rayos X. Se contó asfinisno con la descripción petrográfica de 37 cortes delgadosde rocas ígneas y de mezcla, efectuado por Lena (1982) y de una muestra de lazona de sierra Mora, proporcionada gentilmente por la Licenciada Zacanani.

El tratamiento de sedhnentitas para 1a obtención de microfauna y microflo­ra, ha dado resultados negativos. La Doctora A. Baldoni ha descripto la taFoflora hallada en terrenos de edad jurásica y cretácica.

Para 1a redacción del presente trabajo no se ha contado con los resultadosdel análisis isotópico de cuatro muestras enviadas al INGEISpara su datación.Las edades radhnétricas consideradas han sido corregidas según lo pronuesto porla IUGSen 1976 y adoptado por el INGEISa partir de 1978 (INGEIS, 1977); las

edades sin corregir figuran entre paréntesis. La escala de tienpo adoptada es

la de Braziunas (1975) con el Jurásico modificado según Van Hinte (1976).

Para conservar la claridad de los rasgos del mapa, no se han volcado en elmismolos caminos, los cuales se han dibujado en la figura 6. En las áreas don­de fue posible se han mapeadopor separado las unidades jurásicas, figurandocano JUrásíco indiferenciado cuandono fue posible su distinción.

Respecto de la nomenclaturautilizada se han respetado las prioridades es­tablecidas por el Códigode Nanenclatura Estratigráfica, conservándose aquellosnombres de uso generalizado y anpliamente aceptados por 1a comunidad geológica.

AgradecimientosAgradezco profundamente al Doctor Roberto L. Caminos por su labor comocon­

sejero de estudios y director del trabajo de tésis doctoral; también dejo cons­tancia de mi agradecimiento a la Secretaría de Minería de la Nación por el apo­yo logístico y técnico necesarios para el levantaníento de campoy las poste­riores tareas de gabinete.

Mi reconocimiento a los Doctores A. Baldoni y F. Roellig y a los Licencia­dos H.Lana, A. Bayarsky y L. Zaccomanipor las detenninacíones paleontológicas,mineralógicas y netrográfícas y a los licenciados M. Dasini, M. Dalmay A. Satopor su eficaz ayuda en las tareas de canpo.

Expreso mi especial gratitud al profesor y canpañero Doctor Víctor A. Ramoscuyo interés docente y predisposición entusiasta a la consideración y discusiónde los tanas geológicos, han sido un constante estímulo en mi fonnación de post­grado.

Ami esposa, cuya sencillez y canprensión despejan mis dudas.

B. UBICACION Y ACCESO

La canarca estudiada pertenece a1 Departamento Paso de Indios, provinciadel Chubut; abarca una superficie de 4.437 kmcuadrados, canprendida por los me­ridianos de 68°00' y 69°00' de longitud oeste y los paralelos de 44°00' y 44°30'de latitud sur. Se extiende al sur del río Chubuty al norte de sierra Cuadraday entre la sierra Morapor el este y la laguna Payahile por el oeste.

La localidad más práxhna es Paso de Indios, ubicada a unos 12 km a1 nortedel ángulo noroeste del área mapeada; en la mitad oriental de la mismase en­cuentran los caseríos de El Sanbrero y El Canquel. La ex-ruta nacional N°25atraviesa el sector norte de la comarca , con sentido general este-oeste; otras doshnportantes vías de comunicación son la ruta provincial N°27, que une E1 Son­brero con 1a ruta nacional N°3 y, el canino que desde el paraje La Rueda bordeahacia el suroeste el cañadónde las Víboras y llega hasta la localidad de Sar­

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C. INVESTIGACIONES ANTERIORES

Las prñneras citas referidas a las rocas del basamentoaflorante en la co­marca fueron realizadas por Ameghino (1890) y Wichmann(1927). Piatnitzky (1936,

1937) reconoció los "Estratos con Estherias" próxfimosa La Rueda y los depósitoscretácicos entre cañadón de las Víboras y cerro Guanaco.

La expedición Scarrit del b’useode Ciencias Naturales de Nieva York, reali­zada durante 1933-1934, dio cano resultado el descubrimiento de una de las máshnportantes localidades de mamíferos fósiles de Sudamérica, localizada en "Rin­conada de los López”, pocos kilónetros a1 sur del borde suroccidental de 1a co­marca. Los resultados paleontológicos fueron publicados luego por Shnpson (1934a, b), Schaeffer (1949), wood (1949) y Chaffe (1952). Un perfil litológico deesa zona, con motivo del estudio de bentonitas, fue dado a conocer por Bordas(1943).

Feruglio (1949, 1950) hizo referencia a rocas del basamento y a las capascon restos de Antarctosaurus en sierra Mora.

Los depósitos de gravas del sector septentrional de 1a comarca, incluidosen 1a Formación Valenzuela fueron estudiados por Aüer (1956) quien postuló suorigen glacial.

El carteo a escala 1:500.000 de 1a comarca fue realizado por Flores (1956,1957).

El mapeodetallado de la canarca (1:100.000) y el establechniento de lacolumna estratigráfica de 1a mismafue realizado por Chebli (1973). En efecto,ese autor realizó un significativo aporte a1 conocimientoestratigráfíco de laregión central del Chubut; ese autor identificó los estratos de la FonnaciónPUesto Lizarralde, asignó las capas jurásicas de La Potranca a la FormaciónCañadónAsfalto, realizó el mapeoy diferenciación litoestratigráfica del GrupoChubut y reconoció los niveles más occidentales de la Formación Salamanca. par­te de esos resultados fueron publicados por Chebli y Serraiotto (1975) y Chebliet al.(1976, 1979).

El hallazgo de un stock granítico halojado en vulcanitas jurásicas fue co­municado por Cortés (1982). Pósteriormente, Cortés y Baldoni (1984) describie­ron dos tafofloras jurásicas y citaron nuevos afloramientos de la FormaciónCa­ñadón Asfalto en nuesto La Vistosa y la presencia de vulcanitas asignadas a1Lías y al Dogger.

G E 0 G R A F I A

A. OROGRAFIA

La conarca fonna parte de 1a región extraandina de la província del Chubut.E1perfil orográfico transversal de la provincia a los 44°00' de latitud suraproxhnadamente,muestra en su extrano oeste a la Cordillera Patagónica septen­trional y, en el ámbito extraandino que se extiende hacia el este, una regiónmontañosa occidental y una región mesetifonme oriental. La región extraandinamontañosa se conpone de cordones y sierras de rumbonor-noreste a nor-noroesteagrupados en dos grandes sistenas orográficos de orientación general norte-sur:la Precordillera Patagónica (Leanza, 1963) y las Sierras Centrales Patagónicas(Feruglio, 1946), (figura 2).

La Precordillera del Chubutposee al oeste un eje orográfico principal de­finido por las sierras de Tecka y Tepuel y el cordón del Cherque (altitud apro­xhnada entre 1.300 m a 1.700 m) y al este, hasta el valle de la laguna de Agnia,un eje de menor altitud; entre ambossubsistemas se extiende el valle longitudi­nal del arroyo Quichaura o Languiñeo. Las Sierras Centrales Patagónicas consti­tuyen una unidad morfoestructural que fuera denominadaDatagónides por Keidel(1921); posee un rumbomeridional y se extiende entre los 69° y 70° de longitudoeste, con altitudes de 1.000 m a 1.500 m. La región de mesetas está disectadapor numerosos cañadones que integran un drenaje de cuencas cerradas y por exten­sos valles que desaguan al Atlántico; la altitud disminuye escalonadamentehaciael este.

La canarca bajo estudio fonna parte de la región mesetifonne que se encuen­tra innediatanente a1 este de las Sierras Centrales, representadas a esa latitud(entre los 44°00' y 44°30' sur, aproxfinadanente) por las sierras del Cerro Negrodel CañadónGrande, de la Buitrera y Nevada (figura 1). La altitud de 1a comar­ca varía desde un minfino de 300 metros en la laguna Payahile hasta un máximodemás de 1.100 metros en los sectores más elevados de la meseta del Canquel; el

relieve relativo es moderado. Lamayorparte de la superficie presenta rasgosmesetiformes (70%); las serranías bajas representan un 10%mientras que el 20%restante está constituido por bajos endorreicos y áreas bajas de piedemonteyvalle fluvial (figura 3).

I. Ambitomesetifonne

Las dhnensiones, fonna y altitud de las elevaciones mesetíformes de la co­

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Precordíllera del Chubuta) Occidentalb) Oriental

Sierras Centrales Patagónicas Región extraandina(Patagónides) montañosa.

Transición entre 1a región andina y 1aextraandína mesetíforme

Llanura intermontana

Región de la Meseta Patagónica Región extraandina. mesetifonne.

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mEÏJma.Figgi‘a 2 : Regiones orográficas de la província del Chubuty ubicación relativa

'- de 1a comarca estudiada.

marca varían con el tipo y edad de las rocas sobre las aue se desarrollan; asi,es posible distinguir un área de mesetas basálticas extensas y de gran altura,planicies bajas desarrolladas en sedñnentitas cretácicas y mesetas de altitudintermedia fonnadas por depósitos aluviales pleistocenos.

1. Area de rocas basálticas

Las extensas mesetas basálticas localizadas en el cuarto suroccidental de

1a comarcafonnan parte del sector septentrional del plateau basáltico de lasierra Cuadrada, desarrollado en la región central de la provincia del Chubut.Lo integran las mesetas del Canquel, Bagual, del Zampaly del Diablo. Hacia elnorte, remanentesaislados del antiguo plateau basáltico están representadospor la sierra del Guanaco (810 m) y los cerros Montero, Serrucho (691 m), Por­

tezuelo, Mendivé, El Sombrero (761 m), Hernández, Peralta (727 m) y Mirador,entre otros.

Las mesetas están formadas por un substrato de sedñnentitas cretácicas opaleocenas y por una sucesión de mantos basálticos y tobas intercaladas de edadterciaria, en su parte superior.

La casi totalidad de los cerros aislados de 1a canarca son remanentes de

estructuras subvolcánicas de rocas básicas, expuestos por erosión diferencial.Los depósitos de renoción en masa producidos por deslizamientos del borde

de la altiplanicie basáltica, marginanla totalidad de los cerros y cuernosmesetífonnes, configurando un paisaje de mal país sobreelevado.

Los bordes de las mesetas son irregulares y con frecuencia presentan uncontorno senicircular cano por ejenplo en la estancia El Riscoso o en los bor­des del bajo El Zampal, a1 oeste de 1a comarca. Las superficies de las mesetasBagual, El Zampaly del Diablo, inclinan suavenente al oeste y suroeste, cOnuna altitud que varía de 900 m a 500 m. la meseta del Canquel presenta una su­perficie irregular caracterizada por suaves ondulaciones relacionadas a distin­tos niveles lávicos y a fonnas menores de origen volcánico; hacia el norte, sualtitud varía de 1.100 m a 800 m. Se destacan en ella cerros aislados de suave

pendiente que corresponden a aparatos volcánicos con distinto grado de conser­vación y profundos bajos de flancos abruptos, correspondientes a cráteres ycalderas pequeñas.

2. Area de rocas sedfinentarias

La erosión de los depósitos piroclástico-sedimentarios estratificados, deedad cretácica que integran el Grupo Chubut ha originado un paisaje mesetiformecaracterizado por 1a presencia de planicies estructurales en distintos niveles,

-12­

69°oo'

8 a gual

Area Mesetiforme

Mesetas y cerros de rocas basálticas, cerros mesa ydepósitos de remoción en masa.Planicíes estructurales en sedimentitas cretácicas.

Planicies estructurales en sedimentosaluvíales deedad pleistocena.IMM]

¿,‘f‘ Area de serranías bajas y suaves lomadas

Areas bajas de píedemontey valle fluvialEj Areasde bajosy salinas.

Fígga 3 :Ambitos geográficos de la comarca.

-13­

poco extensas y de escasa altura relativa. La presencia de bancos subhorizonta­les de areniscas, conglonerados o tobas muyconsolidadas, favorece la fonmaciónde planicies. Dichamorfología está bien desarrollada al noreste de la mesetadel Canquel y en menor medida al este de la misma. En algunos casos, cano alnoroeste del cerro El Sanbrero, varios cerros mesa se destacan del paisaje másbajo que los circunda. Hacia el contacto con el substrato volcánico jurásico,las capas cretácícas aumentanprogresivamente su inclinación, originando un paisaje de cuestas con suave pendiente.

3. Area de depósitos aluvialesEn la mitad septentrional y parte del cuadrante sureste de la canarca se

extienden elevaciones mesetifonnes cuya altitud (450 m a 670 m) disminuye gra­duahnente hacia el este y sureste; la altura relativa varía entre 50 m y 150m.

Las elevaciones están fonnadas por camadas y estratos de sedimentos fluviales arenosos y conglanerádicos de edad pleistocena, que constituyen el prhnernivel de agradación de la canarca. Desdeel puesto Lizarralde hasta la lagunaFría apraxfinadamente, forman un cordón mesetifonne de 500 m a 2500 m de ancho,

con un trazado curvo e irregular; desde E1 Sobrero hacia el este se abre en unamplio abanico disectado que confonna amplias planicies estructurales, las cua­les presentan en sus márgenes, renanentes de terrazas de erosión. Entre la meseta del Canquel y la sierra Mora, los depósitos del prñmer nivel de agradaciónconstituyen una extensa planicie pedenontana de orientación noroeste, con suavependiente al este.

II. Ambito serrano

Gran parte del cuadrante noroccídental de 1a canarca constituye un paisajeserrano elaborado principahnente en el substrato volcánico jurásico y en el ba­samentocristalino. Se canponede serranías bajas de orientación noroeste, pa­ralelas, separadas por depresiones de anchovariable y lñnitadas por fallas; elrelieve relativo es pobre y 1a altitud media varía entre 500m y 650metros,siendo menor en la mitad occidental del área. Los afloramientos del basamento

fonnan lanadas redondeadas de suave pendiente. Los cerros Pknqueta (831 m) y qPuntudo (730 m) representan las mayores alturas y están formados por reducidosrenanentes de sedunentitas cretácicas intruidas por rocas subvolcánicas básicasdel Terciario inferior.

Al área serrana pertenece la sierra Mora, ubicada en el extremo sureste dela canarca; es una elevación aislada, subcircular, compuestapor plutonitas paJleozoicas y vulcanitas jurásicas.

-14­

III. Areas bajas de piedenonte y de valle fluvial

Este área comprendelas planicies ubicadas en el extrano noroccidental dela conarca, cuya altitud varía de 420 m a 470 m; representan la porción distalde un gran abanico de depósitos aluviales relacionados a1 drenaje provenientedel flanco este de la sierra del Cerro Negro.

En las márgenes exteriores de los depósitos de remoción en masa que rodean1a meseta del Canquel y en las pendientes de las planicies de depósitos aluvia­les del sector este de 1a comarca, se observan distintos niveles de pedñnentos,extensos y de muy suave inclinación.

Tambiénforman parte del área, los terrenos bajos de la cuenca del cañadónde las Víboras.

IV. Area de bajos y salinas

La mayor depresión de 1a comarca corresponde a1 bajo de la laguna Payahileo Colorada (300 m s.an.). Otros bajos de gran extensión son el de 1a lagunaGonzález (400 m s.n.m.), el de la laguna Fría (430 m s.n.m.) y el de la lagunaEl Canquel. En la meseta del Canquel se localizan bajos de forma circular oelíptica, con flancos abNthos, relacionados genéticamente en su mayoría a lacraterización de aparatos volcánicos.

B. HIDROGRAFIA

La red fluvial de la comarca cerece de cauces pennanentes debido a 1a escasez de precipitaciones y a la inexistencia de grandes colectores que drenenaguas provenientes del sector cordillerano. Los pequeños cauces y los cañadonesde mayor longitud son tanporarios, ya que drenan las aguas provenientes de fuer4tes precipitaciones pluviales o de nevadas ocasionales. Asñmisno,los colectore:principales que se forman por la afluencia de numerosos cauces menores prove­nientes de los bordes de las mesetas basálticas son de drenaje intermitente, ca­racterizado por corrientes superficiales en las cabeceras e insumisión aguasabajo. La superficie porosa y penneable de las mesetas basálticas retiene elagua de precipitaciones, la cual luego de insumirse circula en profundidad so­bre capas arcillosas o tobaceas de baja penmeabilidad, hacia los bordes de lameseta; allí se derrama en " lloraderos " o pequeñasvertientes.

La red de drenaje de la canarca no está integrada. Las mesetas de sedñnen­tos aluviales del sector norte, constituyen el límite austral de la cuencahí­

-drica del río Chubut; el drenaje exorreico de ese sector (figura 4) está forma­

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Cuencahídrica del río Chubut. Drenaje

Cuencascerradas de drenaje centrípeto:

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3: Cuencahídrica laguna Fría

Cuenca hídrica laguna González

Cuenca hídrica laguna Canquel

atlántico

Cuencas cerradas con drenaje hacia grandes bajos

4:

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Cuenca hídrica Laguna Payahile

Cuenca hídrica de 1a Gran Laguna Salada

6: Bajos de la meseta del Canquel

60°00'

Figuga 4 : Cuencas hídricas de 1a comarca.

-16­

do por una red dendrítica de pequeños cauces y cañadones mayores que drenan ha­cia el norte; los de mayordesarrollo son valles subsecuentes y de línea de fa­lla, mientras que aquellos localizados en el borde de las serranías son trans­versales a la estructura. El rumboes noroeste sobre las vulcanitas jurásicas ynoreste sobre los estratos cretácicos.

El drenaje endorreico forma parte de varias cuencas cerradas asociadas agrandes bajos, ocupados por lagunas o salinas. Las cuencas de la laguna Gonzá­lez, laguna Fría y laguna Canquel poseen un drenaje de diseño centrípeto; en esta ülthna, los cauces más extensos del borde oriental de la meseta del Canquel,son paralelos y están relacionados a líneas de debilidad estructural en el substrato.

Gran parte de la mitad occidental de 1a canarca comprendela red de drenajde 1a laguna Payahile. El cañadón de las Víboras es el colector principal de esred y el de mayor extensión en la comarca; a él confluyen configurando un dise­ño rectangular numerosos cauces que atraviesan los depósitos de remoción en masque rodean la meseta del Canquel, El Zampaly del Diablo.

El sector suroriental de la canarca forma parte de la amplia cuenca hídri­ca de la Gran Laguna Salada, que se encuentra 50 kmal este de la sierra Mora;allí, los cauces que descienden por el flanco oriental de la meseta del Canquelfonnan dos extensos cañadones de valle subsecuente, localizados al norte y alsur de esa sierra.

Sobre 1a meseta El Zanpal y del Diablo se reconocen cauces consecuentes,mientras que en la meseta del Canquel el drenaje está relacionado esenciahnentea los grandes bajos de origen volcánico.

C. CLDWA

La infonnación obtenida en los registros meteorológicos de la Estación Pa­so de Indios del Servicio Meteorológico Nacional penniten evaluar el clima de 1canarca. Los datos de tenperatura, precipitación y humedadrelativa mensualesse presentan en los cuadros e histrograna de la figura 5.

El clhna de la región, en base al registro ténnico y según la clasificacióde Knoche, es cálido en verano, subtemplado en invierno y templado a fines deprhnavera y canienzos del otoño; según el registro pluvial, es muyseco a secoen invierno.

Las temperaturas máthas en verano varían de 26°C a 35°C y las mínhnas deinvierno entre -10°Cy -13°C. La anplitud térmica diaria y estacional es eleva­da. El pranedio de tenperatura de los meses más cálidos es de 17°C y en los másfríos de 3°C.

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Figgra 5 : a) Histograma de frecuencia de precipitaciones men­sual en milímetros, para el período 1971-1975. Curva de varia­ción de temperatura media mensual para el período 1968-1975.b) Curva de variación de porcentaje de humedadrelativa duran­te 1971.

-13­

E1 registro pluviométríco indica una precipitación anual menor a 2001nn;las precipitaciones máximasy mínñnas corresponden a los meses de invierno y verano respectivamente. Las precipitaciones nivales son Frecuentes en invierno ymás abundantes en 1a alta meseta del Canquel donde se presenta un microclhna má

frío y húmedoque en el resto de 1a región.La canbinación de bajas temperaturas y abundancia relativa de precipitacío

nes durante los meses de junio y julio produce los valores más altos de humedad

relativa. Losvientos que provienen del oeste y oeste-noroeste son constantes yde gran intensidad, con ráfagas máximasdurante el verano.

UNIDADES LITOESTRATICRAFICAS

Aluvio y coluvio

Depósitos eólicos

Depósitos de bajos

Depósitos fluviales del puesto González

Depósitos de cobertura de pedimentos

F. ValenzuelaMWDepósitos de remoción en masa

F. Sierra Cuadrada<=_;::-"""-"-­

F. Payahile

H. E1 RíscosoF. E1 Canquel

M. Lacoste

F. Río Chico

F. Cerro Bororó

F. Puesto Manuel Arce

Espe­LITOLOCIA AMBIENTE DE SEDÏMENTACION50" Y MAGMATISMO( m )

Sedímentos Aluvial, coluvial

Arena Eólico

Pelíta y arena Lacunar y de bolsón

Sedimentos Fluvial y lacunar

Sedímentos Fluvial

Arena y grava 54 Fluvial, abanico aluvial

Aglomerado 50 Remoción en masa

Basaltos olivínicos 70 Vulcanismo lávico básico

Eólico f1uvial° vulcanismo ex 10­Pelitas, tufitas y tobas 250 Sívo y ’ p

Basaltos olivínicos 21Magmatismoalcalino

Cabros y diabasas

pelítas y tufitas 60 Fluvial meandroso; vulcan.explosivo

. . . Fluvial y lacunar costero a marinoSedlmentltas, tufltas y tobas 130 litoral y Bublitoral

Sedímentitas, tufítas y tobas 50 Fluvial y lacustre

Areniscas, conglomerados y tufitas 40 Fluvial anastomosado

TUfítaS, tObaS y SEÓÍmentÍtaS 100 Lacustre y fluvial meandriforme

' I .Tobas, tufítas y sedimentitas SO F1uv1a1y lacunar; vulcan.explosivo

TUfltaS y areniscas 76 Fluvial y lacunar; vulcan.explosivo

TObaS’tufltas’ sedimentltas ClaStl- 139 Lacustre; vulcanismo explosivocas y cal1zas

Leucograníto cataclástico y granito P1 t , , ,protoclástico u onlsmogranltlco

AreniscaS, confllomeradosY thÍtas Fluvial de abanicos aluviales

Tobas y tufitas 270Lacustre; vulcanismo explosivo

Arcílitas y tufitas pelíticas

Basaltos, ignimbrítas ríolítícas y ¿37 Vulcanismolávico, ignimbrïtico ypiroclastitas. explosivo predominantementebásico

Tufitas, piroclastítas, areniscas, 300 _ Iconglomerados y calizas Lacustre, vulcan1smo exp1051vo

Andgsitqs y basalFOS' pirOCIaStitas’ 2000 Vulcanismo lávico y explosivolgnlmbrltas y tufltas

Sedimentitas, tobas y tufo-psefitas 440 Fluvial; remoción en masa

Andesitas, ignimbrítas, tobas y 200 Vulcanismo lávico, ignímbrïtico ytufo-psefítas explosivo; remoción en masa y fluvi

-20­

G E 0 L 0 G I A

A. ESTRATIGRAFIA

I. Relaciones Generales

En la composiciónlitológica de la canarca participan por igual rocasvolcánicas y sedimentarías y en menor proporción rocas ígneas y migmatitas.Se pueden diferenciar tres grupos de unidades, a saber: un basamento plutó­nico migmatítico precámbrico-eopaleozoico (7), un conjunto de asociacionesvolcánicas con rocas epiclásticas subordinadas, de edad jurásica y una co­bertura crtácico-cenozoica.

Sobre el basamento cristalino, incluido en la Formación Puesto La Po­tranca, se disponen en discordancia angular vulcanitas mesosilícicas y bá­sicas y sedimentitas del Grupo Oviedo , de edad liásica, sobre el que seapoya en discordancia erosiva una potente sucesión volcánica y volcaniclás­tica de canposición mesosilícica, integrante del GrupoLoncoTrapial (Bajo­ciano-Bathoniano). Esta unidad soporta en discordancia angular a una aso­ciación volcánica de canposición básica, asociada a sedñnentitas lacustres,de edad calloviano-oxfordíana, que se denanina Grupo Daso de Indios. Sobreel substrato volcánico jurásico se dispone en discordancia angular un con­junto de sucesiones cretácicas, representadas por la Formación Unesto Mendi­vé y el Grupo Chubut. La Fonnación Dnesto Manuel Arce, de edad senoniana,

junto con las secuencias paleocenas suprayacentes, integrantes de las ITor­maciones Cerro Bororó y Rio Chico, se disponen enaparente pseudoconcordan­cia sobre las unidades cretácicas más antiguas. Los basaltos eocenos (For­mación El Canquel) y oligocenosaniocenos(?) (Fonmación Sierra Cuadrada) in­

terdigitadas con las capas mamalíferas del Grupo Sarmiento (Fomacíón Da­yahile), junto a1 resto de los depósitos sedimentarios cuartarios, se dis­ponen en forma horizontal sobre las unidades más antiguas.

II. Descripciónde las unidades litoestratigráficas

1. Precámbrico-Eopaleozoico

Fonnación Puesto La Potranca (Chebli et al., 1976)

Antecedentes

En la canarca, los afloramientos del basamentocristalino fueron reco­

-21­

nocidos iniciahnente por Ameghino(1890), quien citó micacitas. Al parecer,estos afloramientos se corresponderían con los que describe Wichnann(1927),ya que 1a aguada de los JUncos por él citada, podría corresponder a la es­tancia Los Phnco, ubicada pocos kilánetros al oeste de 1a comarca. Posteriormente, Piatnitzky (1936) se refirió a rocas graníticas asociadas a calizascristalinas en los alrededores de La Rueda. En esa localidad y también cercade La Potranca, Feruglio (1949) señaló la presencia de gneíses y una masa degranito pegmatita.

los afloramientos de la conarca fueron citados por Flores (1956), Lestay Ferello (1972) y Lesta et al.(1980); en los dos últimos trabajos la localídad se incluye dentro de la " faja oriental de rocas graníticas y metamórfi­cas preantracolíticas del Chubutextraandino ".

En el basamento aflorante entre puesto Lizarralde y puesto La Potranca,Chebli (1973) distinguió dos unidades: las " Rocas metamórficas y de mezcla"y la FormaciónPuesto La Potranca, constituida por rocas graníticas; consider6 que lanadas bajas y redondeadas de rocas graníticas y aplíticas ocasionalmente disponen en su periferia de relictos de 1a roca de caja, formados porrocas metamórficas y de mezcla. Chebli et al.(1976) correlacionaron la pri­mer unidad con rocas shnilares aflorantes en sierra de Taquetrén, El Esco­rial y sierra de Pichiñanez y, a las plutonitas con 1a FormaciónSierra deTaquetrén (Nakayana, 1972). Los afloramientos de sierra Mora fueron citadospor Feruglio (1949) y estudiados por Chebli y Sciutto (1977).

Entre puesto Lizarralde y puesto la Potranca, las rocas plutónicas es­tán íntimamente asociadas a las rocas de mezcla, con las cuales presentanpasajes transicionales; si bien son litologías diferenciables, en el campose observa toda una serie de tipos intennedios, no siendo posible, salvoexcepciones, el mapeoseparado de esos tipos rocosos.

Dadoel caracter sintectónico de las rocas plutonicas y por ende suvinculación genética y tenporal con las migmatitas, así comola estrecha re­lación espacial que presentan, se redefine en este trabajo 1a composiciónlitológica de la Fonnación PUesto La Potranca, incluyendo en ella a las ro­cas de mezcla.

Distribución geográficaLas rocas de la unidad afloran en el cuadrante noroeste de la comarca;

allí constituyen una faja de afloranientos de rumbonoroeste, de 18 kmdelargo y ancho variable, que se extiende en forma contínua desde unos cuatrokilónetros a1 sur del puesto Lizarralde hasta las inmediaciones del puesto LPotranca.

Sobre la base de sus caracteres petrográficos se describen bajo el epí­grafe las rocas graníticas aflorantes al norte del cerro Negroy en sierraMora, en los extranos norte y sureste de la canarca, respectivamente; asfinismose incluyen tentativamente el granito aflorante a1 nor-noreste de la es­tancia San José.

RelacionesestratigráficasLa FonnaciáiPuesto La Potranca está cubierta en discordancia angular

por vulcanitas y sedñnentitas liásicas de la Fonnación Puesto Lízarralde,al sur del puesto homónfinoy al este y sureste del puesto Oviedo. En sierraMora, granitos asignados a la unidad están cubiertos en discordancia por vulcanitas ácidas jurásicas de probable edad liásica.

LitologïaLa unidad se componede migmatitas y rocas plutónicas asociadas, que

incluyengranitos, granodioritas, tonalitas, adamellitas y aplitas; en losafloramientos más extensos, entre los puestos Lízarralde y Oviedo, ambosti­pos litológicos se encuentran íntñnanente asociados. Las observaciones decanpoen esa zona penniten establecer las siguientes características genera­les de la disposición estructural de las rocas allí presentes.

a) Contacto gradual, transicional entre plutonitas, migmatitas ymetamorfitas.

b) Alineamiento más o menosparalelo de esos tipos litológicos, enestrechas fajas alargadas, de espesor y diseño algo irregular yde rumbogeneral norte-sur a noroeste (indicado en el mapa).

c) Las rocas metanórficas sin o con escasa inyección ígnea (paleo­soma), constituyen afloramientos reducidos e imposibles de ma­pear a escala del trabajo. El resto de los afloranientos estáconstituido por rocas plutónicas (neosoma)y migmatitas con va­riable proporción de material granítico, las cuales tampocopueden separarse a escala del mapeo.

d) Macroscónicamentepuede apreciarse cierta coincidencia generalentre la disposición estructural de los planos de esquistocidadde las metamorfitas, la orientación de las fajas de rocas plu­tónicas y el rumbode los planos o bandas de cuarzo trituradoen las rocas ígneas con defonmación evidente. Esta coincidenciaque se ha observado macroscópicanente deberia cuantificarse pormediode la medición sistenática y tratamiento estadístico delas mesoestructuras presentes.

Los reducidos renanentes de paleosoma están constituidos esencialmentepor esquistos. Práxhnos al puesto La Potranca, Chebli (1973) citó esquistocordierítico y mármolblanco rosado, granoso, en parte silicificado, con es­capolita y serpentina (?).

Las migmatitas, que constituyen el tipo litológíco más abundante, sonde color gris a gris castaño y gris rosado según la menor o mayor proporciónde canponente plutónico respectivamente. La textura es granosa, fina, mediano gruesa y es frecuente la textura gnéisica con ojos de feldespato. En su mayor parte son bandeadas, con fajas subparalelas, de milímetros a varios cen­tfinetros de ancho, que por trechos poseen diseño ondulante. Se alternan ban­das claras canpuestas por feldespato potásico únicroclino), plagioclasa (oligoclasa-andesina) , cuarzo y muscovita (también cordierita) y bandas oscurasbiotíticas (Cheblí, 1973). Según1a proporción relativa de feldespato potá­sico y plagioclasa, su composiciónvaría de migmatitas graníticas a granodioríticas y tonalítícas. En estas rocas, 1a acción cataclástica se evidenciaen: flexiones de lámina de biotita y en maclas de plagioclasa, fragmentaciónde plagioclasa y en el cuarzo extinción fragmentosa u ondulante, contactossuturados y formación incipiente de pavñnentos.

En los afloramientos más extensos las plutonitas forman, comose dijo,fajas alargadas de contactos difusos y gradacionales con las migmatitas cir­cundantes a las cuales penetra también en forma de venillas, venas y diquesque se unen en los cuerpos plutónicos mayores, los cuales engloban y en partashnilan fragmentos de rocas metamórficas; estos peñones de rocas graníticasclaras pueden contener así, escasas folias melanocráticas de origen metamor­fico.

El tipo litológico más abundante es el granito; han sido citadas tambiégranodioritas y adanellitas (Chebli, 1973); se ha verificado 1a presencia decanponentes tonalíticos en la canposición de migmatitas. En todos estos ti­pos son visibles al microscopio efectos cataclásticos. En ciertos trechos ofajas, 1a deformación del granito es visible macroscópicanente; en las mues­tras de mano se observa un bandeamiento finnerfecto dado por fajas angostas

de cuarzo de aproxfinadamenteun milímetro de espesor (estructuras de fluxión7) .

Los granitos son de color rosado, a rosado grisáceo o castaño; el gra­no es fino a grueso; el feldespato potásico es microclino u ortoclasa, laplagioclasa es andesina a oligoclasa; las micas, biotita desferrizada y mus­covita constituyen menos del 5%de la roca.

La disposición estructural antes descripta, así comolas estructurascataclásticas presentes, indican el caracter sintectónico de los cuerpos

-24­

graníticos y plutonitas asociadas. Las texturas y estructuras cataclásticaspermiten incorporar tentativamente a 1a unidad los granitos aflorantes en elborde norte de 1a canarca y en sierra Mora.

En el afloraniento septentrional, se ha reconocido un granito rosadode estructura granosa anisamétrica, con cristales de feldespato finicroclino)de más de un centfinetro, alterado y fragmentado, plagioclasa (olígoclasa) ycuarzo de extinción fragmentosa y textura mortero.

Al sureste de la canarca, los granitos constituyen la mitad austral dela sierra Moray afloramientos menores y aislados al norte de 1a misma. Nose observaron estructuras cataclástícas mayores, pero al microscopio, Zacco­mani (1973) describió para los afloramientos septentrionales de esa sierra,monzogranitos de textura granosa constituidos por cuarzo y plagioclasa ácidafuertenente sericitizados y con caolinización e nnpregnaciónde óxido de híerro), micropertitas y muscovita; reconoció adenás sienogranitos muyalteradoformadospor micropertitas, cuarzo, oligoclasa y muscovita. En todas estasrocas hay evidencias de fuerte cataclásis.

Un pequeño afloramiento al norte de 1a estancia San José, se canpone degranito gris de grano fino, muydiaclasado, sobre el que se conservan relic­tos de una brecha arcósica de matriz tobáceo arenosa constituida por fragmentos in situ y parcialmente renovidos, de granito exclusivamente.

Edad y correlaciónLa datación radnnétrica Rb-Sr sobre roca total, realizada en una granit

de La Potranca (Halpern et 31.1972) registró una edad de 285:}5 m.a. (275 iSSm.a.) es decir que canprende, considerando el error analítico, el lapsoCarbónico inferior a Permico superior.

Dataciones de granito de sierra Moraarrojaron las siguinetes edades:

195:_10 m.a. (190 :_1O m.a.; K-Ar, Linares, 1977) y 238 :_40 m.a. (230 :_4Om.a., Rb-Sr, roca total; Halpern et al.1972), que comprendendesde el Carbó­nico superior al Triásico superior.

La coincidencia de datos geológicos de distinta naturaleza a nivel re­gional induce a considerar estas fechas radñnétricas comoindicativas deeventos térmicos posteriores a la fonnación de la roca y asigna a la unidaduna edad precámbrica o paleozoica inferior.

Las rocas integrantes de la FonmaciónPuesto La Potranca fonnan partedel basamento plutónico-migmatïtico reconocido en el borde occidental delMacizo Norpatagónico y en 1a Cordillera Patagónica de la provincia del Neu­quén, Río Negro y Chubut. Allí, los remanentes de paleosoma no inyectado es­tán representados principahnente por las ectinitas de 1a Fonnación Cushamen

ROCA

UBICACION

METODO

EDAD

FUENTE

Gneis Granito Granito Esquistocuarzomicáceo Micacita Gneis Tonalitabiotítica Cranito Granito EsquistoBiotíticogranatíf. Granítognéisico Granito Gneis Esquistomuscovítico Granito Pegmatitagranïtica Granitosinbiotita

Sanico Ea.TresHermanas,SantaCruz CerroCóndor LagoGutierrez LaAngostura Comallo Hoja42d,Castre LaPotranca,Chubut SierradePichiñanez SierradePichiñanez SierradePichiñanez Catreleo,quebradaElCórdoba SierradePichiñanez CerroCatedral'SierraMora

SierradePichiñanez SierraMora

Rb-Sr Rb-Sr;R.T. Rb-Sr;R.T. Rb-Sr K-Ar Rb-Sr K-Ar;R.T. Rb-Sr;R.T. K-Ar;B K-Ar;B K-Ar;B K-Ar;R.T. K-Ar;B K-Ar;B. Rb-Sr;R.T. K-Ar;M. K-Ar

417 413 319 306 306 296 286 285 274 268 268 255 249 245 238 228 .195

+l +| +l +| +| +| +| + +| +| +| +|60 10 135 lO 55 10 10 10 lO lO 30 40 10 10

Halpernetal.(l972) Linares(1979) Halpernetal.(1972) Halperneta1.(1975) Coiraetal.(1975) Halpernetal.(1972) Proserpio(1978) Halperneta1.(1972) StipanicicyLinares(1975) Linares(1977) Linares(1977) Linares(1979) Linares(1977) ToubesySpikerman(1973) Halpernetal.(l972) Linares(1977) StiánicicyLinares(1975)

CuadroII:RocasdelaregiónoccidentaldelasprovinciasdelChubutyRíoNegro,queporsuubicaciónycaracterísticasli­ tológicasyestratígráfícasycorrelac1ón,seasignanalbasamentoplutónico-mctamórfícodeedadprecámbricaoeopaleozoica.La

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edadradimétricadelasmismas(corregidasegúnINGEIS,1977),comprendidaenellapsoTriásicosuperior-Silúrico,estaríarefle­ jandoeventostérmicosposterioresasuformación.* enmillonesdeaños.

-26­

(Volkhehner, 1965; sensu Proserpío 1978 y Nullo, 1979), mientras que lasmigmatitas y Dlutonítas graníticas a tonalíticas asociadas, constituyen laFonnacíón Mamil Choique (Sesana, 1968; sensu Proserpio, 1978 y hbllo, 1979);las edades radimétrícas en rocas asignables a esta últhna unidad (CuadroII)están canprendidas entre el Silúrico y el Pérmico. Recientenente sin enbargo

1a datación de una tonalita anfibólica de la quebrada del Manzano(440 :_1Sm.a., K-Ar, Ostera, 1983) y una isocrona Rb-Sr (720 :_40 m.a., Paríca en Ca­minos y Llambías, 1984) para esquístos gnéisicos de 1a Fonmació Colohuincul(TUrner, 1965) apunta a edades más antiguas (Paleozoíco inferior y Protero­zoico superior).

La edad precámbríca o eopaleozoica del basamento plutónico-metamórficoestá apoyadaadenás por las siguientes correlaciones:

1) Las plutonitas de la FonnaciGIPUesto La Potranca y el paleosoma ec­tinítico son correlacionables con el Granito Catreleo (Robbíano,1971) y su roca de caja, respectivamente, los cuales están cubiertosmedíando discordancia erosiva por sedfinentitas marinas del Grupo Te­puel (Suero, 1948; nan.subst. Borello, 1969) de edad carbónica a pérmica inferior.

2) Caninos y Llambías, 1984) correlacionaron el basamento de las Forma­ciones Cushameny Mamil Choíque con el basamento ectinítico-migmatí­tico de edad pre-silfirica del sector este del Macizo; destacarontambiénque plutonitas de edaiisotópica carbónica inferior intruyendíscordantenente el basanento.

Por sus rasgos petrográficos, los autores antes citados destacan la fuerte a moderadacataclasis que caracteriza a estas rocas, la cual es débil oestá ausente en las rocas del Paleozoico superior. Desdeel punto de vistageotectónico esos autores señalan la diferencia entre la naturaleza cortícalprofunda de los procesos generadores de migmatitas y 1a génesis superficialde las asociaciones plutónico-volcánicas del Paleozoico superior.

figura 24. Ubicación de los principales puestos y estancias.

con su numeración respectiva. A) Mapade la figura 11 ; B) Mapa de la

Figura 6 : Mapade ubicación de los perfiles levantados en la canarca

44°od

l

o7oePlo.CoVlflou/

{z'zl¡3[0.1.0Flecha

A'Plo.LosTobionoso“y

=oI7En.Locom

PmGonzalo:Flo.Llunoldo

Plo.Coll

=Pto.Locos"

lPto.londlvo

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400039

El.L.Iboïnz

-27­

oCo.Castaño¿o

¡o9

.Eo.ElCcnquol

annlc

Co.TovologroEn.ElRlucoso

-28­

ROCAS IGNEAS

Ignimbritas

[El Andesitasy/o basaltos

[:1 Rocasriolíticas

Rocas básicas

[Basamentocristalino

ROCAS PIROCLASTICAS Y SEDIMENTARIAS

m Tobas

Tufitasarenosas

Tufitas psefíticas

"Infitaspelíticas

m Tufitascalcáreas

¡mas Tufo-psefitas brechosas

o Brechas de flujo piroclástico‘x

00%? Psefitas

Psamitas

Pelitas

% Calizasunn- Calizas arenosas

Bancossil icificados

E] Cubierto

Referencias figura 13

[:3 Andesitas y/o basal tos

Sedimentitas y piroclas­titas.

ESTRUCTURAS SEDIMENI'ARIAS,MINERALES Y CONTENIDO PALEONI‘OLO­GICO.

É’EU*‘\»00

coa-«357w%

Contacto concordanteContacto discordante

Lineas de correlaciónLaminación

Laminación algalEstratifícación entrecruz.Estratificación frontalEstratificación tabular0ndulitas

Concreciones

Concreciones aragoníticasradialesSilicificaciónGlauconitaYeso

Bioturbac iónTroncossilicificados

Tr.si1.en posición de vida/l‘afoflora ¿afragmentadaTallos X/ConchostracosFauna fósil marina

Figgra 7 : Referencias de los perfiles colunnares.

-29­

2. Mesozoico

2.1. JURASICO

En las acumulaciones jurásicas de 1a comarca se han distinguido tres suce­siones volcano-sedimentarias separadas por discordancias. Dichas sucesiones son

el producto de ciclos volcánicos a los que se asocian procesos de renoción en masa de terrenos volcánicos, sedñnentación fluvial y lacustre. Cadasucesión seinicia con potentes depósitos volcaniclásticos y sedfinentaríos, a los aue siguencomúnmentelas acumulaciones lávicas e ignfimbríticas.

Los ciclos son de edad liásica, bajociano-bathoniana y calloviano-oxfordíany están representados por los Grupos Oviedo, Lonco Trapial y Paso de Indios, respectivamente. La máxfimaactividad volcánica se registró durante el Jurásico mediEl GrupoOviedo está integrado por las Fonnaciones PUesto Lizarralde (inferior)y Los Tobíanos (superior). Ademásde las potentes sucesiones volcánicas del Gru­po Lonco Trapial, representadas por la Formación Cañadón PUelman, se ha recono­cido en 1a base de la unidad una sucesión estratificada equivalente a 1a Fonna­ción Cerro Carnerero. E1 Grupo Paso de Indios incluye en la base a sucesionesvolcánicas básicas con intercalaciones lacustres que se denominaronFormaciónPUestoGilbert y, en la parte superior, las típicas series piroclástico-sedñnen­tarías de la Fonnación CañadónAsfalto.

2.1.1. ¿ig

a. Estudios anteriores de la estratigrafia liásica de la región central de 1aprovincia del Chubut.

los depósitos liásicos del sector central de 1a provincia del Chubutestándistribuidos en dos ámbitosgeográficos distintos, dondepresentan característi­cas geológicas propias. En las Sierras Centrales Patagónicas, gran parte de lasucesión liásica es de origen marino y la participación volcánica está dada principahmentepor 1a presencia de material piroclástico; las lavas, subordinadas,son de composiciónandesítica y basáltica. En la comarcabajo estudio, ubicadaen la región extraandina occidental, los depósitos liásicos son continentales,con predaninio de las acumulacionesvolcánicas de tipo lávico e ignhnbrítico, engran parte de composiciónriolítíca.

Los antecedentes del estudio de los depósitos liásicos de las Sierras Cen­trales Patagónicas en su tramo medio, al oeste de la canarca, se caracterizan po

-30­

sucesivas modificaciones de la nomenclatura utilizada, incorporación de nuevosnombresfonmales y controversias respecto de la edad y relaciones estratigráficade las unidades. Por ello y para una mejor clarificación de los mismos, se in­cluye un cuadro comparativo de la estratigrafía pronuesta por los distintos au­tores para 1a segundamitad de este siglo (Cuadro III).

Los primeros estudios de los depósitos líásicos del Chubut fueron realiza­dos por Roth (1908), Schiller (1918, 1925), Keidel (1917), Fenuglio (1933) yWanish de Carral Tolosa (1942). En gran medida, se relacionaban con el hallazgode invertebrados marinos en esas capas. Ungran aporte fue el realizado por Diatnitzky (1933, 1937) quién trabajó especiahnente en 1a zona denominada por él,CUencade Mulanguiñeu. Este autor subdividió los depósitos liásícos en una " Se­rie Pizarrosa inferior ” y en los depósitos marinos suprayacentes integrantes de1a ” Serie Marina " del Lías medio a superior, hasta quizás Aaleniano.

Suero (1946) incluyó los depósitos liásicos del oeste y suroeste de Paso deIndios en su Serie Porfíríca Liásica, constituida por depósitos psefíticos con­tinentales (Sección inferior) y principalmente marinos (Facies oriental del Liá­sico). Conposterioridad, Feruglio (1949) realizó nuevas observaciones en la re­gión central del Chubut.

En la segunda mitad de este siglo se realizaron levantamientos de mayor de­talle, en especial al oeste de 1a conarca, en las sierras de lonco Trapial y Danpa de Agnia. Es así que Herbst (1964, 1966 y 1968) a1 estudiar la flora liásica

de la sierra de Dampade Agnia, propone para esa conarca, el siguiente esquemaestratigráfico basado en información inédita proporcionada por Musacchio (1973).Allí, el Liásico está representado por el Grupo pampade Agnia, integrado en subase por depósitos continentales de 1a FonmaciónCerro Puntudo Alto, que contie­ne 1a flora estudiada; hacía arriba siguen depósitos psefíticos continentales dela FonmaciónCabezade Cristiano, que engranaría laterahnente con los depósitosmarinos de 1a Fonnación Osta Arena. La parte superior del Grupo se conpone porla FonnaciónCerro Carnerero, clástica continental.

En su esturio acerca de la posición estratigráfica y edad de las principalefloras jurásicas argentinas, Stipanícic y Bonetti (1970) incluyeron en el GrupoCerro Negro las unidades pertencientes al Grupo Pampade Agnia de Herbst (1966)

excepto la Fonnación Cerro Carnerero, que consideran de edad post-liásica.Nhsacchio y Riccardi (1971) consideraron a1 igual que Herbst que la Fonma­

ción PUntudoAlto constituye 1a base de las sucesiones estratigráficas liásicas,pero canbian el nombre de Fonnación Cabeza de Cristiano por el de Formación Oltepara los depósitos liásicos continentales esenciahnente psefíticos.

En su contribución al conocimiento estratigráfico de la sierra-del Cerro Ne

gro (Pampade Agnia), Robbiano (1971) define y redefine distintas unidades lito­

5911

F.CerroCarnerero F.Cabezade

F.Osta

CristianoArena F.CerroPuntudoAlto

udnJgBïuüv ap Bdwud

Grupo Cerro Negro

F.CerroCarnerero F.PuntudoAlto

uïuüv ap Bdmud

udnJQ

NICIC¡ETTIHUSACCHIOYRICCARDI(1971)ROBBIANO(1971)NULLO(1974)BLASCOETAL.(1979)HUSACCHIO(1981)NULLO(1983) '70) "ro ¿eroF.CerroCarnereroF.CerroCarnerero

F.OstaArena

‘H.Heschio

F.lomasChatas

F.CerroCarnerero

Hb.Hb.

F-F- Meschilonas

Chatas

?

ChatasAltoF.ElCórdoba

Sedimentos marinosliásicos

F.ElCórdoba

(SS-'­

F.puntudoAltoF.PuntudoAltoF.PuntudoAltoF-PuntUdOAlto

Byuflv ap Bded

odnlg

LomasPuntudoF.E1Córdoba

uïufiv ap udmu¿

odn49

F.PuntudoAlto

F.ElCórdoba

-32­

estratigráficas y modifica las relaciones estratigráficas y 1a posición crono­lógica de las mismas. Así, denominóFormación El Córdoba a los depósitos psefí­ticos aflorantes en la quebrada hamónfina(equivalente a la Fonnación Cabeza de

Cristiano de Herbst y Fonnación Olte de Musacchio y Piccardi) cuya edad estaríacomprendida según ese autor entre el Triásico medio a superior v el Dliensbachiano. Mediandodiscordancia erosiva sobre la unidad anterior, agrupa en su Fonna­

ción LomasChatas (equivalente a 1a Fonnación Osta Arena de Herbst) a los depó­sitos marinos que considera interdigitados con las sedfinentitas continentales de1a Fonnación Puntudo Alto.

La edad triásica de la Fonnación El Córdoba fue sostenida luego por Lesta

y Ferello (1972) y fue motivo de ulteriores canentarios. Así, Nullo (1974) reu­bicó estratigráficamente la unidad sosteniendo su edad liásica en base a la re­lación de yacencia por enchna de 1a Fonnación DUntudoAlto (sensu Herbst, 1966)

y por debajo de los depósitos marinos liásicos.Blasco et a1. (1979) mantuvieron el esquema propuesto por'bhllo (1974) en

el cual, las sédhnentitas continentales de la Fonnación Puntudo Alto infrayacena las psefitas de la Formación El Córdoba; en los estratos que se disponen sobreesta últfina unidad, para los que conservan 1a denoninación de Fonnación Osta Arena (Herbst, 1966), diferenciaron sedfinentitas marinas y continentales interdigi­tadas, que denoninaron Mienbro Lanas Chatas y Mienbro Meschio, respectivamente.

Conpostrioridad, Musacchio (1981) publicó su esquemaestratigráfico, ya adelantado por Herbst(1966) y'Nbsacchio y Riccardi (1971) introduciendo nuevas modificaciones nomenclaturales, ya que denaninó " Sedfinentos marinos liásicos " a 1arocas agrupadas con anterioridad en 1a Formación Osta Arena, excluyendo del Gru­po Panpa de Agnia a la pormación PUntudoAlto, infrayacente.

Gabaldón y Lizuaín (1982) detenninaron el ambiente de depositación de se­cuencias liásicas del centro y noroeste del Chubuty elaboraron un modelo de se­dhnentación en el cual; la FonmaciónPUntudoAlto corresponde a un ambiente del­taico afectado por la acción del oleaje y las mareas Gnarinode transición); lareactivación del borde oriental de 1a cuenca, acanpañadade intensa actividadvolcánica dio comoresultado la acumulación de los fanglqmerados de 1a FonnaciónEl Córdoba; la reanudación de la sedñnentación marina en condiciones de baja profundidad está representada por 1a Fonnación Lanas Chatas.

En 1a Hoja 4Sc, Dampade Agnia, Nullo (1983) mantiene el esquema de Blasco

et al.(1979) pero reconoce interdigitaciones entre los ténninos basales de laFonnación El Córdoba y los cuspidales de la Fonnación DUntudoAlto y también en­tre 1a parte superior de 1a Formación El Córdoba y los niveles marinos de la Formación Osta Arena.

Cabe agregar que al oeste de la comarca, en las sierras de LoncoTrapial y

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Pampade Agnia, los estratos liásicos han sido intruidos por cuerpos, diques yfilones capa de gabros y diabasas (Cortés, 1976, Nullo, 1983) integrante del Can­plejo Cresta de los Bosques; el mismofue originado por varios episodios magma­ticos, uno de los cuales, según dataciones radñnétricas, corresponde a1 Líásico(Franchi y page, 1980).

En e1 sector norte de las Sierras Centrales Datagónicas, Suero (1953) yGroeber et al.(1953) han reconocido sedñnentitas liásicas; esos afloramientos,ubicados a1 sur y suroeste de Languiñeo füeron estudiados por Turner (1975) quiénlos agrupó en 1a Fonnación Velázquez; la secuencia, de 100 metros de espesor, seinicia en 1a base con conglanerados y areniscas y culmina con limolitas y arcilí­tas que presentan intercalaciones de tobas y contiene una tafoflora bien conser­vada. Asfinisno, en el extrano sur de 1a sierra de Taquetrén, Nakayama(1973) re­

conoció sedfinentitas continentales que agrupó en la Fonnación Las Leoneras y queconsideró podrían ser de edad liásica.

En el sector sur de las Sierras Centrales Datagónicas afloran sedñnentítasmarinas liásicas a1 este y noreste de 1a estancia Ferrarotti, las cuales fuerondenaninadas Formación Mulanguiñeu por Fernández Garrasino (1977). Esa unidad fue

posterionnente estudiada por Cortiñas (1984) quien distinguió un Miembroinferiora1 cual corresponde una " facies de clásticos rojos ", depositada en ambientefluvial meandrifonne y, un Miembrosuperior caracterizado por una " facies deareniscas y pelitas oscuras " de ambiente marino y en la parte superior una "facies tobácea " con la que se inicia 1a participación volcánica en la unidad.Mediante correlación litogenética vincula el Miembroinferior con 1a FormaciónE1 Córdoba y al Mienbro superior con la Fonnación Lanas Chatas.

La discusión y correlación de secuencias liásicas de subsuelo, a partir delos datos provenientes de perforaciones, fue realizada por Lesta et a1.(1980).

b. Grupo Oviedo

Las unidades liásicas de la conarca se han reunido en el Grupo Oviedo, elcual está integrado por la Formación Dnesto Lizarralde (Chebli et 31., 1976) con­puesta esenciahnente por sedhnentítas y tobas, con tafoflora liásica, sobre 1aque se superponenextensos depósitos volcánicos constituidos por ignhnbritasriolíticas, rocas mesosilícícas, tobas y cenoglanerados, agrupados en 1a Forma­ció LosTobianos, 1a cual por sus relaciones estratigráficas y correlación lito­lógica se asigna a1 Liásico.

E1 GrupoOviedorepresenta el ciclo volcano-sedñnentario del Jurásico infe­rior, de carácter netamentecontinental, desarrollado en el borde oriental de lacuencamarina liásica.

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b.1. Formación DUestoLizarralde (Chebli et a1., 1976)

Antecedentes

Chebli et a1.(1976) agruparon bajo 1a denominacióndel epígrafe a las sedi­mentitas y piroclastitas liásicas que afloran en las inmediacionesde los puestoLizarralde y Oviedo;ubicaron el perfil tipo en la prhner localidad, describien­do brevemente su lítologia. Descripciones más detalladas de la.misma fueron rea­lizadas con anterioridad por Chebli (1973).

Cortés (1982) y Cortés y Baldoní (1984) reconocieron 1a unidad y la vincu­laron conotros depósitos liásicos de 1a comarca.

Distribución geográficaLos paquetes piroclástico-sednmentarios de la Formaciónestán localizados

en el sector noroeste de 1a comarca. Los afloramientos del puesto Lizarralde (ubicados dos kilómetros y medio al sur del mismo) son de muy reducida extensión.E1 resto aflora a1 norte del cerro Peralta, entre el puesto Oviedoy el puestoLa Potranca, donde presentan una distribución más amplia, mayor desarrollo ver­tical y variedad litológica.

RelacionesestratigráficasEn todas las localidades, 1a Fonnación Puesto Lizarralde se apoya mediando

fuerte discordancia angular sobre distintos componentesdel basamento plutónicoqnígmatítíco. A1norte del cerro Peralta, una zona intensamente fracturada afec­ta el contacto entre la unidad y andesitas, dacitas e ignfinbritas ácidas asigna­das a 1a Formación Los Tobíanos. Sin embargo, dos kilómetros al este del ¡nestoOviedo, se expone un perfil muy completo de la unidad, que conserva en su partecuspidal, ignnmbrítas riolíticas de la base de 1a Formación Los Tobianos, en aparente concordancia sobre 1a FonmaciónPuesto Lizarralde. En puesto Lizarralde,Chebli (1973) reconoció tobas rosadas por encñna de la unidad, que incluyó en laFonmaciónCañadónPuehman;dadas sus características litológicas, esas rocas seincluyen en la Formación Puesto Lizarralde.

LitologíaLa composición litológica de 1a unidad, en los afloramientos de puesto Liza

rralde y puesto Oviedopresenta algunas diferencias en cuanto a 1a proporción ydistribución areal y vertical de las rocas que 1a componen;en ténminos generalela unidad se componede rocas piroclásticas, epiclásticas - principahnente are­niscas y conglomerados- y tufítas.

Los depósitos que se encuentran al norte del cerro Peralta confonnan un am­

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plio antíclínal lhnitado laterahnente por fallas longitudinales, cuyo eje poseeun rumbogeneral noroeste y buzamiento al sureste. Las capas del flanco sur ín­clinan de 20° a 36° a1 suroeste; allí, las rocas epiclásticas son muyabundantes,desaparenciendo rápidamente hacia el norte, donde la unidad se canpone casi ex­clusivamente de rocas piroClásticas. Doskilánetros al este del puesto Oviedo,se ha localizado el perfil más completo de 1a Fonmación(perfil n° 1, figura8 );en esa localidad, la sucesión posee un espesor mínnno de 128 metros; se apoya so­bre la Fonnación Duesto La Dotranca y soporta ignñmbritas de la Fonnación Los To­

bianos. Los dos tercios inferiores del perfil (descripción detallada en anexo)se canponende tobas, tufitas y un manto de ignhnbritas ácidas hacia la base; eltercio superior está fonnado por areniscas y areniscas conglomerádicas con es­tratificación entrecruzada.

Cerca de la base se han reconocido niveles de areniscas conglanerádicas in­maduras, de color anaranjado y rosa anaranjado, de granulanetría gruesa y frac­ción guíjosa mal seleccionada; los clastos son angulosos a subangulosos y se can­ponen princinahnente de cuarzo, granito, migmatita y tobas; contienen restos demaderassilicificadas.

Las psamitas de la parte superior del perfil son areniscas y areniscas con­glonerádicas con lentes guijosos intercalados; los clastos son subangulosos y degranulanetría variada; el canento es silíceo. La canposición es cuarzo-feldespá­tica, con cierta participación de material piroclástico. Presentanestratifica­ción entrecruzada y contienen restos de troncos silicificados.

Las tufitas son pelíticas y arenosas. Las prñneras, más abundantes, son decolor rosa anaranjado y castaño, fonnan láminas y estratos finos, tabulares ypresentan intercalaciones de bancos delgados, más resistentes, de tufitas areno-pe1íticas, tobas y areniscas conglomerádicascon restos de troncos silicifica­dos; contienen flora fósil. En las tufitas arenosas, la fracción epiclástica esinmaduratextural ylnineralógicamente; predanina el grano mediano a grueso, sub­anguloso. Están silicificadas y son comuneslos niveles tobáceos; contienen flo­ra fósil.

Las tobas son de color gris amarillento y anaranjado muypálido, lajosas,muyconsolidadas, de canposición ácida.

Las ignhmbritas de la base son de color anaranjado muypálido a gris rosado,contienen piroclastos pumíceostanaño lápilli y banba, aplastados e isoorientadoslo cual le confiere lajosidad; se observan cristaloclastos de cuarzo y feldespato

El flanco norte del antíclínal, a1 norte del puesto Oviedo, se componedeacumulaciones volcánicas de poco espesor que se extienden como suaves lomadas so­bre el basamento; son afloramientos pequeños y poco conectados entre si, consti­tuidos por rocas riolíticas de color rosado y anaranjado claro, muysilicificadascon fenocristales de cuarzo y feldespato rosado; poseen intercalaciones de tobas

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Fa. LosTobin“

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Fa.Nom LaPara":

Figura 8 : Perfil N° .1, FormaciónPuesto Lizarralde; al este del pues­to Oviedo.

de color rojo claro, blanquecino y castaño. Gran parte de los afloramientos quea1 norte del puesto La Potranca han sido mapeados cano " VUlcanitas jurásicasindiferenciadas ”, corresponderían a la unidad.

A1sur del puesto Lizarralde, afloran sobre e1 basamento plutónicoanignatí­tico reducidos remanentes de estratos liásicos. Se componenen la base de arenis­

cas arcósicas conglanerádicas hasta conglomeradosarcósicos; son de color ana­ranjado grisáceo a castaño amarillento pálido; la granulonetría varía de fina amuygruesa, con guijas diseminadas. Los clastos, angulosos a subangulosos, sonde cuarzo, feldespato potásico, muscovita minerales máFicos y líticos del basa­mento. Sobre esta sección clástica basal se disponen estratos groseros de tufi­tas arenosas y tobas, de color rosa pálido, bien consolidadas; la fracción arenoisa es fina a mediana, de cuarzo y rocas metamórficas oscuras; contiene fragmen­tos lapillíticos pumíceosblanquecinos disaninados. E1 espesor de la secuenciavaría de 30 a 100metros. La sección piroclástica superior fue incluida en 1aFormación Cañadón PUeImanpor Chebli (1973). La presencia de estas rocas, in­

tercaladas en la sucesión del puesto Oviedo, permite incluirlas en la unidad.Las nrñneras acumulaciones de elenentos que integran 1a unidad estrían re­

presentadas por las areniscas y conglanerados arcósicos de puesto Lizarralde, lascuales se componende materiales provenientes príncipahnente de la destruccióndel basamentoinfrayacente. Continuan las tufitas y tobas de esa localidad y lasignimbritas y piroclastitas de 1a sección inferior y media del perfil de puestoOviedo, asi comosus equivalentes ampliamente distribuidos al noreste del mismo.Continúanhacia arriba las tufitas pelíticas y arenosas, culminando 1a sedhmen­tación con areniscas y areniscas conglanerádicas superiores.

Ambientede depositación

Las condiciones generales de depositación de los materiales de la unidad co­rresponden a las de un ambiente continental, caracterizado por el desarrollo sín­crónico de un vulcanismo explosivo e ignimbrítico de canposicíón riolítica y me­dios fluviales de distinta naturaleza. E1vulcanisno está representado por tobas,tufitas e ignñnbritas ácidas de amplia distribución.

Los conglomerados y areniscas conglomerádicas de puesto Lizarralde represen­tan el inicio de la sedhnentación de 1a cuenca liásica, en la canarca; esos de­pósitos, de granulometría gruesa y pobre selección, con clastos de fonmas angu­losas a subangulosas y procedencia local corresponden a abanicos aluviales. Lareactivación del relieve, expresado por dichas acumulacionespsefíticas sería deorigen tectónico, lo cual estaría indicado por la existencia de rocas volcánicasmejor desarrolladas en los ténninos inferiores de la unidad.

La mitad inferior del perfil de pueSto Oviedo (niveles 12 a 4) constituye

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una secuencia granodecreciente de granulanetría variable, canpuesta por sedi­mentospsefíticos con estratificación entrecruzada y troncos sílicificados, enla base, pasando hacia arriba a ténninos arenosos y finahnente pelitas lamina­das, con restos fragmentadosde flora fósil. Esta sección corresoondería a unambiente fluvial meandrifonne con pasaje hacia el techo de facies de canal a fa­cies de planicie de inundación. Los niveles cuspidales (3 y 2) representados porcuerpos tabulares de areniscas y areniscas conglanerádicas con estratificaciónentrecruzada y restos de troncos, representan el reinicio del ciclo de sedimen­tación fluvial, en facies de canal.

Contenido paleontológícoArchangelsky y Menéndez(can.epist. en Chebli, 1973) realizaron las sí­

guientes detennínacíones sistenáticas de la tafoflora contenida en las tufitasde la parte media inferior del perfil de puesto Oviedo.

Equisetites sp. Brachxphzllumsp.Cladophlebis sp. Thaumatopteris ? sE.Clathropteris sp. Sagenopteris sn.Nilssonia ? sp. Ptilophyllum ? sp.Otozamites sp. Neocalamites '? sp.

Dictyozamites sp.

Edad X correlaciónSegún Archangelsky y Menéndez (Chebli, 1973) puede admitirse la edad liási­

ca de la roca portadora de la flora detenminada.Fue considerada de edad liásica superior (Pliensbachíano-Toarciano) y equi­

parable en tiempo con las sedünentitas marinas de esa edad (Fonnacíón Osta Are­na) por Lesta et al.(1980).

La Fonmación PUesto Lízarralde subyace a ignimbritas de 1a Fonmación Los

Tbbíanos. Esta últhna unidad contiene psefitas homologables a 1a Fonnación ElCórdoba, de edad sinemuriana (Nullo, 1974). Pbr 10 tanto, las relaciones estra­tigráficas apuntan a una edad más bien hettangiana para la unidad.

La Formación Puesto Lízarralde puede correlacionarse en edad con la Fonna­ción DuntudoAlto; poseen asfinismociertas semejanzas litológicas, si bien lascondiciones de depositación han sido parcialmente distintas.

La FormaciónPuesto Lízarralde, a partir de las relaciones estratigráficasy composición de los depósitos aflorantes a1 sur del puesto hanónimo, fue corre­lacionada litoestratigráficamente con la Formación Las Leoneras (Nakayama,1973)de la sierra de Taauetrén, por Chebli (1973) y Lesta et al.(1980). La FonnaciónPUesto Lízarralde presenta shnilitud litológica y equivalencia en edad con losdepósitos sedfinentarios aflorantes a1 sur y súroeste de Languiñeo, agrupados por

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Turner (1975) en la Formación Velázquez.

b.2. Fonnación Los Tobianos nov.nom.

Antecedentes

Los afloramientos de la unidad fueron mapeadosnor Chebli y Serraiotto

(1974) y Chebli et al.(1979) formandoparte del Grupo lonco Travial. Cortés(1982) y Cortés y Baldoni (1984) diferenciaron los depósitos de 1a unidad aflo­rantes al noreste de La Rueday al sur del nuesto La Vistosa (noreste del pues­to Los Tobianos) del resto de las sucesiones volcano-sedñnentarias jurásicas ylas consideraron cano VUlcanitas liásicas.

Distribución geográficaLa Fonnación aflora en el sector noroccidental de 1a comarca; su localidad

tipo se encuentra dos kilánetros y medio a1 noreste del puesto Los Tobianos,donde se observa un buen corte estructural de 1a suceSíón. Dicha sucesión se ha

reconocido también a1 sur del molino de la estancia San José (al noreste de La

Rueda) y, entre el puesto Lizarralde y 1a estancia El Buey, donde presentan ungran desarrollo areal pero mayordefonmación. Otros afloramientos extensos estáubicados entre la estancia El Bueyy el puesto La Dotranca, pero el intensofracturamiento que afecta esas rocas ñnpide la observación de un perfil comple­to e integrado de 1a unidad. En el sector noroccidental de 1a canarca, la distrbución de los afloramientos está controlada por la estructura, ya que se dispo­nen en el márgen oriental de los dos grandes bloques en que está segmentado elsubstrato precretácico de la zona.

Las vulcanitas que fonnan parte de la mitad septentrional de la sierra Mor:han sido asignadas tentativamente a esta unidad.

RelacionesestratigráficasIa Fonnación se apoya en discordancia angular sobre el basamento plutóníco

-migmatítico de la Fonnación Dnesto La potranca, manteniendo en ciertas zonas¡ncontacto mediante fallas. Doskilúnetros a1 este del puesto Oviedo, el Mienbroinferior de la unidad se apoya en aparente concordancia sobre la Formación Duesto Lizarralde; en ese sector, el contacto entre ambasunidades está afectado p01numerosas fallas menores de distinta orientación. A1 noreste del puesto Los To­bianos, la unidad se halla cubierta en discordancia erosiva por sedhnentítas dela base del Grupo lonco Traníal; a1 sur del molino de 1a estancia San José, seobserva igual relación con 1a mismaunidad estando allí intruida por el GranitoLa Rueda. A1 norte y al sur de la estancia El Buey soporta en suave discordancízangular a sedimentitas del Grupo Cl‘uth.

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LítolggíaLa sucesión está constituida casi exclusivamente por rocas volcánicas; se

canponede ignhnbritas riolïticas, andesitas, dacitas, tobas, tufitas arenosasy cenoglomeraditas.

El rumbogeneral de los mantos volcánicos, cuando estos no están muydis­1ocados, varía de norte-sur a noroeste-sureste, aproxhnadamente.Las inclinacio­nes varían de 0 a 45°, siendo camhmnentede 25° a 35° a1 oeste y suroeste.

Se pueden diferenciar claramente dos mienbros, uno inferior, canpuestopor ignfinbrítas riolíticas y un Mienbrosuperior, integrado por todos los tiposrocosos antes citados .

Miembroinferior

En la localidad tipo de la unidad, donde 1a división en miembros se apre­cia con mayor claridad, el Mienbro inferior posee un espesor de aproxñnadamente220 metros. Las capas inclinan 32° al oeste; hacia el sur presentan mayor com­plicación tectónica y-se hallan en parte cubiertas, por lo que no se han dife­renciado en el mapa; unos tres kilónetros al sureste del puesto Los Tbbianos serueden apreciar nuevamentecon claridad.

E1Miembrose canpone de ignñnbritas riolíticas de color gris castaño cla­ro a rojo grisáceo, de textura porfírica, con cristales subhedrales finos decuarzo, feldespato y muscovita, inmersos en una pasta afanítica; se destacanfragmentos piroclástícos mayores, tanaño lápilli, en parte aplastados, fonnandofiannes y folias eutaxíticas. Presentan nítidas estructuras fluidales y manti­formes.

Ignimbritas violáceas fluidales constituyen la parte inferior de la suce­sión aflorante al sur del molino de la estancia San José; se encuentran brecha­das y silicificadas hacia el contacto intrusivo con el Granito La Rueda.

Al este del puesto Oviedo, se han conservado suprayaciendo a las areniscascuspidales de 1a FonnaciónDuesto Lizarralde, 14 metros de ignimbritas riolíti­cas lajosas, de color rojo pálido, porfiricas, con fenocristales finos a media­nos de cuarzo y feldespato, fragmentos lapillíticos pumíceosalterados y numero­sas folias.

El Miembroinferior integra iguahnente los afloramientos localizados alnoreste de la estancia E1 Buey, donde constituye la sección basal, parcialmentecubierta, canpuesta por espesas sucesiones de ignimbritas riolíticas fluidalesde color rojo pálido.

A este Miembropertenecerían también los afloramientos de ignhmbritas rio­líticas de 1a sierra Mora, que se describirán más adelante.

Cabedestacar el gran desarrollo vertical del Miembroinferior, lo que evi­

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dencia la hnportancia del evento volcánico-ignfinbrítíco que le dio origen, elcual continuó desarrollándose luego con menor intensidad.

Mienbro superior

Su espesor, al este del puesto Los Tobianos, se calcula en unos 200 metros.Al sur del molino superaría los 300 metros, desconociéndose su magnitud al nortede E1 Buey. Su conposición es persistente a los largo de los distintos aflora­mientos, pudiéndose reconocer y correlacionar los componentesque lo integran.A pesar de ello, se aprecia una variable participación de elementos volcánicos,no muymarcada, que permite definir perfiles con mayor aporte volcánico, conoen nuesto Los Tbbianos y, perfiles con menor aporte cono el del molino y estan­cia El Buey. La diferenciación ya fue apreciada por el autor (Cortés, 1976) endepósitos liásicos equivalentes (FormaciónEl Córdoba, Robbiano,1971) al oestede la laguna de Agnia.

En nuesto Los Tobianos, se componehacia arriba de tobas de color castañorojizo pálido a rojo grisáceo, laminadasy silicifícadas; presentan un caracte­rístico bandeamientodistintivo dado por la intercalación de bandas claras yoscuras. Siguenandesitas de color gris castaño, porfíricas, con fenocristaleseuhedrales finos de plagioclasa alterada, en una pasta afanítica. Continuanha­cia arriba acumulacionesde cenoglameraditas; son tufo-psefitas brechosas de co­lor gris oliva a gris castaño, con tonos verdosos en superficie alterada. Loselenentos piroclásticos participan en su canposición ya sea en fonna de lápilliy bloques pumïceos o en fonna de ceniza volcánica en la matriz areno-tobácea.La fracción clástica se componede clastos de arena, guija y guíjarros angulososen cuya conposición predaninan anplianente las andesitas y en menor proporciónel cuarzo y la plagioclasa. T’resentanestratificación gruesa. Siguen nuevamenteandesitas y tobas moradas para renatar en la parte superior de la unidad, conignhnbritasriolíticas.

Aproxfinadanenteonce kilúnetros al suroeste del molino de la estancia SanJosé se reconoce en esencia la misma secuencia. Sobre ignhmbritas del Miembroinferior se apoyan tobas de tonos grises y rosados que soportan ignfinbritas ri­olíticas porfíricas, de igual color que las tobas bandeadasdel perfil anterior;continúan andesitas e ignhnbritas con la intercalación de tufo-psefitas, lascuales poseen menorparticipación volcánica que las tufo-psefitas del perfilanterior. La sucesión culmina con ignñnbritas ácidas rosadas, con marcadas es­tructuras de flujo e ignñnbritas violáceas que soportan en discordancia erosivael Grupo Lonco Trapial.

A1noreste de la estancia El Buey la sucesión aflorante, reconocida median­

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te un perfil de rumbonoreste transversal a la estructura, posee básicamente losmismos componentes, igualmente ordenados, pero con una mayor participación se­dñnentaria. En 1a base, sobre ignimbritas riolíticas del Miembroinferior sedisponen andesitas gris castaño, las cuales soportan areniscas anaranjado gri­cáceas, medianas a gruesas, con fragmentos angulosos de cuarzo, feldespato ytobas. Dor enchnayacen tufitas psefïticas, semejantes a las tufo-psefitas delos Tobianos pero con participación epiclástica; en sus clastos es notable 1aconpOsición“andesítica y derivados de rocas del basamento plutónico-metamórfico,aflorante en las cercanías. Siguen hacia arriba tufitas arenosas y conglomerádí­cas con estratificación fina, alternantes, de granulanetría variada. La sucesiónculminacon ignñnbritas rojizas porfíricas fluidales.

Cano se dijo, los afloramientos ubicados en la estancia El Bueyy el pues­to La Potranca se encuentran afectados por un intenso fracturamiento desarro­llado especiahnente hacia el contacto con el basamento. Nose reconocieron cor­tes de terreno que mostraran 1a sucesión.más o menos canpleta y por ello, lamisna se ha reconstruido mediante la integración de observaciones aisladas. Laparte inferior se canponede lavas andesïticas y dacíticas y brechas volcánicasácidas; las primeras son de color gris castaño y gris oscuro mediano, de granofino o porfíricas y destacan fehotristales medianosde plagioclasa; las brechaspresentan grandes fragmentos de pumicitas y de ignimbritas riolíticas. CUbrien­do a las rocas anteriores se disponen ignimbritas riolíticas de color anaranja­do muypálido con fenocristales de Cuarzo y micas, parciahnente orientadas; tam­bién se han reconocido ignhnbritas fluidales con láminas de flujo, de color ro­sa anaranjado grisáceo, con fenocristales de cuarzo y feldespato (2 mm). Son muyshnílares a las ignimbritas de la parte superior del Líásico del molino de laestancia San José.

Afloramientos de Sierra Mora

Lamitad septentrional de la sierra Moraestá constituida por vulcanitasjurásicas, las cuales representan los sectores más elevados de la misma. Seasientan en discordancia erosiva sobre rocas graníticas que se han incluido enla FonnaciónPuesto La Potranca. La disposición estructural de las vulcanitases subhorizontal o suavementeinclinada hacia el este y este-noreste. Dadas surelación de suprayacencia en contacto directo con el basanento precámbrico opaleozoico y su canposición litológica, se las incluye tentativamente en la For­mación Los Tobianos.

Se han reconocido en 1a base, ignñnbritas ácidas fluidales de color grisoliva claro, muyconsolidadas, porfiricas- con fenocristales de cuarzo y feldes­

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pato alterado, de uno a dos milímetros de diánetro; en 1a pasta se destacan del­gadas láminas de flujo, irregulares. Están silicificadas. Sobre ellas se dispo­nen tobas menosdensas que las rocas anteriores, de color blanco y rosa anaran­jado grisáceo, con fenocristels de cuarzo y feldespato alterado, de uno a tresmilfinietros de diámetro; fonnan estratos potentes. A las tobas se asocian lapi­llitas y aglomeradosvolcánicos con fragnentos pumíceos. Intercalados en lastobas, cerca de la cumbrede la sierra, se han localizado reducidos asomosdetufitas arenosas de color rosado anaranjado grisáceo, con guijas angulosas dise­minadas, de tobas y clastos de arena muyfina a mediana, de tobas, cuarzo, fel­despato y máficos. Se esthna un espesor total de 60 metros.

Ambiente de depositaciónE1 vulcanismo que dio origen a la undad fue en un principio exclusivamente

de tipo ignhnbrítico pasando luego a extrusiones de tipo lávico y piroclástico.Su composiciónes iniciahnente 553ica,alternándose con posterioridad con ténni­nos riolíticos. Las intercalaciones de tufo-psefitas se consideran típicas fa­cies de cenoglomeraditas depositadas por fenómenosde renoción en.masa de cen­tros volcánicos. Lamayor distancia a esos centros efusivos conduce al pasajea facies medias y distales de tufitas psefíticas y arenosas, tal cano se obser­va en el sector noroeste de la canarca, hacia el oeste.

Edad y correlación

La Fonnación Los Tobianos se apoya en concordancia sobre sedfinentitas liá­sicas de la Fonnación Puesto Lizarralde y soporta mediandodiscordancia erosivaa una sucesión volcano-sedhnentaria homologable al Grupo LoncoTrapial, de edadbajociano-bathoniana. Las relaciones estratigráficas, que indican una edad líá­sica, son compatibles con la correlación litoestratigráfica, mediante 1a cuallos niveles de tufo-psefitas brechosas se corresponden de maneramuyajustadacon las típicas camadaspsefïticas que integran la FonmaciónEl Córdoba, de edadliásica media.

La existencia de rocas lávicas predqninantementemesosilícicas, asociadasa los niveles psefíticos de la FonmaciónEl Córdoba, al oeste de la canarca, erseñalada por hhllo (1983), Cortés (1976) y Franchi y Dage (1980); dichos ele­mentos volcánicos, junto con los que componenla Formación los Tobianos, repre­sentan el lapso de mayoractividad volcánica del ciclo volcano-sedñnentario li­ásico de este sector de la cuenca.

2.1.2. Dogger

a. Estudios anteriores de la estratigrafía del Doggeren el sector central de 1a

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provincia del Chubut.

Delos estudios realizados hasta la mitad del presente siglo, cuya síntesispuede hallarse en 1a obra de Peruglio (1949), se destaca el aporte de Piatnítzky(1946) quien postuló la edad post-liásica de las acumulaciones volcánicas, descar­tando la edad triásica aceptada anteriormente sobre la base de 1a presencia de Es­therias. Suero (1956), incluyó esos depósitos en su "Serie Porfirítíca Postliási­ca". Ieruglio (1949) integró los depósitos predominantanente volcánicos de edadjurásica del Chubut extraandino en el "ComplejoPOrFirico de la Patagonia extraan­dina", separándolos por su litología y edad, de aquellos aflorantes a1 norte delcodo del río Chubut y los agrupó en el "Canplejo de la Sierra de Olte" (Piatnitzky1936; Fossa Mancini et 31., 1938).

Herbst (1964, 1966) denominó FonmaciónCerro Carnerero al conjunto de piro­

clastitas y psefitas con restos de Estherias (Piatnitzky, 1936) y vertebrados (Ca­brera, 1947) aflorantes en el cerro homónimo,los cuales habían sido descriptospor Teruglio (1949) como"Sedimentos Continentales Jurásicos" y por‘ïroeber et al.(1953) como"Estratos del Cerro Carnerero"; 1a posición estratigráfica concordantede estos depósitos sobre estratos marinos liásicos y discordante debajo de vulca­nitas jurásicas - que denominó Ibrmación Puellman - le inducen a considerar esa

unidad comode edad 1iásica.’1roeber et a1.(1953) agrupó las vulcanitas en 1a "Se­rie Porfirítica".

En 1968, Stipanicic et 31., presentaron el siguiente esquemaestratigráfíco:los depósitos del cerro Carnerero no serían de edad liásica comosostenía Herbst(ops.cits.) pues los niveles líásicos conordantes infrayacentes serían del Toar­ciano (Harpóceras), del Aaleniano medio (Leioceras) y superior (thoceras franci ­gi, Sphaerocoeloceras brochiiFormis, etc.) y del Aaleniano cuspidal o de 1a basedelllesobayociano, con el conjunto de pseudoPleXgellia. Los depósitos que supraya­cen a la Ionnación Carnerero en el cañadón Puelman, se extenderían según estosautores hacia el este, en 1a sucesión volcano-sedimentaria nue aflora entre Pasode Indios y Paso del Sapo, denominada por Téruglio (1949) "Complejo de 1a Sierrade Olte". Diferencian en esos depósitos a la Formación Pampade Agnia, basal, constituida esencialmentepor norfiritas violáceas oscuras con intercaclaciones piro­clásticas, sobre la que se apoyan en discordancia (?), tobas, tobas arenosas y lu­titas negras con abundantesrestos de Estherias y plantas fósiles (Frenguelli,1949) que denominaron Ibrmación Cañadón Asfalto o Tormación Puelman. Asignan a launidad volcánica una edad bathoniana, al correlacionarla con la Ibrmación ChonAike, de esa edad (Cazenueve, 1965) y alos estratos suprayacentes una edad oxfor­diana.

Robbiano (1971) distinguió a los depósitos volcano-sedñmentarios jurásicos

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post-liásicos de la sierra del Cerro Negro, a1 este de 1a laguna de Agnia, las si­guientes unidades litoestratigráficas: sobre la lbrmaciónCerro Carnerero se dis­pone en concordancia la anmación Cañadón Puelman, Fonnadas por coladas de andesi­tas, tobas andesíticas, tobas ignhnbríticas, aglomeradosvolcánicos andesíticos,conglomerados y mantos de pórFiros cuarcíFeros, con un espesor que varía de 104 ma 175m; soporta en discordancia angular estratos del'lrupo Chubut (annación Ce­rro Fortín). Distingue asimismo 1a Ibrmación Cajón de Ginebra, integrada por con­glomerados con niveles de lfinolitas y areniscas intercaladas, 1a cual se apoya endiscordancia sobre sedfinentitas marinas liásicas y soporta en igual relación a laIbrmaciónCerro lbrtín. Considera que existe un engranaje lateral y vertical entreesas tres unidades y que corresponden a un mismociclo deposicional volcano-sedi­mentario ocurrido en el Bajociano-Bathoniano.

Lesta y Perello (1972) agruparon estas tres fonmacíones en el’lrupo LoncoTrapial. Lesta et a1. (1980) mantienen ese esquemaestratigráfico y consideran quela FormaciónCerro Carnerero constituye una facies de la Ibrmación Cajón de(}ine­bra depositada en una posición más alejada de los centros efusivos.

Nullo y Proserpio (1975) considerando las dificultades de mapeoque presentanestas unidades debido a su caracter interdigitado, llevaron a la categoría de for­mación al'lrupo LoncoTrapial, considerándola integrada por los\1iembros Cajón deGinebra, Cerro Carnerero y Pampade Agnia. Es decir, que además del cambio en la

categoría formal de las unidades, desecharon el nombre de CañadónPuelman para las

vulcanítas aflorantes en LoncoTrapial.Wusacchio (1981) conservó la denominación de Ibnmación Puelman, integrante

del Grupo LoncoTrapial, para las ignimbritas, tobas y andesitas aflorantes en lasierra de Pampade Agnia (sierra del Cerro Negro).

Nullo (1983) describió y mapeó 1a Formación lonco Trapial y sus miembros con­

ponentes, que afloran en la sierra de LoncoTrapial, LoncoTrapial Chico, Cajón deGinebra y Cerro Negro. Tomandoen cuenta dataciones radimétrícas de vulcanítas de

otras regiones del Chubut, consideró que 1a edad de la lbrmación Lonco Trapialabarcaría desde el Aaleníano más alto hasta el Oxfordiano inclusive.

Turner (1979) describió las acumulaciones volcano-sedimentarias de la zona de

Languiñeoy Tecka, tramo norte de las Sierras Centrales Patagónicas, bajo 1a deno­minación de Formación Panpa de Agnia.

En los depósitos sedimentarios y volcánicos postliásícos localizados al noreste de la estancia ferrarotti, extrano sur de la Precordillera del Chubut, Fernán­dez‘iarrasino (1977) determinó las formaciones Cerro Terrarotti y Cerro Colorado,que consideró equivalentes a las Ibnmaciones Cerro Carnerero y Cañadón Puelman,respectivamente. El análisis ambiental de las secuencias allí presentes y su com­paración con otras de 1a región central fue realizado por Cortiñas (1984). Ese au­

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tor postuló la existencia de dos ciclos volcano-sedfimentarios jurásicos en la re­gión. El ciclo inferior estaría integrado por las Fonmaciones‘iulanguiñeu, E1 Cór­doba, LomasChatas y 1a sección basal de la Formación Cajón de Ginebra afloranteen cañadón del Corral Chico. El ciclo sunerior estaría representado por las Ibrma­ciones Cerro Terrarotti, Cerro Colorado, Cerro Carnerero, Cajón de Ginebra, Caña?dón Puelmany CañadónAsfalto (?). Correlacionó la Fonnación Cerro Ibrrarotti, deambiente lacustre, con la sección inferior de la anmación Cerro Carnerero; señalóun engranaje lateral entre la parte superior de 1a anmación Cerro Carnerero y lasIbrmaciones CañadónPuelmany Cerro Colorado; sus facies indicarían la retraccióndel área de sedimentación lacustre y el avance hacia el sudoeste de la facies deabanicos aluviales. La intercalación de andesitas y basaltos de la FormaciónCaña­dón Puelman en la Formación CañadónAsfalto y 1a actividad volcánica continuada enesta última unidad le inducen a incluir a 1a formación CañadónAstalto en el ciclo

de la Ibrmación Cerro Terrarotti, sin que medie discordancia entre ambas.Las vulcanitas jurásicas del centro de 1a provincia del Chubut Fueron des­

criptas por Chebli (1973) y Chebli et a1.(1979) bajo 1a denominación de Tbrmación

Cañadón Puelman, del Grupo Lonco Trapial.

Cortés (1982) y Cortés v Baldoni (1984) diferenciaron en las acumulacionesvolcánicas jurásícas de la comarca, al este de La Rueda, sucesiones de edad liási­ca, dogger (Formación lonco Trapial) y‘lahn (Formación CañadónAsFalto y vulcani­tas asociadas).

b. Grupo LoncoTrapial (Lesta y Ierello, 1972)

Dadassu canposición litológica y relaciones estratigráficas, se asignan alGrupo LoncoTrapial, espesas sucesiones volcánicas y volcaniclásticas aflorantesen el cuarto noroccidental de 1a comarca. Están integradas por areniscas, conglo­merados, rocas piroclásticas y de mezcla (TbrmaciónCerro Carnerero), aue se apo­yan en discordancia erosiva sobre vulcanitas liásicas de la Ibrmación Los Tobíanosy por una sucesión potente de lavas mesosilícicas y básicas con intercalacionespiroclásticas v epiclásticas (TbnmaciónCañadónPuelman) que SOporta en discordan­cia angular a distintos elementos del Grupo Paso de Indios, de edad calloviano­oxfordiana.

Nomenclatura

La denominación formal de Fonnación Cerro Carnerero se debe a Herbst (1966);

corresponde a parte de lo que con anterioridad Piatnitzkv (1946) denominara "SerieAglomerádica"y a las "Sedhmentitas Continentales Jurásicas" de Peruglio(1949);

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asimismo, Groeber et al.(1953) citaron la denominaciónde Estratos del Cerro Car­

nerero, empleadaanterionmente por Suero (1946) en un trabajo inédito.Herbst (1966) reconoció vulcanitas post-liásicas en la sierra de Pampade

Agnia, que agrupó en 1a IbnnaciólPUellman, sin realizar una caracterización lito­lógica más o menos completa de 1a unidad. Las descripciones litológicas de 1a se­cuencia aflorante en el cañadón Puelmanhabían sido realizadas anterionnente porIeruglio (1949).

Las vulcanitas bathonianas del Chubut extraandino Fueron incluidas por Sti­panicic et al.(1968) en el Complejode la Sierra de Olte bajo la denominacióndeFormación Pampade Agnía. Si bien describe un perfil de la secuencia aFlorante enel río Chubut medio, el nombre de la unidad ya había sido empleado por Herbst(1966) para designar al grupo que incluye a las secuencias liásicas y por ello ca­be desesthnar dicha denominación. Otro tanto sucede con la utilización de la For­

mación Puelmanen sinonfinia con anmación CañadónAsfalto, realizada por esos au­

tores, pues la primera denominación ya había sido empleada por Herbst (1966), canose dijo anteriormente.

Conposterioridad, Robbiano (1971) describió 1a sección tipo de la anmaciónCañadón PUelman, en la localidad homónfina, conformada por coladas de andesitas,mantos de pórfiros cuarcíferos, tobas, aglanerados y conglomerados. En una sínte­sis posterior, Lesta y Ibrello (1972) incluyeron dicha unidad en el Grupo LoncoTrapial, junto con las Ibrmaciones Cerro Carnerero y Cajón de’ïinebra, que consi­deraron interdigitadas lateralmente. Nullo y Proserpio (1975), al considerar lamapeabilidad de estas unidades, bajaron la categoría fonmal de las mismasy lasconsideraron miembrosinterdigitados, integrantes de la annación LoncoTrapial.blodificaron ashnísmo el nombre de la facies volcánica, que denominaron PampadeAgnia.

Debidoa que el carácter interdigitado que muestran entre si estas unidades,no es incompatible con su categoría de Formación y que dicha relación no impidesu mapeo, incluso a escala reducida, se conserva la categoría ampliamente aceptadade "grupo" para estas acumulaciones. Cabe agregar que el cañadón Puelman no es lalocalidad en que están mejor expuestas las facias volcánicas del'lrupo, ya sea envariedad composicional o espesores, pero se prefiere continuar con el uso de esanomenclaturaestableciendo la ubicación de los perfiles más representativos, an­tes que introducir una nueva modificación nomenclatural que agregaría mayor con­fusión al ya complicadotratamiento formal de 1a estratigrafia de la comarca.

Cabe señalar respecto de la IbnmaciónCerro Carnerero, que las capas que in­tegran la misna fueron incluidas en el’ïrupo Pampade Agnia o en el Grupo LoncoTrapial según se las asociara por sus relaciones estratigráficas o afinidad compo­

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sicional con los estratos liásicos infrayacentes o con las secuencias volcano-se­dimentarias aue soporta. Presentan gran similitud lítológica con los niveles pse­Fíticos y aglanerádicos que integran 1a formación Cajón de’ïinebra del’ïrupo Lon­co Trapial en su área tipo. En todas las localidades, el pasaje entre la Torma­ción Cerro Carnerero y la Formación Cañadón PUelmanes concordante. Su relación

con los estratos liásicos infrayacentes es concordante y gradual en la sierra delCerro Negro, pero también es evidente un neto cambio en las condiciones de deposi­

tación, marinas a continentales; asñnismo, 1a existencia de potentes depósitosconglomerádicos indica un hnportante evento erosivo en esos tiempos. Esto se poneen evidencia más acabadamente en la comarca, donde su relación con las vulcanítasliásicas es netamente erosiva. Estos argumentosnos inducen a considerar a la For­mación Cerro Carnerero más estrechamente ligada con las vulcanitas del Grupo Lon­co Trapial, antes que con los depósitos liásícos.

Características generales de los perfiles de la unidad

La composición litológica del Grupo LoncoTrapial aflorante en 1a comarca, secaracteriza sobre la base de 1a información obtenida de dos perfiles, cuyo trazo,de rumbogeneral este-noreste, corta perpendicularmente 1a estructura regional quepresenta la unidad. Los perfiles se realizaron en las sucesiones volcano-sedhmen­tarias aflorantes a1 nor-noreste del paraje La Rueday son los siguienetes: perfiln° 2, a lo largo de 1a quebrada del puesto Los Tobianos y, perFil n° 3, realizadoen dos secciones; 1a sección norte, dos kilómetros al sur del nuesto Alvarez y 1asección sur, a mitad de camino entre la estancia San José y el paraje La Rueda (ubicación de perfiles en figura 6).

La figura 9 muestra el dibujo de los perfiles columnares del Grupo y la co­rrelación de los distintos términos que lo componen.El perfil de Los Tobianos(n°2) muestra las secciones basales de la unidad; se aprecia la relación discor­dante con las vulcanitas liásicas infrayacentes y el pasaje concordante entre lasFonmaciones Cerro Carnerero inferior) y Cañadón Puelman (superior). Los tramos su­periores de la sucesión han sido eliminados por erosión o están cubiertos en dis­cordancia por 1a FormaciónPuesto'ïilbert. El perfil de puesto Alvarez-estanciaSan José (n°3) se ha realizado en dos secciones debido a interrupciones de 1a su­

cesión por fallamiento y cobertura moderna, que impiden la obtención de un perfílcontinuo; sin embargo, 1a correlación de ambassecciones penmite la integracióndel perfil. La sección norte muestra mosniveles medio y superior de la unidad,constituidos por la FormaciónCañadónPuelman, mientras que en la sección sur seobserva el pasaje de la unidad volcánica a la Ibrmación Cerro Carnerero infraya­cente y de ésta, mediandodiscordancia, al substrato liásico.

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Los afloramientos correspondientes a cada perfil están separados por una ex­tensa Falla de rumboeste-oeste)zotras fallas menoresque; junto a la interposi­ción del Granito La Rueda y a la cobertura más jóven, interrumpen la continuidadlateral de los niveles de ambascolumnas.

b.1. Fonnación Cerro Carnerero (Herbst, 1966)

Se asigna a la FonnaciónCerro Carnerero una sucesión volcaniclástica y sedi­mentaria que forma reducidos afloramientos al noreste de La Rueda y del puesto LosTobianos. Constituye los niveles basales de la espesa sucesión volcano-sedimenta­ria del’ïrupo LoncoTrapial, cubriendo discordantemente las acumulaciones liásicas

Antecedentes

Las vulcanitas y sedimentitas de 1a unidad fueron incluidas en la TbnnaciónCañadón Puelman por Chebli (1973) y en el Grupo Lonco Trapial por Chebli y Serra­

íotto (1974) y Chebli et al.(1979).Cortés y Baldoni (1984) comunicaronel hallazgo de flora fósil en los estra­

tos de la unidad, a1 este de La Rueda. Brindaron un perfil de esos niveles que in­cluyeron en la parte basal de la FormaciónLoncoTrapial.

Distribución geográficaLa unidad constituye, en planta, una angosta faja discontinua que aflora dos

kilómetros y medio a1 noreste del puesto Los Tobianos, en la margen sur de 1a que­brada oue con rumbonoreste se encuentra inmediatamente al norte de dicho nuesto;

su prolongación al sur se interrumpe por falla y por la interposición del’lrani­to La Rueda. Elementos atribuibles a 1a unidad afloran seis kilómetros al este deLa Rueda.

RelacionesestratigráficasA1 noreste del puesto Los Tobianos 1a Ibnmación Cerro Carnerero se apoya

mediante una neta superficie de erosión sobre distintos términos de loslliembrossuperior e inferior de la FonmaciónLos Tobianos. Las capas basales de la Forma­ción están compuestas por psefitas brechosas cuyos clastos se componende materialproveniente de los mantos lávicos infrayacentes. Asimismo,seis kilómetros al estedel paraje la Rueda, aproximadamente,conglonerados y tobas plantiferas asignadasa la unidad se apoyanmediante discordancia erosiva sobre ignhmbritas ácidas de laformación Los Tobianos.

En la quebrada Los Tobianos y al este de La Rueda, 1a formación Cerro Carne­rero soporta en concordancia vulcanitas de la Formación Cañadón Puelman. En losperfiles levantados, las secciones piroclástico-sedimentarias de 1a IbrmacíónCerr

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Carnerero no desaparecen abruptamente hacia arriba sino que constituyen interca­laciones de menor espesor en 1a parte inferior de la Ibnnación CañadónPUelman.Por lo tanto, en la conarca, la Ibnnación Cerro Carnerero representa los nivelesinferiores del Grupo LoncoTrapial con una progresiva interdígitación lateral yvertical con los ténninos inferiores de la FormaciónCañadónPuelman.

LitologíaA1 noreste del puesto Los Tobianos, los depósitos de la unidad poseen un es­

pesor de 440 metros. El rumbode las capas es de 330° y la inclinación de 49° aloeste.

El tercio inferior de la sucesión se componeprincipalmente de tufitas pse­fíticas a arcillosas y psamitas, mientras que los dos tercios restantes se compo­nen de tufo-psefitas, con una intercalación volcánica hacia el techo.

La sección inferior comienzaen su base con estratos gruesos de tufitas are­no-conglomerádicas brechosas de color castaño morado; el tamaño de sus clastos va­ría entre arena muygruesa y bloques medianos de hasta un metro de diámetro, an­gulosos a subredondeados, compuestosprincipalmente de ignimbritas y andesitas;están inmersos en una matriz areno-tobácea friable. Hacia arriba pasa a tufitasareno-arcillosas de color rojo pálido con numerosasintercalaciones de lentes deconglonerados de 0,5 a 1 metro de espesor, con clastos subredondeados de hasta 20cmde diámetro. Siguen estratos finos de tufitas areno-conglomerádicas de colorrojo pálido y castaño amarillento pálido, Friables, con clastos de arena medianasubangulosos, de andesitas, tobas y rocas alteradas; presenta intercalaciones deniveles tobáceos morados, muyconsolidados. Hacia arriba, por disminución de lafracción epiclástica pasan a tobas moradasy rosadas con intercalaciones de lapi­llitas abigarradas. Estas últimas, bajo el microscopio, se componende fragmentos(diámetro pronedio 1 cm) de vulcanitas mesosilicicas (?) en un material intersti­cial muyfino afectado por alteración y reemplazo principalmente carbonático.

La sección superior comienza en la base con bancos de 30 a 50 cm de espesorde tufitas conglomerádicasbrechosas de color castaño pálido , constituida porclastos angulosos a subangulosos de guija muyfina a muygruesa y bloques de hasta40 cmde diámetro, que se componende tobas y vulcanitas mesosilícicas; la matrizes areno-tobácea. Por enchna se disponen espesas acumulaciones de tufo-psefitasbrechosas de coloración verdosa a violácea. Son rocas fracturadas y alteradas queno muetran estratificación. Están constituidas por una fracción gruesa con frag­mentos angulosos a subredondeados de S cm a más de 30 cm de diámetro de composi­

ción predominantementeandesítica; se encuentran inmersos en umamatriz lapillíti­ca de composición mesosilicica muyalterada, constituida por Fragmentos de 0,5 cma 2 cmde diámetro; bajo el microscopio se componenprincipalmente de vulcanitas

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Figura 9 : Perfiles N°2 y 3, Grupo Lonco Trapial.

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porfíricas mesosilícicas, cristaloclastos de plagioclasa andesínica y máFicosal­terados. Sigue un manto de vulcanita modificada, de color púrpura rojizo pálido;a1 microscopio es de textura porFírica con fenocristeles de plagioclasa (andesíní­ca ?) y máficos (piroxenos, anfíboles) reemplazados por sílice, inmersos en unapasta muy Fina impregnada por óxidos de hierro. La sucesión culmina con tuto-pse­fitas brechosas de color púrpura rojizo pálido, muyconsolidadas. La Fracción másgruesa varía de 2 mma 10 cm de diámetro v se compone de Fragmentos angulosos a

subangulosos de andesitas, sílice, tobas, pumicitas e ignimbritas ácidas, en unamatriz areno-pelitica tobácea.

Losniveles estratificados, piroclástico-sedimentarios aue constituyen laparte inferior del perfil n°3 (sección sur) han sido asignados por su composiciónlitológica a la Ibrmación. Alli presentan la ñntercalación de aproximadamente190metros de andesitas y basaltos de la Ibrmación Cañadón Puelman. Por debajo de esosmantos volcánicos y en contacto con las vulcanitas liásicas se dispone una suce­sión de 60 metros de espesor (nivel 4) constituida en la base por un conglomera­do brechoso, con clastos guijosos subangulosos a subredondeados, de tobas, ignim­britas y cuarzo y restos de grandes troncos silicificados; está asociado a arenis­cas medianas a gruesas y tobas blanquecínas. La parte superior se componede tufi­tas arenosas de color anaranjado, con intercalaciones de pelitas silicificadas ha­cia el techo, lapillitas pumíceasy tobas de color púrpura, castaño, gris y ana­ranjado, estratificadas, laminadas, muyconsolidadas, en parte bandeadas, las cua­les contienen una flora fósil bien conservada.

Por encima de las vulcanitas intercaladas, continúa una espesa sucesión (230metros) piroclástica, en su mayorparte cubierta, en la aue se han reconocido to­bas de color amarillento y rosa anaranjado, laminadas, con siliciFicación masivay venas y nódulos de pedernal.

En ambosperfiles se observa que la anmación Cerro Carnerero comienza en labase con depósitos psefítícos y arenosos gruesos, de mayor espesor en puesto LosTobianos; hacia arriba se pasa en el perfil n°3, a depósitos esencialmente piro­clásticos, tobáceo-lapillíticos, que intercalan mantos lávicos, mientras que en elperfil n°2 son rocas piroclásticas secundarias, de granulometría gruesa, tal comolas tufo-psefitas brechosasy tufítas.

Contenido paleontológicoEn la comarca, en los estratos basales del perfil n°3 (nivel 4€, sección sur)

se encontraron numerosos ejemplares de las partes medias y apical de frondas, des­criptas por Cortés y Baldoni (1984) comoCladophlebis oblonga Halle y escasos res­tos de ConíFeras y Eguisetale .

En el cañadón Puelman, Piatnitzky (1936) recolectó en 1a lbrmación Cerro Car­

nerero, Estherias y un saurópodo denominado porCXbrera (1947),Amigdalodon patagó­91925. Para 1a sierra del Cerro Negro, Robbiano (1971) citó troncos y restos de

vegetales carbonizados indeterminables, mientras que Nullo (1983) determinó 9397zamites sp. (con dudas Otozamites sueroi, Herbst).

Ambiente de depositación

Las rocas que componenla unidad constituyen la Facies volcaniclástica y 1afacies areno-conglomerádicade origen fluvial, del ciclo volcano-sedfinentario queoriginó al Grupo LoncoTrapial.

Los depósitos de tufitas areno-conglanerádicas con intercalaciones areno-ar­cillosas y las tufitas conglomerádicasbrechosas suprayacentes, que forman la par­te inferior de 1a IbrmaciónCerro Carnerero en el perfil de Los Tobianos, corres­ponden a un medio de depositación continental fluvial de alta energía, con vulca­nismo explosivo sincrónico; indican una fuerte actividad erosiva sobre el substra­to volcánico y el inicio, en 1a comarca, del ciclo volcano-sedhmentario. Pasan ha­cia arriba a espesas acumulacionesde tufo-psefitas con abundantematriz lapillítica y tobácea y grandes bloques y grava, angulosos, de material volcánico que cons­tituyen la Facies de cenoglomeradita, depositada por Fenómenosde remoción en ma­sa de terrenos volcánicos, en condiciones semiáridas.

La IbrmaciónCerro Carnerero y las intercalaciones estratificadas en el per­fíl n°3 se caracterizan, excepto el nivel basal, por Facies piroclásticas y epi­clásticas finas, laminadas, con flora e invertebrados de agua dulce y escasa in­tercalaciones epíclásticas másgruesas, con troncos silicificados. Caracteriza­rían una depositación subaérea y subacuea lacunar de menor energia.

b.2. Ibrmación Cañadón Puelman (Herbst, 1966; nom.subst. Robbiano, 1971)

Se homologan a 1a Ibrmación Cañadón Puelman potentes acumulaciones de lavas

mesosilícicas y básicas e ignimbritas ácidas subordinadas, que fonmanextensosafloramientos al noreste de La Rueday al sur del puesto'ïonzález. Constituyen losniveles superiores de 1a sucesión volcano-sedimentaria del’ïrupo LoncoTrapial. Sedisponen en discordancia angular por debajo de 1a sucesión calloviano-oxfordiana.

Antecedentes

Chebli (1973), incluyó las vulcanitas de 1a unidad en la Ibrmación CañadónPuelmany reconoció en ella interdigitaciones mesosilicicas y ácidas, relaciónque según ese autor se hace más notable hacia el bajo de las Plumas, al este dela comarca.

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Cortés (1982) señaló la presencia, al este de La Rueda, de un cuerpo grani­tico que intruye vulcanitas que asigna a1 Dogger. Cortés y Baldoni (1984) citaronvulcanitas de la unidad que incluyeron en la Ibnnación LoncoTrapial.

Distribución geográficaLa unidad aflora entre el puesto Los Tobianos y el paraje La Rueda; en el

extremo noroeste de la comarca, aflora a1 sur del puesto González.

RelacionesestratígráficasLa Formación CañadónPuelman está intruida por el‘ïranito La Rueda. Soporta

en discordancia angular remanentes volcano-sedimentarios de la formación PuestoGilbert en la márgen sur de la quebrada Los Tobianos, mientras que al sur del ce­rro Horqueta y al oeste del puesto Alvarez 1a mayor continuidad de los afloramientos de esa formación permite observar con más claridad esa relación. A1 sur delpuesto González, vulcanitas de la Ibrmación Puesto Gilbert se apoyan en discordancia angular neta sobre la Tbrmación Cañadón Puelman. A1 noreste del puesto LosTobianos presenta un contacto tectónico con la Ibnnación CañadónAsFalto, mientraque a1 oeste de 1a estancia San José sonorta en discordancia angular a sedimenti­tas de la Ibrmación Puesto Vlendivé.

LítologiaLa disposición estructural de los mantos y estratos de 1a Tbnmaciónes simi­

lar en toda 1a comarca. Su rumbogeneral es nor-noroeste, 1a inclinación varía de30° a 55° al suroeste.

En el perfil de puesto Los Tobianos se han medido 490 metros, mientras queen el perfil n°3 el espesor total alcanza los 2000metros.

E1 análisis comparativo de los perfiles de 1a figura 9 , cuya descripción sedetalla en el anexo, pennite realizar la siguiente sintesis de la composicióndela unidad en la comarca. Las sucesiones volcano-sedhnentarias aflorantes al norte

de la meseta del Canquel, mapeadas como formación Cañadón Puelman se componen de

un 90%de rocas lávicas y un 10%de rocas piroclásticas v epiclásticas estratifi­cadas. La distribución de esos tipos litológicos es heterogénea y shnilar en amboperfiles, lo cual permite diferenciar dos secciones estratigráficas.

La sección inferior está representada por los afloramientos de 1a unidad enel perfil Los Tobianos y por los 1250metros del perfil n°3; presenta mayor desa­rrollo superficial que la sección superior, constituyendo la casi totalidad de loafloramientos de 1a Formación. Se componede una alternancia de acumulaciones lá­vicas y depósitos piroclástico-sedimentarios estratificados. La sección suneriorestá representada por los 750metros cuspidales del perfil n°3; aflora al surestedel puesto Ibáñez y al sur del puesto’lonzález (Figura 9); se componeexclusiva­

mente de mantos de vulcanitas lávicas mesosilícicas y básicas.En la sección inferior, el espesor de las acumulaciones lávícas varía de 100

a 300 metros, alcanzando comúnmentelos 150 metros de potencia. Las secciones es­

tratificadas son de menor espesor (30 a 100 metros) y poseen umacontinuidad la­teral limitada ya que comúnmentese acuñan y desaparecen en tramos de dos a cin­¿b kilómetros; por ello, el perfil local no posee alcance regional. Ciertos epí­sodios parecen tener un mayor alcance areal y se han reconocido en ambosperfilesmediante 1a correlación de sus productos, sobre 1a base de su composición y posi­ción en el perfil. Así, la canparacióny correlación de los perfiles locales, per­mite apreciar las tendencias generales del desarrollo efusívo y paleoambiental dela región.

La composiciónde las rocas lávicas es mesosilícica y básica y está repre­sentada por andesitas con intercalaciones de basaltos. Se presentan comúnmenteenforma de mantos bien definidos, de 4 a 5 metros de potencia. Comoejenplo merecencitarse las estructuras mantifonmesclaramente expuestas en 1a quebrada los Tobia­nos. Allí, las vulcanitas son de color gris rojizo oscuro v se encuentran Fractu­radas y alteradas; presentan venillas y venas de óxido de hierro rojizo y venillasy drusas de sílice blanquecina; el color de alteración es verde. la parte superiorde los mantos es muyvesicular; cuando las vesículas están rellenas de sílice danlugar a la fonnación de crestas salientes de mayorresistencia a la erosión. Laparte inferior de los mantos está muyfracturada y es lajosaq Macroscópicamenteson rocas porfíricas, con escasos fenocristales pequeñosen una pasta afanítica.Bajo el microscopio su composición es basáltica; se observan fenocristales de unmineral máfico reemplazado principalmente por opacos y biotita dispuestos en unapasta hialoofítica (?) compuestasde microlitas orientadas de plagioclasa labrado­rítica y una mesostasis de opacos y piroxenos (?) alterados.

Las vulcanitas del perfil n° 3 son principalmente andesitas mantiformes y ve­siculares, de textura porFírica y coloración violácea; umamuetra del nivel 3, re­vela bajo el microscopio, fenocristales de plagiolasa (An49), anfíbol y/o piroxe­no, reemplazados, en una pasta compuestapor microlitas de plagioclasa. Los basal­tos intercalados son de color negro a gris y gris castaño. La textura es porfíri­ca a glomeroporfírica, con fenocristales pequeños (décimas de milímetro) de pla­gioclasa (labradorita o andesina) acompañadospor piroxeno, olivina o anFíbol, co­múnmentealterados; la pasta es generahnente intergrranular o hipocristalina.

Hacia la base de la Formación, en el perfil n°3, se han reconocido mantos delgados de ignimbritas riolíticas. En el nivel 8 son lajosas, de coloración rosaday anaranjada, muyconsolidadas; presentan trizas de sílice, tobas y líticos y la­pillos pumíceosdíseminados. Están asociadas a tobas. En el perfil n°2 se interca­lan entre los mantos andesíticos, 100 metros de brechas volcánicas de color púrpu­

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ra rojizo pálido, muyconsolidadas, con fragmentos angulosos de vulcanitas porFí­ricas violáceas, pumicitas y sílice rojiza. La fracción menorcorresponde, bajoel microscopio, a una lapillita alterada con fragmentos de vulcanitas ácidas ensu gran mayoría. Por su carácter de roca densa, senejante a una ignímbrita y sucomposiciónmonolitológica, estas rocas se consideran comobrechas de flujo pi­roclástico (Parsons, 1969). Dadassus características litológicas, este nivel seha correlacionado con el de ignfimbritasriolíticas del perfil n°3.

En las secciones estratificadas predominanamphmnentelas tobas y lapillitasy tipos intermedios, de colores rosado grisáceo, rosa anaranjado y rojizo; estáncomúnmentelaminadas e finamente estratificadas y silicificadas. Se componetam­bién de tufitas areno-conglomerádicas,arenosas y pelíticas, de colores gris yrosado, con fragmentos pumíceosy silíceos y litoclastos de vulcanitas ácidas ymesosilícicas. Enmenorproporción ocurren niveles de camglanerados, areniscasconglomerádicasy pelitas silicificadas; estas secciones portan con Frecuenciarestos de troncos silicificados de tamañovariado y tallos.

Contenido paleontológicoEn la Ibnmación CañadónPUelmanse han hallado restos de troncos silicifica­

dos. Chebli (1973), citó restos de Brechipgxllum s . asociados a vulcanitas.En la sierra del Cerro Negro, 1a FonmaciónCajón de’linebra posee restos de

0tozamites sp. (Robbiano, 1971); en esa sierra, en el cañadón Cabeza de Cristiano(Nullo, 1983) contienen 0tozamites chubutensis Herbst y Otozamítes sueroi Herbst,determinadas por Herbst (1966).

Ambiente de depositaciónLa composiciónde la annacíón es esencialmente andesítíca y basáltica, con

intercalaciones ácidas. El tipo de vulcanismo es principalmente lávico, con erup­ciones explosivas esporádicas, de mayordesarrollo al inicio del ciclo y progre­siva declinación al final del misno. En escasa medida Fue de tipo ignñmbrítico.Las explsiones volcánicas Fueron con Frecuencia de gran intensidad, lo que se ponede manifiesto en la participación de lapillos y bloques en los depósitos piro­clásticos.

Edad y correlación del Grupo Lonco Trapial

En la comarca, el'lrupo LoncoTrapial se apoya en discordancia sobre vulcani­tas liásicas y soporta en discordancia angular vulcanitas de la FonmaciónPuestoGilbert, de edad calloviana inferior. Por ello, su edad queda restringida a1 lap­so Bajociano-Bathoniano.

En su localidad tipo, los depósitos de la formación Cerro Carnerero son pos­

teriores a los depósitos marinos con Leioceras, thoceras francisci (Opp),gpbaerocoeloceras brochiifonmis (Jaw) y conjunto de pseudo PleXdellia del Aalenia­no (Stipanicic et 31., 1968).

La datación radhmétrica (K-Ar, R.T.) de una muestra de basalto en el cañadón

Puelmandio un valor de 161 :_6 m.a. (158 :_6 m.a.) (Stípanicic y Bonetti, 1970)que corresponde a una edad bathoniana. Otra datación (K-Ar, R.T.) de un basaltode perforación en‘ianantial Pelado (YPFCh‘iPel-l) arrojó una edad bajociana:171 :_5 m.a. (167 :_5 m.a.) (Lesta et a1., 1980).

El'ïrupo LoncoTrapial es equiparable lateralmente, según Cortiñas (1984) alas FormacionesCerro Terrarotti y Cerro Colorado, aflorantes entre el rio'ïenoay sierra de Cañadón'ïrande.

2.1.3. Doggerlflahn

a. ’Érupo Paso de Indios nov.nom.

En el sector septentrional de la comarca se ha reconocido una asociación vol­cano-sedhnentaria integrada por acumulacionesde lavas básicas e ignfinbritas áci­das, con intercalaciones de sucesiones piroclástiéosedhnentarias fosilíferas. Di­cha asociación, que se denomina’ïrupo Paso de Indios, se dispone en discordanciaangular sobre elementos volcánicos del’ïrupo LoncoTrapial. Los ténninos superio­res de esa asociación corresponden a la Ibnmación CañadónAsfalto, 1a cual se apo­ya en concordancia sobre vulcanitas y sedimentitas que se agrupan en la IbrmaciónPtoi;i1bert. La annación CañadónAsfalto incluye lutitas y arcilitas lacustresen la base, tobas y tufitas hacia la parte medía y areniscas gruesas y conglome­rados en la parte superior. La Ibrmación Puesto'ïilbert se componede basaltos,aglomeradosvolcánicos, ignimbritas y piroclastitas ácidas y hacia la base, dossecciones estratificadas constituidas por conglanerados,areniscas, calizas, tu‘i­tas y tobas.

La edad del'ïrúpo Paso de Indios, sobre 1a base de dataciones radimétricas,contenido paleontológico y relaciones estratigráficas corresponde al intervalocalloviano-oxfordiano.

AntecedentesLos estratos con restos de Estherias del Chubut extraandino fueron considera­

dos de edad rética por Keidel (1917), Wichmann(1927), Piatnitzky (1933) y wanishde Carral Tolosa (1942). Conposterioridad, nuevas observaciones de campopenni­tieron a Piatnitzky (1936, 1946) rectificar la edad de esas "Capas con Estherias”o Serie esquistosa, respectivamente, adjudicándole una edad post-liásica dentro

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del Jurásico más alto. Dichas capas fueron incluidas por Feruglio (1949) en elComplejode la Sierra de Olte, que aflora típicamente en el valle medio del ríoChubut. Reconoceen esa unidad una "Sección inferior", constituida por tobas,aglomerados y mantos de porFirítas y una "Sección superior", compuesta por esquis­tos bituminosos con Estheria, tobas y brechas, con la intercalación de mantos debasalto; no descarta una posible discordancia entre ambassecciones. Estima un es­pesor de 3000 metros. La "Sección superior" corresponde a la "Serie esquistosa"del perfil dado por Flores (1948) para esa comarca; la Flora allí encontrada porFlores Fue clasificada por Frenguelli (1949).

Stipanicic et a1.(1968) integraron un perfil de los depósitos jurasicos ubi­cados en el curso medio del río Chubut, en donde distinguieron 700 a 900 metrosde mantos porFiríticos oscuros, con intercalaciones tobáceas, que se apovan endiscordancia neta sobre los conglomerados del cerro Carnerero y que denominaronIbnnación Pampade Agnia; sobre las vulcanitas se disponen 276 metros de lutitasy tobas que designaron como Pbrmación Cañadón Asfalto o Formación PUehman. Corre­

lacionaron la unidad superior con la formación Laríatílde, de Santa Cruz y leasignaron una edad oxfordiana, al admitir la existencia de una probable discordan­cia con las vulcanitas bathoniano-calloVianas infrayacentes; con posterioridad,sobre la base de nuevas apreciaciones acerca de la edad de la Ibrmación La'1ati1­de, Stipanicic y Rodrigo 1970) le asignaron una edad eo a mesocalloviana. Stipa­nicic y Bonetti (1970) dieron a conocer una datación de basaltos (173 :_4 m.a.)de la Formación Pampa de Agnia.

Tasch y \b1khehmer (1970) publicaron un detallado perFil de la FormaciónCañadónAsfalto de cañadón La Chacra, ampliando considerablemente la composiciónlitológica y el contenido paleontológico conocido hasta entonces; realizaron 1aclasiFicación sistemática de los conchostracos que allí recolectaron (qxzicus,antes Estheria). lblkhefiner (1972) y Pothe de Baldis (1974) en Nullo y Proserpio(1975) dieron a conocer 1a microflora determinada en capas de esa Ibrmación,aceptando el prhner autor una edad oxfordíana.

Stipanicic y‘dethol (1972) correlacionaron sedimentitas de la sierra de Ta­auetrén con términos basales de 1a FormaciónCañadónAsfalto que consideraron quepodría corresponder al Callovíano dada 1a existencia de vulcanitas intercaladasen los mismos, no existiendo en tal caso discordancia.

Lesta et al.(1980) resumieron 1a distribución de los afloramientos asignadosa la Ibrmación CañadónAsfalto en el Chubut extraandino. Según esos autores, launidad rellena depresiones elaboradas en las vulcanitas del’lrupo lonco Trapial,mediandodiscordancia erosiva; señalan que la actividad volcánica relacionada conla unidad se expresa en los niveles tobáceos y los filenes de basalto que atra­viesan las lutitas y que, la composiciónlitológica general varía notablemente en­

tre zonas relativamente cercanas.Turner (1979, 1983) describió afloramientos de la anmación CañadónAsfalto

de 1a región de Languiñeo y Tecka; consideró que la unidad, integrada por sedimen­titas y tobas, se apoya en discordancia angular sobre la formación Pampade Agnia.Incluyó en esa unidad a las capas sedimentarias suprayacentes aue en el tramo me­dio del río Chubut (puesto Almada)contienen restos de peces Fósiles (descriptospor Bordas, 1942 y Bochino, 1967, 1978) y esponjas fósiles (lblkheimer y Ott,1973), las cuales habían sido incluidas por Péruglio (1949) en el Chubutense y se­gregadas de ambasunidades por Nullo y Proserpio (1975).

Nullo (1983) modificó 1a composición litológica de 1a Formación Cañadón As­falto en su área tipo incluyendo en ella un espesor no deFinido de mantos basálti­cos en 1a base de la misma, con intercalaciones y engranaje lateral entre los tér­minos volcánicos y sedimentarios.

a.1. FormaciónPuesto(3i1bert nov.nom.

Antecedentes

Depósitos de la unidad en 1a comarca Fueron mapeados por Chebli (1973), Che­

b1i y Serraiotto (1974) y Chebli et al. (1979) comopertenecientes al Grupo LoncoTrapial. Cortés (1982) citó 1a presencia de vulcanitas y sedfinentitas del Walm(correspondientes a1 Grupo Paso de Indios) separadas por discordancia de los de­pósitos volcano-sedfinentarios del Dogger, a1 norte de la Rueda. Cortés y Baldoni(1984) reconocieron vulcanitas asociadas a la FonmaciónCañadónAsfalto en puestoLa \üstosa; incluyeron los depósitos de la IbnmaciónPuesto’lilbert aflorantes enlas inmediaciones del puesto'ïonzález en la IbnmaciónLoncoTrapial.

Distribución geográficaLaunidad aflora al este y sureste del puesto’lilbert, en los alrededores del

cerro Horqueta, a1 norte del cerro Puntudo y a ambos lados de 1a quebrada Los To­bianos. A1 oeste del puesto’lilbert constituye una faja de rumbonor-noroeste des­de e1 extremo norte de 1a comarca (y afuera de los limites de la misma) hasta lasinmediaciones de La Rueda. Corresponden a esta Ibrmación las vulcanitas aflorantesen las inmediaciones y a1 sur del puesto'ïonzález.

RelacionesestratigráficasLa annación se apoya en neta discordancia angular sobre vulcanitas bajociano

-bathonianas del'ïrupo LoncoTrapial; esta relación puede observarse claramentea1 sur del cerro Horqueta, al oeste del puesto Ibañez y a1 sur del puesto'ïonzález

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A1noreste del cerro Negro, ignimbritas de la unidad yacen sobre migmatitas de laannación Puesto La Potranca.

La unidad soporta en concordancia depósitos de la Tbrmación CañadónAsfalto

entre el puesto Gilbert y e1 cerro Horqueta. Ambasunidades presentan generalmentecontacto por falla, cano por ejemplo al noreste del puesto La Potranca, al nortey oeste del puesto Gilbert y al norte del cerro Puntudo.

La relación con los estratos cretácicos del’lrupo Chubut es de discordanciaangular (cerros Horqueta y Puntudo) y mediante falla. Asimismo, soporta discordan­temente depósitos de distintas unidades cenozoicas.

LitologíaAl suroeste del cerro Horqueta y al este de los puestos Ibáñez y Alvarez se

exponeun perfil (figura 10, perFil n°4) en el que está representada 1a totalidadde la Formación;puede considerarse el perfil tipo de la unidad, tanto por su desa­rrollo comopor la claridad con que puedendistinguirse las distintas secciones auelo componen. Comocomplementose ha integrado un perfil de la secci6n_superior de1a unidad aflorante al oeste y noroeste del puesto‘ïilbert.

E1 espesor medido en el perfil es de 726 metros. Se distingue un‘liembro in­ferior, de 300 metros de espesor, integrado esencialmente por rocas sedimentariasy piroclásticas estratificadas que presentan hacia la base una intercalación deespesor variable (85 metros en el perfil, 30 metros hacia el oeste) de mantos ba­sálticos. Elbfiiembrosuperior está representado por los 428 metros superiores delperfil; se componede una sucesión monótona de mantos lávicos básicos, con 1a in­tercalación, en 1a mitad superior, de ignimbritas riolíticas, asociadas a brechasvolcánicas y tobas de igual composición.La síntesis regional de las característi­cas litológicas de ambosmiembroses 1a siguiente:

Miembroinferior

Los depósitos delhliembro bordean por el sur, este y noreste el cerro HorquetaSe distinguen dos secciones piroclástico-sedimentarias estratificadas, separadaspor una sección volcánica (Figura 10). El análisis del perfil, cuya descripción de­tallada se encuentra en el anexo, revela que la sección inferior se componede tu­fitas pelíticas, arenosas o conglomerádicas,de colores rojizos y rosados, que pre­sentan intercalaciones delgadas de calizas macizas de color gris oscuro o rojizo,con laminación algal. Las tufitas son en parte calcáreas y en su totalidad lamina­das y con numerosos restos de conchostracos.

La sección superior se componehacia la base de tobas y tufitas areno-conglo­merádicas que culminan en un manto de ignfimbritas riolíticas; hacia arriba sigueuna secuencia granocreciente fonmadapor tobas que intercalan periódicamente estra­

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FORMACION PUESTO GILBERT

alambresuperior________..

<—-—-MlonbroInferior

Figura 10 : Perfil N°4, Formación Puesto Gilbert.

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Miembro superior

Comose aprecia en el perfil de 1a Figura 10, la mayor parte del‘liembro su­perior se canponede rocas lávicas básicas a mesosilícicas v presenta una interca­lación de tobas ácidas en su mitad superior; las rocas ácidas presentan un buendesarrollo y mayorcomplejidad composicional a1 oeste del puesto Gilbert.

Sección lávica

En estas vulcanitas es posible reconocer su primitiva disposición en mantoslávicos superpuestos, con niveles de vesículas isoorientadas y amígdalas; están ge­neralmente bastante alteradas. Su composición,a partir del análisis de seis cortespetrográficos de distintos niveles del perfil n° 4, revela una composiciónbasálti­ca. Las descripciones indican que en su mayoría poseen textura porfírica, con fe­nocristales de plagioclasa (labradorita), olivina y piroxeno augítico (cuandolosmafitos se puedenidentificar), 1a pasta es intergranular a intersertal o subofíti­ca, con plagioclasa (labradorita), feldespatos alcalinos, augita titanífera, oli­vina y cuarzo intersticial. Sobre la base de su composiciónpetrográfica estas ro­cas podrían agruparse en la serie alcalina.

Las acumulacionesvolcánicas que a1 nor-noroeste del puesto'lilbert se dispo­nen por encimade la sección ignimbrítico-piroclástica, se componende basaltos decolor castaño pálido a gris amarillento, con escasos Fenocristales peaueños (1 mm)de plagioclasa en una pasta afanítica. Su alteración parcial produce grumosy man­chas de tonos verdosos. Poseen numerosas amígdalas de calcedonia v ceolitas. Estánmuyfracturadas, en lajas de rumbovariable. Las rocas que se encuentran por deba­jo de 1a sucesión ignimbrítico-piroclástica constituyen un apilamiento de mantosde basaltos que hacia la base se alternan con niveles de aglomeradosvolcánicos.th kilónetro y medio al sur del puesto'ïilbert, a1 este de 1a quebrada, se exponenclaramente las intercalaciones de aglomeradosvolcánicos, integrados por fragmentospumíceos de hasta 25 centímetros, violáceos, de bordes redondeados, innersos en unamatriz piroclástica rojiza; contiene vesículas rellenas de calcita. E1espesor decada una de esas intercalaciones es de 3 a 4 metros. Los mantos lávicos son de

aproxhnadamentesiete metros de espesor; en la parte superior se concentran lasvesículas; en el contacto con los aglomerados inferiores presentan una faja de 20a 30 cmde espesor, intensamente fracturada, paralela a los planos de flujo y atra­vesadas por diaclasas y teñidas por óxidos rojizos. La inclinación de los mantososcila entre 13° y 28°.

Al sur del puesto’ïonzález, las rocas lávicas se disponen en mantos debajo deignfimbritas ácidas. En las inmediaciones de ese puesto, se ha reconocido una rocaporfírica de composiciónbasáltica, de color violáceo oscuro y castaño roiizo poralteración, con fenocristales blanquecinos de plagioclasa de hasta un centímetro de

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tos arenosos, areno-conglomerádicos y conglomerádicos; son laminadas y contienennumerosos restos de conchostracos. Camparativamente, la sección superior posee unamayorparticipación epiclástica y menorproporción de niveles carbonáticos y es­tructuras laminadas.

Entre el puesto’ïilbert y el puesto La Potranca, los afloramientos del‘iíen­bro inferior están parcialmente cubiertos; la sucesión está fallada y afectada porflexiones; el rumbogeneral es de 135° este y la inclinación 15° al oeste. En labase se reconocieron tufitas areno-conglomerádícas de color castaño claro con clas­tos de arena mediana a gruesa v grava gruesa, subangulosa, de granitos, cuarzo,calcedonia, tobas y lïticos oscuros. Siguenhacia arriba, tuFitas pelíticas en par­te silicificadas, de colores castaños, laminadas, tobas de color anaranjado muypá­lido, con intercalaciones arenosas; la secuencia culmina con areniscas gruesas detonos grises, conglomerádícas, con estratificación fina y muyFina, muyconsolida­das. En el tercio superior de 1a secuencia se intercala un delgado manto de vulca­nitas basálticas. La secuencüzsupera los 300 metros de espesor.

A1 noreste del puesto Los Tobianos elldiembro inferior es esencíahnente piro­clástico con una delgada intercalación de vulcanitas basálticas. La sección infe­rior se apoya en díscordancia sobre el Grupo LoncoTrapial mediante unos 10 metrosde brechas volcánicas de color blanco rosado compuestas por fragmentos (más de 30un de diámetro) de tobas laminadas. Siguen por encima un metro de tobas de colorblanco rosado a blanco verdoso y verde oscuro; en su mayor parte son tobas gruesasy tobas lapillíticas, estratificadas. Continuandos metros de estratos finos y me­dianos de tobas lapillíticas de coloración amarillenta y rosada, con la intercala­ción de niveles aglomerádicos. La sucesión culmina con 10 metros de lapillitas to­báceas (ígnimbritas?) muyconsolidadas, con oquedades alargadas (Folias ?) y frag­

mentos de tobas laminadas, pastas volcánicas y pumicita. Esta sección está cubier­ta por unos 15 a 20 metros de lavas básicas que soportan niveles piroclásticos engran parte cubiertos.

Los niveles piroclástico-sedimentarios que componenellliembro inferior poseerun espesor máximoen 1a zona de puesto'?i1bert-puésto Alvarez (300 metros), dismi­nuyendo progresivamente hacia el noreste (40 a 50 metros al norte del puesto LosTobianos) y desaparecen hacia el oeste, ya que a1 sur del puesto'ïonzález, elllían­bro superior se apoya directamente sobre el Grupo LoncoTrapial.

Las lavas intercaladas en 1a parte media delhfliembro inferior poseen igualmen­te un espesor variable; es máxñnoa1 este del puesto Alvarez (85 metros) pasandoa 20-30 metros al oeste del mismoy espesores algo menores a1 noreste del cerrofbrqueta.

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diámetro y pasta afanitica. La ausencia de mantos lávicos, la orientación pseudo­vertical de las láminas de mica y el intenso diaclasamiento vertical, indicarian e'origen subvolcánico de estas rocas. Bajo el microscopio se observan fenocristalesde plagioclasa (labradorita) y escasos de piroxeno de menor tamaño, en una pastamuy fina, formadapor microlitas orientadas de plagioclasa y minerales opacos dehierro. Por encima de estas rocas se conservan renanentes de estratos groseros dearcosas brechosas de coloración rojiza.

Sección ignimbrítico-piroclásticaEstá integrada por los productos de un vulcanismo de canposición ácida. El

mismo, originó 1a intercalación de una sucesión piroclástica en los niveles supe­riores de 1a unidad, visible en el perfil tipo y en la mayoría de los afloramiento:asi conodepósitos de ignimbritas rioliticas, brechas y niroclstitas asociadas arocas subvolcánicas que representan los remanentes de los centros de emisión vol­cánica. Estos últimos depósitos se presentan en continuidad con las intercalacio­nes o en forma totalmente aislada.

Las intercalaciones piroclásticas en 1a sucesión volcánica están constituidaspor lapillitas y aglomeradosvolcánicos de coloración rosada a rojiza, con frag­mentos pumiceos y volcánicos brechosos que varían sus dimensiones según su proxi­midad a los centros efusivos. E1 espesor de esas intercalaciones varía de 20 a 30metros.

Se describirán a continuación y por separado, tres conjuntos de afloramientosde la sección ignimbritico piroclástica, que presentan buen desarrollo y variedadlitológica; se encuentran al nor este del cerro Negro, al sur del puesto Gonzálezy al suroeste del puesto Los Tobianos.

Remanentesde un centro de emisión y sus depósitos asociados, al noreste del cerroNegro.

Se han podido reconocer a tres kilómetros y medio del cerro Negro, en un áreade cuatro kilómetros de largo por dos kilómetros de ancho, elonqada, de rumboge­neral noroeste, una aSOCiaciónde tipos litológicos cuya naturaleza y distribuciónareal revelan ser las ruinas de un centro de emisión riolítico; un bosquejo escue­mático del área de los afloramientos (figura 11) muestra la extensión de esas rocasSe han determinadolas siguientes facies: 1) facies de riolitas fluidales, 2) fa­cies de brechas intrusivas, 3) facies de brechas de flujo piroclástico, 4) faciesde brechas volcánicas, 5) facies de ignhmbritas y tobas y 6) facies de vulcanitasvítreas alteradas.

Sedimentoscuartarios

F. Valenzuela

Grupo Chubut

F. Puesto Gilbert

ME Ignímbritas y tobasBrechas volcánicas000°0

Brechasde flujo piroclástico

Brechas de contacto

Riolitas fluidales (neck)

4. Granito, F.Puesto La Potranca

\*+a Falla, a) labio bajo\.500..

cn EnQÉE.

Figura 11 : Bosquejo geológico que muestra la distribución, al norestedel cerro Negro, de facies volcánicas de la " Sección piroclástico-ig­nimbrítica Üdel Miembrosuperior de la Formación Puesto Gilbert. Seinterpreta que dichas facies representan los remanentes de erosión deun centro de emisión riolítico. '

1) Pacies de riolitas Fluidales : componenesta Facies rocas riolíticas muyfluida­1es; conFormanuna elevación de marcadorelieve relativo, limitada al suroeste poruna Falla. poseen una intensa Fluidalidad vertical y subvertical, que está dada poláminas Finas finenos de 1 mmde espesor), de color castaño rojizo pálido y rosado

anaranjado moderado, paralelas y subparalelas, plegadas y replegadas, con longitu­des de onda aue varían de 0,5 centimetros a más de un metro. Ashnismo, las láminas

se asocian en Filetes de Flujo mayores (1 a 3 centimetros), con predominio de lá­minas claras u oscuras; asociadas a estas estructuras se encuentran numerosasve­sículas.

Desdeel punto de vista microscópico, están constituidas por una pasta de gra­no fino intensamente alterada; son particulanmente-abundantes las ceolitas y tam­bién hay guías de carbonatos y de óxidos e hidróxidos de hierro. Hay sectores enque se observa intercrecimiento de cuarzo y Feldespato alcalino.

Se interpretan estas rocas comolos remanentes de una chimenea volcánica ero­

sionada y disectada. Parte del neck volcánico ha sido intensamente Fragmentado For­mandolas brechas intrusivas.

2) facies de brechas íntrusívas (de conducto) : se encuentran un poco al norte delas riolitas fluidales (Figura 11). Sonde coloración rojiza y están constituidaspor Fragmentos angulosos de riolita Fluidal de 1a Facies de chimenea; el diámetrode los mismosvaria de 5 a 10 cmhasta varios metros. Los fragmentos están agluti­nados por material riolítico igualmente Fluidal. El ensamble "en mosaico" de granparte de los bloques indica la ausencia de transporte luego de la Fragmentación. Seinterpretan estas rocas comoproducidas por la fragmentación de material que relle­naba la chimenea, debido a 1a actividad volcánica y su posterior aglutinamiento pormaterial igneo ascendente.

3) facies de brechas de Flujo piroclástico : a1 norte del neck riolítico se han re­conocido brechas lapillíticas cuyos Fragmentos angulosos mayores poseen umdiámetroque varía de 0,5 a más de 50 centímetros. La granulometría de los mismos disminuyehacia el noreste donde son lapillitas brechosas. Se componende vulcanitas Fluida­les aFïricas alteradas. El material cementantees rojizo y se caracteriza por sualto contenido en óxido y/o hidróxidos de hierro; los Fragmentosse distribuyen enFormacaótica. Son rocas muyconsolidadas y densas.

4) Facies de brechas volcánicas : en la periFeria del neck volcánico, a1 norestey sur del mismose han reconocido brechas volcánicas; Formanestratos gruesos y groseros aue inclinan hacia aFuera del mismo; la coloración de estas rocas es rojiza.Los Fragmentos mayores superan los So centimetros de diámetro; se componende rocas

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volcánicas riolíticas y riolitas fluidales; bajo el microscopio, un fragmentodeestas últimas se canponede fenocristales de oligoclasa y biotita y pasta felsíti­ca. La matriz presenta un aspecto tobáceo, más poroso y menos consolidado aue lasbrechas de flujo.

5) Facies de ignimbrit ïgxitobas : constituye los depósitos más:extensos y aleja­dos del centro de emisi l; afloran a1 sureste y noreste del mismo. Las ignimbritasson de color rojo pálido a púrpura rojizo grisáceo, densas y de composiciónriolí­tica; están constituidas por fenocristales de cuarzo transparente de hasta Zlnndediámetro y fragmentos de hasta 10 cm, de rocas riolíticas fluidales, pastas afaní­ticas rojizas y fragmentos pumíceos, estos últimos con distinto grado de aplasta­miento (hasta fimnnes), todos rodeados por material tobáceo. La granulometría ygrado de aplastamiento de los fragmentos mayores asi comoel aspecto tobáceo de laroca es variable.

Por último se describe una facies de escaso desarrollo areal y cuya clasifica­ción es sumamentedudosa, dada su gran alteración.

6) Facies de vulcanita vítrea alterada : sus depósitos afloran hacia el norte, en­tre las dos porciones rocosas principales que constituyen 1a facies de neck, y oui­zás pero con dudas, al sur. Ambosafloramientos presentan estructuras mantiformese inclinan al suroeste y sureste, respectivamente. Es una roca volcánica (lávicao piroclástica), rosada, afanitica, constituida originalmente por vidrio ahora de­vitrifícado y con alteración arcillo-ferruginosa, que presenta cuarzo ineersticial.

Remanentesde centros de enisión riolíticos al sur del puesto’lonzález.

Cinco kilómetros al sur del puesto'ïonzález, se han reconocido dos elevacio­nes contiguas, cuya composiciónlitológica y estructura permiten agruparlas en lafacies de riolitas fluidales de neck, antes descriptas. Presentan un bandeamientomarcado, generado por 1a alternancia de láminas finas y gruesas de tonos mOradosorojizos y blanquecinos. E1 tono general de la roca es rosado. Se trata de láminasy filetes de flujo verticales a subverticales, en parte arremolinados que se expre­san comoun intenso diaclasamiento coincidente con esas estructuras. El rumboy lainclinación varian considerablenente en cortos trechos.

Son rocas porfíricas. E1 tamaño de los fenocristales es menor aue dos milíme­tros; la pasta es afanitica. En1a elevación septentrional, los fenocristales re­presentan un 5%;se reconoce biotita y feldespatos alterados, estando el restocompletamente reenplazados por minerales.secundarios. Su composición es probable­mente riolítica, hnpídiendouna mayorseguridad en su clasificación, la ausenciade fenocrístales disgnóstícos, el tamaño fino de 1a pasta y el avanzado grado de

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alteración de la roca.

En la parte superior de estas masas rocosas, se han conservado reducidos rena­nentes de brechas arcósicas sobrepuestas, producto de la denudación intensa de loque se interpreta fueron sendos aparatos volcánicos.

Al este y noreste de estos cuerpos y sobre groseros mantos basálticos, se dis­ponen extensas acumulaciones ignñmbríticas aue inclinan unos pocos grados al nores­te. Son ignhnbritas de colores rosa anaranjado grisáceo y rojo pálido, con nume­rosos Fenocristales de biotita y Fragmentospumíceosde uno a tres centímetros dediámetro, comofolias eutaxíticas o nítidas fiammes. Puedenpresentar estructurasfluidales o lajosídad superficial.

Sucesión piroclástica al suroeste del puesto Los Tobianos

Entre el cerro Horqueta y el puesto Los Tobianos, la sucesión posee un rumbode 140° e inclina 49° al oeste. Entre las rocas lávicas se intercala una sucesión

constituidas por tobas muyconsolidadas, en parte siliciFicadas, de colores rojizosrosados y morados; están laminadas y finamente estratificadas y presentan nivelescon nódulos irregulares de cuarzo y jaspe; son lajosas. Hacia la base, intercalandos bancos de chert de uno a tres metros de potencia, de sílice rojiza y castaña.

Contenido paleontológicoEn tobas laminadas y tufitas de la sección estratificada basal del Miembroin­

ferior, se han encontrado respectivamente, numerososrestos de tallitos e impron­tas de tallos y algunos ejenplares de una tafoflora mal conservada. Ashnisno, ni­veles de calizas oscuras de esa sección, presentan laminación algal. En ambas sec­ciones estratifícadas del Mienbro inferior, abundan las umnrontasy restos de con­chostracos bien conservados de hasta un centímetro y medio de longitud, a los cua­les se asocian en ciertos niveles, restos de pequeños gastrópodos. Esta fauna noha sido estudiada.

Ambiente de depositaciónGran parte de la unidad es el producto de una intensa actividad volcánica, en

un comienzo Mienbro inferior) de tipo ecplosivo, con algunas enisiones lávicas eignimbríticas subordinadas y luego (Mienbro superior) esencialmente lávico y enmenorproporción de tipo ignhmbrítico y explosivo (este últñno representado por losaglomeradosvolcánicos basales de 1a sección lávica y por los depósitos piroclásti­cos de la sección de composiciónriolítica). El material volcánico de composiciónácida revela haber sido extruido a partir de centros de emisión de tipo central cu­ya localización está controlada por fallas o fajas fracturadas de rumbogeneral

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noroeste. Asimismo, parecen disponerse en el flanco occidental de los bloques mayo­res, lhnitados por dichas fallas (ver bosquejo estructural). Las emisiones basálti­cas, por el contrario, dada 1a falta de estructuras o tipos litológicos relaciona­dos a centros de enisión y, la gran extensión de sus productos, sería de tipo fisu­ral.

Las secciones sedimentarias se depositaron en un medio subacueo, continental,de tipo lacustre.La sedimentación en aguas tranquilas está indicada por la existen­cia de laminación y la presencia de restos de briznas y fronda no transportada. Laexistencia de ciclos de sedimentaciónlacustre está indicada por la alternancia dedepósitos de tufitas pelíticas y arenosas y tufitas calcáreas y calizas oscuras. Lapresencia de algas indica cierta profundidad de las aguas. Evidencias de clima tem­plado están dadas por la presencia de Euestherias. La disminución del espesor deestas secciones, coincidente con el aunento de material niroclástico indica un pa­saje lateral a condiciones de depositación subaérea, de naturaleza volcánica.

Edad y correlaciónLa FormaciónPUestoGilbert se depositó con posterioridad a las acumulaciones

bajociano-bathonianas del Grupo LoncoTrapial y luego de 1a acción de una fase diastrófica que dio origen a la discordancia angular que la separa de esa unidad. Soporta en concordancia a sedhnentitas de la Fonnación CañadónAsfalto, tradicionalmenteasignadas al Calloviano-Oxfordiano.

La datación radimétrica (K-Ar, R.T.) de una toba de la unidad, proveniente de

las inmediaciones del puesto'lonzález, dio una edad de 155 :_5 m.a. (152 :_S m.a.),Linares (1977), correspondiente al Calloviano ( estas rocas habían sido asignadasanteriormente por Cortés y Baldoni, 1984, a'la lbrmación lonco Trapial).

Según estos datos 1a edad de la unidad estaría comprendida por el Callovianosuperior y el Oxfordianoinferior.

La unidad es correlacionable con la serie volcánica asociada a la Ibrmación

CañadónAsfalto en su área tipo y que se dispone por debajo de la misma constitu­yendo el Complejo de la Sierra de Olte (Ieruglio, 1949) y la formación Pampade Aq­

nia sensu Stipanicic et a1.(1969). La edad de 177 :_4 m.a. (173 :_4 m.a.) detenminada radimétricamente (Stipanicic y Bonetti, 1970) en las vulcanitas basales de eseComplejo, 700 metros por debajo de la Ibrmación CañadónAsfalto, debe desestfinarse,ya que hnplicaría 1a existencia de un vulcanismo de edad liásica superior que su­prayace a sednnentitas de edad bajociana.

Dada su edad, podrían corresponder a1 mismociclo volcánico, las andesitasaflorantes en Pocitos de Quichaura- 147 :_S m.a., Page, 1980- en la Precordilleradel Chubut.

3.2. FormaciónCañadónAsfalto (Stipanicic et a1., 1968)

Antecedentes

En la comarca, los afloramientos de la unidad ubicados entre el puesto la Po­tranca y La Rueda, Fueron reconocidos inicialmente por Piatnitzky (1936) y luegoincluidos en la FormaciónCañadónAsfalto por Chebli (1973) y Chebli y Serraiotto(1974). El resto de los afloramientos asignados en este trabajo a 1a lbrmación Ca­ñadón Asfalto fueron incluidos en el'ïrupo Chubut o en la Formación Cañadón Duelman

por Chebli et al. (1976, 1979). Los afloramientos de puesto La lástosa, al norestedel puesto Los Tobianos fueron descriptos por Cortés y Baldoni (1984).

Distribución geográficaLa unidad constituye extensos afloramientos en el sector norte de 1a comarca.

Allí forma parte de áreas deprimidas, coincidentes en su gran mayoría con depresio­nes estructurales. Otros afloramientos constituyen afloramientos aislados o redu­cidos asomosasociados a las vulcanitas de la formación Puesto'ïilbert. AFlora al

norte y este del puesto‘lílbert, en los alrededores y a1 sur del puesto La Potrancay al noreste del puesto Los Tobianos (puesto La lístosa). Los afloramientos del ex­tremo septentrional de la comarcase continúan hacia el norte fuera de los limitesde la misna, integrándose presumiblemente en una amplia depresión que se extiendeal sureste del codo del tramo medio del río Chubut.

RelacionesestratigráficasLa Ibrmación CañadónAsfalto se apoya en concordancia sobre vulcanitas de la

FormaciónPuesto(Sílbert, relación observable un kilómetro y medio al este delpuesto(:ilbert. En la mayoria de los afloramientos, los estratos plegados que com­ponen la unidad se ponen en contacto mediante fallas y pliegues de arrastre con lasvulcanitas jurásicas más antiguas. La distinta competenciay ductilidad entre susestratos y las vulcanitas infrayacentes frente a los esFuerzos compresivos, modíFi­c6 en muchoscasos la disposición prñnaria entre estas rocas, dando lugar a la for­mación de fallas y despegues menores del substrato volcánico, aue inducen a pensaren una relación de discordancia angular.

Al este y noroeste del puesto la Potranca es claramente visible 1a relaciónde discordancia angular con sedimentitas delClrupo Chubut. Asfimismo,soporta enigual relación sedimentitas terciarias y cuartarias.

LitologíaPara una más detallada y correcta definición de su composición litológica, de

las variaciones laterales de la mismay la correlación de los distintos aFloramien­tos entre si, incluyendo su área tipo, se han realizado perFiles de las sucesiones

aflorantes de mayordesarrollo. La representación columnar de esos perfiles y sucorrelación mutua puede verse en la figura 12.

Los estratos fonnan comúnmentepliegues de arrastre; las inclinaciones varíande 1° a 27°, alcanzando nonnahnente los 15°. Las sucesiones se presentan bastantecompletas, estando casi siempre sus ténmínos inferiores ocultos por detritos defaldeo. El mayor espesor (270 metros) se ha medido en puesto La lfistosa (perfil n°8), registrándose 153metros al norte del puestoCiilbert (perfil n°7), 63 metros alsureste del puesto<3i1bert (perfil n°5) y 66 metros en puesto La Potranca (perfiln°6).

El análisis comparativode la conposición litológica descripta en los perfilesrevela 1a existencia de tres secciones o miembrosde composición claramente diFe­renciables, a saber: unMiembroinferior, predaninantementenelítico, unMíenbromedio, tobáceo-tuFítico y unhfiiembrosuperior, con importante participación epí­clástica. Estos‘liembros se pueden reconocer igualmente en los nerFiles del áreatipo de 1a unidad, efectuándose la correlación correspondiente (Figura 12).

Wiembro inFerior

Las sedimentitas que integran eliñiembro inferior del perfil n°6, constituyensuaves lanadas junto a la huella que lleva a1 puesto La Potranca, unos kilómetrosantes de llegar a1 mismo.Allí, los niveles inferiores están cubiertos, aflorandocinco metros de arcilitas laminadasde color gris claro; hacia arriba presentanaporte tobáceo fino y constituyen arcilitas tobáceas bandeadas, de colores rosadosy anaranjados; contienen briznas y pequeños restos carbonosos de fragmentos defronda.

En los afloramientos de la unidad que se encuentran al sur de la quebrada LosTobianos, aflora elhliembro inFerior pelítico. En la márgennorte, donde se reali­zó el resto del perfil (n° 8), la base de la unidad es una sección de aproximada­mente 70 metros, en gran parte cubiertos, en la cual están incluidas las pelitas;esa sección se apoya sobre mantos volcánicos igualmente plegados. Se trata de Fan­golitas arcillosas de color rojo pálido, que contiene una Fracción psamo-psefíticadíseninada; el aumentodeesa fracción Fonmafangolitas arenosas y psefíticas, For­madaspor clastos angulosos a subangulosos de andesitas y tobas alteradas, que al­canzan los 30 centímetros de diámetro. Ese material, alterado y meteorizado en su­perficie, fonna lonadas bajas y suaves. En el perfil n°5, las pelitas se hallan ensu mayorparte cubiertas.

Estelliembro está representado en su localidad tipo por los 70 metros basalesdel perfil de cañadónAsfalto, integrado por lutitas oscuras laminadas, bituminosasque intercalan mantos basálticos y contienen numerososrestos de conchostracos.Ashnismo,puede correlacionarse con la mitad inferior (110 metros basales) del per­

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fil de cañadónLa Chacra, constituidos por lutitas y limolitas con conchostracos,alternadas con calizas algáceas, margas, tobas calcáreas, tobas y tufitas y nivelesFinos de areniscas y conglomerados.

Mienbro medio

Constituye la porción más conspicua de la annación, tanto por su coloracióncomopor el hecho de encontrarse representada en todos los afloramientos. Si se loobserva en Formaaislada, la composición litológica y el aspecto de sus asomosin­ducen en primera instancia, a considerar a estas rocas comopertenecientes a1<3ru­po Chubut, pero una posterior y detallada observación de los mismospennite reco­nocer sus características distintivas. Entre ellas se destaca su estilo estructu­ral y ciertos bancos potentes de tobas decóloradas que por ser un elenento comúnen todos los afloramientos es un elenento de correlación estratigráfica. En genera]el Miembromedio se halla asociado a los otros dos miembros de la unidad, poseyen­do la totalidad de la secuencia características propias y distintivas. Cuandoam­bas unidades están en contacto es posible apreciar claramente su relación discor­dante.

El espesor del Miembroes poco variable, siendo el promedio de los perfileslevantados, de 60 metros aproximadamente. E1 máximoespesor se encuentra en elperfil a1 norte del puesto’ïilbert con más de 100metros. El principal constituyen­te de1\iiembro son tobas, tufitas arenosas y tufitas pelíticas de colores rosados,anaranjados y rojo pálido; están comúnmentelaminadas, presentan numerosos restosde conchostracos y plantas fósiles y también nódulos calcáreos y silíceos. Entrelas mismasson característicos los bancos masivos y consolidados de tobas de colorrosa anaranjado grisáceo, las cuales se tiñen por alteración en tonos rojizos oanaranjados, en forma irregular, dando la apariencia de tobas varicolores. Se re­conocen ashnismo tuFitas calcáreas las cuales forman con Frecuencia bancos más os­

curos, sobresalientes. Se intercalan en la secuencia, en ciertos perfiles, pelitascalcáreas, pelitas silicificadas con laminaciónalgal y niveles de chert. La se­cuencia de cañdón Asfalto contiene hacia 1a base mantos basálticos.

Flianbro superior

Este Miembrose ha reconocido en dos de los perfiles levantados en la comarcay en el perfil de la canarca tipo. Su espesor es de SOmetros al norte del puestoGilbert y de 250 metros en puesto La lístosa; se disponen en concordancia por en­chna de las sedimentitas del Miembromedio y pertenecen al mismo ciclo de sedimen­tación que dió origen al resto de 1a unidad.

Quedadefinido por un notable y creciente incremento de espesos bancos psa­míticos y pseFíticos en la secuencia piroclástica. Se trata de areniscas medianas

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a gruesas con intercalación de lentes conglomerádicos, areniscas conglomerádicasy conglomerados que fonman estratos medianos a muy gruesos, comunmentecon estrati­Ficación entrecruzada, conteniendo restos de grandes troncos silicifícados. Enelcañadón Asfalto está representado por los 40 metros superiores del perfil compues­to por tobas con numerosas intercalaciones de lentes de areniscas y conglomerados.

Contenido paleontológicoEn los perfiles levantados es frecuente 1a presencia de restos mal conservados

de Flora fósil y en el Miembrosuperior, restos de grandes troncos silicifícados;en los niveles cuspidales del perfil de puesto La \&stosa, el Doctor Codignottorecogió una flora que fuera estudiada por Baldoni y dada a conocer por Cortés yBaldoni (1984). El material identificado es el siguiente:

Equisetites sp.Gleichenites cf. taquetrensis (Herbst-Anzoáteguí)Araucarites sp.rama de conífera

Cabeagregar que(;leichenites taquetrensis está presente en la flora de Taque­trén y en la Antártida.

En el perfil n°5 se han reconocido pelitas con laminación algal.Son notablemente abundantes en distintos niveles, conchostracos y en menor

proporción gasterópodos. los primeros Fueron reconocidos en la literatura geológicacomoEstherias y luego incluidas en el género szicus por Tasch y \b1kheimer (1970)

A la parte superior del perfil de puesto La Potranca, corresponde un restoóseo de gran magnitud, posiblenente un dinosaurio (Chebli, 1973).

Ihera de la comarca, la unidad contiene el siguiente material paleontológico:1a flora recogida por llores en capas de 1a unidad en los alrededores del puestoCUrumily en el cañadón Lahuincó, Fue estudiada por Irenguelli (1948) quién iden­tificó en dos niveles plantíferos 1a siguiente asociación florística:

—1°Nive1plantífero (inferior), en tobas litoides.Phoenicopsis sp.Pagiophyllumfeistmantelli (Halle)Araucarites cutchensis (leistmen)

YUCcites gp.

-2°Nive1plantífero (superior) en tufitas arcillosas de colorgris oscuro a negro.Sphenópteris patagónica HalleSphenópteris hallei IrenguelliSelerópteris cf. furcata HalleCladophlebis grabani Prenguelli

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Pagi0phyllum divaricatum (Bunb).Sew

Pagiophzllum Feistmanteli HalleAraucarites cutchensis Feist.

Arthrotaxites ungeri HallePalisszg conferta (Oldh) Feist.Palisszg iabalnurensis leist.Equisetites aproximatus Nath.

Ambosniveles corresponden allJiembro inferior de la unidad.Estudios palinológicos delNHiembroinferior aflorante en cerro Cóndor, fueron

realizados por Nblkheñner (1971, 1972) quien reveló una microflora en la que pre­

domina Classopgllis; otro estudio proveniente del mismomiembrocorresponde a Pothede Baldis (1974) en Nullo y Proserpio (1975).

La unidad posee asimismo numerosos restos de peces bien conservados; la loca­lidad fosilífera más conocida se encuentra en 1a márgen derecha del río Chubut, en­tre 1a mina de plano y el cañadón Asfalto, frente al puesto Almada. Los restos co­leccionados por Piatnitzky fueron estudiados por Cabrera en Piatnitzky (1936), de­tenninándose Diplomystus longicostatus Cape. Nuevomaterial colectado por Teruglioy(3roeber Fueron estudiados por Bordas (1942) quién determinó Tharrias feruglioi yOligopleura groeberi. Bochino (1967) reclasificó el material estudiado por CabreracomoLuisella inexcutata; con postrioridad (1978), el mismoautor adoptando nuevoscriterios de clasificación sistenática, revisó el material estudiado por Bordas(op.cit.), detenninando Leptolgpis feruglioi (Bordas, 1943) y Cocolepis groeberi(Bordas, 1943). Cabedestacar que 1a ubicación estratigráfica de estos peces fósi­les fue y es aún discutida, ya que autores comoTeruglio (1949) y'ïroeber (1959)los consideraron incluidos en la parte basal del Chubutense; otros cano Piatnitzky(1936) y Turner (1983) los consideraron pertenecientes a las Capas con Estheríasy a 1a Ibnmación CañadónAsfalto, respectivamente. Nullo y Proserpio (1975) y Nullo(1983) los incluyeron en una unidad distinta, afin no definida.

En esas capas, Vblkheimery Ott (1973) clasificaron los restos de una esponjade agua dulce comoPalaeospongilla chubutensis.

Cano ya se señalara, Tasch y Vblkheimer (1970) estudiaron 1a fauna la faunade conchostracos, determinando

Qyzicus (Euestheria) Vblkhefimeri Tasch

II H Sp. A

" (Lioestheria) patagoniensis Tasch

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además determinaron : gastrópodos : Potamolithuspelecipodos : Palaeomutelay algas.

La unidad contiene restos óseos de dinosaurios, citados nor Flores (1948) y

Bonaparte (1979); restos exhumadosen el curso medio del río Chubut están siendoestudiados por este ültfino investigador.

Ambiente de depositaciónLos rasgos sedimentológicos y paleontológicos asociados, indican para la se­

cuencia pelítico-tobácea Gdiembrosinferior y medio) un ambiente de depositaciónlacustre progradante a facies fluviales ódiambrosuperior). El perfil de la unidadindica una secuencia granocreciente con incremento progresivo de 1a actividad vol­cánica hacia arriba. Losniveles inferiores son depósitos lacustres de grano Finooscuros, laminados Oliembrointerior), da aguas tranquilas y dulces, con ciertaprofundidad, en un ambiente reductor, que en el sector del puesto La Vistosa re­cibía el aporte clástico de áreas positivas próximas. E1 incremento de 1a actividadvolcánica explosiva dio comoresultado la progresiva colmatación de la cuenca, conla aparición en elhliembro medio, de tuFitas laminadas con niveles carbonáticos yde chert.

En los niveles de menor profundidad de cañadón la Chacra, Fuera de la canarca,elhlienbro medio va comienzaa poseer niveles clásticos gruesos; el proceso de re­lleno cuhnina en elrlianbro superior, que es el resultado de un ñmportante aporteFluvial, con participación volcánica, exnresado en los bancos potentes de areniscasy conglanerados con estratificación entrecruzada y troncos siliciFicados. La Formay extensión de esos depósitos en puesto La lfistosa, donde poseen su mayor desarro­llo, indican depósitos de Fanglomeradosdepositados comoabanicos aluviales próxi­mosa un área deprhnida que se extenderia hacia el norte. Dicha depresión, inferi­da a partir del análisis estructural de 1a comarca, con el camplenentode informa­ción proveniente de imágenessatelitarias está apoyada por el progresivo incrementode los espesores hacia el norte.

Para los afloramientos a1 norte del codo del río Chubut, dentro del perímetrode 1a Hoja 44d, Turner (1983) advirtió 1a disminución de espesores de norte a sur(de 400 a 220 metros) y de este a oeste (350-220 m a 5 metros).

Para la Patagonia autral, lblkhefiner (1972) señaló un clima semiárido, indi­cado por las margas lacustres de la Ibrmación CañadónAsfalto; las mismas reflejanun potencial básico, por lo cual según ese autor, 1a vegetación debió haber adoui­rido mayor densidad solo en los bordes de los lagos v a lo largo de los ríos; porlo tanto, la humedadindicada por la Flora de helechos presentes en la unidad, ten­dría solo caracter local dentro de un ambiente semiárido general. Indicadores naleo

zoológicos cano los vertebrados poiauilotérmicos grandes, son propios de climas cá­lidos. Igualmente, las capasindicadoras de conchostracos, serían representantessegún Tasch y Nblkhehner (1970) de estaciones cálidas.

Edad X correlaciónSegún Frenguelli (1949), los Estratos con Estherias corresponderían a un ciclo

sedfinentario que se inició en el Aaleníano (nivel inferior) y siguió durante el Do­gger (nivel superior) y gran parte del Mahn.La flora del nivel superior, por suanalogía con la Flora de HopeBayy de Jabalpur indicaría que los estratos portado­res no serían más jóvenes que a lo sumo, los niveles inferiores del Calloviano.

Bochino (1967) adjudicó a las capas una edad jurásica superior, porque se en­cuentra en el mismonivel de precedencia que la flora que según Archangelsky (can.verbal) se diferencia de los niveles cretácicos suprayacentes (paleobotánica y li­tológicamente) y en su mayoría señala una edad asignable a1 Jurásico superior.

Del estudio de la microFlora extraída en cerro Cóndor de 1a Formación Cañadón

Asfalto, \b1kheimer (1972) indicó una edad post-calloviana, cuya +'acies palinológi­ca es netamente jurásica. Pothe de Baldis (1974) canparó 1a asociación palinológicade extenso biocrón publicada en Nullo y Proserpio (1975) con la descripta por lbl­khefiner (1970) para Charahuilla, notando una gran similitud de las Fonnas, por 10cual, los autores citados concluyen que el conjunto de Fonnas puede tener una edadcalloviana, sin excluir 1a posibilidad de que sean oxFordianas.

El grado evolutivo que muestran los restos de reptiles en estudio por el Doc­tor Bonaparte (cam.verba1) indicarían una edad calloviana.

El conjunto de los datos aportados hacen variar 1a edad de 1a unidad en el in­tervalo tenporal constituido por los pisos Calloviano y Oxfordiano.

En la canarca, la unidad se apoya en concordancia sobre las vulcanitas de laIbrmación Puesto r:ilbert; ambasunidades integran el Grupo Paso de Indios. Por sus

relaciones estratigráficas y edad radñnétrica - 155 :_S m.a. - la edad de 1a Forma­ción PuestoCÉilbert correspondería al Calloviano superior-oxfordiano. Comola For­mación CañadónAsfalto representa los niveles cuspidales de1(3rupo Paso de Indios,la edad de la Formación se asigna a1 Qxfordiano.

Loshliembros inferior y medio de la unidad pueden equipararse a 1a annaciónPlanantial Pelado (Pfiarrasino, 1977) y ellíiembro superior a la FormaciónEl Carde­nal (F.Garrasino, op.cit.), supravacente.

En el área de la Cordillera Patagónica del Chubut, depósitos equivalentes a 1aunidad, afloran en el río Corintos (tharte, 1966; Lesta y Perello, 1972). Depósitosequivalentes afloran entre lago La Plata y lago Fontana (FonmaciónCotidiano, Ramos1976) intercalados en los términos cuspidales de una potente sucesión volcánica(Ibnnación Lago La Plata, Ramos,op.cit.) equiparable con el(3rupo lonco Trapjal

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y al Grupo Paso de Indios.

2.1.4. Síntesis y correlación de los terrenos jurásicos del Chubutextraandino.

En 1a comarca, los depósitos jurásicos están fonnados por sucesiones de rocaslávico-ignimbríticas, volcaniclásticas y sedimentarias, de origen continental, lascuales se han agrupado en tres asociaciones volcano-sedimentarias separadas pordiscordancias.

Desdeel punto de vista litoestratigráfico, cada asociación constituye un Gru­po, con sus respectivas Formaciones; con respecto a1 magmatismo,cada asociaciónrepresenta un ciclo volcano-sedfinentario.

E1 ciclo liásico está indicado por las FormacionesPuesto Lizarralde y Los

Tobianos, integrantes del(3rupo Oviedo , La unidad más antigua está compuesta en1a base por facies clásticas gruesas de abanicos aluviales y por los productos deun incipiente vulcanismo ignimbrítico-eamlosivo de canposición riolítica, los cua­les indican la reactivación del relieve prejurásico; hacia arriba se componede fa­cies piroclásticas y epiclásticas de sistemas fluviales meandrifonmes.Conposte­rioridad, el vulcanismo alcanzó un gran desarrollo, estando representado en 1a uni­dad superior por potentes acumulacionesde ignimbríticas riolíticas en la base y,por ténninos lávicos y piroclásticos andesíticos, asociados a depósitos de remociónen masa hacia el techo.

E1 ciclo volcano-sedimentario de edad bajociano-bathoniana está representadopor el'lrupo LoncoTrapial, integrado en 1a comarca por las Formaciones Cerro Car­nerero y Cañadón Puehnan. Luego de un extenso período erosivo se acumularon Facies

clásticas de alta energía y Facies de cenoglomeraditas producidas por 1a remociónen masa de materiales volcánicos; el vulcanismo en su inicio fue exclusivamenteexplosivo, pasando a ser luego (Ibrmación cañadón Puelman) esencialmente lávíco an­desítico y en menormedida ignimbrítico-piroclástico, con ocacionales intercalacio­nes de brechas volcánicas y rocas sedimentarias, representantes de breves períodoserosivos.

Efl.GrupoPaso de Indios, constituido por las FormacionesPuestotlilbert y Ca­ñadón Asfalto, representa el ciclo volcano-sedimentario de edad calloviano-oxFor­diana. Las sedhnentitas fluviales y lacustres de la base de 1a FonmaciónPUestoGilbert rellenan un relieve de origen tectónico elaborado principalmente en lassucesiones volcánicas más antiguas; esa unidad pasa hacia arriba de Facies volcá­nicas , piroclásticas e ignimbríticas de poco desarrollo a importantes volúmenesdelavas básicas. El ciclo culmina con extensos depósitos lacustres progradantes afacies clásticas de abanicos aluviales acompañadasde elenentos piroclásticos, ca­

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Grupo Chubut

F.CañadónAsfalto

“mmsaMiemPTO Fonnación GruPO

superior PasoPuesto de

_Miempro Gilbert Indiosinferior

Formación Cañadón Grupo

Puelman Lonco

Trapial

'F.Cerro Carnerero

F. Los Tobianos Grupo

Oviedo

F. Puesto Lizarralde

Fi ra 13 : Perfil columnar integrado de las unidades volca­no-sednmentarias jurásicas de 1a región central del Chubut.Referencias, figura 7.

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racterísticos de la anmación CañadónAsfalto.

[ha síntesis de 1a representación colummarintegrada de los perfiles de lasunidades jurásicas puede apreciarse en la figura.13. Del análisis comparativode1a composición litológica de las sucesiones surge comocaracterística comúnde lostres ciclos, el desarrollo a1 inicio de cada ciclo, de depósitos clásticos gruesosen facies fluviales y de renoción en masa, acompañadaspor rocas piroclásticas(Fbrmaciones Puesto Lizarralde, Cerro Carnerero, yiiiembro inFerior de la IbrmaciónPuesto<3i1bert) y posterionnente, el desarrollo de las Facies lávicas y en menormedida piroclásticas (annaciones los Tbbianos, CañadónPuelmanyliiembro suneriorde la FormaciónPuestoG ilbert).

E1 grado de redondeamiento y principalmente 1a participación de Fracción epi­clástica en los depósitos que constituyen 1a facies de cenoglameraditas, evidenciansu mayor o menor proximidad a las áreas de proveniencia, las cuales, dada la natu­raleza de esos depósitos corresponden a centros de enisión volcánica. Así, en lasacumulaciones liásicas (Ibrmación Los Tobianos) del sector noroeste de la comarca,se evidencia una mayor proximidad a los centros de emisión de oeste a este, mien­tras que en la faja de afloramientos de la IbnmaciónCerro Carnerero (Bajociano) están más próximos hacia el norte.

E1 control estructural en 1a localización de los centros de emisión relaciona­

dos a la IbnmaciónPUesto(Silbert, ya fue señalado y se desarrollará más adelante;la conservación de los mismosha sido favorecida por su composición litológica ypor la menor erosión y perturbación tectónica que presentan esas rocas respecto delas vulcanitas infrayacentes, dada su menor edad.

Conrespecto al tipo de vulcanismo, dominanampliamente las rocas lávícas, lascuales tienen su mayor desarrollo en la Formación Cañadón Puelman. E1 vulcanismo

explosivo es persistente en los tres ciclos, destacándose la participación de bre­chas volcánicas y facies de cenoglomeraditas de composición volcánica (lahares) enlas unidades volcaniclásticas. Respecto de las variaciones en la composición, elvulcanismo ignimbrítico de composiciónriolítica es evidente en todas las sucesio­nes pero presentó ummayordesarrollo durante el ciclo liásico. La extrusión delavas mesosilicicas se inició en el Lías, alcanzando su máxfinaimportancia duranteel Bajociano-Bathoniano. E1 vulcanismo básico está representado por intercalacionesbasálticas en e1(3rupo LoncoTrapial, constituyendo la mayor parte de la sucesióncalloviano-oxfordiana.

En relación a1 origen lacustre de las sucesiones piroclástico-sedimentariasde1(ïrup0 Paso de Indios correspondientes al Miembroinferior de 1a Pbrmación Pues­toCiilbert y a 1a Ibrmación CañadónAsfalto, cabe señalar que dichas condicionesde sedfinentación, se vieron favorecidas, entre otroas causas, por la existencia dedepresiones tectónicas generadas por el diastrofismo causante de la discordancia

RegióndeRegióncentralRegiónorientalPampadeAgniaydeldel ríoChubutmedioChubutChubut

\\ ! Purbeckiano:::////? íT1PortlandianoF-Taquetïen(1)GranitoLaRueda

MALM' l

KimmeridgíanoI////9

F.CañadónAsfalto.Cdón.Asfa1to

EDAD

ECA.aP0PISO(m.a.)SlerradeTaquetren

Oxfordiano

151,5.Pto.Gilbert

F.PampadeAgnía(2)

Calloviano

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\\Vulcanítasácidas

del

Chubutoriental

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Bajociano

173,5

Toarciano

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F.ElCórdoba

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‘ .FdlF.Puesto‘HettanglanoF.LasLeonerasy.PuntuoAto Lizarralde

190F.PuestoPiris

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TRIASICO

.Retiano

superior

CuadroIV:CuadrodecorrelacióncronoestratigráficadelJurásicoparalaregionextraandinadelChubut.1)sensuNulloyPro­

serpio(1975);2)sensuStipanícícetal.(1968);3)sensuCortés(19813).

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que separa estas rocas del Grupo LoncoTrapial; la existencia de mayores es­pesores delhliembro inferior de la IonmaciónPuesto(3i1bert en coincidenciacon 1a zona fracturada entre grandes bloques estructurales avala esta inter­pretación. Con respecto a 1a Ionmación CañadónAsFalto, las depresiones meno­res aue ocupa esa unidad son tectónicas y posteriores a su depositación. Larelación de esas rocas con el substrato volcánico de la lbrmación PuestoCSil­

bert es concordante, pero discordante en las áreas no cubiertas por esas vul­canitas. El hallazgo de nuevos afloramientos y la observación de su continui­dad hacia el norte debajo de los estratos cretácicos, asi comola correlaciónde los distintos términos que componenla unidad con los perfiles de su áreatipo, permiten postular la continuidad lateral de esos depósitos y la inter­comunicaciónde los cuerpos de agua que les dieron origen; en tal sentido, espromisoria su yacencia en el subsuelo, rellenando 1a extensa depresión tectó­nica que se extiende desde unos pocos kilómetros a1 norte de paso Berwin has­ta unos kilómetros al sur del codo del río Chubut en su tramo medio.

En la canarca, las condiciones de depositación lacustres continuaron enel Cretácico inferior (lormación Puestolñendivé).

Los nexos cronoestratigráficos existentes entre las sucesiones volcano­sedimentarias determinadas para la región central del Chubut, con unidades ju­rásicas que integran las Sierras Centrales Patagónicas en sus tramos norte(sierra de Taquetrén) y medio (región de Pampade Agnia) y la región orientaldel Chubut extraandino, puede apreciarse en e1 Cuadro Ilh

La existencia de tres ciclos volcano-sedimentarios separados por discor­dancias es válida para toda 1a región central del Chubut, incluyendo la regióna1 norte del codo del río Chubut y, con algunas diferencias camposicionalesaue se señalan más adelante, para la región de pampade Agnia. Si se incluyela sierra de Taquetrén, donde Nullo y Proserpio (1975) detenminaron la exis­tencia de un ciclo volcano-sedimentario de edad jurásica superior (post-Oxfor­diano) representado por la lbrmación Taquetrén, son cuatro los ciclos deter­minados para 1a región extraandina del Chubut, contigua por el este a la Pre­cordillera chubutense. En esa sierra, afloran depósitos sedimentarios englo­bados por Nakayama(1973) en la formación las Leoneras, 1a cual, por sus rela­ciones estratigráficas y composiciónes correlacionable con 1a IbnmaciónPues­to Lizarralde.

Las sucesiones volcánicas y volcaniclásticas liásicas continentales de1a región central del Chubut, representadas por 1a Ibrmación Puesto Lizarraldey Los Tobianos, pasan hacia el oeste, en la región de Pampade Agnia a depó­sitos de transición (FormaciónPuntudo Alto), volcánicos y fanglomerádicos conintercalaciones marinas (Ibnnación El Córdoba) y netamente marinos de poca

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profundidad (Ibrmación Osta Arena) «Sabaldón y Lizuaín, 1982), depositados ensincronía con intrusiones básicas de filones capa y diques del ComplejoCrestade los Bosques (Franchi y Page, 1980). Conrespecto a la región central, losespesores medidos en las vulcanitas del Dogger, son menores (1545 metros, Ro­

bbiano, 1971) y es mayorla relación rocas epiclásticas y piroclásticas versusrocas lávicas.

En el río Chubutmedio, el ciclo calloviano-oxFordiano está representadopor la FormaciónCañadónAsFalto y la sucesión volcano-sedimentaria inFrayacen

te (Tonnación Pampade Agnia, sensu Stipanicic et 31.1968), eauiValentes alComplejode la Sierra de Olte.

En la región oriental de la provincia del Chubut el vulcanismo es de com­posición ácida y está representado por ignñnbritas riolíticas con sedimentitasy piroclastitas asociadas, subordinadas, que integran el ComplejoMariFil‘Odalvicini y Llambías, 1972). Allí las acumulaciones liásicas, parcialmenteequivalentes en tienpo con el<3rupo Oviedo, corresponden a las FormacionesPuesto Piris, Aguadadel Bagual y La Porfía (Cortés, 1981) y rocas riolíticasaflorantes en sierra.Grande. El vulcanismoque originó el Complejolíarifil seprolongó en el Doggerhasta fines del Bathoniano. El pasaje entre las rocasriolíticas del Chubutoriental y las vulcanitas mesosilíCicas del Chubutcen­tral, se expresan según Chebli (1973) por las interdigitaciones de esos dostipos litológicos, bien expuestas en el bajo de Las Plumas. En la comarca, lasacumulaciones ignhmbríticas de la TbrmaciónLos Tobianos podrían estar rela­cionadas, dado su volumen, a enisiones riolíticas del Chubutoriental.

2.2 Jurásico ( superior )- Cretácico ( inferior )

Granito La Rueda (Cortés, 1982)

Se incluyen en la unidad, afloramientos más o menos extensos de rocasgraníticas de edad post-jurásica media, ubicados en el sector norte central dela comarca; los mismosFueron descriptos inicialmente por Cortés (1982).

Distribución geográficaLos afloramientos se encuentran localizados al noreste del paraje la Rue­

da, al norte de la ruta provincial n°16, aproximadamente19 km a1 oeste de lalocalidad de El Sombrero. La superficie aflorante es de 16 kmcuadrados. Cons­tituye una elevación elongada en sentido meridional, parcialmente disectadaen sus bordes, mientras que sus porciones centrales, más elevadas, culminan

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hacia arriba en una plano horizontal, remanente de una antigua superficie pe­neplanizada.

RelacionesestratigráficasEn 1a porción sur de los afloramientos, a1 sureste del molino, el Granit

La Rueda se pone en contacto mediante falla o intruye a las vulcanítas de laFormación Los Tobianos allí aflorantes. A ambos lados de la quebrada donde se

encuentra el molino 1a acción mecánica de 1a intrusión produjo el asentuamiento de lainclinaciónde las ignimbritas encajantes v el fracturamiento de lasmismas con formación de brechas. Asfinismo, hacia el contacto se observa unaaureola rojiza, silicificada, atravesada por numerosasvenillas de granito.1h poco más al noroeste, por 1a misma quebrada, se aprecian venas v diquesirregulares de granito que intruyen y englobanxenolitos de vulcanítas.

A1norte del molino de la estancia San José las plutonitas intruyen vul­canítas del<3rupo LoncoTrapial y otras vulcanítas jurásicas no diferenciadasSoporta en discordancia remanentes de camadas pseFíticas de 1a Ibrmación la­lenzuela.

LitologïaEn 1a masa aflorante de este stock granitico es posible distinguir una

clara variación textural, con aumentode la deformación desde 1a parte inter­na hacia la perfiferia del cuerpo aflorante. Se distinguen asi, una facies interna, canpuesta por leucogranito cataclástico, cuya distribución coincide colas elevaciones de 1a parte central y occidental del atloramiento y, una Fa­cies externa de rocas graníticas protoclásticas, en las márgenesque rodeana1 leucogranito y hacia el contacto con la roca de caja.

La facies interna está constituida por un leucogranito rosado de texturagranosa cataclástica; se componede cuarzo, microclino y oligoclasa y en me­nor proporción biotita. La Facies externa se componede rocas graníticas milonitizadas hasta verdaderas milonitas graníticas con estructuras de Flumión.En las prüneras se destacan porfiroclastos lenticulares de Feldespato rosado,de hasta tres centímetros de largo, los cuales representan el 40%a 50%de laroca. En las milonitas , son evidencia de uma asentuada defonmación, el menortamañode los porfiroclastos isoorientados paralelamente a la flumión y 1a ca‘si pulverización de la biotita.

La disposición periférica del granito protoclástico respecto del leuco­granito, el pasaje gradual entre ambostipos litológicos y la mayor inclina­ción de los planos de fluxión hacia los bordes del cuerpo plutónico indican uorigen prhnario de las texturas y diferencias litológicas observadas, las cua

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les se habrían generado en las márgenes del cuerpo comoproducto del Flujo di­Ferencial en la masa intrusiva.

La deformaciónprotoclástica en la totalidad o parte de un cuerpo igneodebido a movimientosintrusivos tardíos antes de su completa cristalización(Higgings, 1971). La solidificación es mayor en las márgenes próxhnas a laroca de caja más fría, lo cual da origen al Flujo diferencial y a las estruc­turas antes descriptas.

Edad v correlación

A1 no contarse con dataciones radimétricas de la unidad, la edad de lamismaqueda definida por su relación intrusíva con vulcanitas liásicas de laFormaciónLos Tobíanos y vulcanítas doggéricas del Grupo Lonco Trapial; segúnésta, la edad máxhnaes post-bathoniana.

No se han observado diques o venas graníticas afectando a las sedimenti­tas cretácícas; a pesar de que estas últimas ocupanposiciones topográficasbajas, el granito no se encuentra asociado a ellas, sino que aflora con lasrocas jurásícas en posiciones elevadas; estas consideraciones, absolutamenteespeculatívas, nos inducen a asignar tentativamente a estas rocas al Jurásicosuperior y vincularlas a un magmatismoactivo en esa época, en la comarca yen regiones próxñnas al norte y oeste de 1a misma.

En el Chubut extraandino, se han reconocido afloramientos de plutonitasácidas y mesosilícicas de edad post-jurásica media pertenecientes a episodiosintrusivos del Jurásico medio-superior «Sranito del nuesto Alvarez, en el va­lle del rio Chico), Cretácico inferior, Cretácico suoerior y Terciario.

2.3. CRETACICO

2.3.1. Cretácico inFerior

Ibrmación Puestobíendivé nov.nan.

Antecedentes

Chebli (1973) y Chebli et a1.(1976) mapearon e incluyeron los afloramien­tos de esta unidad en ellliambro Cerro Barcino de la Tbnmación’lorro Frigio.

La composiciónlitológica de esta secuencia, asi comosus caracteres tex­turales y de color permiten considerarla comouna Facies diferenciable, a 1acual corresponde un ambiente de sedñnentación especifico y característico.Dadoque este conjunto litológico no puede homologarse a alguna unidad ya de­

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Finida, se ha optado por su caracterización fonnal y su posterior correlaciónlitoestratigráfíca con otras unidadesregionales.

Distribución geográficaLa distribución de sus afloramientos está restringida al pie oriental de

las suaves serranías constituidas por vulcanitas jurásicas que se extiendenen el sector noroeste de la comarca. Formanlos terrenos bajos que se encuen­tran entre esas elevaciones y los remanentes cordoniFormes del primer nivelde agradación de la comarca, al noroeste de la estancia San José.

RelacionesestratigráfícasSe apoya en discordancia angular sobre vulcanitas jurásicas no diferen­

ciadas y vulcanitas de edad liásica. Pocos kilómetros a1 oeste de la estanciaSan José, soporta en concordancia (?), con contacto cubierto por sedfinentosactuales, a los estratos rojizos de la Formaciónlos Adobes OíiembroCerro

hdirador) de los que se distingue claramente por su litología y coloración ge­neral castaño clara.

LitologíaLa canposición litológica de la unidad se describe en base a un perfil

transversal de runbo noroeste, realizado arpoximadamentea 5 kma1 noroestede la estancia San José (figura 14). La unidad se componede tobas (44%), tu­fitas areno-arcillosas y principahmentecalcáreas (23%),arcilitas y limolita(27%), areniscas conglomerádicas y conglanerados (4%)y calizas (1,5%). El espesor total medido es de aproximadamente 140 metros.

Las tobas son de color gris rosado, rosa anaranjado moderadoo anaranja­do muvpálido; presentan laminación v estratificación Fina a muyFina, a veceslajosa; en general están muydecoloradas en manchas irregulares. En estas ro­cas, en general consolidadas, es muycomúnla participación carbonática en sucomposición. Abundanlas concreciones calcíticas y aragoníticas. Los nivelessuperiores del perfil contienen grandes troncos siliciFicados algunos en po­sición de vida.

De las tufitas, el 20%son tobas calcáreas; el color es rosa grisáceo,gris rosado o anaranjado muypaIido. En general son rocas muyconsolidadas,que poseen laminación y estratificación Fina y ondulitas ashnétricas; puedencontener hmprontasde pequeños tallos. E1 resto está integrado por tufitasarcillosas y tufitas arenosas. Las prhneras son de color púrpura rojizo páli­do decoloradas en bandas irregulares de color anaranajado muypálido, con laminacióny estratificación fina y ondulitas asñnétricas; hacia la base y el

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Figgra 14 : Formación Puesto Mendive; perfíl N°9.

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techo del perfil, son portadoras de una tafoflora de helchos. En las segundas,el color es variado, la granulometría es mediana a muygruesa, con guijas di­seminadas; en la composición epiclástica predominan las tobas y el cuarzo.

Las pelitas son límolítas, límolítas arcillosas y arcilitas de coloresrojo pálido, castaño roiizo pálido y castaño pálido, son Friables a consoli­dadas; contienen concreciones esferulíticas carbonáticas, de milímetros a 10y SOcentimetros de diámetro.

Las psamitas y pseFitas son areniscas limosas Finas, areniscas calcáreasy conglomeradosy areniscas conglanerádicas. Estos últimos, de granulometríamás gruesa, poseen estratiFicación tabular grosera y entrecruzada y contienetroncos siliciFicados.

Las calizas, muyconsolidadas, Formandelgados bancos duros, sobresalien­tes; son de color rojo pálido, castaño pálido o rosa anaranjado grisáceo; confrecuencia contienen pequeñas concreciones carbOnáticas discoidales y esfe­roidales.

La distribución vertical de estos tipos rocosos en el perfil columnardela secuencia, revela la acción de ciclos de depositación elástica a químicacon participación piroclástica sincrónica. Los ciclos se inician generalmentecon pelitas arenosas, tufitas pelíticas y tufitas arenosas; hacia arriba con­tinúan tobas calcáreas culminandocon niveles de calizas; la secuencia ante­rior está generalmente incompleta. En el tercio inferior de la secuencia, di­chas variaciones son generahnelte epiclásticas; en el resto del perfil es nn­portante la presencia de material piroclástico, que se hace máximaen la sec­ción media y en el techo, donde constituye 30 m y 18 m de tobas, respectiva­mente.

Contenido paleontológicoEn las tobas arcillosas de los niveles de los niveles 27 y 12 del perfil

de 1a unidad, se halló una tafoflora de helechos no muybien conservada, enla cual, la Doctora A.Baldoni (com.epist.) determinó los siguientes elementos:

Gleichenites cfr. San‘lartiniiSphenopteris sp.Brachyphyllum sp.

Taeniopteris sp.

Asfinisno, son abundantes los grandes restos de troncos silicificados,tendidos o en posición de vida, encontrados en las areniscas conglomerádicasy tobas de los niveles 3 y 2 de la parte superior del perfil de la unidad.

la extracción de material palinológico de pelitas dio resultados negati­

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Ambiente de depositación

La existencia de ciclos recurrentes de sedimentación clástica y química,así comola detenminación de condiciones de baja energía cinética de deposi­tación, con variable participación de elementos piroclásticos en 1a secuencia,son indicativos de un paleoambiente lacustre y vulcanismo piroclástico sin­crónico.

La existencia de aguas calmas y baja energía cinética de sedimentaciónestá indicada por 1a presencia de pelitas físiles y con laminación Fina. Asi­mismo, la existencia de oleaje está indicada por ondulitas simétricas conlaminación ascendente.

Se han identificado en el perfil, seis grandes ciclos de sedimentacióncon un espesor pranedio de 12 metros. En cada uno de ellos se puede identifi­car una sección inferior silicoclástica, indicativa de clima húmedoy una su­perior química, en 1a que la presencia de calizas evidencian clhna cálido. Lasedhnentación cíclica lacustre se vio interrumpida por una importante acumu­lación de tobas (19 m de espesor) en la mitad de la secuencia; la sedimenta­ción cíclica reiniciada posteriormente evidencia una elevada participación dematerial piroclástico, muysuperior a la sedflnentacióncíclica inicial. Losdepósitos lacustres pasan hacia la parte superior del perFil a depósitos Flu­viales representados por areniscas y areniscas conglomerádicascon estratiFi­cación entrecruzada y restos de troncos silicificados v culmina con 18 metrosde tobas que en su base conservan grandes troncos en posición de vida.

Edadv correlación

Si bien la tafoflora de helechos contenida en la unidad no pennite unaprecisa determinación de edad, dicha asociación apunta según Baldoni (com.epist.) a una edad cretácica inferior para la secuencia.

Chebli et al.(1976) citan restos de ostrácodos y charofitas provenientesde la zona de 1a sierra de la.Manea, que presentan afinidades morfológicas conostrácodos característicos del Barreniano neuquino. Esos niveles correspondensegún Codignotto et a1. (1978) a 1a facies de toba verde (Iiembro Puesto LaPaloma) y en fonna subordinada a 1a facies limo-arenosa borra de vino (liembroBardas Coloradas) de 1a Ibnmación Los Adobes. Según estos autores, y aceptan­dose una tentativa edad barremiana para la Ibrmación Los Adobes suprayacente,se asigna a 1a Fonnación Puestohlendivé al Neocomianopre-Barreniano.

Se puede correlacionar la Ibrmación Puestohlendivé con las sedimentitaslacustres de 1a parte superior de la formación Puesto Albornoz (TernándezGa­rrasino, 1977), asignada a1 Hauteriviano-Barremiano, según datos palinológi­cos aportados por Seiler (1980) y que Fuera estudiada y correlacionada con la

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Fonnación Pozo D-129 por Cortifias y Arbe (1981).

Dadasu posición estratigráfica, podría correlacionarse la unidad conlas capas que en sierra de Pichiñanez.se disponen, según Nullo y Proserpio(1975), mediando discordancia entre 1a Formación Cañadón AsFalto y Cerro Tor­tïn.

2.3.2. Cretácico inferior - Cretácico superior

a. (Srupo Chubut (Teruglio, 1929, nan.subst. Lesta, 1968)

Componenesta unidad las extensas y espesas acumulaciones de sedimentí­tas continentales y piroclastitas de edad cretácica, cuyos afloramientos sedistribuyen en el centro y sur de 1a provincia del Chubuty norte de 1a pro­vincia de Santa Cruz y que en superficie, se apoyan sobre asociaciones vol­cano-sedimentarias de edad jurásica (Srupo Bahía Laura,(3rupo LoncoTrapial,formación Taquetrén, Formación CañadónAsfalto, ComplejohdariFil) y soportansedimentítas continentales senonianas (Fonnación Paso del Sapo) o sedimentí­tas danianas marinas (Ibnmación Salamanca y Formación Cerro Bororó) y conti­nentales (Ibrmación Río Chico).

Nomenclatura

Los depósitos de 1a unidad están incluidos en las "Areniscas Abigarra­das", "Formación Chubutense" y "Pehuenchiano" en los trabajos de Ameghinode

1890, 1898 y 1900, respectivamente. Keidel (1917) denominó a esas unidades"Estratos con Dinosaurios". Posterionmente, Peruglio (1929) designó al con­

junto de esos depósitos con el término de Chubutense (empleado anterionmentepor Ameghinopara una parte de los mismos) o "Chubutiano". El significado es­tratigráfico dado a esos ténninos en 1a primera mitad de este siglo puede en­contrarse en Teruglio (1949).

la denominación de(3rupo del Chubut, fue empleada por Lesta (1968) parareFerirse a los depósitos continentales del subsuelo canprendidos entre labase del "Salamanquense" y el techo de la lbrmación Pozo D-129; en 1969, ex­tendió esa denominacióna los depósitos de superFicie y deFinió su límitelitoestratigráfico superior en los sedimentos de la IbnmaciónPaso del Sapo,GrupoSalamancau otros del Terciario; en su criterio, el rango cronoestrati­gráfico queda establecido por el Titoniano y el Maestrichtiano.

Stipanicic et al.(1968) aplicaron la denaninación de(3rupo Chubut sensustricto para los terrenos "Chubutianos"de edad maestrichtiana confinados a

CHEBLIETAL.(1976)ttoetal(1979)

CorrelacióndelasFormacionesCañadóndelasVíborasy GorroFrigio(Cheblieta1.,1976),propuestaporCodigno­

CODIGNOTTOETAL.(1979)

F.Pto.ManuelArce

IF.PuestothuelArce

F.Cañad6n

H.CerroCastaño

delas Víboras

M.PtoLaPaloma

anaoqghUPI 9P u9PD'

M.CerroMirador

b—-c

F.GorroFrigio

DIÜIJJ 01:09 '¿

H.CerroBarcino H.BardasColoradas

OUIOJBQ 01193 'dH.M.ArceH.BayoOvero H.LasDIumas M.CerroCastaño H.PuestoLaPaloma

H.ArroyodelPajarito

9°Q°PV901 'd

H.BardasColorada: M.ArroyodelPajarito

Fira15:ComparaciónygorrelacióndelosesquemasestratigráficosdelGrupoChubutpropuestosporÜEeElletal.(1976)yCodlgnottoetal.(1979);*estratigrafíadelCretácicoentreelcañadóndelas V1borasy1aSlerradelGuanaco,propuestaenestetrabajo.

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la Cuenca del Golfo de San Jorge; establecen diFerencias con el falso Chubu­tiano del norte y oeste del Chubut, al cual denominan Rarmación Los Adobes,de edad neocomiana.

Volkheimer (1969) presentó una síntesis de los antecedentes del GrupoChubut; consideró 1a inconveniencia de establecer límites tenporales en ladefinición de dicha unidad. Lesta y Perello (1972) consideraron que el GrupoChubut se encuentra por debajo de la discordancia intersenoniana. Lesta et a1(1980) subdividieron los sedimentos continentales depositados luego del dias­trofismo intemálmico y con anterioridad a 1a fase intersenoniana, en un con­junto inFerior que designaron canoGrupo Las Heras (Pomación Pozo anticli­nal Aguada Bandera, Pozo Cerro Guadal y Pozo D-129) de origen preferentemen­te lacustre, en parte piroclástico, aue ubicaron entre el Jurásico superiory el Cretácico inferior y, un conjunto superior cue corresponde al Grupo Chu­but, compuestopor tufitas, tobas y sedimentitas clásticas de origen Fluvial,cuya edad estaria comprendidaentre e1 Barremianoinferior y elMaestrichtía­no.

E1ordenamientolitoestratigráfico del Grupo, es distinto según se tratede la sierra de San Bernardo y zonas adyascentes próximas a1 golfo de San Jorge (sur de Chubuty norte de Santa Cruz) o del sector central y septentrionalde la provincia del Chubut. El número, canposición, límite y nomenclatura delas formaciones y sus relaciones mutuas es distinto en cada región; a su vez,dicho ordenamiento está siendo modificado y completado en 1a actualidad, enbase a distintos esquemasestratigráficos.

Antecedentes

Para la comarca, Piatnitzky (1936) describió depósitos de la tmidad aflorantes entre La Potranca y Los Calafates, cañadón de las Viboras y entre LaHoraueta y cerro Guanaco.

l‘eruglio (1949) citó 1a presencia, en sierra Wora, de capas cretácicascon restos de Antarctosaurios, (rue se apoyan sobre granito.

Chebli (1973) y Chebli et a1.(1976) realizaron el estudio detallado me­diante perfíles, del Grupo Chubutaflorante en la región central de 1a província del Chubut. En ambostrabajos, se consideró que en la canarca afloran dosformaciones integrantes del Grupo Clubut: la lbrmación Cañadónde las Víborasque aflora típicamente en las proximidades de las márgenes del cañadón homónimo, en el sector occidental de la comarca y hacia el norte hasta Paso de In­dios y, 1a FormaciónGorro Frigio, distribuida en toda la mitad oriental de1a canarca, extendiéndose en forma amplia más allá de los limites de la mismaen toda la región central de la provincia.

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La Formación Cañadón de las Viboras, se apoyaría en concordancia y me­diante interdigitaciones sobre la TormaciónGorro Frigio. El contacto entreambasunidades se hallaría en el flanco norte de la meseta del Canquel. Seanesos autores, la Ibrmación Cañadónde las Wboras se componehacia arriba de

los siguientes miembros:MiembroCerroHirador constituido por psamitas Finascon participación piroclástica de color rojo ladrillo intenso y cuya locali­dad tipo es el cerro Mirador; el MiembroPuesto La Paloma, suprayacente, aflo­ra tipicamente en las inmediaciones del puesto hanónimo y se componede are­niscas tobáceas y tobas de color verde pálido a oliva; en la parte superior,el Mianbro Cerro Castaño, oue es una secuencia de tobas, tuFitas y sedimenti­tas de colores castaño, verde pálido y gris blanquecino, cuya localidad tipoes el cerro Castaño. La FormaciónCañadónde las Viboras, según Chein et al.(1976) sería el producto de un acontecimiento localizado principalmente en elcañadónhomónimoy con características distintivas respecto del resto de lasunidades del Grupo. De la Rmnación Gorro H‘igio, cuya localidad tipo se en­cuentra diez kilómetros al este del cerro homónimo,solo afloraría en la co­marca elMianbro Cerro Barcino; la composición de esa espesa secuencia piro­clástico-sedimentaria es muyvariada.

A1 esquemaestratigráfíco de esos autores, que se integra además con uni­dades aflorantes en áreas vecinas, se contrapone la reconstrucción litoestra­tigráfica regional propuesta por Codignottoet al.(1979), la cual consiste enun reordenamientode las unidades litoestratigráficas preexistentes, incorpo­ración de otras y cambionanenclatural de algunas de ellas; a diFerencia delesquemaanterior, esta última interpretación implica 1a amplia distribuciónregional de las Facies reconocidas, no interrumpidas mayormentepor acciden­tes de1 relieve previo, que consideran moderadoa suave; las unidades se dis­tribuirian según un órden decreciente de edad, de oeste a este. Según el mapapublicado por Codignotto et al. (1979), deben aflorar en el sector norte de 1acomarca, el Miembrolas Plunas, al este y, elMianbro Cerro Castaño de la Rur­maciónCerro Barcino, al oeste. Así, las modificaciones litoestratigráficasintroducidas en el primer esquena son las siguientes (figura 15): a partir dela correlación de los distintos mianbros de la Rar-maciónCañadónde las Vibo­

ras con distintos términos de la lbrmación Gorro Prigio, consideran que elMiembro Bardas Coloradas de la lbrmación Gorro Higio es equivalente al Wien­bro Cerro Mirador de la Ramación Cañadón de las llïboras, Formandojunto al

Miembro Arroyo del Pajarito la Rmnación Los Adobes. Los Miembros Puesto LaPaloma y Cerro Castaño de la Formación Cañadón de las Viboras se correlaciona­rían con el Mienbro Cerro Barcino de la IbmaciónGorro Frigio e integrarían1a base de la ahora Ibrmación Cerro Barcino; esta unidad se completa con 1a

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incorporación del Miembro Las Plumas y en el techo, los Miembros Manuel Arce

(corresponediente a la Fonnación Puesto Manuel Arce de Chebli et a1., 1976),

interdigitado con el Mienbro Bayo Overo.Según las observaciones de campoy los perfiles realizados, pudo canpro­

barse 1a persistencia lateral de los miembros de 1a Formación Cañadónde las

Víboras y su ocurrencia en la FormaciónGorro Frigio, pero parcialmente desdi­bujados por la participación de otros componentessedñnentarios y piroclásti­cos en 1a últhna. Esta mayor canplejidad camposicional en el ámbito de acumu­lación de la FonnaciónGorro l¡rigio, podria relacionarse con diferencias en laprofundidad y amplitud de la subcuenca correspondiente - que se abre a1 estede La Rueda - conrespecto a 1a cubeta del cañadón de las Víboras. La canpara­ción de los perfiles de las sucesiones aflorantes en cañadón de las Viboras,con las aue se encuentran al este de La Rueda, evidencian una mayor participa­ción epiclástica en este últñno ánbito. Estas características podrían explicarlas diferencias litológicas entre ambosámbitos, las cuales no justifican lacreación de nuevos nombresfonnales. A partir de estas observaciones, los di­ferentes elenentos litoestratigráficos reconocidos en 1a canarca se ajustan yordenan entonces, según el esquena propuesto por Codignotto et a1.(1979), conlas siguientes modificaciones: a partir de las diferencias observadasen lacanposición de los MiembrosBardas Coloradas y Cerro Mirador, se justifica lautilización de esta últhno en su área tipo y adyacencias; ashmismo,se conser­va la categoría de fonnación para los depósitos del MiembroManuel Arce, dadoque posee caracteristicas litológicas própias y distintivas y es perfectamentemapeable.

a.1. Formación Los Adobes (Stipanicic et al., 1968)

Antecedentes

la denoninacióndel epígrafe fue utilizada por prñnera vez por Stipanicicet al.(1968) y posterionnente por Stipanicic y Rodrigo (1969) y Stipanicic yMethol (1972), para designar a las sedhnentitas cretácicas preanaestrichtianasaflorantes en el curso superior del rio Chubut.

Volkhefiner, en Tasch y volkheñner (1970) se refiere brevanente a la can­posición de la Fonnacíón Los Adobes, que en el 5era de Cañadón Lahuincó-Cerro

Cóndor yace en discordancia angular sobre 1a Fonnación CañadónAsfalto ; citapara 1a mismaconglomeradosarenosos con estratificación entrecruzada , lhno­

litas y tobas que asigna a1 Cretácico inFerior.En el esquemaestratigráFico propuesto por Codignotto et al.(1979), 1a

Formación Los Adobes constituye la base del GIIHX)Chubut en la región central

de 1a provincia homónima.Esos autores, reconocen la extensión regional de launidad en la cual distinguen una facies conglomerádica inFerior y una Facieslimo-arenosa superior, color borra de vino, que homologaron a losl4iembrosArroyo del Pajarito y Bardas Coloradas, respectivamente, integrantes de laannación<30rro Trigio sensu Chebli et a1. (1976). Estos miembros, dada laextensión regional y homologaciónantes señalada, pasan a integrar según Co­dignotto et al.(1979) la anmación Los Adobes. Siguiendo ese esquema, Nullo(1983) describió y mapeó los afloramientos de amb051niembros, que se encuen­

tran próximos a las sierras de LoncoTrapial y Cerro Negro, en el tramo can­prendido por la Hoja 45c.

En la comarca, no aflora ellliembro Arroyo del Pajarito; asimismo, elMiembroBardas Coloradas, constituido por areniscas conglomerádicas, arenis­cas de grano medianoa grueso, arcilitas y limolitas de color general borrade vino, tiene su equivalente lateral, en las tuFitas ?”areniscas Finas decolor rojo intenso y borra de vino, integrantes delrliembro Cerrohíirador,definido por Chebli (1973). Dadaesa eauivalencia y la extensión regional dela Ibrmación Los Adobes, se ha preferido en este trabajo y a Fin de no in­corporar nuevos nanbres termales en 1a nomenclatura existente, incluir enesa unidad alhlíembro Cerrohlirador (Chebli et al., 1976), si bien esa deno­minación fue enpleada anterionnente por Petersen (1946) (Serie Elhiirador)para vulcanitas terciarias de la región noroeste del Chubut.

Distribución geográficaEstos depósitos, claramente distinguibles por su coloración, están am­

pliamente distribuidos en el cuarto noroccidental de la comarcay en aflora­mientos aislados en el sector centro-norte de 1a misma. En el tramo inferior

del cañadón de las líboras, entre el puesto La Palomay el cerro Los Huevos,Fonmaparte de terrenos bajos, cubiertos en gran medida por regolitos de pe­dimentos; hacia el norte, en cambio, constituyen la sección inferior a mediade los bordes de las mesetas Bagual y Canquel (culminación norte) y de cerrostestigo tales comolos cerros Largo, Mirador, Peralta, Negro, Horqueta, Pun­tudo y otros.

RelacionesestratigráficasAl oeste de La Rueda, 1a unidad se apoya en discordancia angular sobre

vulcanitas jurásicas y sedhmentitas de 1a Formación CañadónAsFalto (en las

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proximidades del nuesto La Potranca). Al este de La Rueda, un poco al nortede 1a estancia San José, se dispone en aparente concordancia, con el contactocubierto, sobre 1a Ramación Puesto Mendivé. En ambas márgenes del cañadón de

las \ïboras, en el cerro largo y en el flanco norte de la meseta del Canquel,un poco al sur de la estancia San José, es dable observar su disposición con­cordante con pasaje transicional hacia elhdiembro Puesto La Palomade la For­mación Cerro Barcino suprayacente.

LitologíaEn su perfil tipo , Chebli (1973) midió un espesor de 76,5 m

del cual un 70%está constituido por tufitas, un 27%por areniscas y un 3%por pelitas. Las tufitas son arenosas, de color castaño rojizo y rojo intenso,en parte decoloradas a tonos blanquecinos o verde pálido; son consolidadas. Elgrano es Fino a muyFino, con angulosidad variable; la estratificación estábien desarrollada. Las areniscas predominanen la parte media de la secuencia;son de color rojo y rojo ladrillo, con grano muy Fino a mediano; Formanban­cos groseros y continuos de hasta seis metros de espesor, con intercalacionesde areniscas tobáceas y bancos delgados (0,5 m) de areniscas cuarcitícas blan­cas muybien consolidadas.

La distribución vertical de los términos antes descriptos consiste entufitas en la parte inferior, luego areniscas con intercalaciones de tufitasy alternancia de paquetes gruesos de areniscas y tufitas y, en 1a parte supe­rior, tufitas.

En el cerro Largo, 1a base de la unidad está cubierta y en el techo, elpasaje concordante hacia elldiembro PUesto La Paloma de la Formación CerroBarcino está dado por el cambiode colores rojizos a una coloración gris ver­doso clara, rosa anaranjado grisácea, o anaranjado muypálido, con una lito­logïa muyshnilar. Allí, el reconocimientodel perFil litológico vertical de1a secuencia, de 45 metros de espesor, revela una composición esencialmentepiroclástica y tufítico-arenosa. Estas rocas son de color rosa anaranjado mo­derado y anaranjado rojizo moderado, en parte decoloradas a tonos más pálidos;son consolidadas y porosas. Su grado de consolidación puede aumentar por car­bonatización masiva o en venillas; en general están estratificadas. Cuandoexiste, la fracción arenosa es fina a mediana, de tobas y/o cuarzo. En el per­fil, estas rocas piroclásticas presentan hacia 1a base, la intercalación deun nivel de pelita arenosa con aporte piroclástico de color anaranjado roji­zo moderado. Intercalados en la mitad superior de la sucesión existen nivelesde areniscas con aporte tobáceo, muyconsolidadas; son de color castaño rojizopálido, con clastos de arena fina a mediana, angulosos a subangulosos, com­

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canpuestos de tobas, micas y cuarzo; la matriz es tobáceo-calcítica. Hacia elcontacto con 1a unidad suprayacente se alternan niveles de tobas de color grirosado, muyconsolidada, en bancos resistentes, sobresalientes.

La frecuente decoloración lateral y vertical de las canas rojízas a to­nos muv claros hasta blanco, puede verse con claridad en las canas que Fonman1a base del flanco norte de la meseta del Canquel, al este de La Rueda. Lh color borra de vino intenso, caracteriza las canas aFlorantes a1 nor-noreste dela estancia San José, las cuales se apoyan directamente sobre el substratovolcánico jurásico.

Si bien 1a disposición estructural de 1a unidad es subhorizontal a comunmente homoclinal con suaves inclinaciones de menos de 10°, al este del puestoLa Potranca y a1 nor-noroeste del cerrorlirador están suavementeplegadas.

Lhoskilónetros a1 norte de la canarca, estas capas revelaron cierto contenido de radioactividad y están siendo estudiadas por la CNEAen el yachniento Sierra Colorada.

Ambiente de depositaciónLa lbrmacíón Los Adobes en la comarca GüíembroCerrolíirador), es el

producto de denositación eólica de cenizas volcánicas en su mayoría de granu­lometría fina. Simultaneamente y en Fauna subordinada en cuanto a volumen de

material depositado, se habría desarrollado un sistema Fluvial de baja ener­gía cinética con pequeñoscuernos lacunares asociados, que podrían estar re­presentados por los niveles arenosos y por las intercalaciones nelíticas, resnectivamente.

Edad y correlaciónLos términos superiores delhliembro Bardas Coloradas de 1a Formación Los

Adobes serían de edad barremiana según Codignotto et a1.(1978) en base a os­trácodos y charofitas afines a las que se encuentran en el Barreniano neuquiny que fueran localizadas a1 norte de 1a sierra de La.Manea(Cheblí et al.1976

La Ibrmación Puestohdendivé infravacente, fue correlacionada con la Ibr­mación Puesto Albornoz, que según Seyler (1980) es de edad hauteriviana-barremiana.

Estos datos, restringirían la edad de 1a IbnmaciónLos Adobesal Cretá­cico inferior, Barremiano.

a.2. Formación Cerro Barcino Odusacchio y Chebli, 1975, nom subst. Codígno­tto et 31., 1979)

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Antecedentes

Los depósitos de la unidad que se encuentran en el sector septentrional de1a provincia del Chubut, fueron considerados inicialmente por Nakayama(1972)bajo la denaninación dehfiiambro Cerro Barcino, de la FormaciónGorro Irigio.

En el esquena estratigráfico del sector central de la provincia del Chubutpropuesto por Chebli (1973), esta unidad infrayace a la FonmaciónCañadóndelas líborasy constituye los afloramientos del Grupo Chubutde la mitad orientalde la comarca. La denominación y descripción delhliembro Cerro Barcino fue pu;blicada posteriormente porlfiusacchio y Chebli (1975) y por Chebli et al.(1976).Comoya se viera, Codignotto et al.(1979) elevaron esa unidad a1 rango de Por­mación y a partir de la correlación regional y reordenamiento de las unidadesconsideradas por Chebli et al.(1976) y del agregado de nuevas unidades, inclu­yeron en ella a losbliembros Puesto La Paloma, Cerro Castaño, Las Plumas yhla­

nuel Arce, éste último interdigitado con el MiembroBayo Overo, ordenados consentido de edad decreciente. En la Hoja 4Sc, la FormaciónCerro Barcino estárepresentada según Nullo (1983) por los dos prhneros miembrosrecién citados.

En la comarca, la unidad está integrada por losbfiiembros Puesto La Paloma,Cerro Castaño y Las Plumas. En este trabajo, se prefiere considerar por sepa­rado y bajo la categoría de Rmnación, alMianbro Manuel Arce, siguiendo el es­quena de Chebli et a1. (1976), dada la relación de discordancia con la IbnmacíáCerro Barcino infrayacente.

Distribución geográficaLa unidad presenta una distribución amplia en toda 1a comarca. Elldiembro

Puesto La Paloma, es claramente diferenciable en las inmediaciones del puestohomónhnoy a ambos lados del cañadón de las Víboras; cubre uma gran extensiónen el sector nororiental de la comarca, al norte, oeste y sur del cerrohíendivé

Elr1iembro Cerro Castaño, tiene su sección tipo en el cerro homónimo,flan

co oeste de la meseta del Canquel. Aflora también en el extremo noreste de lacomarca y en fonna amplia, en todo el cuarto suroríental de la misma, entre elcerro El Sombreroy la sierra Vlora.

Los afloramientos delblienbro Las Plumas, de menor extensión, están res­tringidos al borde este y noroeste del cerro El Portezuelo, extremonoreste dela canarca.

RelacionesestratigráficasEn el cerro Largo, cañadón de las Víboras y a pocos kilónetros de la estan

cia San José, la Ibrmación Cerro Barcino odiembro Puesto La Paloma) se apoya en

concordancia y con pasaje transicional sobre la Tbnnación Los Adobes; en sierra

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Mora, se apoya en discordancia angular sobre vulcanitas jurásicas.Soprta en concordancia (pseudoconcordancia ?) a la Fonnación Dnesto Manuel

Arce, al suroeste y sur de sierra Mora; entre ambasunidades está ausente elMiembroLas plumas. La Fonnación PUesto Manuel Arce y los estratos terciarios

que se le supernonen en concordancia, presentan una deformación muchomás sua­ve que la observada en la Formación Cerro Barcino infrayacente, lo cual po­dría deberse a movfinientosdiastróficos actuantes entre la depositación de an­bas unidades.

Entre el puesto Lino Ibáñez y el cerro El Portezuelo, la Fonnación CerroBororó se apoya sucesivamente en concordancia sobre los distintos mienbros dela unidad.

LitolggíaLa caracterización composicional y paleoambiental de 1a Fonnación y sus

Miembros,se realizará sobre 1a base de los siguientes seis perfiles litoló­gicos, cuya ubicación se destaca en 1a figura 6. De oeste a este son, el ner­fil cerro Castaño (n°10), perfil El Sanbrero (n°11), perfil Lino Ibañez (n°12),nerfil estancia La Flecha (n°13) y perfil El Portezuelo (n°14).

Mienbro Puesto La Paloma

El Dasaje del MiembroCerro Mirador de la Formación Los Adobes, infraya­

cente, a1 MiembroPuesto La Palena, está dado por un cambio de coloración roji­za a verdosa, en una litología y ambiente depositacional semejantes. Conres­pecto al Mienbro Cerro Castaño, suprayacente, se pasa de una coloración verdo­sa a tonos castaños, generahnente mediante bancos de conglomerados y areniscasconglqnerádicas en 1a base de este último, en el sector oriental de la canarca,o mediante tufitas pelíticas, indicadoras del inicio de un ambientede deposi­tación de baja energia, en el área de cerro Castaño.

La litologia del Mienbro PUesto La Palana es bastante unifonne en todoslos afloranientos. La coloración verdosa, típica de la zona de cañadón de lasVíboras, está acompañadade tonalidades castañas y rosadas, en el sector orien­tal de la canarca. Los datos provenientes de perfiles de ese sector revelan unacanposición aproxnnada de 56%de tobas, 38%de tufitas y 3%de sednnentitasareno-conglanerádicas. En el perfil Lino Ibañez, 1a relación arena-pelíta esmayor que en el perfil más a1 norte. En el sector occidental, la fracción epi­clástica es principahnente arenosa.

Las tobas son de color verde muy pálido y en menor medida, blanco, verdeamarillento y rojo o anaranjado pálido; son finas, en general muyconsolidadasy estratificadas.

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o Sn -5.

Figgra 16 : Perfiles del MiembroPuesto La Paloma, FormaciónCerro Barcino. a) Perfil N°11, cerro El Sombrero, b) PerfilN°12, estancia Lino Ibáñez. En ambos, la base está cubiertay el techo soporta en concordancia a1 MiembroCerro Castaño.

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Las tuFitas arenosas son de color gris verdoso claro o verde amarillentopálido, muyconsolidadas, de arena mediana; en las tufitas peliticas y carbona­ticas el color es verde amarillento o gris amarillento y están muyconsolidadas

Las intercalaciones de bancos areno-conglanerádicos comolos aue se puedenobservar en el cerro Largo, por ejemplo, son de color gris amarillento a olivapálido, con clastos de arena Fina a mediana, angulosos a subangulosos, compues­tos principalmente de tobas y cuarzo, de matriz tobácea, muyconsolidadas.

En cuanto a la variación vertical de la composición, en el cerro Largo,los delgados niveles arenosos se intercalan en toda 1a secuencia; al sur de laestancia Lino Ibáñez, la fracción epiclástica en fonna de tufitas arenosas estápresente en las secciones inferior y media-superior del perfil, con la interca­lación de tufítas arcillosas en 1a parte media de la secuencia, la cual termi­na con doce metros de tufitas pelíticas.

Miembro Cerro Castaño

Es posible reconocer una diferencia composicional entre los afloramientosdel sector de cañadónde las ¡Eboras (perfil cerro Castaño) y los del sectororiental (perfiles Lino Ibañez y La Tlecha).

Asi, el perfil en su localidad tipo, revela la preeminenciade tuFitas(53%)y tobas (30%), una elevada proporción de pelitas (12%)y la existencia deareniscas (3%)y calizas (2%). La fracción limo-arcillosa participa también enelevada proporción en las tufitas. Se reconocen ciclos de sedimentación epiclástica y quimica representados por la secuencia pelita-psamita y caliza, con va­riable grado de participación piroclástica. El espesor promediode los cicloses de 4 a 12 metros.

En el sector oriental (b y c de la figura 17), la canposición delbliembromuestra un incremento de niveles de areniscas, areniscas conglanerádicas y con­glomeradosy la desaparición de calizas; las tobas y tufitas siguen siendo pre­dominantes, en tanto que las pelitas tienen una distribución geográfica dispar,siendo abundantes en el sector septentrional.

Así, en el perfil Lino Ibáñez, se componede tufitas (51%), tobas (38%)yareniscas (11%)mientras que más al norte en el perfil La Iüecha, consiste detufitas (44%), pelitas (32%), tobas (17%)y areniscas y conglomerados (8%).

Regionahnente, en las tobas nredanina el color castaño claro, castaño ro­jizo o castaño rosado; son finas y están estratifiCadas y muyconsolidadas.

Las tuFitas lino-arcillosas son abundantes en el cerro Castaño donde pre­sentan color rosado o anaranjado; en la zona de La Flecha son de color gris. Engeneral son Friables a consolidadas, con cierta Fisilidad. Las tuFitas arenosas

402­

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Figura 17 : Formación Cerro Barcino, Miembro Cerrov Castaño; a) perfíl N°10 (cerro Castaño), b) perfil

N°12 ( estancia Lino Ibañez), c) perfíl N°13 (es­tancia La Flecha).

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presentan una distribución unifonne; la arena es Fina a mediana con clastos an­gulosos a subangulosos de cuarzo y tobas, principalmente.

Las intercalaciones de uno a dos metros, de areniscas y areniscas conglo­merádicas con estratificación entrecruzada, asociadas a lentes y bancos de con­glomerados, tienen un buen desarrollo en el sector oriental. Son de color cas­taño o gris, predominan los clastos de arena mediana a muygruesa, subangulososcon cemento silíceo. En ocaciones 1a matriz es tobácea o arcillosa. Los conglo­

merados poseen clastos de hasta guija muygruesa, de cuarzo, calcedonia, tobasy vulcanitas porfíricas.

La variación litológica vertical de 1a unidad es 1a siguiente: en el perfide cerro Castaño, la repetición cíclica de sedimentitas clásticas y químicasocurre en la mitad inferior del perfil, siguiendo hacia arriba una monótonasu­cesión de tobas y tuFitas arenosas aue culminan en aproxhnadamente 10 metros depelitas arenosas. En los perfiles del sector oriental, los niveles psamo-pseFí­ticos se intercalan preferentemente en 1a mitad inFerior.

En el cuarto noroccidental de la canarca, la participación pelítica espe­cialmente cano tuFitas, es unifonne en toda 1a secuencia.

los espesores medidos son de 100 metros en cerro Castaño, 74 metros alsureste del puesto Lino Ibañez y 58 metros al oeste de 1a estancia La Flecha.

Miembro las Plumas

Se caracteriza la composición delbdiembro mediante la descripción de dossecciones (perfil n°14) ubicadas próximas entre si, al este del cerro E1 Por­tezuelo (figura18 ). Su comparacióny correlación refleja la variación litoló­gica vertical y lateral del mismo.

La unidad se caracteriza en ténninos generales, por la presencia de bancosresistentes de areniscas y areniscas conglomerádicasy conglanerados, con es­tratiFicación entrecruzada, de color rojo intenso, que pueden ser ampliamentedonínantes (90%en el perfil b) o estar acompañadospor secciones de pelitas ypelitas arenosas con variable grado de participación niroclástica, de color ro­sado o castaño rojizo.

Las areniscas, de color rojo pálido, son medianas a gruesas, con clastossubangulososy laminación o estratificación Fina entrecruzada; la matriz esgenerahnente pelítico-tobácea. Los conglanerados, de similar coloración, sonde granulometría variable, compuestosde toba, cuarzo y vulcanitas, en generalmuyconsolidados; presentan estratificación entrecruzada y sus bancos se acuñanlaterahnente. La mezcla de ambaslitologias entre si y la participación de ma­triz piroclástica es variable; el pasaje entre ambostipos puede ser gradual o

404­

Fi ra 18 : Formación Cerro Barcíno, MiembroLas Plumas; perfílN514¡cerro El Portezuelo); sección norte (a) y sección sur (b),a1 este del cerro El Portezuelo.

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neto, en estaratos lentifonnes o tabulares.Comose dijo, en el sector sur estas rocas representan el 90%de la secuen

cia, el 10%restante está constituido por tufitas arenosas y arcillosas en eltecho. En el sector norte, en cambio, 1a facies gruesa constituye dos portentesniveles intercalados en la mitad superior del perfil.

E1 nivel 3 de 1a sección (a) pasa lateralmente a formar el nivel 6 de lasección (b); por debajo de ambosniveles hay un pasaje gradual de la composi­ción litológica entre ambassecciones, por acuñamiento lateral o variación en­la proporción entre pelita y arena.

Contenido paleontológicoEn la comarca, las evidencias paleontológicas son escasas y consisten úni­

camente en restos de troncos siliciFicados pequeños OWíembrolas Plumas) o

grandes y en posición de vida comolos que se encuentran en elldiembro PuestoLa Palomacerca del puesto‘lendivé.

En los afloramiento ubicados entre la comarca y el rio Chubut, en las in­mediaciones de 1a estancia Perdomoy en El Barrancal, Fueron hallados ostrácodoy una asociación de charofitas estudiados por‘dusacchio (1972) y\lusacchio yChebli (1975), quienes determinaron:

Charofitas : Ilabellochara aff harrisiMusacchio, 1972 Stellatochara aff mundula

Mesochara aff symétricaPeckithaera sp.

Ostrácodos : Qypridea aff dñninuta“flusacchio y Chebli, 1975 " Feruglioi

" amerikana

GomBhogythereherrerensisEucandona sp.

welburgia sn.Therioszngecum sp.Darwinula sp.Bisulcocyoris banancalensis

Palinonorfos :

nuevas especies de Henrisporites(f;amerro en Chebli et al., 1976)A1 norte de la provincia, en proximidades de sierra de Lahlanea se locali­

zaron nuevos géneros y especies de ostrácodos, gXBridea 5 . y charofitas delgéneroríesochara (Musacchioen Chebli et al., 1976).

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SegúnCodignotto et al.(1979) la roca portadora del material paleontológi­co citado en prñner ténnino (Chubut central) corresponde a1 Miembro Cerro Cas­

taño, mientras que el proveniente de sierra de la Maneacorresponde en parte alMiembro PUesto La Paloma.

Próximos al bajo de la Tierra Colorada, los depósitos de1(3rupo Chubutcontienen polen v esporas asignados al Cenomanianao(Pothe de Baldis, en Lapídoy Page, 1979).

Ambiente de depositaciónElllienbro Puesto La Paloma, representa el producto de la acumulación con­

junta de material piroclástico de tamañoceniza y material epiclástico-químicoen un medio posiblemente lacunar y fluvial de baja energía mecánica.

En la composición delhliembro Cerro Castaño se reconocen una facies occi­

dental, para el área del cañadón de las lEboras y cerro Castaño y, una faciesdel sector oriental, las cuales expresan diferencias paleoambientales.

La facies oriental, representada por el perfil de cerro Castaño, evidenciaen su mitad inferior una sedfinentacióncíclica recurrente (seis ciclos); cadaciclo se componede una sección epiclástica representadas por pelitas o pelitasy areniscas (con granulometría en general granocreciente) y una sección químicaformadapor bancos delgados de calizas. Estas características indicarían un am­biente de depositación lacustre. La mayorfrecuencia de intercalaciones areno­sas en los ciclos superiores podría corresponder a condiciones más próximas a1a línea de playa. Las pelitas laminadas y areniscas de 1a mitad superior delperfil indican un medio continental subacueode baja energía, fluvial o lacunar

La facies oriental comienza con bancos de areniscas v conglanerados, Dre­servados en la mayoría de los afloramientos cano tipicos paleocauces. Esta fa­cies consta de secciones de areniscas y areniscas conglomerádicascon estrati­ficación entrecruzada que pasan hacia arriba a areniscas v pelitas, bien repre­sentadas en el perfil de La Tlecha ; estos depósitos parecen corresponder a unambiente fluvial de tipo meandrifonne en facies de canal, que hacia los tenni­nos superiores del citado perfil, evidencian el pasaje a depósitos pelítícosde planicie de inundación. En el perfil Lino Ibañez es evidente el incrementode la actividad piroclástica en los ténminossuperiores.

Los estratos rojizos con estratificación entrecruzada delhliembro Las Plu­mas, por su litologïa gruesa, con frecuentes cambios granulométricos intra einterestratales, escasos componentespeliticos, asi comola fonmaciónde estra­tos lenticulares en parte bifurcados laterahnente, representan el producto desedfinentación de corrientes tractivas de alto régimen de flujo, propias de unsistema fluvial anastanosado.

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Cabedestacar la actividad piroclástica sincrónica a la depositación detoda 1a unidad, expresada en la mezcla de material tobáceo con el resto de losmateriales epiclásticos y químicos de la Formación.

Edad y correlaciónLa Fauna de ostrácodos contenida en ellliembro Puesto La Paloma atlorante

al norte de sierra de lallanea, por su afinidad morFológica con ostrácodos dela Ibrmación La Amargadel Neuauén, podría poseer una edad barreniana.

las asociaciones de ostrácodos y charofitas delhfiiembro Cerro Castaño, es­tudiadas porñlusacchio (1972) yldusacchio y Chebli (1975) poseen según Chebliet al.(1976) " una data muycercana al Aptiano sinOAptiano mismo ".

Según estos datos, la edad de la FormaciónCerro Barcino sería barremianaaptiana, alcanzando a1 Cenamaniano, si inclufimos en 1a misma a los depósitos

de la región noreste del Chubut, descriptos por Lapido y Page (1979).Según Codignotto et a1.(1979), la FormaciónCerro Barcino podría correla­

cionarse con elhfiiembro superior de la Tbnnación Cerro Fortín (Robbiano, 1971),aflorante al oeste de la comarca.

Asimismo, dados su composición litológica y ambiente deposicional, puedencorrelacionarse los Miembros Puesto La Paloma y Cerro Castaño con 1a RmnaciónCastillo.

a.3. Fonnación PUesto Manuel Arce (Chebli et a1., 1976)

Antecedentes

Los depósitos del Grupo Chubut que afloran en el Faldeo oriental de la

sierra del Guanacoy aue se disponen estratigráfícamente por debajo de la For­mación Cerro Bororó y por encñna de la Fonnación Cerro Barcino, fueron descrip­tos por Chebli (1973) bajo 1a denaninación del epígrafe. Conposterioridad,Pilsacchio y Chebli (1975) incluyeron 1a unidad en el cuadro estratigráfíco sindescribir la litología. Chebli et a1.(1976) publicaron luego la descripciónfonnal de la unidad y establecieron su sección tipo cinco kilónetros al sur de1a ex ruta nacional n° 25, en proxñnidades del nuesto Manuel Arce.

Codignotto et al.(1978) descendieron 1a unidad a la catgoría de miembroy la ubicaron en la parte superior de la FonmaciónCerro Barcino, constituyendo1a facies pelítica gris. Dadoque 1a unidad posee características litológicasy faunísticas propias y distintivas y el caracter mapeablede la misma, se des­cribe esta unidad bajo la categoría de fonmación.

De estas capas proceden los restos de Antarctosaurios citados por Feruglio

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(1949) para la sierra Mora.

Distribución geográficaLa localidad tipo de 1a unidad se encuentra a pocos kilóntros a1 este de

1a conarca, en el faldeo oriental de 1a sierra del Guanaco;a partir de allíse extiende hacia el este en dirección del dique Ameghinoy hacia el sur, has­ta la sierra Cuadrada (Chebli et a1., 1976).

Aflora en el extrano suroriental de la conarca, al sur y oeste de 1a sie­rra Mora. Constituye afloramientos discontinuos y cubiertos en gran parte porsedñnentos cuartarios.

RelacionesestratigráficasConoya se expresara, la unidad se apoya en concordancia (pseudoconcordan

cia ?) sobre los depósitos de la FormaciónCerro Barcino; sus diferencias encuanto a 1a intensidad del plegamiento que las afecta, podrían indicar la ac­ción de una fase diastrófica entre la depositación de ambasunidades. Está cu­bierta en concordancia por arcilitas daníanas de la FonmaciónCerro Bororó yen discordancia por sedñnentos cuartarios del prñner nivel de agradación de laconarca .

LitologíaEn su localidad tipo, al este de la comarca, la unidad se componesegún

Chebli et al.(1976) de una sección inferior ( 48 m ) integrada por areniscasmedianas a gruesas, con estratificación entrecruzada, con lentes de conglone­rados polhnícticos cuyos clastos son de vulcanitas ácidas, tobas y cuarzo. Lasección superior ( 50 m ) se componede lfinolitas y arcilitas varicolores os­curas, finamente estratificadas y culmina con tobas arenosas y cristalinas, muconsolidadas.

En 1a conarca, las secciones parciales más completas y representativas seexponen a1 norte de la ruta provincial n°27 ( un poco al sur y muypráxñna a1a superficie abarcada por el mapa) y en los zanjones que nacen un poco al esode esa ruta y cruzan con dirección al este hacia el sector sur de la sierra Mo­ra. En ellas se reconoce una sección inferior conpuesta en la base por tufitasarcillosas de color castaño claras o castaño grisáceas, con intercalacionesarenosas; cuhninan hacia arriba en bancos de tobas varicolores que intercalanlentes de conglonerados con conento calcáreo. La sección superior se componede lfinolitas arenosas friables, de color castaño amarillento o castaño rojizo,oue poseen clastos de arena mediana a muygruesa, angulosos, predoninantonentetobáceos; presentan comúnmenteintercalaciones de areniscas medianas a gruesas

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y conglanerádicas, de color anaranjado rojizo, con estratificación entrecruza­da, que poseen abundantes restos de troncos silicificados y fragmentos de hue­sos de reptiles; contienen nódulos ferruginosos y tobáceos; se intercalan tan­bíén niveles de areniscas calcáreas medianas, de color rosa anaranjado grisá­ceo; cuhnina esta sección con bancos de toba de color anaranjado muy pálido,muy consolidadas.

Ambassecciones pueden correlacionarse, por su canposición litológica,con las detenninadas por Chebli et al.(1976) en su localidad tipo.

Contenido paleontologicoEn la canarca se han hallado grandes restos aislados de huesos silicifi­

cados de dinosaurios en las areniscas de la sección superior; los más pequeñosestán algo redondeados por transnorte.

En la localidad tino, la unidad contiene ostrácodos y charofitas afin nodetenninados, pero afines a los estudiados en el Gruno Neuquén OWJsacchioen

Chebli et al., 1976). Tambiéncontiene megasporas de Henrisnorites sp.nov. enestudio (Gamerroen Chebli et al., 1976).

Anbiente de depositaciónSegún Chebli et a1. (1976) y a partir del perfil completo de la unidad en

su área tipo, el ambiente de depositación corresponde iniciahnente a un régi­men fluvial de mediana a alta energía aue hacia arriba pasó a umambiente la­custre, con actividad piroclástica concanitante.

Edad y correlaciónLa asociación faunística y microflorística de la unidad presenta senejan­

zas con formas senonianas contenidas en el Grupo Neuquén.

El saurópodo determinado por del Corro (1975) que fuera asignado tentati­vamente a1 Senoniano, fue hallado práxñno al cerro Barcino en capas que segúnCodignotto et al.(1979) corresponden a 1a facies tobáceo abigarrada amarillo­verdosa (MiembroBayo Overo) interdigitada laterahnente con 1a Formación Pues­to ManuelArce. Por otra parte, los restos de Antarctosaurus detenninados porBonaparte y Gasparini (1979) proceden de capas de los Grupos Neuquén y Chubutasignados a1 Senoniano.

Lesta et al.(1980) adelantaron infonmación de 1a diagnosis prelhminar demicroorganismos de la unidad que indicarían una edad que alcanzaría al Maes­trichtiano.

Su posición concordante debajo de estratos danianos y discordante sobre

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terrenos aptíanos-cencmanianos, junto a los datos paleontológícos antes Ciinducen a asignar 1a unidad al Senoníano.

3. CENOZOICO

3.1. Terciario

3.1.1. Paleoceno

a. Tbrmación Cerro Bororó ( Andreis et a1., 1973 )

Antecedentes

Depósitos de la unidad aflorantes en la comarca Fueron reconocidos inicialmente por Peruglio (1949) quien estableció que el " Salamanquense " se reduceenhlanantial Pelado (La Rueda) a un banco de arenisca con madera petriFicada.

En áreas próxhnas Fueron localizados por Piatnitzky (1936), Russo (1953a y b) yFlores (1956b) en sierra Cuadrada y llores (1956a y 1957) en sierra Negra.

las sedimentitas marinas paleocenas aflorantes en el cuarto noroccidentalde la comarca Fueron descriptas y mapeadas bajo la denominación de IbrmaciónSalamancapor Chebli (1973). El contenido paleontológico de estos depósitosacompañadode la descripción litológica de los mismos, Fue publicada luego porChebli y Serraiotto (1974), asignándoles una edad daniana superior.

Los afloramientos próximos a la localidad de El Sombrero Fueron homologa­dos a 1a Ibnmación Cerro Bororó por Andreis et al. (1973); definen esa unidadcomoel conjunto de sedimentitas marinas y de ambiente de transición, de aproximadamente300 metros de espesor, que en el cerro Bororó se apoyan en discordan­cia sobre sedhnentitas continentales de1(3rupo Chubuty soportan en igual rela­ción areniscas y conglanerados morados asignados a1 Eoceno. La edad de 1a mismaes daniana y, en composición, es distinta a las sednmentitas marinas de igualedad aflorantes en el litoral del golfo de San Jorge que constituyen 1a Ibrma­ción Salamanca. Ambasunidades fueron correlacionadas por Archangelsky (1976 yen Bertels, 1973) y Spaletti (1980). Según este últfimo, la Ibrmación Cerro Bo­roró representa la facies occidental, producto del ciclo de sedhnentación trans­gresivo-regresivo del mar daniano, cuyos productos de depositación en el sectordel litoral chubutense constituyen 1a facies oriental (IbnmaciónSalamanca).

A partir de esa diferenciación de facies y dada su composiciónlitológíca,se describen los depósitos marinos y de transición, de edad daniana, aflorantesen la canarca, bajo la denominación de Ibnmación Cerro Bororó.

Distribución geográficaLos depósitos de la unidad se extienden en el cuarto nororiental de la co­

marca; afloran en el flanco occidental de 1a sierra del Guanaco, cubiertos en

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Fíggra 19 : Formación Cerro Bororó; a) perfilN°1S, a1 noreste de 1a estancia de L.Ibañez;b) perfíl N°16, próximo a1 puesto de L.Ibañez;c) perfíl N°17, flanco oeste de 1a sierra delGuanaco.

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gran parte nor depósitos de remoción en masa; se extienden entre el puesto La­coste y la estancia de Lino Ibañez y en reducidos asomos debajo de 1a Formaciónlalenzuela, desde 1a estancia San José (ex estancia Santa Ana) hasta el nuestoLa Potranca.

En el extremos sureste de la comarca, constituyen unos pocos afloramientosdíscontinuos que representan la culminación septentrional de los depósitos quemás a1 sur, forman parte de la sierra CUadrada.

RelacionesestratigráficasAl sureste de la comarca se apoya en concordancia sobre la formación Puesto

ManuelArce; en el sector noreste, lo hace en discordancia erosiva sobre distin­tos mienbros de la Ibrmación Cerro Barcino y en discordancia angular asentuadasobre 1a Tonnación Cañadón Asfalto, al este de La Potranca. A1 sur de El Sombre­

ro y al este de la estancia El Riscoso,soporta;basaltos de la formación El Can­quel, de edad eocena.

Se apoyan en discordancia erosiva sobre la unidad, depósitos Fluviales dela formación lhlenzuela.

Es dificultosa la distinción entre las tobas blanauecinas de la parte su­perior de 1a unidad aFlorante al oeste del puesto Lino Ibáñez y las tobas shui­lares, de edad eocena (?) yacen sobre un basalto de 1a Formación El Canauel, pe­ro que más al oeste en ausencia de ese basalto, se disponen con gran continuidadlateral debajo de las areniscas y conglanerados de la Ibrmación valenzuela.

LitologíaLa unidad se componede sedimentitas epiclásticas: pelitas, psamitas y pse­

fitas y sus tipos intennedios, en estratos tabulares, entrecruzados y lentifor­mes; en los niveles pelíticos es comúnla presencia de glauconita, mientras queen los restantes abundanlos restos de grandes troncos silicificados; las rocasepiclásticas se completan con un delgado nivel coquinoide. Las sedhnentitas quí­micas, representadas por delgados niveles de calizas, están casi ausentes. Finalmente, es hnportante la participación piroclástica, representada por tobas y tu­fitas.

La distribución geográfica de estos tipos rocosos es variable, conFigurandoclaramente una facies oriental, en 1a que predanina la fracción pelítica y are­nosa v una Facies occidental, que evidencia un notorio incremento de 1a Fracciónareno-psefïtica y la aparición de componentespiroclásticos. La primera está re­presentada por el perfil de 1a sierra de1<3uanaco (n°17) v la segunda, por losperfiles de la estancia de Lino Ibáñez (n°15) y del puesto de Lino Ibáñez (n°16)así cano los afloramientos de la estancia San José y del puesto La Potranca des­

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criptos por Chebli y Serraiotto (1974), (figuralg )

Facies oriental

La sucesión expuesta en el flanco occidental de la sierra del Guanaco, consta de un 76%de pelitas, 23%de psamitas y 1%de calizas.

Ensu mayoria, las pelitas son arcilitas, arcilitas limosas y limolitas ar­cillosas de color rojo y castaño, consolidadas a friables, masivas; comúnmenteestán muyalteradas y contienen clastos de glauconita, venillas calcáreas y enocasiones, tablillas de yeso. Análisis por rayos X en el nivel 2 del perfíl, re­velan un porcentaje mayoritario de agregados de montmorillonita.

Las areniscas, de color gris y anaranjado o rojizo, son Finas a medianas,masivas, con variable proporción de matriz pelítica; los clastos son principal­mente de cuarzo. plagioclasa, tobas y vulcanítas. En la mitad superior de lasucesión fonnan niveles conglomerádicos y un nivel lumachélico de 50 cm de espe­sor, de color gris amarillento a anaranjado muypálido, de arena mediana a grue­sa, conglomerádica, con fragmentos de gastrópodos, pelecípodos y dientes de pe­ces.

Encuanto a la distribución litológica vertical, las pelitas del tercio in­ferior contienen intercalaciones de areniscas conglomerádicas y culminan con unasección arenosa fonnada en su base por el nivel lumachélico. La mitad superior,con glauconita, posee hacia la base una sección de areniscas con la intercala­ción de delgados niveles calcáreos.

Pacies occidental

Laterahnente, su composiciónlitológica es variable pero en ténninos gene­rales puede reconstruirse una sucesión integrada en su base por areniscas y con­glanerados con troncos, que soportan unpotente espesor de arcilitas y limolitasarcillosas de color castaño amarillento pálido o castaño rojizo, con interca­laciones de areniscas (escasas) y principahnente tufitas y tobas blannuecinas,lhnosas, porosas y masivas. Estas últfinas, se incrementan progresivamente haciael oeste hasta alcanzar un máxñnoen la estancia San José, donde predominan so­

bre las pelitas glauconíticas. Hacia arriba, 1a sección pelítica culminaen to­dos los perfiles con bancos de areniscas y areniscas conglanerádicas, con estra­tificación entrecruzada o Fuertenente frontal, que contienen grandes troncos si­licificados, a los que se asocian lentes y bancos lumachélicos delgados.

La facies occidental, equivale según la correlación litológica que se apre­cia en la figura 19 al tercio inferior del perfil de la facies oriental de sie­rra del(3uanaco. Se puede apreciar asimismo, el progresivo incremento de rocaspíroclásticas y psefíticas hacia el oeste y la disminuciónde espesores de las

sucesiones aflorantes, que varían de 129metros en sierra del‘ïuanaco, a aproximadamente60 metros en estancia San José y 20 metros en La Potranca (Chebli ySerraiotto, 1974).

En los afloramientos aislados del extrano sureste de la comarca, pueden reconocerse parte de la secuencia aflorante en el flanco norte de la sierra Cua­drada, pocos kilómetros más al sur, donde el nivel FosilíFero de la parte mediade la unidad posee mayor espesor y continuidad lateral; se apoya sobre arenis­cas Finas Friables de color gris amarillento y está constituido nor areniscaen parte conglomerádicay en parte coquinoide, con abundante matriz arcillosa,de color castaño pálido, consolidada, oue posee abundantes Fósiles enteros ofragmentos de megafauna marina.

Contenido paleontológicoEn el flanco occidental de la sierra del Guanaco, Chebli y Serraiotto

(1974) localizaron restos de briozoarios, dientes de peces, restos de equinodermos, espículas de esponjas silíceas y un ostrácodo: leoczpris sp. En el flancooriental de esa sierra, en cambio, determinaron una abundante fauna de bivalvosbraquiópodos, gastrópodos, foraminíferos y ostrácodos, cuya enumeraciónsiste­mática puede encontrarse en el trabajo de los autores citados.

En 1a zona de E1 Sombrero, estancia y puesto Lacoste y estancia La Flecha,

Chebli y Serraiotto (1974) determinaron:

Ostrea (cubitostrea! amgghinoi Ih.Odontggrxpheapxrotheriorun Ih.

y el ostrácodo: Paraczpris ? sp.

Ambientede depositación'

SegúnSpalletti (1980) y en base a1 estudio de Andreis et al.(1973), losdepósitos de la unidad en su localidad tino son el producto de sedimentaciónde un ciclo transgresivo-regresivo con pasajes graduales desde sedfinentos con­tinentales fluviales a litorales. marinos noco profundos (Offshore). nuevamentelitorales, albuféricos v fluviales.

La sucesión más completa de la unidad aflorante en la comarca, representad

por el perfil de la sierra del(:uanaco, posee 130metros de espesor y seríaequivalente a parte de la secuencia aflorante en el cerro Bororó. Desde el pun­to de vista paleoambiental se reconoce una sección inferior (niveles 23 a 14del perfil) que correspondería a un ambiente costero fluvial representado porpsefitas y psamitas con troncos y, costero lacunar en parte evaporítico, re­presentado por pelitas con niveles carbonáticos y yeso. Hacia el oeste. esta

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sección reFleja en sus perFiles, una importante actividad piroclástica concomitante.

La sección superior, marina, se inicia con depósitos arenosos con niveleslumachélicos, propios de la zona de cara de playa, continuos hacia el oeste c0aumentode granulometría; la facies occidental no posee depósitos de la unidadpor encimade estos niveles litorales, lo cual indicaría, en concomitancia conla disminución de espesores, que la Zonaoccidental constituyó el límite de laingresión paleocena. En sierra del Guanaco, por encima de los niveles de playatoda la secuencia es glauconítica y sus depósitos son resultado del progresode la transgresión marina hacia el continente; el estudio detallado de las es­tructuras sedimentarias en el perfil, podría confinnar el pasaje a subFacies dtransición, barra y Offshore, representadas por pelitas arenosas, areniscas ypelitas glauconíticas, respectivamente.

Edady correlaciónLa asociación faunística contenida en la unidad, es correlacionable según

Chebli y Serraiotto (1974) con el piso Daniano superior europeo; asimismo, laconsideran correlacionable con la fauna contenida en elbiiembro medio de 1a Fo

mación Cerro Bororó, estudiada por Bertels (1973).Por su litología y caracteres paleoambientales, pueden reconocerse grose­

ramente en la secuencia de la TbnmaciónCerro Bororó aFlorante en la comarca

(facies oriental), los miembrosdiferenciados por Andreis et al.(1973) en lalocalidad tipo.

b. lbnnación Río Chico (Shmpson, 1933)

AntecedentesLosestratos de sedhnentitas y piroclastitas terciarias que en el sector

costero austral de la provincia del Chubuty en proximidades del río Chico, sedisponen entre la lonmación Salamanca infrayacente y las tobas del(3rupo Sar­miento por enchna, fueron consideradas tradicionahnente en la literatura geológica comointegrantes del Pehuenche (Doering, 1882) y denominadas posterionmente Ibrmación Río Chico por Simpson (1933).

La caracterización litológica y ambiental de la unidad, mediante perfilesdetallados en el sector costero chubutense y zonas de cañadón Hondo (río Chicc

fue realizada por Andreis et al.(1975) y Andreis (1977), respectivamente. En eprhnero de esos trabajos se subdividió la unidad en ellñienbro Las lfioletas

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(inferior), constituido por sedimentosepi y piroclásticos de color amarillen­to o grisáceo y en superficie gris plomoy elldiembro Nísser (superior) carac­terizado por la naturaleza epiclástica de las psamitas, la coloración rojiza,rosada o amarillenta y 1a composiciónarcósica de las psamitas y psefitas. Enambostrabajos se reconoce una relación de discordancia erosiva entre ambosmiembros.

En la comarca, Fueron reconocidos por Flores (19563 y 1957) y Chebli (1973

Este últhno describió 1a litología de la unidad mediante 1a integración de lassecciones parciales aFlorantes al este del puestolflurga (a1 oeste de 1a comarcafuera de los limites de la misma) y en las inmediaciones de la estancia La Cas­cada.

Distribución geográficaLa Ibrmación Río Chico constituye afloramientos aislados y de reducida ex­

tensión, en gran parte cubiertos, afectados por procesos de remoción en masaproducto de deslizamientos de los bordes de las mesetas. Afloran principalmenteal noreste de la laguna Payahile, estancia La Cascada y en las inmediaciones ya1 sur del puesto dellejido. Aquellos afloramientos reducidos, desplazados yparcialmente cubiertos por depósitos de remoción en masa no han sido diferen­ciados en el mapa.

RelacionesestratigráficasSe dispone en discordancia sobre depósitos de1(3rupo Chubut y soporta

(puestohdejido) en discordancia erosiva basaltos eocenos de la formación ElCanquel.

LitologíaEl perfil integrado realizado por Chebli (1973) revela que la unidad, de

62 metros de espesor, está constituida por arcilitas grisáceas (los dos metrosbasales) con concreciones limoníticas, negruzcas, muycompactas o, hacia el te­cho, de colores castaño oscuro y amarillento o verde, con intercalaciones deareniscas tobáceas poseedoras de restos de vertebrados Fósiles mal conservados.Enmenor proporción ocurren areniscas de grano fino, rojizas o blanquecinas,consolidadas o deleznables, en general terrosas, de estratificación grosera.

La parte inferior del los bloques deslizados de 1a meseta del Bagual, a1suroeste del puesto dehflejido se componede sedfinentitas y tuFitas de 1a Forma­ción Río Chico y basaltos de la formación E1 Canquel suprayacente. Así, a laderecha del camino antes de llegar a ese puesto, aflora una sección de 13 metrode espesor constituida en sus siete metros superiores por tufitas pelíticas decolor anaranjado muypálido, friables, en parte arenosas. Sigue hacia abajo un

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metro y medio de arcilitas de color gris amarillento a rojo moderado, consoli­dadas; los cuatro metros y medio inferiores, con base cubierta, están formadospor Innolitas arcillosas de color gris oscuro mediano, muyconsolidadas.

Pocos kilómetros a1 norte de 1a laguna Payahile, en parte cubiertos porsednnentos actuales, afloran 10 metros de pelitas constituidos hacia abajo porarcilitas limosas de color castaño amarillento pálido, consolidadas, arcilitasde color rojo moderadoy en menorproporción gris amarillento y Innolitas ar­cillosas grises, consolidadas.

Contenido paleontológico

En las inmediaciones del puesto de'Mejido y del puesto de Pérez, Chebli(1973) recolectó fragmentos óseos y piezas dentarias de vertebrados, mal con­servadas.

Phera de la comarca, la unidad es poseedora de una Fauna de mamíFeros Fó­

siles del Paleoceno (Shnpson, 19353 y b).

Ambiente de deposición

En el área del golfo de San Jorge, losldiembros Las Violetas y lfisser dela FonnaciónRío Chico, representan según Andreis et al.(1975), dos subciclosfluviales de tipo meandroso, con procedencia volcánica y piroclástica desde elsur-sureste para el prnmeroy, ácida (feldespática) desde el oeste y noroeste,para el segundo. Asnnisno, atribuyeron 1a participación de sednnentos pelíticoen 1a parte supericrde esoshliambros, al aporte eólico de sednmentospiroclás­ticos muyfinos, retenidos en las llanuras aluviales de inundación. Además,deducen condiciones estables de exposición subaérea al ténmino de 1a depositaciódelMienbro Las Violetas.

Por otra parte, Andreis (1977), a partir del análisis de la ciclicidad, dtipos de estructuras entrecruzadas y de 1a relación clástica, infirió que "lasfacies de canal anastomosadodellíiembro Las Violetas poseían mayor energia qu

las correspondientes alM ianbro Visser, el cual se habría Formadotambién enplanicies de inundación pero en canales meandrosos y con periódicas condicionede exposición subaérea".

Dada la ausencia de buenas exposiciones que penmitan 1a diagnosis paleoambiental, las condiciones ambientales de deposición dellíiembro lfisser podrianhacerse extensivas tentativamente a los depósitos de la formación Río Chicoaflorantes en el área, a partir de su correlación litológica.

Según Pascual y OdremanRivas (1973) los restos de Qgggdrilig (Rusconi,

1973) y Palmae (Romero,1968) indicarían condiciones climáticas subtropicales.

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Edad X correlación

la comunidadde mamíferos terciarios detrminada para la unidad (Simpson1935 a y b) es indicadora de una edad Riochiquense (Paleoceno superior). Sucomparación con la fauna de edad Casamayorensecon la cual constituye un conti

nuumevolutivo, permite suponer a Pascual y Odrenan Rivas (1973) que la depositación de 1a Ibrmación Río Chico pudo haberse extendido hasta el Eoceno infe­rior.

Las secciones parciales de 1a unidad reconocidas en la comarca, podríancorrelacionarse litológicamente con elhñiembro Visser (superior) de la unidad,en su localidad tipo.

3.1.2. Eoceno

Ibrmación El Canguel nov.nom.

Integran la unidad rocas básicas: gabros, diabasas y basaltos, que conFormancuerpos intrusivos de distinta naturaleza, diques, filones capa y mantoslávicos, resultantes de un magmatisnode tipo alcalino desarrollado durante elEoceno en gran parte del Chubut extraandino. Sus afloramientos son reducidos ydiscontinuos.

Según el tipo y génesis de las rocas magmáticas que conforman 1a unidad,se distinguen elhlienbro lacoste, compuestopor gabros foídícos y gabros foidíferos con olivina, diabasas fOidíferas y diabasas olivínicas con analcima; es­tas rocas constituyen cuerpos ígneos concordantes y estructuras subvolcánicasque formanparte de elevaciones aisladas, ampliamentedistribuidas en toda lacomarca. Sus representantes efusivos se agruparon en elríiembro El Riscoso, integrado por mantos lávicos de basaltos olivínicos de escaso desarrollo arealaflorante.

Antecedentes

Las rocas delhlienbro Lacoste, fueron incluidas anterionnente por Chebli(1973) en las ” Rocas basálticas " que consideró originadas por un ciclo volcánico del Eoceno-Oligoceno. Por otra parte, los basaltos delhliembro E1 Riscosono habían sido reconocidos hasta el presente.

Distribución geográficaLas rocas delhdienbro Lacoste constituyen cerros aislados o elevaciones

apenas sobresalientes de los depósitos de remoción en masa que las circundan y

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que bordean la meseta del Canquel y mesetas adyacentes, próximas al borde oestede la conarca. Se distribuye en el cuarto noroccidental de la comarca, dondeforma los cerrosllontero, Portezuelo,h1endívé, El Sombrero, Hernández y otros.A ambos lados del cañadón de las Víboras, en 1a mitad occidental del carteo,constituye los cerros Peralta,h4irador, Castaño, Los Huevosy otros sin nominar

los afloramientos más extensos delfidiembro El Riscoso se extienden a1 pieoriental de la meseta del Canquel, donde forman reducidas y bajas planicies consuave pendiente hacía el noreste, cubiertas en gran parte por depósitos de re­moción en masa y otros sedhnentos cuartarios. Afloran al noreste de 1a estanciaEl Riscosoy del puesto Lino Ibáñez.

RelacionesestratigráficasLa relación intrusiva de las rocas ígneas delhdiembro Lacoste, con sedimer

titas de la FórmaciónCerro Barcíno puede observarse en los remanentes de estasúltimas conservados en la parte superior, deprimida, del cerro‘dendivé con evi­dencias de efectos térmicos hacia el contacto. Asimismo,diques anulares queafloran al oeste de la sierra del Guanacointruyen sedimentitas danianas de 1aIbrmación Cerro Bororó.

Al sur del cerro Hernández, gruesos diques cónicos disectados delhliembroLacoste pasan lateralmente a basaltos olivínicos delhlienbro El Riscoso. Estosúltünos se apoyan en pseudoconcordancia sobre las Ibnmaciones Cerro Bororó yCerro Barcíno y soportan tobas blanquecinas deltSrupo Sarmiento,ïdepósitos Flu­viales de la Fonnaciónlhlenzuela y depósitos de remoción en masa cuartarios.Igual relación pseudoconcordante sobre distintos términos de la FormaciónCerrcBororó se puede apreciar pocos kilómetros al noreste de la estancia La Orienta­la. Basaltos asignados a la unidad se apoyan en neta discordancia erosiva sobrela FormaciónRío Chico, al oeste del PUestolfiejido.

Litología

Miembro Lacoste

La caracterización lítológica del Miembrose basa en observaciones más de­talladas realizadas en los afloramientos del cuarto nororíental de la conarca.

Las rocas que integran estehdiembro, constituyen pequeños cuerpos ígneosconcordantes de tipo lopolítico y estructuras subvolcánicas en Formade chime­neas, dique cónicos y filones capa, constituidos por gabros y diabasas alcalincde textura granosa o porfírica. La composición evidencia una tendencia a la in­Frasaturación en sílice y a la diferenciación a ténninos monzonítícos.

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E1 cerro E1 Sombrero es una elevación cilíndrica de fana dómica, con 120 mde altura relativa respecto de los depósitos de remoción en masa circundantes.En sus bordes se aprecia una grosera disyunción columnar. Está fonmadopor ga­bros foidíferos olivínicos de textura granosa, fina a mediana, con un índice decolor mayor que 50. Se canpone principalmente de plagioclasa (labradorita 40%),olivina (35%)y piroxeno (augita titanada, 15%). La mineralogía se completa connefelina, opacos, biotita, analcñnay otras ceolitas.

Se ha reconocido una variedad monzonítica foidiFera y olivínica, de texturagranosa muygruesa, con predominio de piroxeno (titanoaugita); la olivina y mi­nerales opacos constituyen el 5%de la roca. los minerales leucocráticos sonplagioclasa (labradorita), ortosa, nefelina y ceolitas.

Renanentes de una chfinenea volcánica de pequeñas dimensiones constituye elcerrito E1 Aguila, próximoal borde sureste de la comarca; está constituido portefritas analcímicas de color gris, de textura porfírica, con fenocristales ( 1mm,8%) de olivina levenente serpentinizada y escasos de piroxeno; la pastaintergranular y granosa se canponede plagioclasa labradorítica, opacos, piroxe­no y analchna.

los cuerpos subvolcánicos de mayor tamaño constituyen los cerros‘iendivé yE1 Portezuelo; son masas rocosas que en planta poseen un diseño elipsoidal, decuatro a seis kilómetros cuadrados de superficie y dos a tres kilónetros de lar­go. Las mayores alturas se localizan en los bordes de esas elevaciones, con unaprogresiva disminución hacia 1a parte central, deprhnida, semejandocerros mesaelipsoídales con superficie cóncavahacía arriba. Los flancos de esas elevacio­nes son abruptos, canunmenteescalonados, con marcada y bien desarrollada dis­yunción columnar.

E1 cuerpo visible de esas masas rocosas está constituido por espesos filo­nes de rocas básicas, de 7 a 20 metros de espesor, superpuestos; en ocasionespuedenmostrar capas menores, de dos a cuatro metros de espesor, con estructurasde flujo paralelas a las mismas. Entre las láminas mayores se han observado, enel borde noreste del cerrobiendivé por ejemplo, intercalaciones delgadas de ro­cas sedhnentarias estratificadas, concordantes, con efectos de metamorfismotér­mico. La inclinación de los filones y rocas sedfinentarias hacia el centro delcerro es de 30 a 35 grados. Comose dijo, se conservan remanentes de roca de ca­

ja en el techo, los cuales se encuentran deprimidos o hundidos respecto de laroca magmática circundante. A estas rocas se asocian íntimamente diques de shui­lar canposición que cruzan o bordean las elevaciones.

Los cuerpos se componende gabros y diabasas foidiferas olivínicas y diaba­sa con olivina y analchna. Los gabros son de color gris, de grano mediano y, en

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porciones menores de 1a roca o en los intersticios, de grano fino; el índice decolor es de 45 a SO. La composiciónmineralógica es labradorita, augita titanaday Olivina en proporciones variables; analcima, ceolitas Fibrosas, nefelina y feldespato alcalino en un 10%y opacos 10%.

Las díabasas son de grano fino a mediano; el índice de color es de 45 a 50;1a textura es comunmenteofitica, aunaue en algunas muestras no es homogenea,pudiendo presentar áreas de grano más grueso con textura granosa, que destacacristales mayores, alargados, de piroxenos y áreas de grano más Fino, de texturaofítica. Tambiénes comúnla existencia de áreas leucocráticas con concentración

de cristales de plagioclasa y ceolitas intersticiales, visibles en la muestra demano. La canposición es similar y consiste de olivina con característica altera­ción serpentínica-clorítica; el piroxeno es de tipo augítico y la plagioclasa eslabradoritica. La analcnmapuede hallarse presente en diversas formas: disemina­da ocupando intersticios, en masa de mayor tamaño 6 reemplazando a las plagio­clasas; la nefelina se presenta en cristales euhedrales o asociada a plagioclasaen porcentajes mínimos. Son díabasas olivínicas con analcima.

En el borde oeste del cerro Mendivé, se canprueba que las partes media ysuperior del mismose canponen de gabros mientras que, los filones hacia el con­tacto con la roca de caja infrayacente, están formadospor una diabasa, con unaprogresiva disminución granUlamétrica hacia abajo. Asimismo,en e1 borde orientade ese cerro, donde se han reconocido entre los filones capa sucesivas seccionessedhmentarias concordantes intercaladas, 1a composición es diabásica. Estas re­laciones penniten suponer aue la distribución esnacial de los tipos gábrico-dia­básico se relaciona con la menor o mayor proximidad a la roca de caja más Fría,1a cual condiciona su modode enFriamiento.

La estructura de estos cuerpos, caracterizada por la disposición concordan­te de espesos Filones capa aue inclinan radialmente hacia un centro y nue conForman peaueñas masas intrusivas de techo cóncavo corresponde a cuerpos lopolíticos

Cuerpos shnilares en composición y estructura pero de dfinensiones reducidasconstituyen por ejenplo el cerro Hernándezy el cerrohlontero. En el prhnero, loflancos están formados por 50 metros de filones de diabasa olivínica (con analcima) que conserva en su techo remanentes de roca de caja sedimentaria; en su bordnoreste está intruido por un dique de diabasa foidífera que inclina 50° hacia elcentro del cuerpo.

Reducidos afloramientos de filones capa alojados en sedñmentitas del<3rupoChubut Fueron reconocidos a1 sureste de la comarca, a1 sur del camino que conduc

a la estancia El Riscoso, cerca de la ruta provincial N° 27; se trata de gabrosFoídicos (teschenitas).

Diques cónicos de variado espesor pueden reconocerse en el flanco occiden­

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tal de la meseta del Guanaco y a1 sur del cerro Hernández. Estos últimos, par­cialmente disectados, inclinan de 40° a 70° hacia el centro y poseen un intensodiaclasamiento radial; son gabros foidíferos alcalinos. En la culminación norte

de 1a sierra del Guanaco, afloran numerosos-diques lineares y radiales, de composición básica, parciahnente cubiertos por depósitos de remoción en masa. En sumayoría son de trazo rectilineo y unen los cerros fonmadospor los cuerpos sub­volcánicos próxñnos. A1este de la estancia La Ilecha aflora un dique de tres acinco metros de espesor que se componede un pórfiro basáltico de grano fino ycolor gris oscuro, con fenocristales milimétriéos de olivina y piroxeno, en par­te intergranular.

Miembro E1 Riscoso

Comose adelantara, las acumulaciones lávicas eocenas constituyen dos aflo­ramientos mayores, desconectados entre si y ubicados a1 pie del borde orientalde 1a meseta del Canauel y afloramientos muy reducidos de amplia dispersión. Losprhneros fonnan planicies estructurales topográficamente bajas, parcialmente cu­biertas y contiguas a los depósitos de renoción en masa; coinciden lateralmenteen altura con pedhnentos encubiertos, con los cuales pueden confundirse.

En las acumulaciones lávicas de los afloramientos septentrionales se hanmedido 21 metros de coladas lávicas superpuestas, constituidas por basaltos oli­vínicos. La parte superior de esas acumulacionespresenta un gran desarrollo devesículas y amígdalascon relleno ceolítico. El color de esas rocas es gris cla­ro a gris oscuro; la textura puede ser porfírica o glomeroporfirica con fenocristales de plagioclasa o puedeser afírica con pasta intersertal. Losmicrolitosson de plagioclasa labradoritica y presentan moderadaorientación. Se canponeademásde olivina (reemplazadapor iddingsita y serpentina), piroxenos de tipoaugítico, opacos y minerales secundarios, pudiendo contener escasa analcima in­tersticial.

Las lavas del sector sur son basaltos olivínicos alcalinos; laterahnente

podrían conectarse con el filón capa teschenítico aflorante un poco al este. Esun basalto amigdaloide de color gris; su textura es afirica, con desarrollo ma­yor de cristales de olivina únenosdel 10%);cristales anhedrales de oligoclasaincluyen a los pequeños prismas de augita y a cristales de minerales opacos. Laanalcima intersticial y la nefelina representan alrededor del 8%de 1a roca. E1Feldespato alcalino es muyescaso.

Los basaltos eocenos afectados por remoción en masa, ampliamente dispersosen la comarca se encuentran en general sumamentealterados.

Según 1a morfología de los depósitos de deslizamientos de la meseta basál­

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tica, parcialmente controlados por lavas eocenas, las vulcanitas eocenas poseenuna mayordispersión oue 1a esperada a partir de los escasos afloramientos re­conocidos hasta el presente. Esto está apoyadoademáspor 1a gran distribuciónareal, que en todo el sector extraandino del Chubut, alcanzan los cuerpos intru­sivos y subvolcánicos delhdiembro Lacoste. En 1a comarca, el alineamiento de los

cerro Mendivé, E1 Sombrero. Hernández y otros, coincidente con la dirección dela falla que bordea los últhmos por e1 nordeste y con una línea de debilidad es­tructural mayor (ver capítulo Geología Estructural) por la cual su emplazamientotuvo un control estructural. A escala regional, 1a distribución de cuerpos si­milares revela una mayor densidad según una faja de rumbogeneral noreste, quese extiende desde el centro a1 sector oriental de la provincia.

los cuerpos que se encuentran en el extremo noreste de la conarca parecenFormar parte de un complejo de cuerpos y diques de distribución más o menos cir­cular, de aproximadamente20 kilómetros de radio, el cual podría constituir lasraíces de una gran caldera volcánica erosionada.

Edad y correlaciónDataciones radhnétricas realizadas por el INïEIS por el método K-Ar sobre

R.T., en rocas del MiembroLacoste, revelan según Linares (1979) las siguientesedades:

Localidad edad (en m.a.)

E1 Sombrero 40 :_5 (39 :_5)

Sierra del'ïuanaco (dique) 46 :_S (45 :_5)E1 Sombrero 47 :_5 (46 :_S)

E1 Portezuelo 51 :_S (50 :_5)

Según estos datos, 1a edad de la unidad corresponde a la Epoca del Eoceno,

pudiendo haber comenzadoen el Paleoceno superior.Cuerpos subvolcánicos e intrusivos de composición shnilar y variada edad,

fueron estudiados regionalmente por Ibruglio (1949), González (1971) y \ü1ela(1971). La conposición química y/o petrográfica de estas rocas Fue estudiada por

Mortola (1923), laviers (197 ), Wfillar y Pezzutti (1976), Pezzutti y lállar(1978).

Rocas integrantes del MiembroLacoste pueden correlacionarse con la tesche­nita Jeinemini -46 :_3 m.a.- aflorante en 1a vertiente noroccidental del lagoBuenosAires, que fuera estudiada por Busteros y Lapido (1983) y con las esexi­tas del río Carbón - 46 :_5 m.a. y 35 :_S m.a.- estudiadas por Riccardi (1971).

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Asimismo, puede correlacionarse elldiembro E1 Riscoso con el Basalto Posadas

(Riggi, 1958).

3.1.3. Oligoceno

Grupo Sanniento (Simpson, 1941)

E1 término<3rupo Sarmiento Fue creado por Shnpson (1941) para agrupar en

Fonna complexiva, a las sucesiones principalmente tobáceas, con restos de mamí­Feros de edad terciaria, que al sur de la provincia del Chubuty norte de SantaCruz, se apoya sobre la TormaciónRío Chico y soporta estratos marinos del "Pa­tagoniense". Estas capas Fueron denaninafas Tobas de Sanmiento por Féruglio(1949). Este autor presentó una síntesis de los estudios realizados en la unidachasta la prfinera mitad del presente siglo. la unidad contiene las Faunas deNotostylops, Astraponotus, Byrotherium y Colpodon, encontradas por C.Ameghinoy definidas por IñAmeghinoen distintos trabajos; las mismas son indicadoras deedades provinciales Casamayorense,\1ustersense, Deseadense y Colhuehuapense,respectivamente (Simpson, 1940; Pascual et a1., 1965 ) y que abarcan el Eocenoy Oligoceno.

Dentro del Grupo Sanniento, Pascual y OdremanRivas (1973) distinguieron la

Ibrmaciones Casamayor, Musters, Deseado y Colhue Huapi, que se componen de lasrocas que contienen las faunas antes citadas; hacen coincidir así, unidades li­toestratigráfícas con unidades cronoestratigráficas. La inexistencia de una misnconposición litológica regional, en capas de igual edad, es un obstáculo para e]enpleo de esa nomenclatura propuesta.

Dentro de1(3rupo Sanmiento aflorante en el área de cañadón Hondo, práxhnoa su desembocadura con el río Chico, Andreis (1977) distinguió la FonmaciónCaña

dón Hondoinfrayacente, de edad eocena inferior y la Tbrmación El Sol, superpuesta mediandodiscordancia erosiva a la anterior, de edad oligocena sunerior. qna­letti ybdazzoni (1979) agruparon a las capas aflorantes en la barranca sur dellago Colhue huapi en la Ibnmación Sarmiento, integrada por elhliembro(3ran Ba­rranca (inferior), Mienbro Puesto Almendra (medio) yMiembro Colhue Huapi (supe­rior). Segúnesos autores, no utilizan el rango fonnacional para esos términospues sus diferencias litológicas no son lo suficientenente hnportantes comopa­ra su discriminación.

En este trabajo, se prefiere mantener la categoría formal deCSrupodado sucaracter canplexivo y su uso generalizado y, definir en las distintas regiones,unidades fonnacionales segúnla litología allí aflorante, sin tener en cuenta

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necesariamente la edad de la misma. La correlación posterior (cronológica y li­tológica) de las mismas, permitirá alcanzar luego un esouona general coherente dla distribución y evolución paleoambiental en relación al contenido Faunísticode las capas. Respecto del inconveniente en el uso de la categoría de Formación,la unidad así deFinida para el sector sur de 1a provincia del Chubut, no puedehomologarsepara otras regiones, lo cual inhibiría la utilización de la denomi­nación Sanniento en capas asignadas tradicionalmente a las "Tobas de Sanniento".

formación Payahile nov.nom.

Antecedentes

Las capas del(3rupo Sanniento aflorantes en la comarca, no pueden homologarse con otras unidades del Grupo aflorantes en 1a región, por lo cual se empleaun nuevo nombre fonnal.

Las prhneras investigaciones en la comarca fueron realizadas por Simpson(1934b) con la expedición Scarrit del‘Huseo de Ciencias Naturales de NuevaYork,durante 1933-1934; en su transcurso descubrieron una de las más hmportantes lo­calidades de mamíferos fósiles de Sudamérica, la cual está ubicada en el lugarconocido comoRinconada de los López, pocos kilómetros al sur del borde surocci­dental de la comarca, al sureste de la laguna Payahile. Descripciones del mate­rial paleontológico contenido en las capas allí aflorantes Fueronrealizadas norSünpson (1934a), Schaeffer (1949), wood (1949) y Chaffee (1952); este último pu­blicó perfiles litológicos esquemáticos de esa localidad, levantados por Simpson

[h perfil litológico parcial de esa zona Fue publicado por Bordas (1943) comotivo del estudio de las bentonitas que fonmanparte de la unidad. Ese perfilfue reproducido nuevamente por Tbruglio (1949).

En el resto de la comarca, 1a unidad fue reconocida por llores (1956a y1957) y Chebli (1973). Este último, citó tobas blanquecinas, amarillentas o ro­sado muyclaras, interestratificadas en sus términos cuspidales con coladas ba­sálticas; las agrupó en la Ibnnación Sarmiento, que consieró de edad eoceno-oli­gocena.

Distribución geográficaEn la mitad meridional de la comarca, la formación Payahile aflora en los

bordes empinadosde las mesetas y cer-ro mesa basálticos, tales cono la mesetadel Canquel, meseta Bagual y otras, donde forman secciones piroclástico-sedimen­tarias de colores blanquecinos y rosados, intercaladas entre mantosbasálticos.Las mejores exposiciones se encuentran en las mesetas inmediatamente a1 norte dela laguna Payahile.(mesetas del Zampaly del Diablo), al sur v este de la misma,

al oeste de la meseta Bagual, en las inmediaciones del puesto debíejido, al oes­te de la meseta del Canquel y a1 este de 1a estancia La Ponderosa. En la mitadnorte de la comarca constituye secciones de poco espesor, en afloramientos redu­cidos, asociados a los depósitos pseFíticos de la Formaciónlhlenzuela, desde ESombrerohasta el sector noroeste de la conarca.

RelacionesestratigráficasLas delgadas secciones al sur de El Sombrero, se apoyan en concordancia so­

bre basaltos vesiculares del MiembroEl Riscoso de la anmación El Canquel. Cuando desapareceel basalto, lateralmente hacia el oeste, es dificil distinguir alos estratos blanquecinos de la Ibrmación Payahile de las capas arcillo-tobáceasinfrayacentes de la FormaciónCerro Bororó en su Facies occidental. En ese sec­tor, la FormaciónPayahile soporta en discordancia de erosión psefitas de la Ihrmación Valenzuela .

En los afloramientos de los bordes de las mesetas basálticas, los términosinferiores de la unidad están ocultos por depósitos de remoción en masa. Noesvisible el contacto con la IbnmaciónRío Chico.

La unidad está cubierta por basaltos de la TbrmaciónSierra Cuadrada; asi­mismo,tres espesas intercalaciones de coladas lávicas basálticas superpuestas,de esa unidad, son visibles en la mitad superior de la TbnmaciónPayahile; esasintercalaciones puedendesaparecer lateralmente en ciertos sectores, pero pue­denseguirse regíonahnente (figura 20).

LitolggíaLa unidad se canpone casi exclusivamente de tufitas, pelitas y tobas, con

ocasionales intercalaciones de areniscas y conglomerados. E1 perfil más completode la unidad es el del cerro Toro Negro, donde se han medido 250 metros de espe­

sor; en La Ponderosa y Rinconada de los López el espesor aflorante es de aproxi­madamente100 metros. En la figura se dibujaron distintos perfiles que muestranla relación existente entre 1a FonmaciónPayahile y 1a Ibrmación Sierra Cuadrada

El perfil del cerro Toro Negro revela para 1a unidad, un 71%de tufitas, 20de pelitas y 9%de tobas. Las tufitas son lfinolitas y arcilitas tobáceas con va­riable proporción de material piroclástico; entre estas predominanlas Inmolitastobáceas; son de color anaranjado muypálido y gris amarillento, friables a con­solidadas. Las tobas son de color blanco, rosa o gris, consolidadas y con nive­les silicificados. En toda la secuencia 1a estratificación es grosera o inexis­tente; en ciertos niveles se observaron tubos de raicillas y grumoso venillasde manganeso.La distribución vertical de estos tipos en el perfil, muestra alas pelitas fonnando los 10 metros basales y una sección de 10 metros hacia el

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techo; las tobas se encuentran en el cuarto inferior del perfil, que se completacon tufitas pelíticas.

En 1a mayoría de las localidades, la acción térmica de las coladas basálti­cas en las sedñnentitas de 1a unidad, infrayacentes, produjo una zona de con­tacto metamorfizada, de 30 a 60 centímetros de espesor, de color rojo intenso.Las rocas forman casi sionpre paredes de elevada pendiente.

Frente a1 puesto La Ponderosa, 1a Formación Payahile se componede limolí­tas arenosas, limolitas areno-tobáceas y limolitas tobáceas de colores claros,anaranjado muypálido o anaranjado grisáceo.

En la Rinconada de los López, según perfiles de Simpson (endChaffee, 1952),debajo de 1a intercalación basáltica inferior y en una secuencia predominante­mente tobácea y tufítica, se presentan bancos de conglomeradosy areniscas decomposición volcánica que se acuñan lateralmente. Bordas (1943) describió paraesa localidad bancos de bentonita blanca que alterna con tobas, en distintos ni­veles hacia 1a base del perfil. Son comuneslas concreciones de óxido de manga­neso. La bentonita analizada es casi todo montmorillonita, con escasos fragmen­tos pequeñosde vidrio, cuarzo y plagioclasa ácida.

A1 sur de E1 Sombrero, afloran sobre un basalto de la Formación El Canquel,

10 metros de tobas Innosas de color gris amarillento, consolidadas, muyporosas,masivas y fragmentadas.

Contenido paleontológicoLa Rinconada de los López, pocos kilünetros a1 sureste de 1a laguna Payahi­

le, fuera de los límites de la comarca, es una de las más importantes localidadede mamíferos fósiles de Sudamérica. Los elenentos allí recolectados por la expe­dición Scarritt fueron estudiados por Sfinpson (1934a), Schaeffer (1949), Wbod(1949) y Chaffee (1952). Este últfino ofrece una lista de 1a fauna detenninadapara esa localidad, proveniente de las capa basales ( "crater lake beds" ) y losniveles tobáceos de 1a mitad superior de la secuencia C"upper horizon" ).

Según Chaffee (1952), la mayoría de las fonmas allí encontradas pertenecen

a Notoungulata pero hay representantes de Anphibia,b1arsupialia, Edentata, Egdgntia y Astrapgtheria; se diferencia esta asociación de otras faunas "Deseadenses"en la ausencia de Byrotherium y en el reemplazo de Leontina por Scarritia.

Ambiente de depositaciónLa unidad se depositó en un ambiente continental, cono producto de efusio­

nes de cenizas volcánicas principalmente y un ñmportante aporte eólico (limos)y en forma subordinada fluvial.

Para el área de cañadón Hondo, la formación El Sol del<3rupo Sarmiento re­

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Fi ra 20 : Perfiles del borde de mesetas y cerros que muestran 1a inter­estratiïicación entre los distintos niveles de la FormaciónSierra Cuadra­da y la FonmaciónPayahile. Abajo: bosquejos esquemáticos que muestran lasinterdigítaciones que presentan ambasunidades en el borde oriental de lameseta del Canquel y en el borde norte de la meseta del Diablo.

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vela según Andreis (1977) un probable origen eólico de los depósitos y la exis­tencia de ..."ríos temporarios de cauce dívagante con poca competitividad delas corrientes"; esto surge de la granulometría Fina de los depósitos piroclás­ticos, homogeneidadvertical y lateral, ausencia de laminación o de estructurasdireccionales y e1 pobre desarrollo de la estratificación; a estos elementosdebe sumarse , según ese autor, niveles con pedotúbulos y conglonerados intrafor­macionales. La idea del transporte y sedimentación principalmente por medioseólicos para los depósitos de la unidad, Fue concluida también por Andreis et a(1975) y Spalletti yhdazzoni (1979).

Edad v correlación

La Fauna de mamíferos determinada para la unidad, revela según ChaFFee

(1952) afinidades Deseadenses. La edad provincial Deseadense, con el ajuste dedatos aportadaos por la radñnetría isotópica OWarshallet al., 1977) es del Oli

goceno inferior úmásvieja que 33,6 :_0,4 m.a.). Estos datos son coherentes conla edad post-eocena indicada por las relaciones estratigráFicas.

La existencia de secciones no datadas, de espesor considerable, por encimadel nivel fosilífero más jóven, abre 1a posibilidad que la edad de 1a unidad alcance a1 Oligoceno superior, 10 cual podrá ser constatado con dataciones radi­métricas de los basaltos suprayacentes.

La Formación Payahile tiene afinidades composicionales con la Formación E1

Sol (Andreis, 1977) de cañadón Hondoy con elhliembroCEran Barranca de la Ibr­mación Sarmiento, descripta por Spalletti yhlazzoni (1979) para 1a barranca surdel lago Colhue Huapí.

3 .1 .4 . 01igoceno- Mioceno

FonmaciónSierra Cuadrada (Etchart et al., 1960)

AntecedentesReferencias acerca de vulcanitas básicas terciarias que en la región centr

y sur del Chubut extraandino se asocian a tobas y sedimentitas de1(3rupo Sarmieto, Fueron dadas a conocer por C.Ameghino (1906) y Stapembeck (1909); esos autores localizaron los productos de Una efusión volcánica entre las capas con gg;­

pgdgn y Eyzotherium. Posterionnente Keidel (enhíórtola, 1923) intentó un primerordenamientocronológico de distintas erupciones terciarias. TambiénTeruglio(1950) hizo referencia a extensos mantos lávícos que cubren las mesetas elevaday que asignó alhlioceno superior, Pleístoceno y Plioceno.

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La sierra Cuadrada es 1a continuación suroriental de la meseta del Canquely está ubicada a escasos 30 kmdel ángulo sureste de la comarca. Los basaltosterciarios que integran esa sierra Fueron denominadosBasalto de Sierra Cuadradpor Etchart et al.(1960); imtegran esa unidad 40 a 60 metros de basaltos oueasignan al Eoceno y Oligoceno y que ubican entre las Tobas de Sanniento y elPatagoniense. El estudio petrográfico de esas rocas FUerealizado por Andreis(1965) quien describió dos o más coladas de basanitas ceolíticas.

En su intento de ordenamientocronoestratígráfico de las eFusiones tercia­rias del Chubut y Santa Cruz extraandinos, Terello (1969) diFerenció en las vulcanitas de 1a comarcauna Fase efusiva plio-pleistocena, representada por losbasaltos de la parte superior de 1a meseta del Canquel; bordeando 1a mismay debajo del Grupo Sarmiento, ubica a los representantes de la fase efusiva tercia­ria post-eocénica y pre-patagoniense.

Chebli (1973) incluyó en las "rocas basálticas" de la comarca, coladas ba­sálticas con un espesor total de 60 a 80 metros, interestratificadas o cubriendal(3rupo Sanniento. Incluyó en esa unidad rocas que en este trabajo integran laIbnnación El Canquel.

Distribución geográficaLas rocas de la unidad integran 1a parte superiory cuspidal de la meseta

del Perejil, meseta del Canquel y fuera de la comarca la sierra Cuadrada. En lamitad sur del borde occidental de 1a comarca, fonna otras mesetas menos exten­sas, como las mesetas del Bagual, del Zampaly del Diablo.

RelacionesestratigráficasLos basaltos de la unidad se interestratifican en los ténminos superiores

y cubren a la Ibrmación Payahile del Grupo Sarmiento, tal cano se muestra en lafigura 2 . Son anteriores a los depósitos psefiticos de 1a FormaciónMalenzuelamediandoun episodio erosivo. Tambiénson cubiertos parciahnente por los depósitos de remoción en masa de los bordes deslizados de las mesetas.

LitologiaLos basaltos que componenla unidad conforman coladas superpuestas que se

interestratifican con las tobas y pelitas de1(3rupoSonniento; estos apilamientposeen un espesor variable que oscila entre 6 y 30 metros y si bien presentanuna gran continuidad y extensión lateral, desaparecen por trechos. Puedencontener intercalaciones delgadas de tobas, afectadas en sus contactos por metamor­fismo térmico. Estos apilamientos lávicos que constituyen verdaderos niveles estructurales claramente visibles en los bordes de las mesetas, representan epi­

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sodios periódicos de emisión volcánica dentro de un ciclo volóánico mayor. Sehan reconocido, en base a perciles de secciones parciales levantados en distin­tos puntos de los bordes de las mesetas v con el control de la Fotointerpreta­ción de la superFicie de la meseta del Canquel, cuatro grandes acumulacionesvolcánicas. El espesor de las mismases variable lateralmente, pero disminuye entérminos generales hacia los niveles más jóvenes. Asimismo, las intercalacionespiroclástico-sedimentarias son más delgadas hacia arriba. A cada uno de estosniveles lávicos se asocian genéticamente aparatos volcánicos con distinto gradode conservación de su estructura prñnaria, lo cual es visible en 1a parte supe­rior de la meseta; en el mapase han diferenciado los centros de enisión quepresentan un buen grado de conservación de su estructura primaria, junto a laslavas basálticas que a ellos se asocian. Conla proximidad a los centrós deenisión aumenta el númeroy espesor de las Celadas en el nivel correspondiente.Es notable la concentración de estos centros de anisión en toda la superficie dela meseta del Canquel, disninuyendo su densidad hasta casi desaparecer, en lasmesetas del sector occidental de la comarca. En ellas, los mantos lávicos pre­sentan una muysuave inclinación hacia el oeste. Estos elementos permiten con­cluir que la región de la meseta del Canquel se comportó en el monento de lasenisiones, comoun verdadero campovolcánico a partir del cual se extendieronhacia el oeste sus productos lávicos.

Las coladas individuales varían su espesor de dos a ocho metros predominan­do las de cuatro a seis metros. Puedenpresentar disvunción columar. En ocasio­nes, la base de la unidad de flujo presenta una zona escoriácea irregular, de20 cm a 1 m de espesor, Fonnada por fragmentos muy vesiculares de 3 a 20 cm de

diámetro, de composición basáltica, que se encuentran de5p1azados, girados oparcialmente fundidos entre si; esta zona está particularmente afectada por a1­teración.

Otra de las estructuras que han sido observadas en la base de las coladasbasálticas (estancia La Cascada) son las denominadas por waters (1960)

"spiracles" (ventosas); sus dñnensiones son reducidas y varían de uno a dos me­tros de alto; el carácter direccional de las mismaspermitiría - a partir denumerosas observaciones - estñnar la dirección y sentido del movfinientodel flu­

jo lávico. En la parte superior de las coladas es comúnla concentración de ve­sïculas.

Sonbasaltos con olivina, de color gris, grano fino, de textura afanítica,cuyo índice de color varía de 45 a 65; el grado de alteración es variable. Bajoel microscopio, poseen en general textura íntergranular a intersertal o porfi­rica con Fenocristales de dñnensión v abundancia variables y pasta microgranosa

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o intergranular. Los fenocristales son de olivina principalJ’nente, piroxenos yplagioclasa; 1a pasta se canponede olivina alterada a iddingsita, plagioclasa(labradorita) , piroxenos (augita) y opacos. Es muyFrecuente 1a presencia decarbonatos en vesículas y pasta. Las ceolitas puedenrellenar grietas .y vesícu­las o ser intersticial. La serpentina es excepcional.

Fdad y correlaciónA partir de sus relaciones estratigráficas con la RarmaciónPayahile del

Grupo Sarmiento, la edad máximade la unidad seria oligocena inferior y, dadoque también cubren a esas rocas, podría extenderse alMioceno. Esto último estáconfirmado por la datación de un basalto de sierra Cuadrada cuya edad es 22 i 6m.a. (Linares, 1977).

E1 siguiente registro de dataciones de rocas basálticas terciarias del cen­tro y sur de 1a provincia del Chubut revela una edad canprendida entre el Oligo­ceno inferior y el Mioceno inferior.

Ubicación Fdad Cita

1 - Cerro Blanco 35,4 _+_0,4 1

2 - Gran Barranca 28,8 _+_0,9 1

3 - Cerro San Bernardo 28 i 2 4

4 - " " " 28 i 2 3

5 - Barranca sur, Colhue Huapi 28 _+_ 3 Z

6 - Gran Barranca 27,7 i 0,6 1

7 - Brazo norte, Colhue Huapi 27 _-_+_2 3

8 — " " " " 27 i Z 4

9 - Barranca sur, Colhue Huapi 26 _+_ S 2

10 - Lago Colhue Huapí 25 _+_ 2 2

11 - Gran Barranca 24,3 i 0,5 1

12 - " " 24,3 i 0,5 1

13 — Colhue Huapi 20 _+_ Z 2

14 - Bacundo 20 i 2 2

Cuadro V. Referencias : las dataciones fueron realizadas por elmétodo K-Ar, sobre R.T. en basaltos. (1) Marshal et 31.0977),(2) Linares (1979), (3) Sinito (1980), (4) Linares (1981).

-134­

Unaedad más jóven (plio-pleistocena) podría corresponderle a los basaltosasociados a centros de anisión escasamente disectados de la parte superior de 1ameseta del Canquel.

Puede correlacionarse la Ibnnación Sierra Cuadrada con las extensas cola­

das de lavas basálticas de edad oligocena que en elhíacizo Norpatagónico cons­tituyen la Formación SomunCurá (Ardolino, 1981).

3.2. Cuartario

3.2.1. Pleistoceno

a. Depósitos de remoción en masa

Los depósitos de remoción en masa cubren gran parte de la superficie de 1acomarca. En su casi totalidad corresponden a masas rocosas deslizadas en lasmárgenes de las amplias mesetas basálticas que cubren gran parte de la comarca.Por ello, los productos de sucesivos deslizamientos se hallan bordeando la me­seta del Canquel y las mesetas del Bagual, del Zampaly del Diablo; también seencuentran en el borde occidental de la sierra del(3uanaco y rodeando y al piede los cerros Peralta,bdendivé, El Sombrero, Portezuelo y otros, en la mitadseptentrional de la canarca.

[ha reducida proporción de depósitos de renoción en masa están Formadosnorel deslizamiento de depósitos psamo-psefíticos de 1a Formación\hlenzuela, unpoco a1 norte de La Rueda.

Los deslizamientos basálticos cubren distintas Fonnaciones de1(3rupo Chu­but, a las Ibrmaciones Río Chico y Payahile y a los miembros de 1a formaciónEl Canquel; hacia el sector distal o externo de los mismos, están cubiertos porsedhnentos que cubren sedimentos, con mayor desarrollo al este de la meseta delCanquel. El espesor supera los SOmetros.

Ademásen las diferencias en la morfología de estas acumulaciones, produci­das por 1a erosión fluvial en las masas rocosas deslizadas de distinta edad, sehan encontrado diferencias en la composiciónde los materiales que las integran;estas diferencias, si bien generalizadas, están claramente expuestas en los de­pósitos que bordean la meseta Bagual y mesetas práxnnas más a1 sur. Allí puedeobservarse una zona externa—- coincidente con el borde más distante de las me­

setas - de 50 a 200 metros de ancho, que se canpone de grandes bloques de ba­salto, mezclados y rodeados de sedfinentitas de la Formación Río Chico. Los blo­ques se encuentran inclinados v desplazados entre si; su tamaño supera las dece­J

nas de metros. Las sedünentitas están en parte alteradas y en muchosafloramien­

-135­

tos conservan su relación infrayacente original con los basaltos.El nivel topográfico más alto de los depósitos de la "zona externa" coinci­

de con el nivel que ocupan remanentes basálticos delhliembro E1 Riscoso de laIbnnacíón El Canquel.

la "zona interna" es más ancha y puede reconocerse en ella el típico esca­lonamíento o morfología de terrazas rotadas que aunentan progresivamente su al­titud hacía el borde de la meseta; pueden reconocerse en superficie y se hanmarcado en el mapa las principales fallas que dieron origen a esos deslizamien­tos. En 1a composiciónde los depósitos de esta zona participan bloques basál­ticos provenientes de 1a TbnnaciónSierra Cuadraday tobas y tufitas de la For­mación Payahile.

En la formación de estos depósitos interviene el sublavado del materialpoco consolidado infrayacente a los basaltos y la Fractura y deslizamiento deesas rocas; sobre esta base y dada la coincidencia topográfica observada entrelos basaltos eocenos y el contacto entre ambaszonas, se interpretan las diferencias litológicas observadas comodebidas a un avance desigual del proceso deremoción en masa por encima y por debajo de los basaltos eocenos, es decir, laexistencia de distintos frentes de remoción en masa, según la sección de la co­lumnaestartigráfica involucrada. Estos distintos niveles y Frentes de remociónen masa pueden apreciarse bien diferenciados en sierra Chaira, que se encuentraen la conarca inmediatamente a1 sur; en ella, los depósitos de la zona internase apoyan sobre una extensa superficie basáltica v están separados por decenasde kilónetros de los depósitos externos. Según esto y dado que pertenecen almismoámbito geológico, los basaltos de dicha planicie deben ser muyprobable­mente de edad eocena.

Frente a La Rueda, la Ibrmación Nhlenzuela constituye depósitos cordonifor­mes que se apoyan sobre tobas y arcilitas de la formación Cerro Bororó; el des­lizamiento del borde septentrional de esas elevaciones está representado por re­ducidas acumulaciones terraciformes que yacen a1 pie de las mismas.

los depósitos de renocíón en masa de las mesetas basálticas se asignan alPleistoceno.

b. anmación lhlenzuela nov.non.

Antecedentes

Los sedunentos v sedunentitas que constituyen 1a unidad aflorantes en 1acomarca, Fueron reconocidos inicialmente por Aüer (1956); este autor postuló elorigen glacial de esos depósitos e interpretó los niveles cordoniFormesque se

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disponen al sur de 1a ex ruta 25, comomorenas laterales; asimismo, consideróde origen glacial a la extensa superficie de areniscas y psefitas que se encuen­tra inmediatamenteal este-noreste del cerro El Sombrero.

Los depósitos de la unidad que se extienden hacia el noroeste hasta Pasode Indios fueron considerados por Peruglio (1950), quien los integró en los ni­veles terrazados del río Chubut o RodadosPatagónicos. Chebli (1973) los incluyóenlos Aluviones terrazados, de edad pleistocena.

Los afloramientos de la unidad, ubicados inmediatamente al sureste y nortede la localidad de Paso de Indios, Fueron descriptos por Nullo (1983) bajo ladenominación de Depósitos paleopleistocenos más antiguos.

Distribución geográficaLos depósitos clásticos gruesos que integran 1a Formaciónvalenzuela, es­

tán distribuidos en el sector oriental y parte del sector norte de la comarca,constituyendo el primer nivel de agradación relativo de 1a misma. Su altura so­bre el nivel del mar varía de 670 metros a 450 metros, aproxñnadamente. Fonmanterrazas estructurales de variables dimensiones. Desdeel extremonorte de la

comarca, hasta aproximadamenteel caserío de El Sombrero, estos depósitos sonen planta, angostos y alargados, de rumbogeneral oeste-noroeste, con diseñosinuoso, segmentados en varios trechos por 1a erosión fluvial y renoción en masaDesde El Sombrerohacia el este, su superficie se amplía considerablemente con­fonnandoextensas planicies.

Se han incorporado a la unidad los depósitos psamo-psefíticos sobre cuyasuperficie se asienta la ruta provincial n° 27, desde la estancia La Herradurahasta el borde sureste de la comarca, dada su similitud litológica e igual ni­vel topográfico.

Relacionesestratigráficasla.unidad se apoya en discordancia angular sobre distintas sucesiones vol­

cano-sedfinentarias jurásicas y sobre diferentes términos del(3rup0 Chubut. Tam­bién lo hace mediandouna marcada superficie de erosión sobre las IbrmacionesCerro Bororó, El Canquel y Pavahile.

En el sector norte de 1a comarca, ocupa una depresión longitudinal de run­bo general oeste-noroeste, que interrumne la continuidad hacia el norte y nor­este de los basaltos terciarios y sus depósitos de renoción en masa asociados.

LitologíaLa unidad está integrada por la superposición de espesas camadasde conglo­

merados, con troncos silicificados, que íntercalan lentes y delgados niveles de

areniscas y areniscas conglomerádicas o secciones psamíticas más potentes. Pre­dominanampliamente las psefitas. La erosión de estos depósitos originó al menostres niveles de erosión.

Los espesores registrados son de 10 m, 44 m y 54 m, este último medido a1

sur del puesto Hernández, al este de la ruta provincial n° 27. En esa localidadla unidad se apoya sobre tobas asignadas a la Formación Payahile y sobre basal­tos de la IbnmaciónEl Canquel. Su sección inferia‘predominantemente psefítica,de 16 metros de espesor, puede apreciarse bien expuesta en la cantera de ripioubicada un poco al sur de El Sombrero y próxima a la ruta. Se componede sedimentos psefïticos con clastos de 0,5 a 5 cmde diámetro, redondeados a subredondea­dos, asociados a una fracción arenosa; la estratificación es paralela. Contienelentes de areniscas medianas a gruesas y areniscas conglomerádicas. Presenta ni­veles horizontales irregulares de material carbonático blanquecino. La coloraciógeneral es gris y gris verdosa o rojiza por la presencia de óxidos de hierro.Son comuneslos troncos silicificados retransportados de hasta 50 cmde largo.

Siguen hacia arriba 8 metros de areniscas de color gris claro, en partes decolor ocre por óxido de hierro, limosas; luego continuan 2 a 3 metros de arenis­cas de color castaño en estratos de 3 a 10 centímetros de espesor. Finalmente,la secuencia cuhnina con 28 metros de psefitas arenosas con troncos silicifica­dos semejantes a los de la sección basal.

Comocaracterísticas generales se destaca el caracter suelto a friable odébihnente consolidado de las areniscas y conglanerados; es comúnel color ocreo castaño amarillento de las primeras, por la abundancia de óxido de hierro;también es de destacar la ocurrencia de restos de troncos silicifícados prove­nientes de las unidades infrayacentes.

El rumboe inclinaCión de los estratos medido en las areniscas es 345°,

10°NE y 175°, 6°NE.

Las areniscas friables o arenas de la unidad sen en general inmaduras; sus

clastos son subangulosos y en su composiciónparticipan el cuarzo, feldespatos,micas, tobas y fragmentos liticos. En los conglomeradosy areniscas conglomera­dicas la cenentación de óxidos de hierro se concentra en niveles, dando rocasconsolidadas a muyconsolidadas; la composición de la fracción guijosa está da­da predaninantemente por rocas volcánicas de las sucesiones jurásicas y rocasdel basamento.

Por su granulometría y disposición estructural, se interpretan estos de­pósitos cano correspondientes a un ambiente fluvial en facies de canal (tramooccidental) y de canal y de llanura aluvial (al este de El Sombrero).

La continuidad de estos depósitos hacia el noroeste, en niveles contiguos

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a1 valle del río Chubut, al norte del codo que éste presenta próximo a Paso deIndios y 1a continuidad de los depósitos de la unidad hacia el este, en nivelesque rodean de la'ïran LagunaSalada (Panza, com.verba1) pennite establecer lahipótesis de que los mismospodrían corresponder a un viejo cauce del río Chu­but que volcaba sus aguas hacia la zona de dicha laguna.

Los depósitos de 1a unidad, que se disponen a1 este de la meseta del Canqueconstituyen depósitos de piedemonte, contiguos a pedimentos encubiertos que selocalizan más al oeste.

Edad

Dado que son más jóvenes que los depósitos de remoción en masa que bordean

las mesetas y su posición elevada constituyendo el primer nivel de agradaciónrelativo de la comarca, estos depósitos se asignan al Pleistoceno superior.

3.2.2. Pleistoceno - Holoceno

Depósitos de cobertura de pedimentos

Pedfinentos encubiertos de variadas dimensiones y edades relativas han sidoreconocidos en toda la superficie de la comarca. Se han desarrollado preferen­temente a ambos lados del cañadón de las Viboras, entre la meseta del Canauely la ruta provincial n°27 y a1 este de E1 Sombrero.

Las superficies de erosión han sido elaboradas en las márgenes de elevacio­nes formadas en terrenos sedimentarios;‘ así, entre meseta Bagual y estancia LaPonderosa y a1 oeste de sierraIWora, se los encuentra sobre sedimentitas cretá­cicas de1(;rupo Chubut; a1 este de El Sanbrero, en las márgenes de las eleva­ciones cordoniFormesde la anmación lhlenzuela, afectan principalmente sedhnen­titas de la Fonnación Cerro Bororó; preponderantenente se los encuentra comorenanentes aislados y elevados, especíahnente en los bordes de los potentes yextensos depósitos de renoción en masa.

Estas superficies se hallan cubiertas por una delgada cobertura de sedimen­tos predaninantementearenosos, con variada participación pelítica y guijosa.Su composiciónestá controlada por 1a naturaleza litológica de los terrenos aexpensas de los cuales se desarrolla.

Se han reconocido numerosospedimentos a distintos niveles topográficos; suposición relativa, que varía desde cotas próximas a los niveles de base localesdentro de la comarca, hasta niveles muyelevados, preservados en posiciones al­tas sobre los depósitos de remoción en masa, denotan que su fonnación se extien­

-139­

de desde e1 reciente (Holoceno)hasta el Pleistoceno post-depósitos de remociónen masa.

3-2-3-¡M9

a. Depósitos aluviales y cordones de playa cercanos a1 puesto González.( Segundo, tercero y cuarto nivel de agradación relativo de 1a comarca)

A1norte, sur y oeste del puestoCSonzález afloran extensos depósitos alu­viales provenientes del oeste. Se han reconocido tres niveles de agradación con­tiguos, con cotas menoreshacia el norte; constituyen terrazas aluviales dis­puestas en dirección oeste-noroeste y este-oeste. La culminación hacia el estedel nivel de agradación más bajo coincide con el borde actual del extenso bajoque se encuentra a1 este del puesto González. Sedimentospsefíticos constituyenel borde oriental de esa depresión, conformandodos grandes cordones de playaparalelos, en parte disectados y conectados lateralmente con el nivel de agrada­ción inferior.

Todos estos depósitos son los productos de un sistema Fluvial que drenabasus aguas hacia la zona del actual bajo del puesto<30nzález, proveniente de laselevaciones de las Sierras Centrales patagónicas que se encuentran más al oeste.

La edad de estos depósitos fluviales se asigna a1 Holoceno.

b. Depósitos de bajos

Existen en la comarca algunos grandes bajos con superficies de uno a cuatrokilónetros cuadrados y numerosospequeños bajos, distribuidos principalmente en1a superficie de la meseta del Canquel. Entre los primeros se destacan el bajodel puesto(30nzá1ez, el bajo de 1a laguna Fría, el bajo de la estancia El Can­quel y los que se encuentran sobre 1a meseta, proxfinos a la estancia E1 Riscosoy al sur de la estancia la Cascada. El cuarto nororiental del bajo de la lagunaPayahile, abarca parte del ángulo suroeste de la canarca. Dependiendoprincipal­mente de la composición de los terrenos en que se encuentra el bajo y el drenajecentrípeto asociado al mismo, los sedfinentos lhno-arenosos que rellenan el bajopresentan mayor o menor participación de la Fracción arena. Son escasas en gene­ral las costras o pátinas salinas en su superficie.‘4uchos de los bajos desarro­llados en los depósitos de renoción en masa quedan rodeados de elevaciones de

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esos materiales, que los protejen de los vientos y que Favorecen un buen drenajede las aguas de lluvia hacia los mismos, generando niveles edáFicos.

c. Depósitos eólicos

Los depósitos eólicos presentan un desarrollo relativamente importante den­tro de la comarca. Se producen en su totalidad por la deflación de la fracciónarenosa de los sedimentos que ocupan la superficie de los bajos; por ello se losencuentra estrechamente asociados a éstos. Dadoque los vientos provenientes deloeste prevalecen en la zona, los sedimentos eólicos esencialmente arenosos seacumulan innediatamente al este del borde oriental de los grandes bajos; adop­tan fonnas senilunadas o elongadas en sentido este-oeste.

Constituye carpetas más o menos delgadas de arena que ahoga parcialmenteel relieve anterior o comoen la laguna Payahile, constituye dunas y potentesdepósitos de arena acumuladosFrente al borde occidental de 1a meseta, al piede las elevaciones fonnadas por depósitos de renoción en masa.

d. Aluvio v coluvio

Los depósitos aluviales y cóluviales presentan escaso desarrollo areal yvertical dentro de la canarca. El aluvio se halla conectado al drenaje de gran­des bajos sin salida y en facies de canal y llanura aluvial en los arroyos quese encuentran al norte del cerrollendivé y de la sierra Moray, esnecialmente,en el cañadón de las lïboras. Asimismo, éstos Fonmanconos aluviales y bajadas

muy extensas que rodean las mesetas y sus depósitos de remoción en masa. La gra­nulanetría es predaninantemente lñno-arenosa.

El coluvio se desarrolla frente a las grandes escarpas que rodean las me­setas basálticas y en los faldeos no tan anpinados de los depósitos cordonifor­mes constituidos por las psefitas y psamitas de la Fonmaciónvalenzuela.

-141­

B. GEOLOGIA ESTRUCTURAL

I. Introducción

La descripción de la geología estructural de la canarca consta de tres partes; se inicia con la descripción del marco tectónico regional; en 1a segundaparte se delhnitan y describen los elenentos estructurales, definiéndose el es­tilo tectónico de la canarca; finalmente se detalla la evolución tectónica delárea bajo 1a acción de los distintos movñnientosdiastróficos, consignándose encada caso la naturaleza de 1a deformación producida. Ashnismo se exponen losrasgos principales de 1a evolución tectomagmática durante el JUrásico.

II. MarcoTectónico regional

Comose viera con anterioridad, 1a canarca fonna parte de la Región Geográfica de la Meseta Patagónica, adyacente por el oeste con las Sierras CentralesPatagónicas. Tanandoen cuenta su canposición e historia geológica, el sectorserrano septentrional y oriental de 1a comarcaintegra las estribaciones australes del Macizo Norpatagónico; el sector mesetifonne austral en cambio, en coin­cidencia con el creciente desarrollo de la cobertura post-jurásica hacia el surcorresponde a la prolongación norte de la cuenca del Golfo de San Jorge. Lfini­ta a1 oeste con la unidad morfoestructural de los Patagónides (Keidel, 1921).

El Chubutextraandino presenta distintas regiones orográfícas y extensaszonas con diferente morfología. Al comparar su evolución tectónica se observandiferencias en su estructura,1mecánica e intensidad de la defonmacióny fasesdiastróficas actuantes; por ello dichas regiones constituyen unidades morfoes­tructurales. Asi, la estructura de los Patagónides difiere de la de la regiónaue se encuentra más al este; su característica más saliente es la deformación

por transcurrencia, producida por losrióvñnientos Patagonídicos, según una tec­tónica de basamento. El tramo norte de esa unidad fue estudiado por Coira et a1(1975) entre otros, quienes detenminaronsu estilo deformativo a partir de lasestructuras de superficie. La estructura del tramo sur, denominadopor Terello(1950), Sistema de los Bernárdides, fue analizada en numerosos trabajos inéditoy édítos por investigadores de YPTZdestacándose el trabajo reciente de Barcatet a1.(1984) quienes a partir del análisis de estructuras de superficie y de susuelo, reconocieron la acción de una tectónica de basamento según un modelo dedesnlazamientolateral y lateral transpresivo.

-142­

La región que se extiende desde las Sierras Centrales Patagónicas hacia lacosta, presenta asfinisno heterogeneidades en sus rasgos estructurales. Unaam­plia faja que se extiende desde la costa hacia el interior del continente, conun ancho variable de 100 a 150 kilómetros, se ba caracterizado por un intensofracturamiento distensivo en tienpos jurásicos (relacionados al desmembramientodel Gondwana),su estructuración en bloques y progresivo hundimiento hacia elsur en tiempos cretácicos y, una neta tendencia negativa durante el terciarioque permitió el avance de sucesivas ingresiones marinas. Para la región costeraen su sector norte, Haller (1979), Lapido y Page (1979) y Cortés (1981) dierona conocer rasgos estructurales de superficie, mientras que la estructura delsubsuelo en la región costera sur, al norte de ComodoroRivadavia fue publicadapor Lombard y Ferello (1963).

La región extraandina central, fue considerada tradicionahnente comode es­tructura sencilla y relativa tranquilidad tectónica. DaraFeruglio (1950) porejanplo, los Movimientos Presenonenses fuera del ámbito de los Datagónides fue­ron de tipo epirogenético. En su descripción geológica de 1a región central,Chebli (1973) describió amplias estructuras anticlinales que afectan al GrupoChubuty afin a las fonnaciones terciarias. Acepta para 1a región central de laprovincia el escalonamiento diferencial de bloques de basamentoy vulcanitas ju­rásicas observado por Lanbard y Ferello (1963) en 1a región al norte de Comodo­ro Rivadavia.

Consideraciones geotectónicas generales de la región extraandina del Chu­but fueron realizadas por Ugarte (1966), Harrington (1962), Borrello (1962, 19691973), Lesta y Ferello (1972), Lesta et al.(1980), Page (1980), Urien (1981) yRamos(1983), entre otros.

III. Estructura

En la comarcase distinguen dos elenentos estructurales básicos sobre labase de la respuesta mecánica de las rocas frente a los esfuerzos actuantes. E1substrato pre-cretácico, plutónico metanórfico y volcánico, es un zócalo o basa­mentomecánico, rigido, deformadopor sucesivas fases diastróficas, que se en­cuentra segmentadoen anerosos bloques de distintas dhnensiones, separados porfallas o fajas de frecturamiento. Dichos bloques conservan en distinto grado unacobertura cretácico-cenozoica, parciahnente defonnada, que refleja pasivamentelos movhnientos del basamento.

1. Elenentos estructurales principales

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Figura 22 : Región de bloques positivos al sur del río Chubut en su tramomedio; se distinguen los bloques La Potranca, La Rueda y Los A'ltares, com­puestos por rocas del basamentocristalino y por sucesiones jurásicas, derocas competentes; los bloques están separados por las fajas de cízalla( en punteado fino ) La Vístosa y Puesto Gilbert.

La configuración estructural actual de la comarcay la distribución de susprincipales elanentos tectónicos se muestra en la figura 21. El sector norocci­dental de 1a comarcafonna parte de una región estructural positiva que se ex­tiende al sur del río Chubutmedio con una orientación general este-noreste; enella se han delfinitado tres grandes bloques, denaninados La Potranca, La Ruedalos Altares (figura 22). Están separados por un conjunto de fracturas paralelasy subparalelas de dirección nor-noroeste, las cuales se han comportadoduranteel Jurásico superior comoverdaderas fajas de cizalla denoninadas La Vistosa yPuesto Gilbert. Los límites norte y sur de ambosbloques no están definidos enfonna neta, sino que cuhninan en bloques menores escalonados que se hunden haciel noroeste y sureste respectivanente; dichos bloques están separados por fallade rumboeste-noreste; cuando están cubiertas, dichas fallas se expresan por definidos lineamientos en la cobertura post-jurásica.

En el extrano sureste de 1a canarca y también fuera de los lfinitas de lamisna se localiza otro alto estructural de menores dñnensiones que se denominaPilar Sierra.bbra; su borde norte se expresa por un escalonamiento de pequeñosbloques separados por fallas de rumboeste-noreste.

Las fallas que se extienden a1 este del bloque La Rueda con rumbo este-noreste y aquellas de rumbonoroeste que se encuentran al norte del Pilar SierraMora, lhnitan por el norte y por el sur, respectivamente, 1a Fosa LagunaFría,

1a cual conserva un mayor espesor de estratos cretácico-cenozoicos. Sobre la bade la disninución de espesores, desaparición de estratos y cambiosde facies enlas sedhnentitas marinas danianas, esta fosa y los elementos positivos circun­dantes han controlado el desarrollo paleogeográfico del Wnarsalamanquense" enesa zona.

Los bloques del sector serrano septentrional y el Dilar Sierra Morason eLmentos positivos que lñnitan por el norte la Fosa La Orientala, cuyo relleno sedhnentario y volcánico se increnenta progresivamente hacía el depocentro de lacuenca del Golfo de San Jorge.

2. Estructura interna de los bloques La Potranca y La Rueda

Al observar la distribución del basamentocristalino y las sucesiones vol­cano-sedñnentarias del Líás y del Dogger en los bloques La Potranca y La Rueda,se reconoce un ordenamiento sñnilar de esas unidades, caracterizado por la dis­posición estructural de rocas más jóvenes hacia el oeste, en cada bloque (figu­ra 2 3). Asimismo,los mantos lávicos y estratos de las sucesiones volcano-sedimentarias, poseen un definido rumbogeneral noroeste, con inclinación a1 suroes

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emxsión

a las estructuras, dondese interpreta la vergencia este de las mismas.

de las unidades litoestratigráficas de edad precámbrica a bathoniana que componenlos blo­ques La Potranca y La Rueda; se señala la ubicación de los centros de emisión ríolítícosasociados 3.13 Fonnacíón Puesto Gilbert. B) Corte estructural esqúemático, transversal

: A) Esquemaque muestra el ordenamiento por edades decrecientes hacia el oeste

\\\

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te. Las unidades calloviano-oxfordianas se disponen discordantenente sobre esasestructuras y poseenun patrón estructural de distribución distinto. Apartir deesas observaciones se infiere 1a rotación de bloaues precallovianos según un ejede rumbonoroeste con hundhniento del flanco occidental y levantamiento sincró­nico del ala oriental. Las zonas de fracturamiento mediante las cuales se produ­jo esa rotación, las cuales lbnitan por el este ambosbloques, coinciden con fa­jas de cizalla de edad jurásica superior y con la dirección general que presen­tan las líneas estructurales internas del basanentocristalino; por ello se ín­terpreta una sucesiva reactivación, durante el Jurásico, de líneas regmáticas.E1 reconocfiniento de estructuras de pleganiento en el Grupo Oviedo, las cualesno afectan a las sedhnentítas qxfordianas, inducen a interpretar la rotación delos bloques según fallas lístricas comoresultado de una mecánica canpresiva(perfil estructural de la figura 23). La ñmportanciade esas fracturas en ladistribución prhnaria de las rocas del GrupoDaso de Indios, se pone en eviden­cia en la localización de centros volcánicos de anisión en las áreas fracturadas

que lhnitan ambosbloques, asi cano en el fuerte increnento en los espesores delas secuencias lacustres en coincidencia con esas zonas fracturadas.

Undetalle de la defonnación ñnpresa en el sector norte del bloque La Rue­da puede aprecierse en 1a figura 24. Allí se observan dos tramos de las fajas decizalla y la defonnación que a ellas se asocia. Al norte del puesto Gilbert, lassedñnentitas de la Formación CañadónAsfalto están plegadas en un amplio braauí­sinclinorio; es un sinclinal cerrado con doble buzamiento de su eje hacia el centro de la estructura y con flancos suavenente plegados. La orientación del plie­gue en relación con las fallas de rumbonoroeste y oeste-noroeste, que las flan­quean por el norte y sur respectivamente, asi cano 1a orientación de las fractu­ras tensionales del extrano noroeste de esa zona, son coherentes con un modelode pliegues de arrastre asociados a fallas con desplazamiento lateral dextrógi­ro, tal cano se muestra en el esquena de la figura 24. La dirección de aplicacióde los esfuerzos que produjeron esas deformaciones es este-oeste. El ajuste alos desplazamientos de rumbode fallas no paralelas, ha curvado el eje del plie­gue y plegado los flancos del mismo. La intensidad de la deformación es modera­da a alta.

Al este del puesto Gilbert se ha conservado un reducido remanente de la Formación CañadónAsfalto; a1 igual que las vulcanitas infrayacentes fonna un suavesinclinal, paralelo a una falla inversa de rumbonor-noroeste que la flanqueapor e1 oeste. Ashnisno, el plegamiento y 1a intensa defonmación que presentanlas vulcanitas que se encuentran al noroeste del puesto Gilbert evidencian tan­bién una acción canpresiva. La relación existente entre las estructuras compre­

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sivas y las transcurrentes, puedeapreciarse al sureste del puesto Gilbert, don­de la falla de rumbocorta a la falla inversa. Estos elenentos indican una etapacanpresiva inicial que fractura a las sucesiones jurásicas poniendo en contactotectónico a la FormaciónCañadónAsfalto con las vulcanitas infrayacentes e ini­ciando el plegamiento de la mismay, posterionnente, la reactivación por trans­currencia de esas fracturas.

En 1a faja de cizalla La Vistosa , los depósitos de la Fonnación CañadónAsfalto y las vulcanitas de 1a Fonnación PUesto Gilbert que 1a infrayacen, estánfuertanente defonnados, mostrando al noreste del puesto Los Tobianos, plieguessubparalelos de rumbonoroeste asociados a una extensa falla inversa de igualrumbo. Ashnisno, sedimentítas oxfordianas en ese sector, culminan hacia el norteen un sinclinal de runbo nor-noroeste asiciado a numerosasfallas transcurrentes

de desplazamiento levógiro que en el borde oriental de la faja, desgarran y des­plazan a las vulcanitas callovianas.

Las fallas de rumbonoroeste y nor-noroeste con desplazaniento levógiro,están cruzadas por extensas fallas conjugadas de rumboeste-noreste a noreste.En relación a la Fonnación CañadónAsfalto, estas fallas han presentado un des­plazamiento lateral dextrógiro, según lo expresan los pliegues menores de arras­tre, en echelón, al norte del cerro Duntudo. E1 misno tipo de desplazamiento estindicado en 1a falla de la quebrada Los Tobianos, donde el nivel guía de tobasácidas de 1a parte superior de la Fonnación Puesto Gilbert, así cano un cuerpointrusivo riolítico jurásico han sido segmentadosy desplazados horizontalmentecon ese sentido a los largo de 500metros. Estas fallas también afectan los es­tratos del Grupo Chubut, modificando su extensión areal a ambos lados de 1a mis­

ma; no presentan estructuras similares a las observadas en la Formación CañadónAsfalto. Estos elenentos indican una reactivación tensional de esas fracturas durante el Cretácico.

En la falla de la quebrada Los Tobianos, el rechazo horizontal observado enlas tobas inclinadas de 1a Fonnación Puesto Gilbert, es la sumadel deSplazamien

to de rumboy el posterior efecto producido por 1a reactivación tensional. Esteúltñno efecto está ausente en el cuerpo intrusivo. La comparacióndel rechazohorizontal observado en amboselementos tectónicos indican 1a pequeña magnitud

de la reactivación tensional respecto de 1a producida por el fallamiento de rum­bo.

En el bloque La Rueda se observa tanbien otro juego de fallas tensionalesde runbo nor-noroeste, las cuales controlan la distribución del Grupo Chubutyel emplazamientode necks y cuerpos subvolcánicos terciarios.

El fracturamiento del bloque La Potranca es diferente. Fallas inversas y

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directas de rumbonor-noroeste y lineamientos estructurales de igual direcciónlo subdividen entres grandes bloques (bloques occidental, central y oriental).Estas fracturas, al igual que las fajas de cizalla, presentan la mismaorienta­ción que las estructuras internas del basamentocristalino; ello demuestra elcontrol de las direcciones paleozoícas o precámbricas en el desarrollo ulteriordel fracturamiento. Los bloques menores se hallan a su vez segmentados por falladirectas de rumbogeneral noreste. Un bloque hundido, al oeste de la estancia ElBuey, conserva acumulaciones del Grupo Chubut; en su borde occidental presentados grandes pliegues de arrastre asñnétricos, de rumbonoroeste, buzantes haciael centro del bloque, originados comoconsecuencia de la falla que los marginapor el oeste. Las vulcanitas liásicas contiguas al borde sur del basamentocris­talino presentan un entrecruzamiento de fallas de rumbonoreste y noroeste. Unanplio pliegue de rumbonoroeste, buzante al sureste y lhnitado laterahnente porfallas longitudinales, afecta a sedfinentitas y vulcanitas de la FonnaciónPues­to Lizarralde. En el ángulo suroriental del bloque, afloran estratos de la For­mación CañadónAsfalto afectados por pliegues de arrastre en echelón conectadosgenéticamente a1 movimiento dextrógiro de las fallas de rumbonoreste que mar­ginan esos afloramientos por el oeste. Renanentes no deformados del Grupo Chubut

conservados sobre esas fallas indican que los desplazamientos de rumbo tuvieronlugar entre 1a acumulación de ambas unidades. E1 bloque oriental se canpone debasamentocristalino fallado y cubierto parciahnente por vulcanitas callovianasy estratos cenozoicos.

Las fajas de cizalla y fracturas asociadas se orientan preferentanente conun rumbo N 30°- 40°O y el juego conjugado con un rumbo N 60°- 70°E.

3. Defonnaciónde los estratos cretácicos en la periferia de los bloquespositivos.

En la periferia de los grandes blouques positivos, los estrtos del GrupoChubut adosados al substrato volcánico se acanodan pasivamente a los movhnientosprincipahnente verticales de éstos, mediante suaves flexuras de arrastre. losestratos cretácicos dispuestos entre pequeñosbloques del substrato volcánico,presentan pliegues por efecto de una.mayor canpresión, comose puede observaren el borde sureste del bloque La Rueda.

El plegamiento de la cubierta cretácica es más intenso enlos alrededoresdel Pilar Sierra Mora. Allí, e1 Grupo Chubut presenta pliegues de arrastre meno­res, cuyos ejes se disponen más o menos paralelos al borde de los afloramientos

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del zócalo. Entre el bloque La Rueday el Pilar Sierra Mora los pliegues de lascapas cretácicas se oriental a1 rnreste, respondiendo quizás a esfuerzos compre­sivos secundarios entre ambosbloques.

4. Lineamientos estructurales cenozoicos.

Nmmerososaparatos volcánicos de la meseta del Canquel y cuerpos subvolcá­nicos contiguos a la misma, presentan un definido alineamiento según una direc­ción noreste, que permite definir lineamientos estructurales de gran longitud.Otros lineamientos y fracturas menores cruzan la.meseta con rumbonoroeste.

El enplazamiento de los cuerpos subvolcánicos del cerro El Sombrero, Her­nández y diques menores asociados ha sido controlado por una fractura de rumbonoroeste. Al norte de la estancia La Flecha, diques básicos se orientan indis­tintamente al noreste, norte y nor-noroeste.

Mediante la observación de la distribución regional de los cuerpos subvolcá­nicos y necks de canposición básiCa y edad preferentenente eocena, aflorantes enla región central del Chubutextraandino, se aprecia una mayor concentración delos misnos según una ancha faja de rumbonoreste, la cual coincide con la mesetadel Canquel; se extiende hacia el noreste cruzando el río Chubuthacia el cerroBororó (figura 25). Esta faja indica la existencia de una ñnportante zona de ali­vio tensional a escala regional, generada por movfinientosque se iniciaron en elEocenoy continuaron en el Oligoceno. Esa faja se continúa hacia el noreste, en

fajas de fracturamiento de igual rumboimpresas en las vulcanitas jurásicas y re­activadas durante el Eocenosuperior (Cortés, 1981b1 La dirección que presentaesa zona es shnilar a 1a de los extensos lineamientos cano los del río Chico, lo­

calizados en el borde oriental de la provincia del Chubut.

IV. Evolución Tectónica

1. Ciclo Pampeano (Aceñolaza y Toselli, 1976).

El basamento plutónico-metamórfico de la canarca, representado por la Fonma­ción PUesto La Potranca es el resultado de varios eventos térmicos y dinámicos

superpuestos. El metamorfismoregional de sedñnentos marinos de platafonma origi­nó los esquistos y mánmolesque constituyen el paleosana; 1a datación Rb-Sr derocas equivalentes de 1a Fonnación Colohuincul permite asignar ese evento térmicoal Droterozoíco superior e incluirlo en el cilo tectónico Dampeano.La posterior

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dia a sector oriental) en la cual se destaca la concentración de cuerpos subvol­cánicos y lavas básicas de edad terciaria, dispuestos en una faja de rumbonores­te, la cual representa una zona de relajación tensional, para 1a cual se recono­cen efectos dístensivos desde el Eoceno. Imágen ERTSE-1580-13325-7; 1974.

Figára 25 : En la imágen Landsat de la figura, se observa parte de la zona estu­

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intrusión sintectónica de Dlutonitas graníticas a tonalíticas y la migmatizaciónconsecuente podrían corresponder a ese mismociclo o ser el resultado de una orogénesis posterior correspondiente a1 ciclo Famatiniano (Aceñolazay Tosellí,1976). La datación de una tonalita anfibólica de 1a quebrada del Manzano(Ostera1983) pennitiría correlacionar ese evento con los movfinientos Oclóyicos (TUrnery Méndez, 1975).

Los esquistos gneisicos y migmatitas, asociados a granitos, granodioritasy tonalitas, distribuidos en el sector occidental de las nrovincias de Río Negroy Chubut, confonnan junto a los afloramientos de 1a canarca, una ancha faja derunbo nor-noroeste; las estructuras metamórficas internas y los ejes de intrusióplutónica presentan la mismadirección general nor-noroeste. Estas característi­cas, sumadasa la naturaleza calcoalcalina de las rocas ígneas permite interpre­tar esa zOnacomouna faja móvil de naturaleza orogénica, de edad nroterozoica opaleozoica inferior.

2. Ciclo Gondwánico (Keidel, 1921).

Durante el ciclo Gondwánico,la canarca formaba parte de un antepaís esta­ble, afectado por movñnientosverticales y sometido a fuerte erosión, la cualdesnudó las raíces del orógeno panpeano. Durante el Carbónico-Pénnico la comarcaera contigua por el oeste a la cuenca marina de Tepuel, la cual, sobre la basede ciertas evidencias de atenuamiento cortical fueron interpretadas por Ramos(1983) comouna Cuenca Marginal a1 orógeno neopaleozoico que se encontraba más

al oeste. Hacia el noreste de 1a comarca, el zócalo precámbrico-paleozoíco infe­rior fue afectado por sucesivas fases magmáticasdurante el Daleozoíco superiory Triásico (Stinanicic, 1967; Llambías et al., 1984; Llambías y Rapela, 1984).E1origen distensivo pre-rift o post-colisional del plateau riolítico triásicoes discutido (véase Ramosy Cortés, 1984).

En 1a comarcay regiones vecinas, las dataciones redñnétricas de rocas nlu­tónicas y metamórficas revelan 1a acción ténmica de los eventos magmáticos antescitados.

3. Ciclo Patagonídico (Keidel, 1921)

Unregistro estratigráfico jurásico-cretácico bastante completoasi comolabuena exposición del substrato pre-cretácico, han pennitido reconocer 1a hnpor­tancia del ciclo orogénico Patagonídico en la canarca, la cual se manifiesta enel volúmeny desarrollo del vulcanismo jurásico y al intenso diastrofismo que

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condujo a la estructuración en bloques de la comarca.

3.1. Fases y Movhníentosdiastróficos.

La depositación de facies clásticas gruesas y el inicio del vulcanísmo, acomienzosdel Liásico, son el resultado de la acción de la Fase Austrálica (Sti­panicic et al. 1968)desarrollada durante el Triásico superior - Liásico infe­rior. Esa fase es responsable de la relación discordante que existe entre losdepósitos liásicos y carbónico-pénmicosen las Sierras Centrales y la Precordi­llera del Chubut. DUedecorrelacionarse esta fase con la que produjo en todo elborde oriental del Macizo Norpatagónico la discordancia que separa los conglo­merados basales de la Fonmaciónvnesto Piris, del substrato paleozoico.

los depósitos clásticos gruesos de la Fonnación Cerro Carnerero se apoyanmediando discordancia erosiva sobre la Formación los Tobíanos. Corresponde a unadiscordancia de borde de cuenca que se pierde hacia el depocentro de la misma,en el oeste. Puede atribuirse a la Fase Languiñeo (Stipanicic et a1., 1968); conelle se vincula el retiro del mar liásico en el oeste y el inicio del vulcanísmobajociano del Grupo Lonco Trapial.

La defonnación más intensa durante el JUTÉSÍCOse debe a los movñnientos

Araucánicos, en los cuales se reconocen dos importantes fases compresivas corre­lacionables con la Fase Ríográndica (Stipanicic et al. 1968) que denominamosFase Araucánica inicial y con la Fase Araucánica final o movñnientos Intramáhni­cos (Ugarte, 1966).

La Fase Araucánica inicial, de naturaleza compresiva, condujo a la estrati­ficación en bloques de la comarca, con basculamiento y rotación de los mismossegún fallas inversas de rumbonor-noroeste, las cuales reflejan líneas regmáti­cas ñnpresas en el basamentocristalino; con ella cuhnina el vulcanísmo batho­niano. En 1a comarca, 1a edad de la fase sería neobathoniana-eocalloviana.

Conla etapa de relajación tensional que siguió a 1a Fase Araucáníca iniciase relaciona el vulcanísmobasáltico y riolítico de la FonnaciónPUestoGilberty 1a fonnación de depresiones tectónicas et la que se depositaron sedhmentitaslacustres del GrupoPaso de Indios. La localización de los centros de emisiónriolíticos en esa unidad está controlada por zonas fracturadas entre los bloquesEl vulcanísmo se interrumpe con 1a acción de 1a Fase Araucánica final, de natu­raleza conpresiva y transpresiva, la cual fractura y pliega las sucesiones volecano-sedñnentarias calloviano-oxfordianas, reactivando lineas estructurales pre­vias y originando una tectónica de basamentocon desplazamiento lateral levógirode las estructuras de rumbonor-noroeste y desplazamiento dextrógiro del sistema

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conjugado este-noreste. Esta fase, cuya edad sería oxfordiana superior - khnne­ridgiana inferior, pliega las sedfinentitas incanpetentes de la FormaciónCañadónAsfalto y las pone en contacto mediante fallas con las vulcanitas jurásicas másviejas.

Unperíodo de distensión y hundñniento según lineas estructurales araucanases coincidente con la depositación de secuencias lacustres y piroclástícas delCretácico inferior; la Fase Patagonídica prüncipal (Pamos, 1976; González Díazy valvano, 1979) de los movimientos Patagonídicos (Keidel, 1921) produjo el le­vantamiento orogénico del Sistena de los Patagónides con desplazaniento lateraly lateral transpresivo, con fonnación de pliegues de arrastre, corrñnientos yestructuras en flor en la cobertura (Coira et al., 1975; Barcat et a1., 1984).la conarca ubicada al este del frente orogénico, soportó esfuerzos compresivosde menor intensidad, a los que se ajustó con acomodamientosde la cubierta cre­tácica en fonna de suaves pliegues y flexuras y pliegues de arrastre menores.

3.2. El Ciclo Tectonanagmático jurásico

La canposición calcoalcalina de los magmasque dieron origen al vulcanismode la región occidental de la provincia del Chubut, en la cual se encuentra 1aconarca estudiada, corresponde a la originada por un arco magmátiCo.de natura­leza ensiálica; cabe distinguirlo del vulcanismoriolítico desarrollado conten­poraneamenteen 1a región oriental, correspondiente a una asociación de plateauriolítico de pre-rift.

El arco magmáticopatagonídico de 1a región occidental del Chubut presentósucesivas modificaciones en la localización, extensión superficial y canposiciónlitológica en el transcurso de su desarrollo. Las modificaciones en la canposi­ción y estructura que presentan las sucesiones jurásicas de la comarca, expre­san 1a evolución de la región externa del arco magmático, durante el Ciclo Pata­gonídico. Una clara discontinuidad en la evolución del mismo, se observa en laretracción del arco magmáticohacia el oeste, con posterioridad a los movhnien­tos Araucánicos, cano fuera señalado por Ramos(1983). Así, mede diferenciarseun arco magmático Araucánico, cuyas manifestaciones más externas alcanzaron 1aregión central del Chubuty el arco magmático Patagonídico, ubicado más al oestecuya localización y evolución fuera caracterizada por Ramos(1979), Haller et al(1981) y Ranos y Pahna (1983).

El Arco Magmático Araucánico

E1 inicio de la actividad volcánica se registra en el Liásico; en la Cordi­

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llera Datagónica del Chubutestá representado por la sección inferior de la Pormación Piltriquitrón (sensu Lizuaín, 1980) en la cual, mantos dacíticos y ande­síticos se alternan con sedñnentitas marinas elásticas y calizas de ambientesublitoral; en la Drecordillera Chubutensey en las Sierras Centrales se reconose un esquema sñnilar, con secuencias marinas someras de la Formación Osta Are­

na interdigitadas con secciones volcaniclásticas y volcánicas mesosilícicas ybásicas de las Formaciones DuntudoAlto y El Córdoba. La canarca representabael borde de la cuenca marina liásica, acumulándoseen ella exclusivamente de­pósitos fluviales, volcaniclásticos y volcánicos andesíticos y riolíticos de laFormación Los Tobianos; estos últñnos (Miembroinferior) constituyen potentesacumulacionesde ignimbritas riolíticas, las cuales representarían 1a máxfinaexpansiónhacia el oeste del plateau riolítico desarrollado en el borde orien­tal del Chubut.

la cuencamarina liásica, desarrollada sobre corteza episiálica se superpone a 1a cuenca carbónico-pérmica (Lesta et al., 1980); fue interpretada por Ra­mos (1983) comouna cuenca de intraarco que se asociaría a cierto atenuamientocortical evidenciado en el emplazamientosincrónico de cuerpos gábricos. Lasvulcanitas calcoalcalinas interdig itadas con las sedimentitas marinas son masbien saltuarias y no muypotentes.

Conel retiro del mar liásico se registró durante el Bajociano - Bathonianun fuerte increnento del vulcanismo, con expansión hacia el este del arco magmático. El mismose extiende desde la Cordillera Patagónica del Chubut, donde es­tán representados por la sección media de la Fonnación Diltriquitrón y el GrupoLago La Plata (Haller y Lapido, 1980) predominantemente andesítico, hasta la región central del Chubutdonde está representado por acumulaciones de andesítasy basaltos del Grupo LoncoTrapial, que en la canarca superan los dos mil metrode espesor. Desdela región central hacia el oeste, se registra un progresivoincrenento de facies tufïticas, elásticas y-de cenoglaneraditas interdigitadascon las vulcanitas (Formaciones Cerro Carnerero y Cajón de Ginebra) las cualespresentan un buen desarrollo en las sierras del Cerro Negro y Lonco Trapial (Robbiano, 1971; Nullo, 1983). Esos depósitos fluviales y de renoción en masa pasa(Cortiñas, 1984) hacia la zona de Ferrarotti, en el ámbito precordillerano, adepósitos lacustres y fluviales con intercalaciones andesíticas, integrantes delas Formaciones Cerro Ferrarotti y-Cerro Colorado (Fernández Garrasino, 1977),definiendo una cuenca de intraarco lacustre y fluvial. Dicha cuenca pennite re­conocer durante el Bajociano-Bathoniano, un arco magmático interno coincidentecon la región cordillerana y un arco magmáticoexterno, con gran desarrollo aleste de 1a misna.

El estadio jurásico medio del desarrollo del arco magmáticose caracteriza

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entonces por 1a máxfinaexpansión del mismohacia el este y la contracción de 1acuenca de intraarco liásica, que pasa de condiciones marinas a continentales lacustres y fluviales. En esa etapa, el frente volcánico se interna aproximadamente SSOkilónetros hacia el antepaís desde la trinchera oceánica.

Con los movhnientos Araucánicos iniciales se interrumpe 1a actividad volcánica registrándose una intensa canpresión y la estructuración en bloques rotadode los terrenos volcánicos de la región central del Chubut. Se inicia así 1aretracción del arco magmáticoAraucánico, aún activo en el sector cordilleranodurante el Calloviano-Oxfordiano;allí está representado por vulcanitas y de­pósitos volcaniclásticos de la parte superior del GrupoLagoLa Plata, interdi­gitados con niveles calcáreos oxfordianos de 1a Formación Cotidiano (Ramos,1976; Ramosy Dalma, 1983). Si bien las sedimentitas lacustres de 1a Fonnación

CañadónAsfalto fueron interpretadas anterionnente comodepositadas en una cuenca de intraarco (Ramos,1983), su asociación, al igual que otras secuencias la­custres de la base del Grupo Paso de Indios, con una asociación volcánica deretroarco, representada por basaltos de tendencia alcalina e ignñnbritas riolI­ticas integrantes de 1a PonnaciónPuesto Gilbert, pennite delinear una extensacuenca de retroarco de edad calloviano-oxfordiana de rumbogeneral norte-sur.La interrupción del vulcanismo y la deformación del retroarco fueron producidaspor la Fase Araucánica final, con efectos compresivos y transpresivos.

Los movhnientos Araucánicos, a juzgar por 1a magnitud de la defonnaciónque produjeron, fueron de gran intensidad. Noes posible precisar aún el alcan­ce del frente orogénico, pero el mismose extendió con seguridad, al este de lacanarca estudiada. La naturaleza de las rocas deformadas por esos movimientosúmuyconpetentes) y la ausencia de una espesa cubierta plástica no permitieronla fonnación de una faja plegada y corrida en 1a región centro-oriental de laprovíncia del Chubut.

La migración progresiva hacia el este del arco magmáticoAraucánico du­rante el Jurásico inferior y medioy su retracción hacia el oeste durante elCalloviano-Oxfordiano, son coherentes con una progresiva dismimción en la in­clinación de la zona de Benioff, asociada a1 aumento de 1a velocidad de conver­gencia (Keith, 1978; Dikinson y Snyder, 1978).

4. Ciclo Andico

Las piroclastitas y sedñnentitas lacustres de la FonmaciónDUestoManuelArce, junto con los depósitos marinos de la Fonnación Cerro Bororó, han sidoafectados, al este de la sierra del Guanaco(Chebli, 1973) por un suave pliegue

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anticlinal; dicha deformación y el retiro del mar salamanquense, podrían corre­lacionarse con 1a acción de 1a Fase Mapúchica (González Díaz, 1979). A esta fa­se podría vincularse la reactivación tensional de líneas estructurales de rumbonoreste, que iniciaron durante el Eoceno, el ascenso de magmasalcalinos, laintrusión de cuernos subvolcánicos y 1a extrusión de basaltos de 1a FormaciónE1 Canquel. E1 vulcanisno de intraplaca se increnenta considerablenente luegode la acción de la Fase Incaica (Steinmann, 1929) a fines del Eoceno, dando lu­gar a los extensos derrames de la Fonnación Sierra Cuadrada. La Fase Pehuenche

(Yrigoyen, 1976), de gran importancia en 1a estructuración del orógeno andino,coincidiría con una marcada disminución del vulcanismo basáltico en 1a regiónextraandina. La acción erosiva de fines del Terciario registra una marcada reactivación durante e1 Pleistoceno ( Fase Diaguítica, Yrigoyen, 1976), evidenciadaen los potentes depósitos clásticos gruesos acumulados en 1a región nedemontanaoriental de las Sierras Centrales Datagónicas, representadas en 1a canarca porla Fonnacíónvalenzuela.

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CONCLUSIONES

A.

l

Estratigrafïa

Se redefine la composición litológica de la Formación Puesto LaPotranca, incorporando a la mismamigmatitas y los tinos transi­cionales que pasan gradualmente a las plutonitas sintectónicas.

Se ha identificado una sucesión volcánica y volcaniclástica quepor sus relaciones estratigráfícas y correlación litológica seasigna al Liásico y que fue denominada Formación Los Tobíanos.Junto a la Formación Duesto Lizarralde, integran el Grupo Oviedoel cual representa el ciclo volcano-sedimentario liásico.

En la base del Grupo Lonco Trapial, representante del ciclo vol­cano-sedimentario bajociano-bathoniano, se han reconocido secuencias fluviales y de cenoglomeraditas que se correlacionan con laFormación Cerro Carnerero.

Se ha determinado un ciclo volcano-sedimentario de edad calloviano-oxfordiana, representado por el Grupo Daso de Indios. Está integrado por la Formación Puesto Gilbert, compuesta por basaltosignimbritas riolíticas en la que se intercalan dos secciones pi­roclástico-sedimentarias lacustres. Dor encima se disponen enconcordancia sedimentitas y piroclastitas fluviales y lacustresde 1a Formación Cañadón Asfalto.

Al noroeste de la estancia San José aflora una secuencia lacustrque se ha denominado Formación Puesto Mendivé; por su contenidopaleoflorístico se asigna a1 Cretácico inferior.

Dara el Grupo Chubut se ha comprobado mediante perfiles, la equivalencia lateral de distintos términos litológicos de las Forma­ciones Cañadón de las Víboras y Gorro Friqio.

Se han identificado coladas de lavas basálticas las cuales se

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vinculan con cuerpos subvolcánicos y diques básicos alcalinosde edad eocena; se disponen enforma característica por debajode los depósitos de deslizamientos que bordean la meseta delCanquel. El miembro lávíco (Miembro El Riscoso) y el subvolcánico (Miembro Lacoste) integran la Formación El Canquel.

Estructura

Se reconoce la existencia de importantes movimientos diastrófi­cos durante el Jurásico medio a superior, denominados Movimien­tos Araucánicos, en los cuales se reconoce una Fase Araucánicainicial, de edad bathoniana superior - calloviana inferior yuna Fase Araucánica final, de edad oxfordiana superior - kimme­ridgiana inferior. La primera condujo a la formación de bloquesrotados, separados por fallas lístricas, cuya orientación escoincidente con la de las estructuras impresas en el basamentocristalino. La segunda, de naturaleza igualmente compresiva,produjo la reactivación de lineas estructurales anteriores, dando lugar a fracturamiento inverso y plegamiento del Gruno Dasode Indios y poniendo en contacto tectónico a la Formación Caña­dón Asfalto con las vulcanítas infrayacentes. A esa primer etapcompresiva siguió una deformación transpresiva, con la formacióde pliegues de arrastre de distinto órden en las sedimentitasoxfordianas.

La deformación por transcurrencia se concentró, durante la FaseAraucánica final, en fajas de cizalla de rumbo N 40°- 50°0, condesplazamiento levógiro y, fallas conjugadas de rumbo N 50°- 60E, con desplazamiento dextrógiro. Los esfuerzos compresivos tu­vieron una dirección aproximadaeste-oeste.

Los Movimientos Patagonídicos se manifestaron en la comarca conmenor intensidad, produciendo una tectónica de basamento con deformación flexural y pliegues suaves de la cobertura post-jura­sica.

C. Geotectónica

Los esquistos gnéisicos y migmatitas asociados a granitos, gra­nodioritas y tonalitas de la mitad occidental de las provinciasdel Río Negro y Chubut, aflorantes en las zonas de Piedra delAguila, sierras de Pilcaniyeu, Lipetrén, Taquetrén, Pichíñanezy puesto La Potranca, conforman una faja de rumbo nor-noroeste,la cual, sobre la base de sus estructuras y composición se in­terpreta comouna faja móvil de naturaleza orogénica, de edadproterozoica o paleozoica inferior.

La ya reconocida discontinuidad en la evolución del arco magma­tico del ciclo Patagonídico de 1a región occidental del Chubut,ha permitido diferenciar el Arco Magmático Araucánico y el ArcoPatagonídico. E1 primero se habría inicimk)en el Liásico alcan­zando su máxima extensión en el Bathoniano. Así, los depósitoslacustres de edad calloviano-oxfordiana, se interpretan comodepositados en una cuenca de retroarco; las vulcanitas asocia­das corresponden a una asociación volcánica de retroarco. Losdepósitos volcaniclásticos , lacustres y fluviales de edad ba­jociano-bathoniana se depositaron en una cuenca de intraarco,1a cual presenta una menor extensión aue 1a cuenca de intraarcoliásica.

Se ha observado 1a concentración de cuerpos subvolcánicos y centros de emisión terciarios según una faja de rumbonoreste, 1acual está alineada con extensas fallas directas de igual rumbo

de 1a provincia del Chubut. Dicha zona cons­alivio tensional (transtensional ?) iniciada

del sector norestetituye una zona dedurante el Eoceno.

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M C/a/ 7flcífifu (¿kv/Ho;

3°,); Maní; Coma};

Universidad de Buenos Aires

Facultad de Ciencias Exactas y Naturales

ESTRATIGRAFIA Y TECTONICA DE LA REGION CENTRAL DE

LA PROVINCIA DEL CHUBUT, REPUBLICA ARGENTINA.

Anexo: Descrinción litológica de 19 Egrfiles de

unidades aflorantes en 1a comarca.

por José María Cortés

Tesis nara ontar a1 titulo de Doctor en CienciasGeológicas.Director del Trabajo: Doctor Roberto L. Caminos.

ANEXO :

DESCRIPCION LITOLOGICA DE 19 PERFILES DE

UNIDADES AFLORANI'ES EN LA COMARCA.

f)tam ms,C.

PN

LISTA DE PERFILES LITOLOGICOS REALIZADOS EN UNIDADES APLORANTES EN LA COMARCA.

Perfil N° UNIDAD UBICACION Ilustración

1 Formación Puesto Lizarralde Este del puesto Oviedo Figura 8

2 Grupo Lonco Trapial, Forma- Noreste del puesto Los Figura 9ciones Cañadón Puelman y Ce- Tobianosrro Carnerero.

3 Grupo Lonco Trapial, Forma- Sureste del puesto Alva- Figura 9Clones Cañadón Puelman y Ce- rez.rro Carnerero.

4 FormaciónPuesto Gilbert. Sureste del puesto Gil- Figura 10bert.

S Formación CañadónAsfalto Este del puesto Alvarez Figura 12

6 Formación Cañadón Asfalto Puesto La Potranca Figura 12

7 Formación CañadónAsfalto Norte del puesto Gilbert Figura 12

8 Formación CañadónAsfalto Noreste del puesto Los Figura 12Tobianos (puesto La Vis­tosa).

9 Formación Puesto Mendivé Noroeste de 1a estancia Figura 14San José.

10 Grupo Chubut, Fonmación Cerro Castaño Figura 17Cerro Barcino, MiembroCerro Castaño.

11 Grupo Chubut, Fonmación Suroeste del cerro El Figura 16Cerro Barcino, Miembro Sombrero.Puesto La Paloma

12 Grupo Chubut, Fonmación Este de estancia Lino Figuras 16Cerro Barcino, Miembros Ibañez. y 17.Puesto La Paloma y CerroCastaño.

13 Grupo Chubut, Formación Oeste de estancia La Figura 17Cerro Barcino, Miembro FlechaCerro Castaño.

14 Grupo Chubut, Formación Cerro E1 Portezuelo. Figura 18Cerro Barcino, MiembroLas Plumas.

15 Formación Cerro Bororó Oeste del puesto Lino Figura 19Ibañez

Perfil N° UNIDAD UBICACION Ilustración

16

17

Formación Cerro Bororó

Formación Cerro Bororó

Formaciones Payahíle ySierra Cuadrada.

Formación Payahile

Puesto L.Ibañez

Flanco oeste de lasierra del Guanaco

Cerro Toro Negro

Estancia La Ponde­rosa.

Figura 19

Figura 19

Figura 20

Figura 20.

Perfil N° 1.

Unidad : Formación Puesto Lizarralde

Ubicación : Ala este del puesto OviedoEspesor : 125 metros

N° muestra Litología Espesor (m)

Techo: Formación Los Tobianos

Ignimbritas de color rojo pálido, porfíricas,con fenocristales finos a medianos de cuarzoy feldespato, fragmnetos lapillíticos pumíceosalterados y numerosasfolias eutaxïticas; rocalajosa. 14

Formación Puesto Lizarralde

2 Arenisga de color rojo pálido finas a muygrue­sas, con guijas finas diseminadas; los clastosson Subangulosos. La estratificación grosera esen parte entrecruzada. Se componede cuarzo, fel­despato y fragmentos líticos. El cemento es si­líceo. Contiene numerosostroncos silicificadosy presenta niveles de grava fina, color moradoyrojo y bancos duros sobresalientes de arenisca. 48

3 Arenisca tobácea de color rosa anaranjado grisá­ceo, medianaa gruesa, bien seleccionada, fria­ble. Los clastos subangulosos, son de cuarzo, to­bas y líticos; el cementoes piroclástico. En labase posee una intercalación de una toba lajosay en la base y en el techo intercalaciones de a­proximadamente 50 cmentímetros de areniscas de co­lor gris amarillento y rosa anaranjado moderado,medianas a muy gruesas, con grava fina a medianadiseminada. En la base poseen estratificación en­trecruzada y hacia el techo forma estratos grano­decrecientes. 3

4 Tufitas arcillosas de color rosa anaranjado grisá­cea con estratificación fina a muyfina, masiva;son lajosas y muyconsolidadas. Esta sección con­tiene niveles de tobas areno-limosas de color griscastaño, estratificadas y tobas areno-pelíticas decolor rosa anaranjado grisáceas, laminadas en laparte superior. 15

5 Tufita arenosa de color gris castaño claro; losclastos arenosos son finos a medianos, subangulo­sos, de piroclastitas y líticos. Formaestratosfinos. Cada lO ó 30 cm intercala tufitas arenosasde color castaño pálido, de arena mediana, muy con­solidadas, con fragmentospiroclásticos y líticos;contiene troncos silicificados. 6

-4­

N°muestra Litología Espesor(m)

10

11

12

Tufitas pelíticas de color anaranjado amarillen­to pálido en los tres cuartos inferiores y de co­lor castaño amarillento pálido en el cuarto supe­rior. Presentan láminas y estratos muyfinos, sonlajosas y contienen restos de flora fósil y tron­cos silicificados. Intercala estratos muyfinosde tobas silicificadas, muyduras, de color blan­co, castaño amarillento y moradas. En la mitad superior las intercalaciones son de areniscas tobá­ceas de color castaño pálido y areniscas conglo­merádicas de color anaranjado rojizo moderado ycastaño rojizo pálido. Las primeras son finas agruesas, con clastos subangulosos; la fracciónelástica es de composición arcósica y el cementoferruginoso; las segundas son gruesas a muygrue­sas con guija fina a muyfina, en estratos finos.Contienenrestos de troncos silicificados.

Tufita arenosa de color anaranjado muypaIido ycastaño amarillento pálido; la fracción arenosaes gruesa a muy gruesa, con grava muy fina, angu­losa a subangulosa de cuarzo, feldespatos, líti­cos y fragmentos pumíceos. Presenta estratifica­ción fina a muyfina, tabular. En la base se in­tercalan niveles tobáceos finos.

Toba arenosa de color anaranjado muypálido; lafracción elástica es mediana a gruesa, subangulgsa, de cuarzo, tobas y líticos; contiene flora fésil y presenta impregnaciones de óxidos de hierroy está en parte silicificadas.

Tobaácida de color gris amarillento, en parte la­josa, muyconsolidada; presenta niveles silicificgdos.

Arenisca conglomerádica de color anaranjado muypálido, con granulometría gruesa a muygruesa predo­minante; la guija es muy fina a muygruesa, los olastos son subangulosos. Formaestratos muy finos a fi­nos, entrecruzados, y tabulares granodecrecientes.Se componeprincipalmente de cuarzo, granitos y to­bas. Son friables, presentan niveles de grava.

Toba ácida, de color anaranjado muypálido a anaran­jado grisáceo, lajosa y muyfracturada; muyconsoli­dada.

Arenisca conglomerádica de color rosa anaranjadogrisácea, mediana a muy gruesa, con guija fina a muyfina diseminada; los clastos son angulosos a subangu­losos, de cuarzo, fragmentos pumíceos, feldespato yliticos; el cementoes silícjeo. El material piro­clástico está presente en la matriz y comopiroclas­tos pumíceos diseminados y escasos. Contiene abundan­tes troncos silicificados.

N°muestra Litología Espesor (m)

13 Ignimbrita de color anaranjado muypálido a gris r2sado, contiene píroclastos pumíceostamañolapillíy bomba,aplastados e isoorientados que le confierenlajosidad a la roca. Se observan cristaloclastos decuarzo y feldespato. En la base se observa una tufí­ta arenosa lapillítica de color gris castaño claracon fracción elástica de arena mediana a gruesa. Fo;ma estratos medianos . 5

14 Cubierto

Base: Mígmatitas de la Formación Puesto La Potranca

-6­

Perfil N°2

Unidad : Grupo Lonco TrapialFormaciones Cañadón Puelman y Cerro Carnerero

Ubicación : Noreste del puesto Los Tobianos

Espesor : 930 metros

N° muestra Litología Espesor (m)

Techo : Grupo Paso de Indios

Discordancia angular suaveCuerpointrusivo de riolita con estructura fluidalHacia el contacto con la roca de caja se reconoceuna faja de 4 a 5 metros de ancho, de vidrio vol­cánico de color castaño.

Formación Cañadón Puelman

1 La roca de caja hacia el contacto se componede:29g; rojiza, profusamente inyectada por venas y ve­nillas de cuarzo blanco y blanco lechoso, anastomo­sadas, de hasta 10 cm de espesor. La roca se en­cuentra sumamentefracturada comoconsecuencia dela intrusión ígnea. Máslejos del contacto se reco­nocen tufitas pelíticas de color gris amarillentoa rosa anaranjado grisáceo, silicificadas. 30

2 Lapillita tobácea aglomerídica de color anaranjadomuypalido, con matriz afanítica. Contiene interca­laciones de estratos medianosde pelitas silicifi­cadas de color oliva pálido y tobas de color anaran4jado grisíceo con restos de tallos. 10

3 Tufita arenosa con niveles conglomerádicos de colorgris amarillento, con clastos angulosos a muyangu­losos de arena mediana a guija gruesa, compuestosde andesitas, pedernal, vidrio volcánico y cuarzo.La matriz es pelítica. Contiene tallos y frondas malconservadas. El rumbo es 150° y la inclinación de 40°al oeste; hacia abajo pierden parte de 1a fracciónmás fruesa y presentan laminación fina y gruesa. 10

4 Toba v lapillita tobáCea de color rosa anaranjadogrisáceo, laminadas y en estratos muyfinos, lajo­sas, bandeadasy algo silicificadas. 40

; 5 Vulcanitas similares a1 nivel 7; rumbo315: incli­nación 47° oeste.

6 Brecha volcánica alterada, de color púrpura rojizopálido; se distinguen fragmentos de vulcanitas por­

N° muestra Litología Espesor (m)

fíricas violáceas, pumicitasy sílice rojiza; lamatriz es lapillïtica; inclina 55° al oeste. 100

Andesitas (7) y basalto . Estos últimos son de co­los castaño pálido, con tonos verdosos y rojizos poralteración. Tienen textura porfírica, con fenocris­lales finos de plagioclasa y micas. Presentan tex­tura vesicular y amigdaloide; forman mantos de 2 a5 metros de potenCia; se encuentran fracturados yatravesados por venillas y venas de óxidos de hierro. 140

Concordancia

Formación Cerro CarnereroRumboe inclinación de la sucesión: 330°, 49°C.

Tufo-psefitas brechosas de color púrpura rojizo pá­lido, muyconsolidadas, con fragmnetos angulosos asubangulososde andesitas, sílice, tobas, pumicitase ignimbritas ácidas; matriz tobácea.

Mantode vulcanita modificada, de color pórpura ro­jizo pálido, con textura porfírica.

Tufo-psefita brechosa, de coloración verdosa a violí­cea, con fragmentos de hasta 30 am de diámetro, decomposiciónandesítica y matriz lapillítico-tobáceade igual composición.

Tufita conglomerádico-brechosa, de color castaño pá­lido, con clastos angulosos a subangulosos de tamañoguija y bloques (40 cm de diámetro) compuestos de to­bas y vulcanitas mesosilícicas, inmersos en una ma­triz areno-tobácea. 300

Toba de coloración morada y rosada, con intercalacio­nes de lapillitas abigarradas de composiciónmesosi­lícica.

Tufita areno-conglomerádica de color rojo pálido ycastaño amarillento pálido, friables, que presentanintercalaciones de tobas de color morado, muy con­solidadas.

Tufita areno-arcillosa de color rojo pálido, con in­tercalaciones de lentes de conglomerados.

Tufita areno-conglomerádicabrechosa, de color casta­ño morado, con clastos de arena a bloques de 1 metrode diámetro, compuestos de ignimbritas y andesitas. 140

————————————————Discordancia erosiva- ————- ————- - ­

Base : Formación Los Tobianos.

Perfil N° 3

Unidad : Grupo Lonco TrapialFormaciones Cañadón Puelman y Cerro Carnerero.

Ubicación : Sección norte : puesto AlvarezSección sur : entre estancia San José y el paraje La Rueda.

Espesor : Sección norte : 1430 metrosSección sur z 570 metrosTotal del perfil integrado : 2000metros.

N° muestra Litología Espesor (m)

SECCION NORTE

Techo : Grupo Paso de Indios: Sucesión piroclástico-sedfimentariacon intercalaciones volcánicas. Rumbo135°, i: 15°.

- _____________ __Discordanciaangular suave____________________

1 Andesitas y basaltos vesiculares de color violáceo,gris y gris castaño; mantiformes. Rumbo305°, incl.30°a1 oeste. 790

2 Tufita areno-conglomerádica de color gris rosado, conclastos angulosos de arena gruesa a muygruesa y gravamuyfina a muygruesa, de tobas, sílice e ignimbritas.Tufita arenosa de color rosa anaranjado moderado conclastos angulosos a subangulosos de arena fina a muygruesa, de cuarzo, calcedonia y andesitas. Formalámi­nas y estratos finos a gruesos. 20

3 Andesitas (?) de color gris castaño, de textura porfi­rica con fenocristales de plagioclasa parcialmente a1­terados, menores de l mmde diámetro y pasta afanítica.Rumbo z 335°, i: 30°oeste. 100

4 Toba lapillítica de color rosa anaranjado moderadoenla que se destacan fragmentos pumíceos; presenta estra­tificación grisera; contiene intercalaciones algo fria­bles, de 30 cmde espesor, de tufitas Bsefïticas de co­lor naranja rojizo moderado, con guijas muy finas a muygruesas y guijarros pequeños, subangulosos; algunos frag­mentoslapillíticos. 50

5 Andesitas y basaltos, de color gris violáceo y negro,con escasos fenocristales finos y pasta afanítica. 160

6 Riolita de color rosado, con textura porfírica; fenocris­tales finos en una pasta afanítica. La composicion esácida. Presenta una notable estructura fluidal.

Falla7 Andesitas vesiculares con la intercalación de mantos ba­

sálticos en 1a mitad inferior. 150

8 Toba de color rosado con venas de pederanal y numerosos

N°muestra Litología Espesor (m)

restos de tallos y tronquitos silicificados. Ignim­britas lajosas de color rosado anaranjado grisáceo,muy consolidadas, con fragmentos arenosos, subangu­losos de sílice, tobas y líticos y lapillos pumíceosdiseminados. Rumbo: 335?,i: 45°C. 30

Andesitas y basaltos de color gris castaño y gris, degrano fino, con diaclasamiento subhorizontal intenso,con lajas de hasta 5 cm de espesor. 130

En este punto del perfil la sucesión está parcialmente interrumpida por fa­llas y cobertura moderna. Lateralmente, se ha reconocido hacia abajo en la su­cesión, una secci6n de andesitas y basaltos vesiculares en parte silicificadosy alterados a tonos rojizos, que se apoya en una sección piroclástica estratifi­cada. Ambassecciones, 1a superior volcánica y la piroclástica infrayacente, soncorrelacionables con los niveles 1 y 2 de 1a sección sur, respectivamente.

l

SECCION SUR

Techo : sedimentos recientes.

Basaltos e ignimbritas ácidas silicificadas. 90

Toba de color anaranjado amarillento oscuro y rosa ana­ranjado moderado; laminadas. Presentan silicificaciónmasiva y contienen venas y nódulos de pedernal. 230

Andesitas Z basaltos de colores castaño pálido y negrooliva, de textura porfírica; se distinguen fenocrista-­les euhedrales, finos a medianos, de plagioclasas, enuna pasta afanítica. Es comúnla textura vesicular. 190

Sucesión estratificada que presenta una parte inferiorconstituida por tobas, areniscas y conglomerados conrestos de grandes troncos silicificados y una partesuperior piroclástica, predominantementetobácea, conniveles plantíferos. El perfil 1itológico de 1a secciónse detalla aparte.

___________Discordancia erosviva_-____ _ __- ___.-..__...Base z FormaciónLos Tobianos: Ignimbritas riolíticas de color

gris castaño claro y gris mediano,de.textura\porfírica,con fenocristales ehuedrales de cuarzo, feldespato y mi­cas, en una pasta afanítica; estructuras tipo fiammey 15­minas de flujo. Rumbo25°; i: 60°N0 y-R: 300°, i: 60°SO.

-10­

Perfil N° 3, detalle del nivel 4

Unidad : Formación Cerro Carnerero; Grupo Lonco Trapial.

Ubicación : entre el paraje La Rueday la estancia San José.

Espesor : 55 metros

N°muestra Litología Espesor (m)

Techo : basaltos y andesitas

1 Tufitas arenosas de color anaranjado muypálidoy anaranjado grisáceo, con clastos de arena muyfina a fina, diseminados. Pasa hacia abajo a Eg­lita silicificada de color amarillento pálido,con laminacióny fisilidad. Están silicificadas. ll

2 Toba de color anaranjado muy pálido y en partestoba abigarrada de tonos claros, con laminacióngruesa y estratificación mediana. Están silici­ficadas. 1,5

3 Lapillita pumíceade color rosa anaranjado griséceo, con ceniza volcánica y lapillos pumíceos ymicáceos. 6

4 Toba de color gris anaranjado grisáceo, masiva. 3

5 Toba de color castaño pálido y castaño rojizo pálido, muyconsolidada, masiva, silicificada. 5

6 Tobas varicolores, laminadas y con estratifica­ción muyfina, de estructura lajosa, silicifica­das y bandeadas. Contienen una abundante florafósil bien conservada. 1,5

7 Toba de color púrpura rojizo pálido, laminada ycon estratificación muyfina, lajosa y bandeada. ll

8 Toba de igual color que la anterior, en parte si­licificada, en estratos finos. 2,5

9 Tufita arenosa de color anaranjado grisáceo, conclastos angulosos a Subangulosos de arena muy grugsa, compuestos de cuarzo y tobas. Presenta cementoferruginoso. Contiene restos de grandes troncos si­licificados. Pasa hacia abajo a conglomeradode cglor castaño claro, con clastos subredondeados a re­dondeados de arena gruesa y muy gruesa y guija muyfina a muygruesa, compuestos de tobas, ignimbri­tas y cuarzo, en menor proporción; la matriz es fe­rruginosa con aporte tobáceo. Presenta intercala­ciones delgadas de tobas 9

N°muestra Litología Espesor(m)

10 Toba de color anaranjado grisíceo, muyconsolidada. 2

ll Conglomeradobrechoso de color anaranjado muy pálidoa rosado anaranjado moderado, con clastos subangulo­sos a Subredondeados, de arena muy gruesa y guija muyfina a gruesa, de tobas, ignimbritas, y cuarzo, enuna matriz areno=1imosa ferruginosa. Contiene restosde grandes troncos silicificados. Hacia abajo son a:reniscas de color rojo pálido, con clastos Subangulo­sos de arena mediana a gruesa compuestos por cuarzo,tobas y lïticos oscuros. La matriz es tobíceo ferru­ginosa. En la base se distinguen tobas blancas teñi­das a rosado. 3

- —- - - - Discordancia erosiva - - - -- - - - - - - - - - - - ­

Base: Formación Los Tobianos.

Perfil N° 4

Unidad : Grupo Paso de Indios, Formación Puesto Gilbert.

Ubicación : Este del puesto Alvarez.

Espesor : 726 metros

N° muestra Litologïa Espesor (m)

Formación Puesto Gilbert : Mienbro superior

1 Vulcanitas básicas, dispuestas en mantos, con vesícu­las y pequeñas amígdalas. Rumbo: 10°, incl.: 13°0.Basalto de color gris castaño, afanítico, de estruc­tura fluidal; las vesículas, alargadas por acción delflujo, están isoorientadas y tienen diámetros de unoa cuatro milímetros; tienen amígdalas parcial o total­mente rellenadas. 20

2 Sucesión de tobas y tufitas de coloración rosada, sili­cificadas, en parte cubiertas. 18

3 Sucesión de vulcanitas basálticas de colores rojo grisá­ceo a rojo oscuro, generalmente de textura porfírica,con fenocristales pequeños, de una pasta afanítica. Sonrocas macizas, con cierta fluidalidad, dada a veces porfracturas subparalelas. Los mantos inclinan 25° al N0. 240

4 Sucesión de vulcanitas básicas. Basaltos de color grisoscuro y rojo grisaceo, porfÏricos, con pasta afanítica.Son rocas macizas, Bastante alteradas, con frecuentes es­tructuras vesiculares y amigdaloide. A 35 metros de la baqse, intercala un nivel de piroclastitas de 14 metros depotencia. 150

Miembroinferior

5.1 Cubierto por derrubio basíltico 10

5,2 Toba de color rosa anaranjado moderado, mediana, con al­gunos fragmentos lapillíticos pumíceosy silíceos dise­minados. 3

5.3 Arenisca conglomerádica de color castaño claro, con clas­tos de arena mediana a muy gruesa y guija muy fina a grue­sa, angulosos y subangulosos, de tobas y cuarzo. 10

5.4 Toba de color rosa anaranjado moderado, fina, bien conso­lidada, que presenta laminación fina; lajosa. Contieneimprentas de Conchostracos. 24

5.5 Arenisca conglomerádica de color anaranjado grisáceo, conclastos de arena fina a muygruesa y algunos de guija muyfina a fina, subangulosos, de tobas y cuarzo, con cementoferruginoso; consolidadas. 15

N° muestra Litología Espesor (m)

5.6 Tufita silicificada de color anaranjado rojizo mode­rado y púrpura rojizo claro, bandeada; las láminas yestratos finos oscuros están dados por la participaciónde material carbonático en la composición. Hacia arriba,la participación carbonatica es mayory pasa a tufitacalcárea oscura, de color gris castaño; se encuentranatravesadas por venas y venillas de cuarzo transparente 15

Arenisca similar al nivel 5.3., en bancos groseros dede 10 a 30 cm de espesor. 5

Toba de color rojo claro a rojo moderado; fina, lajo­sa y muy consolidada. 14

Tufita pelítica de color rojo pálido, lajosa, con nu­merosas impresiones y restos de grandes conchostracosbien conservados, de hasta 1,5 cmde largo. 0,5

Toba de color rosa anaranjado moderado, mediana, masiva,porosa. 6

Arenisca arcósica de color castaño rojizo pálido, conclastos de arena mediana a muy gruesa, subangulosos, decuarzo, feldespato rosado, tobas y algunos máficos, concemento ferruginoso. 2,5

Toba, idem nivel 5.10; 3

Arenisca de color rojo pálido, con clastos de arena muyfina a muygruesa, subangulosos, de cuarzo, tobas, fel­despato rosado y máficos, con cemento tobáceo? blanco. 5

Ignimbritas riolíticas de color rosa anaranjado moderado,n 2 o lcon fragmentos lapilliticos pumiceos, aplastados y estruc­

turas tipo fiamme; muy consolidadas. 14

Tufita areno-psefítica de color castaño rojizo pálido arosa anaranjado moderado, con clastos de arena medianaa muygruesa y guija muy fina a fina, subangulosos, decuarzo. Hacia arriba la fracción arenosa se hace más abun­dante. 39

Toba de color anaranjado amarillento pálido, muyconsoli­dada, masiva, atravesada por numerosas venillas de cuarzo. 8

Basaltos._Vu1canitas“afíricas y porfíricas de pasta afanívtica, de colores grises, castaño violáceos y rojizos. Estánfrecuentemente impregnadas por óxidos de hierro en formade bandas superficiales, venillas y grumos. 85

Toba de color rosado anaranjado moderado a rosado moderado,finas; contienen lentes y niveles arenosos; presentan lami­naci6n gruesa y estratificación muy fina. Se reconocen bm“prontas de conchostracos y tallitos. 10

-14­

No muestra Litología Espesor (m)

7.2

7.4

Tufita arenosa de color rojo pálido, medianas agruesas, consolidadas, similares al nivel 7.5,con algunas guijas diseminadas. 2

Caliza de color rojo pálido en forma de láminasde 0,5 a 1 cm, con delgadísimas intercalacionesde tobas rosadas. Contienen fimpresiones de con­chostracos entre sus planos . 0,5

loka de color rosado anaranjado moderado a anaranjadorojizo moderado, laminada y con estratificación fina.Presenta niveles silixificados convenillas paralelasa la estratificación. Hacia arriba se encuentran car­bonizadas. Contienen imprentas de conchostracos. 11

Tufita de color rosado anaranjado moderado con clas­tos de arena gruesa a muygruesa, con guija disemi­nada; son subangulosos y se componen de cuarzo, to­bas, calizas y vulcanitas ácidas. 2

Tufita arenosa de color moradogrisíceo, mediana,carbonática. Contiene niveles de caliza de colorgris oscuro, macizas, con laminación algal y onco­litos. 0,5

2993 de color rojo morado a rojo pálido, fina, maciza,laminaday estratificada, con venillas y venas de síli­ce oscura, paralelas a 1a estratificación (chert). Ha­cia arriba está carbonatizada, se oscurece y forma tu­fita carbonítica. Se ha encintrado una impronta de flo­ra fósil mal conservada, presenta niveles con conchos­tracos. 13

——————————————————————Discordancia angular-— - - --- -—————-- - —

Base : Grupo Lonco Trapial

Perfil N’ S

Unidad : Grupo Paso de Indios, Formación Cañadón Asfalto

Ubicación : Al este del puesto Ibañez

Espesor : 92 metros

N° muestra Litología Espesor (m)

1 Toba de color rosa grisáceo a rosa anaranjado mo­derado, laminadas y con estratificación muyfina,lajosas; presentan niveles con impresiones de con­chostracos, tallos y escasos restos de frondas.

2 Pelita calcarea de color rojo pálido, masiva, muyconso 1 ada.

3 Pelita silicificada con laminación algácea, colorcastaño pálido; presenta estratificación medianaa gruesa. Está inyectadacarbonático y venas paralelas a la estratificaciónHacia abajo pasa a tonos gris claro y no presentasilicificación.

4 Toba de color rosado anaranjado grisáceo, en partedecolorada, consolidada.

5 Pelita silicificada, idemnivel 3.

6 Caliza tobácea de color rojo pálido, masiva, muyconsolidada.

7 Pelita silicificada, idan nivel 3.

8 Toba de color rosado anaranjado grisáceo, masiva, conclastos de hasta 1 mmde cuarzo transparente. Toba decolor rosado anaranjado grisácea, finamente laminada,muy freacturada.

9 Caliza tobácea, idem nivel 6.

10 Toba de color rosado grisáceo a púrpura rojizo pálidomedianas a gruesas, laminadas y con estratificación

por venillas de material

fina. Toba de color gris rosado, laminada, en parte si­licificada; intercala una tufita psefítica brechosadecolor rosa grisáceo, con fragmentos angulosos de guijamediana a gruesa, de toba carbonática laminada similara nivel 6.

11 Bancosilicificado.

12 Sucesión pelïtica en su mayor parte cubierta.———————— —- ——————————— Concordancia-—-—_—————————--—-­

Base : Formación Puesto Gilbert.

6,5

62

-16­

Perfil: 6

Unidad : Formación Cañadón Asfalto

lbicación: Proximidades del puesto La Potranca

Espesor: 46 metros

N°muestra Litología Espesor(m)

Techo: cdaierto por sedimentos actuales

l Tdnas finas de color blanco, porosas, consolida­das, y solo en partes algo friables; numerosasmotas de óxido de hierro rojizo tiñen parcialmen­te a la roca a tonos rosados. Presenta laminacióngruesa y estratificación fina a muyfina. Presen­tan niveles con nódulos y venas silíceas. En laparte superior están algo silicificadas. Enpartetambién se encuentran reemplazadas por materialcannonático y alteradas a material arcilloso queles da una coloración ocrácea. Son tobas vitro­cristalinas. 3

2 Niveles de mayor alteración compuesto por tdaas decolor anaranjado grisáceo y anaranjado amarillentooscuro por alteración a material arcilloso o decolores rosa anaranjado moderadoy castaño claropor acción de óxidos de hierro. Presentan parcial­mente silicificación masiva o en nódulos silíceos.Presentan carbonatización en láminas de calcita pa­ralelas a la estratificación o en formamasiva. 1,5

3 Tobas finas de color anaranjado muy paIido y grisamarillento, consolidadas, con laminación fina ygruesa y estratos finos y muyfinos. Presentan nó­dulos de sílice diseminados o venillas del mismomaterial paralelas a 1a estratificación; contieneniveles duros de silicificación masiva. 1

4 Tobas finas de color rosado anaranjado moderado, a­naranjado muypálido y anaranjado amarillento páli­do. Son tobas alteradas a material arcilloso y car­bonático, teñidas por óxidos de hierro, según pla­nos de diaclasas preferentemente. La alteración lesconfiere un bandeado irregular. Presenta venas ynódulos silíceos conservando en parte cierta lamina­ción. A los 0,4 m y 1,6 m del techo de la sección seintercalan niveles de 10 a 20 cm de espesor de cali­zas tobáceas producto de impregnación masiva o en ve­nas, de calcita, que contiene numerosasvenillas deóxido de hierro. 5,5

N°muestra Lítología Espesor(m)

10

ll

Nivel de caliza tobácea de color castaño pálido,producto del reemplazo de las tobas por materialcarbonático. Rocadura y resistente, atravesadapor venillas de calcita. 0,5

Secuencia de tobas estratificadas similares alnivel 4. Formaestratos finos a medianos. Contigne estratos de 5 a 20 cm de espesor, de calizasde color rojo pálido y rosado anaranjado grisá­ceo, macizas y muyconsolidas. Presenta nivelescon concreciones calcáreas esferoidales y dis­coidales de hasta 3 cm de diámetro; algunas sondrusoides. 10

Secuencia de tobas y tufitas arenosas de coloresrosados anaranjados y violaceos, laminados o fi­namenteestratificadas, en parte lajosas; contie­ne niveles con grava muy fina diseminada. 11

Banco duro de tufitas arenosas de color rosadogrisáceo y rosado anaranjado grisáceo, con clas­tos angulosos a subangulosos de arena fina a me­diana, de cuarzo, feldespato rosado y tdaas, concemento tobáceo. 1

Tobas de color gris rosado y anaranjado muy pálidoque en parte conservan la laminación y estratifica­ción original. Culminahacia arriba en tufitas a­renosas finamente estratificadas. 7

Bancode tdnas y tufitas silicificadas, que se alterhnan en láminas finas y gruesas de color anaranjadomuy pálido y rosa anaranjado moderado que le configren bandeamiento. Contienen niveles caflnonatizadososcuros. 0,5

Arcilitas laminadas que en la base son oscuras, conláminas alternantes de color gris claro mediano ygris claro; están consolidadas. Contienen restos debriznas y frondas caflaonosas negras. Hacia arriba presentan cierto aporte tobáceo fino y pasan a arcilitastobáceas bandeadas de color rosa anaranjado modera­do, anaranjado rojizo moderadoy anaranjado amarillen­to pálido.

Base: Cubierto por sedimentos actuales.

Perfil N° 7

Unidad: Formación Cañadón Asfalto

lbicación

Espesor :

Al norte del puesto GiDJert

163 metros

N°muestra Litología Espesor(m)

10

ll

Tufita arenosa calcárea de color castaño amarillentomoderado; posee clastos de arena mediana a gruesa,sdaangulosos, de cuarzo, tdnas y vulcanitas oscuras

I l I I I A Iy fragmentospiroclasticos pumiceoslapilliticos. Lamatriz es tobácea y el cemento calcároe. Presenta es­tratos muy finos y bancos gruesos. Posee numerososrestos de grandes troncos silicificados.

Areniscas, areniscas conglomerádicas y lentes de con­glomerados. Colores anaranjado amarillento oscuro.Los niveles psamíticos son de arenisca gruesa, conclastos subredondeadosde cuarzo, tobas y vulcanitas;son mayormentefriables, en parte cementadas por car­bonatos y óxidos de hierro. Los niveles psefíticosson de guija fina y mediana. Poseen tronquitos silici­ficados.

Tdoa laminada de color anaranjado grisáceo, porosa,conrestos de grandes troncos silicificados.

Areniscas conglomerádicas y conglomerados con lentesde areniscas. Es notable la estratificación entrecru­zada. Las psefitas poseen clastos de guija fina y muyfina.

Tobade tonos púrpura y rojizo, silicificada, masiva,en parte decolorada.

Tufita arenosa de color castaño claro, con clastos dearena mediana y gruesa, sdaangulosos, de cuarzo y tobasprincipalmente. Formaestratos medianos.

Tdaa de color naranja muypaIido, teñida a color mora­do y amarillento; en general es masiva salvo en nivelessilicificados con estratificación fina.

Cd)ierto

Conglomeradosy areniscas de color, medianas a grue­sas con clastos de guija fina a gruesa, suaredondea­dos, de sílice y tobas. Presenta estratificación en­trecruzada. Rumbo:87°; i: lb-lS’N.

Tobaen arte silicificada color rosado anaran'adoP v. z . . ., .grisacea, con estrat1f1cac1on muyfina.

Tufita conglomerádica de color gris amarillento, con

1,5

13,5

10

N° muestra Litología Espesor(m)

clastos de arena muygruesa hasta guija gruesa,angulosos, de tobas. 1,5

12 Areniscas X areniscas conglomerádicas de coloranaranjado grisáceo y rosa anaranjado grisáceo;posee clastos de arena mediana y niveles de a­rena gruesa a muy gruesa, con guija muy fina amediana diseminada, compuestos de cuarzo,tobasy vulcanitas; la matriz es tobáceo-carbonática.Hacia arriba se alternan con tdoas blanco rosa­das groseramente estratificadas. 2

13 Tdaa de color rosa anaranjado grisáceo, masiva,consolidada. 7

14 Tobade color rosado grisáceo, silicificada, la­minada. 13

15 Toba, idem nivel 13 3,5

16 Tufita arenosa de color castaño rojizo pálidocon clastos arenosos finos y angulosos; friable.Hacia arrfloa se hace más arenosa. 10,0

17 Cd)ierto 14

18 Paquetes característicos de tobas de color grisamarillento, teñidas irregularmente a colores ro­sados y rojizos, en general masivas. 15

19 Tdaa silicificada de color rojo pálido a rosado_'-"_."'—""—7"'7" .anaranjado grisaceo, lajosas, muyduras. 17

20 Tufita arenosa de color rosa anaranjado grisá­ceo y anaranjado grisáceo, masiva; clastos de a­rena fina. 3

21 Tobas, idem nivel 18 23

22 Tufita arenosa de color castaño claro con clas­tos de arena fina. Algo porosa y friable; contienenumerosasestructuras tdaulares que parecen corres­ponder a moldes de rellenos de ramas. 7

Base: Cubierta de sedimentos recientes.

Perfil N° 8

Unidad: Formación Cañadón Asfalto

lbicación : Inmediaciones del puesto La Vístosa

Espesor : 259 m.

N° muestra Litología Espesor(m)

1 Arenisca conglomerádica de color castaño rojizo pá­lido, con clastos de arena gruesa a muygruesa yescasos de guija fina a muy fina, subangulosos, decuarzo, tobas, y vulcanitas en un cemento ferrugi­noso. Rocaconsolidada, groseramente estratificada.Hacia abajo disminuye 1a participación de la frac­IJ II J oc10n guijosa y pasa a tonos mas castanos. 39

2 Toba silicíficada de color anaranjado muypálido,teñida irregularmente a tonos rojizos por óxidos dehierro, muyconsolidadas, masivas. 5

3 ConglomeradoEolimïctico de color castaño rojizopálido a rojo palido, compuestos por clastos de gui­ja muyfina a guijarros grandes, subredoneados a re­dondeados, con predominio de guija gruesa a muy grqgsa , compuestos de toba, pedernal y vulcanitas bá­sicas a mesosilícicas; la matriz es tufítico-arenosade color rojizo. Rumbo:25° i: 16° 0. Hacia abajo pa­san a 4

4 Tufitas arenosas y areno-conglomerádicas de color ro­jo pálido, con clastos de arena gruesa a muygruesa,subangulosos y fragmentos de guija fina, sdaredondea­dos y fragmentospiroclásticos lapillíticos; roca consolidada. 7

5 Por disminución de la fracción epiclástica en la mueïtra anterior (4) pasan a toba. 4,5

6 Arenisca de color castaño claro con clastos de arenamediana a gruesa, sdaangulosos, de toba y cuarzo;pre—senta 1aminaci6n gruesa. Rumbo: 30°; i: 36°C. 2.5

7 Tufita arenosa de color anaranjado rojizo moderadoy toba de color rosado grisáceo, en partes con frag­mentoslapillíticos dispersos. 10

8 Paquetes de areniscas con la intercalación de cama­das de 2 metros de espesor, de areniscas conglomera­dicas y conglomerados; litología similar a1 nivel 3y 1. 17

9 Toba de color rosa anaranjado moderado, masiva, con­solidada. 3

10

ll12

13

14

15

16

17

18

19

20

21

22

23

24

25

26

Arenisca conglomerádica de color castaño claro,mediana, en estratos finos.Cubierto

Arenisca con intercalación de niveles tobáceos, enestratos medianos y gruesos.

Toba de colores rojizos, conjsolidada.

Cd)ierto

Areniscas conglomerádicas en la parte superior yareniscas castañas con estratificaciñn entrecruzadaen la parte inferior.Tufita castaño rojizo pálida y toba de colores ro­jizos y rosados, friables.

Areniscas.

Tufitas2 tobas y areniscas de color anaranjado muypálido, con clastos de arena fina, cuarzosos. Rocaconsolidada, que forma estratos groseros, finos.

Sección compuesta por una alternancia de tobas detonos claros, blanquecinos y rosados y paquetes deareniscas de 2 metros de espesor hacia el techo y de6 metros hacia 1a base.

Estratos groseros de conglomeradossimilares al ni­vel l que descansan sobre paquetes de tufitas arenosas,con clastos de arena fina a gruesa, angulosos, de cuarbzo, pedernal feldespato rosado y tobas.

Tufita arenosa de color gris amarillento, algo friablecon clastos de arena fina a mediana, angulosos, compuestos principalmente de cuarzo y tobas.

Tobafina silicificada de color blanco y tonos viola­ceo-claros, muyduras. Presenta estratificación muyfinay láminas gruesas mal conservadas. Rumbo:45°; i: 18°N.En la base, contienen nódulos silicificados de bordes difusos.

Toba de color rosa grisáceo con cierto aporte epiclás­tico fino, presenta laminación. Rumbo:45°; i: 32°N0.

Tobade color gris amarillento, consolidada.

Toba silicificada bandeada que alterna láminas finas ygruesas y estratos muyfinos de colores rosa grisáceoy anaranjado amarillento pálido; muy fragmentada.

Tufita areno-conglomerádica de color anaranjado rojizomoderadoa castaño rojizo pálido, con clastos de arenagruesa y muygruesa y guija muy fina a fina, de andesi­

10

17

12

36

10

14

16

N°muestra Litología Espesor(m)

tas o basaltos principalmente. 10

27 Cubierto (sección pelítica) 70

Base : Formación Puesto Gilbert.

Perfil N°

Unidad

Ubicación

Espesor :

-23­

9

Formación Puesto Mendivé

al noroeste de la estancia San José

140 metros

N°muestra Litología Espesor (m)

Techo: cubierto por sedimentos cuartarios

Bancogrosero de toba de color castaño rojizopálido, muysilicificada.

Toba idem 16, presenta variaciones de color agris, rosado, amarillo y morado; friables a consolidadas. Formanláminas y estratos muy finos.Comienza en su base con un banco duro de aprox;madamentel metro, de tufita arenosa conglomerídica. En sus primeros 6 metros contiene restosde fronda fósil mal conservada y grandes tron­cos silicificados de 40 a 50 cm de diámetro, ho­rizontales o en posiciórl de vida; se observanen estas rocas numerosos canales y relleno de cgnales de vermes y tallos; asimismo concrecionesaragoníticas.

Conglomeradoy arenisca conglomerádica color castaño claro que intercala bancos de arenisca tobá­Egg rosada. Los clastos arenosos gruesos a muygruesos son subangulosos a subredondeados, y secomponende tobas, cuarzo, calcita, líticos y cal­cedonia con cemento carbonático. Roca consolidadaa friable. Contiene guija gruesa a muygruesa di­seminada. Formaestratos difusos y presenta estra­tificación entrecruzada. Contienetroncos silici­ficados.

Arenisca calcárea color anaranjado muypálido,conclastos arenosos calcíticos y en menor proporción.feldespáticos, angulosos; consolidada a friable;forma estratos muyfinos. Intercala areniscas grqgsas y conglomerádicas.

Toba similar a 27.

Caliza color rosa anaranjado grisáceo, muyconso­lidada. Concreciones aragonïticas de 15 cm.

Toba calcárea color anaranjado muypálido similara Idem 15; varía su grado de carbonatización ver­ticalmente; contiene improntas de pequeños tallos.

Limolita arcillosa color rojo pálido similar a 13.

18,0

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N°muestra Lítología Espesor (m)

9 Caliza color rojo pálido, dura, consolidadaa muy consolidada en su techo. 0,5

10 Toba calcárea: Idem 15; en su base (50 cm)más dura. 8,0

11 Toba: Idem 16 que intercala un nivel (d) similara 19. 3,5

12 Toba arcillosa, Idemnivel plantífero 27 conte­niendo igualmente tafoflora no muybien conserva­da; los 40 cmbasales presentan niveles silicificados. 2,4

13 Limolita arcillosa color rojo pálido a castañoclaro, consolidada y fracturada. 2,0

14 Toba, Idem 19 que varía verticalmente su grado dealteración y dureza. 1,2

15 Toba calcárea color anaranjado muy pálido comple­tamente decolorada, muyfracturadas. Intercala unnivel de 10 a 30 cm, de caliza rojo grisácea, muyconsolidada. 6,5

16 Toba similar a 19, más carbonática que intercalay culmina en sus 50 cm superiores sendos nivelesde toba alterada y carbonatizada de color castañorojizo pálido. 1,2

17 Caliza de color castaño amarillento pálido a rosaanaranjado grisáceo, muyconsolidada. 0,2

18 Arcilita de cólor castaño pálido con fisilidad ylaminación, consolidada. 1,0

19 Toba color anaranjado muy paIido por decoloración,con manchasirregulares de color castaño rojizo pá­lido original; consolidada a muyconsolidada, simi­lar a 27 pero más gruesa. En los 5 m superiores contiene intercalaciones de 20 a 80 cmde espesor, detoba fina muydura y toba calcárea rosa anaranjadogrisácea portadoras de grandes concreciones aragoníticas. 30,0

20 Toba calcárea, idem 24. 1,0

21 Toba calcárea, idem 26. 2,0

22 Caliza de color castaño pálido, muyconsolidada;contiene pequeñas concreciones discoidales y esferoidales de hasta 2 mmcarbonáticas y grandes concrecignes esferulíticas de aragonita y calcíticas. 0,1

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N°muestra Litología Espesor (m)

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Toba de color marrón rojizo pálido, decoloradaa rosa grisáceo por un proceso de carbonatiza­ción; consolidada.

Toba calcárea, Idem 26 en bancos duros resisten­CES.

Toba calcárea, Idem 26 pero con menor desarrollode la estratificación y laminación, muyfractura­da.

Toba calcárea gris rosada similar pero un poco másgruesa que la 28; muyconsolidada, ondulitas.

Toba arcillosa color púrpura rojizo pálido decolo­rada en bandas irregulares de color anaranjado muypálido; presenta láminas gruesas y estratos muyfinos y ondulitas asimétricas. Contiene una abun­dante tafoflora de helechos no muybien conservada,en los 30 cm basales.

Toba calcárea color rosa grisáceo muyconsolidada—_'J'-'._"— .con laminas muy finas de 0,5 mmde espesor; y es­tructura lajosa de estratos finos; hacia la basetriturada; ondulitas simétricas con laminación on­dulítica ascendente y ondulitas asimétricas.

Toba formada por láminas gruesas y finas y estratosmuy finos de color gris rosado y rosa anaranjado ngderado, consolidada; presenta concreciones discoida­les de 0,2 a 0,5 cm de diámetro.

Toba de color gris rosado, consolidada; estructuralajosa en láminas finas; ondulitas asimétricas.

Limolitas arcillosas de color rojo pálido, friables.Contiene niveles de concreciones esferulíticas ara­goníticas de 10 a 30 cm de diámetro.

Tufita arenosa calcárea de color anaranjado muypá­lido; la fracciSn clástica gruesa se componede a­rena mediana a muy gruesa y guijas muy fina a fina­diseminadas; la matriz es carbonática; los clastossubangulosos se componende cuarzo, toba y arcilitasilicificada. Rocafriable a consolidada.

Limolita arcillosa color castaño rojizo pálido,fri¿ble a suelta; contiene clastos de arena fina a me­diana diseminados.

Banco de caliza color rojo paIido, muyconsolidada.

Nivel sobresaliente de toba color gris muyclaro agris amarillento con colores de alteración rosadosy anaranjados, consolidada.

23

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N°muestra Litología Espesor(m)

36 Arenisca limosa de color rosa anaranjado grisáceo,la fracción arenosa es fina a muyfina; roca friable. 2,5

37 Limolita arenosa de color rosa anaranjado grisáceo;presenta participación piroclástica. La fracción arenosa diseminada es fina; roca consolidada. Estádecolorada en partes, a gris amarillento. En el te­cho presenta un nivel de arenisca mediana a gruesacolor rojo pálido, muyconsolidada, con clastos detoba,arcilita y cuarzo, de 20 cmde espesor. 2,0

38 Tufita arenosa color gris amarillento con clastosde guija muyfina diseminada; los clastos de arenason medianos a muy gruesos, angulosos, se componende toba blanquecina, cuarzo y arcilita silicificada. 0,5

39 Limolita color rosado grisáceo; friable. En el te­cho presenta un nivel de 30 cmde limolita calcáreamás oscura, consolidada. 2,5

Cubierto 3

40 Toba concrecional de color gris rosado, consolidadaalgo friable; estratificación fina y láminas calcá­reas color castaño. Contiene concreciones discoida­les de 2 a 10 mmde largo formados por un núcleo caitaño calcáreo; forman lentes y estratos finos. Se obfservan probables rellenos de vermes. Hacia arribaterminan en tobas arenosas finas, de color gris rosado, consolidadas, algo lajosas. R: 345, i: 8°E. Haciael techo, nivel con troncos silicificados chicos. 2

41 Caliza tobácea color gris castaño, muyconsolidadaque intercala hacia arriba lentes, de milímetros a de­cenas de centímetros, piroclásticos, blanquecinosque podrían corresponder a eyectos pumïceos aplastados. 0,50

42 Arcilitas color rojo pálido; contiene concreciones a­, a o 'ragoniticas radiales de hasta 50 cmde diámetro. 5

v - - - o - v - —v - Discordancia angular - - - - —v - - - - - - ­I

Base: Formación Los Tobianos de edad liásica

Perfil N° 10

Unidad : Formación Cerro Barcino

Miembro Cerro Castaño

Ubicación: flanco norte del Cerro Castaño

Espesor : 115 metros

N°muestra Litología Espesor (m)

Techo: Formación El Canquel (Eoceno

1 Pelita arenosa, friable a suelta, en gran pazte cubierta por el derrubio basáltico. 8,5

2 Pelita arenosa con aporte tobáceo, de colorcastaño claro; clastos de arena fina a medianasubangulosos, de sílice, tobas, micas. 1,80

3 Tufita arenosa de color rosa anaranjado grisá­ceo, muyconsolidada; su fracción arenosa es a­bundante y se componede clastos de arena finaa gruesa, subangulosos, en los que abunda elcuarzo y las tobas; presenta escasos clastos deguija fina diseminados. 9,0

4 Tufita arenosa de color rosa anaranjado modera­do muyconsolidada, con clastos de arena fina,subangulosos, de cuarzo y tobas. 0,8

5 Tufita arenosa de color gris amarillento, muyconsolidada; contiene clastos de arena fina amediana, subangulosos, de cuarzo y venillas decuarzo transparente. 8,0

6 2225 varicolores de tonos castaño rosados,blanquecino y gris blanquecino, muyconsolidadas. 4,0

7 2291 concrecional idem muestra 10. 2,0

8 Tufita límo-arenosa de color rosa anaranjadomoderado, consolidada a muy consolidada, porosa;la fracción arenosa se componede clastos de a­rena fina a muyfina y escasos clastos de are­na muygruesa diseminados. Presenta laminación. 9,0

9 Secuencia de tobas varicolores de tonos blanco,rojizo y castaño rosado, forma bancos duros de0,40 y l m de espesor. Intercala toba lajosa detono rojizo y culmina en un banco de 50 cm de tgba muy consolidada de color rojo moderado. 9,0

10 Toba de color castaño rojizo pálido, muyconsolidada, porosa; hacia arriba contiene concrecionesesféricas (4 cm) y estructuras tubulares (12 cm)

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N°muestra Litología Muestra (m)

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de material tobáceo con estructura interna concéntrica (acción biológica?). 5,50

Toba, idem 35. 0,50

Tufita arenosa idem muestra 37 que hacia 1aparte superior se vuelve más carbonática, Cul­minando en un banco resistente, delgado. 1,0

Toba de color castaño claro, idem 55. 3,0

Cubierto

Caliza areno-tobácea, idem maestra 36. 0,2

Tufita limo-arcillosa, idemmuestra 17. 1,0

Tufita arenosa, idem muestra 37. 0,8

Tufita limo-arcillosa de color rosa grisáceo,idem muestra 43. 1,0

Tufita arenosa, idem muestra 37. 0,2

Tufita areno-limosa, idemmuestra 21. 2,0

Caliza arenoétobácea, idem muestra 36, pero máspiroclástica. 0,60

Tufita arena-limosa de color rosa anaranjado gri­saceo, muyconsolidada, porosa; contiene clastosde arena fina a mediana, subangulosos, de toba ycuarzo. 1,5

Tufita arenosa, idem muestra 37. 0,4

Tufita 1imo-arcillosa de color rosa anaranjadogrisáceo, muyconsolidada, porosa. 1,0

Caliza arenosa-tobácea, idem muestra 36. 0,3

Toba de color anaranjado muy pálido 1,5

Tufita arenosa, idem muestra 37. 0,20

Arenista tobácea, idem muestra 31 1,0

Toba, idem muestra 6, con típica meteorización rsdondeada, en "bochones". 1,0

Arenisca tobácea, idem muestra 21. 1,0

Toba, idem muestra 51. 0,50

Arenisca tobácea de color castaño claro, consoli­dada, porosa; contiene clastos de arena mediana a

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N°muestra Litología Espesor (m)

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gruesa, subredondeados de cuarzo, tobas y mi­ITufita arenosa de color rosa anaranjado gri­sáceo, consolidada a muyconsolidada, porosa;escasos clastos de arena fina a mediana, diseminados en forma de venillas lenticulares horizontales. Culminaen un banco duro resistente,J 4mas rosado, de 50 centimetros.

Tufita 1imo-arcillosa de color rosa grisáceo agrisáceo, friable a consolidada, con cierta fi­silidad y con niveles irregulares de caliza(muestra 36). Similar a 35 pero más arcillosa.

Nivel de caliza similar a muestra 36.

Tufita limo-arcillosa de color rosa grisáceo,consolidada a muyconsolidada; esboza cierta fi­silidad que en parte 1a hace lajosa; contieneclastos de arena mediana a fina cuarzosos dise­minados y escasos. En el metro y medio superiores más blanquecina.

Nivel de caliza arenosa-tobácea de color rosa a­naranjado grisaceo a anaranjado rojizo moderado,muyconsolidada; contiene clastos de cuarzo, mi­cas y tobas de tamaño arena mediana a gruesa,sub­angulosos a angulosos. Posee concreciones carbonéticas de color castaño oscuro, esféricas, elipsqidales o lenticulares; también relleno de canalesde vermes (bioturbación).

Tufita arenosa de color anaranjado rojizo modera­do, muyconsolidada, con clastos de arena fina amediana, subangulosos, de cuarzo y tobas.

Toba idem muestra 51.

Toba idem muestra 41.

Nivel de tufita limo-arcillosa de color rosa ana­ranjado grisáceo con fisilidad grosera.

Toba de color rosa anaranjado grisáceo, consolidadaa muy consolidada.

Bancoresistente de tufita arenosa color castañoclaro, con clastos arenosos medianos de tobas.

Tufita limo-arcillosa de color anaranjado muyp5­lido, friable, con fisilidad grosera; comienzaen1a base con un banco más compacto y resistente.Roca

Iporosa.

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N°muestra Litología Espesor (m)

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Tufita arenosa de color rojo pálido, muyconso­lidada; contiene escasos clastos cuarzosos diseminados de tamaño arena y material carbonáticoy pelítico. 2,0

Tufita arenosa idem muestra 49 pero más tobácea,lajosa. 1,50

Arenisca calcárea con aporte tobáceo de colorrosa anaranjado grisáceo; clastos de arena me­diana a fina, angulosos, de cuarzo, tobas y mi­cas; matriz carbonático-tobácea. 0,30

Tufita arenosa idem muestra 49. 2,20

Bancoresistente de tufita arenosa calcárea decolor anaranjado grisáceo, muyconsolidada;con­tiene clastos de arena mediana a gruesa, suban­gulosos, de cuarzo y tobas. 0,20

Tufita arenosa de color gris muyclaro, muycon­solidada, formada por clastos de arena fina a mediana, angulosos a subangulosos de cuarzo y tobas. 0,8

Tufita limo-arcillosa carbonática de color anaranjado muypálido, consolidada y con fisilidad gro­sera; contiene escasos clastos de arena gruesa amuy gruesa y mediana, subredondeados de sílice ytobas, diseminados. Similar muestra 56. 1,0

Toba de color castaño claro, algo carbonática,consolidada a muy consolidada, porosa, forma bo­chones según diaclasas por meteorización. Contie­ne fragmentos piroclásticos tamaño arena medianaa gruesa diseminados. 0,5

Pelita idem 54. 1,0

Bancosobresaliente de toba con escasa participa­ción pelítica de color rosa anaranjado moderado,consolidada a muyconsolidada, algo decolorada,similar a 1a muestra 55. 0,40

Limolita arcillosa con aporte tobáceo de colorcastaño claro, consolidadas, con estructura lajgsa por fisilidad. 2,0

Tobade color castaño claro, presenta bandas irrggulares y manchascirculares de color amarillo verdoso pálido por decoloración, son porosas y con­solidadas; forma estratos groseros medianos; pre­senta venillas calcíticas. 1,5

Tufita 1i29—arcillosa de color gris amarillento,friable a consolidada; masiva; en partes, alteradaa colores verdosos. 2

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N°muestra Litologïa Espesor (m)

57 Banco duro de toba de color rosa anaranjado gri­sáceo, decolorada a gris verdoso claro roca con­solidada, porosa; contiene escasos clastos sub­angulosos de arena fina de composición predomi­nantemente cuarzosa. 0,20

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Perfil N° 11

Unidad : Formación Cerro BarcinoMiembro Puesto La Paloma

Ubicación: Suroeste del cerro E1 Sombrero

Espesor : 40 metros

N° muestra Litologïa Espesor (m)

Techo: Digues X neck de diabasa del Miembro LacosteFormación E1 Canquel, de edad eocena.

- - - - - - - - - - Relación intrusiva - - - - - - - —- - - - - —- - ­

l Roca de caja: Toba de color rojo pálido, muy consolida­da; con fragmentos pumíceos lapillíticos escasos. Porsilicificación, hacia el contacto son de color gris elaro mediano.

2 Ortoconglgmeradopolimíctico de color rojo grisáceo formado por clastos de guija muy fina a muygruesa, subre­dondeados y por clastos de arena gruesa a muy gruesa; secomponenvulcanitas ácidas, calcedonia y cuarzo. El ce­mento es calcítico; roca muyconsolidada. Presenta estra­tificación entrecruzada de estratos finos. 2,0

3 Tufita limo-arcillosa de color anaranjado grisáceo a avn = ' ­naranJado muypalido, con tonos verdosos; friable a con­

solidada; en gran parte de composición carbonática. 12,0

4 Tufita calcárea de color amarillo verdoso pálido, muyconsolidada, en banco resistente. 0,5

5 Toba de color anaranjado muypálido, fina, que pasa alter­nantemente a color amarillo verdoso pálido. Hacia 1a baseintercala bancos resistentes de caliza tobácea, de colorgris amarillento. 15,0

6 Tufita calcárea de color gris amarillento, muyconsolidada.Hacia la base contiene concreciones esferoidales y ovalesde toba color castaño, de 10 a 30 cm de diámetro. Presentaintercalaciones de niveles de tufiita calcárea de color verde amarillento grisáceo, de distinto grado de consolidación. 6,5

7 Toba calcárea, de color verde muy paIido, muy consolidada. 0,5

8 Toba de color verde muypálido, consolidada a algo friable,masiva. 1,5

9 Tufita calcárea de color verde amarillento grisáceo, muyconsolidada en banco resistente; contiene clastos de arena,angulosos, de tobas principalmente. 0,5

10 Toba, ídem 8, fragmentada. 1,0

Perfil N° 12

Unidad : Formación Cerro BarcinoMiembro Cerro Castaño yMiembro Puesto La Paloma

Ubicación: al este del puesto Lino Ibañez

Espesor : 100 metros

N° muestra Litología Espesor (m)

Techo: Depósitos de deslizamiento de basaltos ter­ciarios.

Miembro Cerro Castaño:

1 Tobasilicificada de color amarillento grisáceo pá­lido, silicificación masivay en venillas; se dis­tinguen cristales de mica y máficos y fragmentos decuarzo muy consolidada. 9,0

2 Toba y tufita arenosa de color gris rosado y gris a­marillento, consolidadas a muyconsolidadas y nive­les delgados de tufita de color anaranjado rojizo mo­derado. Contiene niveles resistentes formadospor si­licificación masiva o en venas de cuarzo lechoso, vio­láceo oscuro y rojo. Según el nivel, las tufitas po­seen variable proporción de fracción arenosa epiclás­tica de arena fina a mediana, en clastos subangulososde cuarzo principalmente. 29,0

3 Bancos groseros de conglomeradoz arenisca conglomera­dica y arenisca.E1 conglomerado es de color castaño amarillento oscu­ro y castaño pálido. Es un ortoconglomerado polimíc­tico formado por clastos de guija muy fina a muy grue­sa, redondeados a subredondeados compuestos por calcedgnia, cuarzo y vulcanitas ácidas, principalmente. El ce­mentoes silíceo; roca consolidada. La estratificaciónes gruesa. Por aparición y aumento de matriz arenosapuede alcanzar a arenisca conglomerádica.La arenisca es de color castaño rojizo pálido y rojopálido, consolidada a muyconsolidada formada por olastos de arena mediana a muy gruesa, subangulosos compuegtos por sílice y en menor proporción tobas; el cementoes silíceo. 2,0

4 Toba de color blanco, muy consolidada, se distinguenfragmentos de cuarzo y micas. 3¡0

5 Tobade color gris amarillento a gris amarillento gri­sáceo, muyconsolidada; intercala niveles de toba colorrojo ladrillo de tonos verdosos y gris verdosos. 2.0

6 Arenisca de color gris amarillento con clastos finosa medianos, subangulosos; bien seleccionada, consoli­dada; clastos de cuarzo, calcedonia y toba, cemento si

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N°muestra Litología Espesor (m)

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liceo.

Toba, idem 1. 2,0

Toba, idem l; muyresistente y fragmentada, lamitad inferior presenta tonos ocres. 12,0

Arenisca de color gris amarillento con clastosgruesos a muy gruesos, y escasas guijas muy fi­nas diseminadas, subangulosos a subredondeados;bien seleccionada, consolidada; clastos de cuar­zo, calcedonia, toba y vulcanita ácida; cementosilíceo. Esta arenisca contiene niveles de ¿Eg­nisca conglomerídica con guijas de hasta 3 cm.Estratificacion entrecruzada con estratos finosa muyfinos. En ciertos niveles predominan la a­renisca compuestaprincipalmente por clastos detobas. 2,0

Tufita arenosa de color anaranjado muypálido,muy consolidada; la fracción arenosa es fina.Presenta laminación muyfina y fina y estrati­ficación muy fina. En sus 30 cm superiores tie­nen un color rojo ladrillo intenso. 9,0

Conglomerado de color castaño amarillento páli­doformado por clastos de guija muy fina a muygruesa, con predominio de guija fina, subangu­losos a subredondeados; roca consolidada algofriable. Los clastos son de cuarzo, calcedonia,tobas y vulcanitas porfíricas ácidas a mesosilí­cicas. La matriz (602) de color castaño claro esde toba arenosa; cemento silíceo. Forma bancosgroseros de 30 a 50 cm de espesor. 1,0

Arenisca tobácea de color gris amarillento conclastos arenosos medianos. subangulosos a angulo­sos, compuestos principalmente de cuarzo y tobas;roca muyconsolidada. Presenta estratificación ta­bular fina. Contiene una intercalación de toba ar­’cillosa.

Miembro Puesto La Paloma:

'Toba de color blanco, consolidada. 7,0

'Toba de color verde amarillento grisáceo, muycon­solidada y fragmentada; se distinguen fragmentosde cuarzo y muscovita. 1,0

Tufita arenosa de color gris verdoso claro, muyconsolidada ; se observan clastos de arena media­na, angulosos, de cuarzo y mica. 4.0

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N°muestra Litología Espesor (m)

16 Arenisca tobácea de color verde amarillento gri­saceo, con clastos de arena fina a mediana, an­gulosos a subangulosos; roca bien seleccionada,consolidada. Los epiclastos se componende cuar­zo, calcedonia y tobas; la matriz es tobácea.For­ma láminas finas y gruesas y estratos tabularesfinos. Hacia arriba presenta intercalaciones dearenisca gruesa conglomerádica con clastos angu­losos a subangulosos de hasta l cm, de toba verdeprincipalmente. La arenisca presenta impregnacio­nes de limonita ocre. 2,0

17 Toba idem 15, en parte carbonatizada. 1,0

18 Tobaarcillosa de color gris verdoso claro, fria­ble, con niveles sobresalientes formados por ban­cos de toba menos arcillosa, muyconsolidada yfragmentada. 3,5

19 Toba de color verde muy_pálido, muy consolidada. 0,5

20 Secuencia de tobas idem 19, menos consolidadas,con escasos clastos arenosos medianos a muy grue­sos diseminados. Contiene intercalaciones de ban­cos delgados de tufita arenosa de color verde ama­rillento pálido, muyconsolidada, fragmentadas, de­coloradas comúnmentea tonos blanquecinos. Presentavenas aragonïticas de 1 a 5 cm de ancho. 7,0

Base: Cubierta.

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Perfil N° 13Unidad Formación Cerro Barcino

Miembro Cerro Castaño

Ubicación: al oeste de la estancia La Flecha

Espesor : 58 metros

N°muestra Litología Espesor(m)

Techo; Cubierto por sedimentos actuales

1 Arenisca gruesa X mux gruesa a conglomerádica, de colorgris rosado, clastos subangulosos; roca consolidada afriable. 0,5

Cubierto por grava. 2,5

2 Arcilita de color rojo pálido, consolidada y fragmentada 6,0

3 Conglomeradotobáceo de color gris rosado, suelto, suelto,formado por guija fina a gruesa. 0,8

4 Bancos resistentes de toba de color rosa anaranjado gri­sáceo a anaranjado rojizo moderado, muyconsolidada,frac­turada, en estratos masivos. 2,0

5 Tufita arenosa de color rojo pálido, bien consolidada,conclastos de arena mediana, angulosos, de cuarzo y tobas. 2,5

6 Tufita limo-arcillosa de color rosa anaranjado grisáceo,consolidada y fracturada. 1,0

7 Tufita arcillosa de color blanco a gris muyclaro, conso­lidada y en partes, algo friable. 8,0

8 Toba de color castaño rojizo pálido, muyconsolidada, es­tratificada en bancosresistentes. 1,5

9 Arcilla tobácea de color rojo pálido friable 5,0

10 Tufita arcillosa de color rosa anaranjado grisáceo conso­lidada, con cierta fisilidad. 2,5

ll Sección de tobas de color rojo pálido, bien consolidadasque hacia el techo pasan por incremento de fracción arci­llosa a tufitas arcillosas de color gris castaño claro,friables. 2,0

12 Toba idem 8.

l; Tufita limo-arcillosa de color gris amarillento,friable. 1,0

14 Toba de color blanco, muyconsolidada, algo carbonatizada. 0,3

15 Tufita liEo-arcillosa idem 13, intercala un banco de 20 cmde tufita lima-arcillosa de color blanco a anaranjado muypálido, consolidada, fragmentada, con moldes internos de pe:foraciones biogénicas. 2,0

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N°muestra Litología Espesor(m)

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Tufita arenosa de color rosa anaranjado grisáceo a castañorojizo pálido; posee clastos de arena fina a muy fina, r2ca muyconsolidada. Formabancos sobresalientes gruesos.

Arenisca fina a mediana y arenisca conglomerádica de co­lor gris; contiene escasos clastos de guija fina y muyfina, diseminados, de tobas. Contiene material piroclás­tico en la matriz y en forma de láminas de 3 mmde espe­sor. Contiene concreciones esféricas achatadas de aproxi­madamentel cm de diámetro. Forma estratos groseros medianos.

Arcilita tobácea de color gris muyclaro a gris azuladoclaro, carbonatizada, consolidada.

Toba de color gris, muyconsolidada, en banco resistente.

Toba de color gris, fina, suelta, masiva.

Arenisca de color castaño amarillento pálido a gris oli­va claro; clastos de arena mediana a gruesa subangulososa subredondeados, de cuarzo y tobas, con cemento calcáreo;consolidada a friable. Posee guijas de toba, diseminadas,que disminuyenhacia arriba; presentan estratificación fi­na y muy fina entrecruzada. Hacia abajo pasan a: areniscamediana similar a la anterior que contiene abundantes fragmentos angulosos a subangulosos de tobas de 2 mma 2 cm;formaestratos groseros finos.

Alternancia de arcilita idem 13 y bancos de toba arenosade color gris muyclaro, algo carbonática, consolidada amuy consolidada, en bancos medianos a gruesos.

Tufita limo-arcillosa idem 13.

Arcilita tobácea idem 18 con concreciones carbonáticascolor castaño. '

Tufita limo-arcillosa, idem 13.

Arcilita tobácea, idem 18.

Tufita limo-arcillosa, idem 13.

Toba arenosa conglomerádica de color gris muy claro con­tiene clastos de 2 mma 1 cm de tobas; es una roca muyconsolidada. Es esencialmente una toba con intercalacio­nes tufïticas .

Tufita limo-arcillosa, idem 13.

Base: Cubierta.

3,0

1,0

3,0

-33­

Perfil N°14 ; en dos secciones (Norte y Sur).

Unidad : Formación Cerro BarcinoMiembro Las Plumas

Ubicación: a1 este del cerro El Portezuelo.

Espesor : sector norte:36 metros; sector sur: 40 metros.

N°muestra Litología Espesor (m)

Sector sur

Techo: Formación Cerro Bororó; Paleoceno(Daniano)

l Tufita arenosa de color castaño rojizo pálido conclastos de arena mediana, subangulos a subredon­deados, de cuarzo y tobas; cemento carbonático;roca consolidada. Estratificación muyfina y lami­nación gruesa entrecruzada; lajosa. 1,0

2 Arenisca tobácea carbonática de color rojo pálido,con clastos de arena mediana, subangulosos, decuarzo y tobas; matriz tobácea escasa y cementocarbonático. Lajosa. 2.0

3 Chonita arcillosa de color pGrpura rojizo pálido,muy consolidada. 1,0

4 Bancos de conglomerado con guija gruesa a muy grugsa. 2,0

5 Arenisca de color gris rosado, mediana a gruesa,enparte conglomerádica, lajosa. 3,0

6 Sección de areniscas, areniscas conglomerádicas yconglomerados de guija fina a muygruesa, alternan­tes; las areniscas presentan estratificación entre­cruzada y escasos pequeños troncos aislados. 7,0

7 Arenisca conglomerádica y conglomerado de guija muyfina a mediana, consolidada. 3,5

8 Arenisca de color rojo pálido a rosa anaranjado mo­derado, con clastos de arena mediana a gruesa; con­solidada. Presenta laminación gruesa y estratifica­ción muy fina entrecruzada en cuña. 1,0

9 Bancos groseros de conglomerados gruesos, que se a­cuñan laterahmente. 7,0

10 Areniscas, idem 8. 3,0

11 Arenisca conglomerádica de color rojo pálido a ro­sa anaranjado moderado, con abundante matriz tobi­

-39­

N°muestra Litología Espesor (m)

ceo-pelítica; masiva. 1,0

12 Arenisca con grava diseminada y estratificaciónentrecruzada. 2,0

13 Arenisca de color rojo pálido, con abundante ma­triz pelítica, masiva. 1,0

14 Arenisca mediana a conglomerádica con estratifi­cación entrecruzada. 2,0

15 Bancos groseros de conglomerados que se aCuñanlateralmente. 3,5

Base: Cubierta por sedimentos actuales.

Sector norte

Sedimentos recientes.

Sección psamo-psefítica compuesta de: en la base,1 m de conglomerado tobáceo de color rosa anaranja­do moderado, con clastos de guija muy fina a muygruesa, subredondeados a redondeados de cuarzo, to­bas y vulcanitas; la matriz es tobácea; roca conso­lidada a muy consolidada. Hacia arriba disminuye lagranulometría con predominio de guijas de 2 a 5 cmy forma estratos de 10 a 30 cm de espesor. Hacia a­rriba aumenta la fracción arenosa alternañdose capastabulares irregulares de 3 a 50 cmde areniscas con­glomerádicas y areniscas. Estas últimas son areniscastobáceas de color castaño rojizo pálido, con clastosarena mediana a gruesa, subangulosos, de cuarzo y to­bas, con matriz tobácea y cemento carbonático. 4,0

'Tufita limosa a arenosa de color castaño rojizo pá­lido y rosa grisaceo respectivamente, muyconsolida­das, estratificación plana; hacia arriba pasan gra­dualmente a areniscas tobáceas de color rosa grisá­ceo, con clastos de arena fina a mediana, subredon­deados, compuestos de cuarzo y en menor proporcióntobas rosadas y blancas; matriz tobácea y cementocarbonático.Esta sección pasa lateralmente a tufitas laminadas,lajosas, muyfracturadas, de color terracota y gris. 7,0

Sección psamo-psefítica que en 1a base comienza conun banco de 1 m de conglomerado de color rosa ana­ranjado moderado con matriz de arena mediana a grue­sa; la granulometrïa de la guija es muy fina a muy

-40­

N°muestra Litología Espesor(m)

gruesa, con diámetro predominante entre 3 y 5 cm,en clastos subredondeados compuestos principal­mente de tobas y vulcanitas. Hacia arriba intereíla niveles de toba de color rojo pálido, fina, muyconsolidada y lentes de arenisca y arenisca conglo­merádica de color rosa anaranjado moderado; los clagtos de guija, muy fina a gruesa, subredondeados, secomponende vulcanitas ícidas a mesosilícicas, to­bas y calcedonia; la arena es mediana a gruesa, enclastos subangulosos a subredondeados compuestos porcuarzo y toba, con matriz tobácea y cemento carboná­tico. El espesor de los lentes es de 5 a 30 cm y po­seen estratificación diagonal. El metro superior dela sección se componede areniscas medianas a grue­sas, conglomerádicas, con clastos subangulosos de go;ja fina a gruesa, diseminados uniformemente en nive­les de 3 a 5 cm. 5,0

Toba silicificada de color anaranjado muypálido,muyconsolidada, con fractura concoide. 0,5

Pelita tobácea de color rosa anaranjado grisáceo,fri3bles. 18,0

Tobasilicificada, idem4. 1,0

Base: Cubierta por sedimentos actuales.

-41­

Perfil N° 15

Unidad : Formación Cerro Bororó

Ubicación : A1 oeste del puesto Lino Ibañez

Sector este : a1 oeste de 1a ruta provincial N° 27

Espesor : 28 metros.

N° muestra Litología Espesor (m)

1 Bancos de areniscas conglomerádicas y conglomerados,con restos de grandes troncos silicificados.

2 Limolitas arcillosas de color castaño amarillentopálido, friables. 2,0

3 Arcilita chonítica? de color anaranjado grisáceo,siflicificada, muyconsolidada. 0,5

4 Limolita arcillosa, idem 2. 2,0

5 Tufita arcillosa silicificada, de color gris muyc1aro, muy consolidada. 0,2

6 Limolita arcillosa, idem 2. 1,5

7 Tufita arcillosa silicificada, idemS. 0,3.\

8 Limolita arcillosa, idem'2. 2,0

9 Tufita arcillosa silicificada, idem5. 0,5

10 Limolita arcillosa, idem 2. 5,5

11 Tufita arcillosa silicificada, idem5. 1,0

12 Limolita arcillosa, idem 2. 2,0

13 Toba de color blanco, muyconsolidada, que destaca fragmentos arenosos de muscovita. 1,0

14 Limolita arcillosa, idem 2. 3,0

15 Arenisca de color gris claro, compuesta por clastos dearena fina a mediana, subredondeados, de Cuarzo y tobasprincipalmente; cementocarbonático. 1,0

16 Limolita arcillosa, ídem 2. 2,5

17 Toba, idem 13. 3,0

Base: Sedimentos cuartarios.

-42­

Perfil N°16

Unidad : Formación Cerro Bororó

Ubicación: a1 sur del cerro Hernández y este de la ruta provincial N° 27.

Espesor : 9,5 metros.

N° muestra Litología Espesor (m)

Techo: Fonnación El Canquel. Eoceno

l Arenisca cuarzosa de color anaranjado muypá­lido, con clastos de arena mediana a gruesa,subredondeados, de cuarzo, calcedonia y tobasprincipalmente; cementosilíceo. Estratificacióngrosera tabular. 1,5

2 Limolitas arcillosas de color castaño amarillentopálido, friables. 2,0

3 Bancos de areniscaz arenisca conglomerádica, yconglomerado, en estratos muy finos y finos entrecruzados. La fracción arenosa se componede clagtos de arena mediana a muy gruesa, subredondeadosa redondeados, de cúarzo, calcedonia, tobas y pas­tas volcánicas ácidas. La grava está formada porguija muy fina a muy gruesa y guijarros pequeños agruesos. La matriz escasa, es tobácea. Roca conso­lidada. Hacia 1a base, es más abundante la fracción ,tobácea blanquecina. 3,0

4 Pelitas arcillosas similares a 81. 3,0

Base: Cobertura de sedimentos cuartarios.

Unkilómetro y medio al oeste del puesto Lino Ibañez, se continúan niveles equivalen­tes a " 3" formados por potentes bancos de conglomerados y areniscas conglomerádi­cas con marcada estratificación frontal que contiene restos de grandes troncos si­licificados.

-43­

Perfil N° 17

Unidad : Formación Cerro Bororó

Ubicación : flanco oeste de la sierra del Guanaco

Espesor : 129 metros

N° muestra Litología Espesor (m)

Techo: Coluvio basáltico

1 Arcilita limosa de color castaño pálido, consoli­dada. Está intruída por diques básicos de edadterciaria. 14

2 Arcilita de color rojo pálido, muyconsolidada;presenta laminación fina. El análisis microscó­pico y por rayos x revela un porcentaje mayorita­rio de agregados de montmorillonita; clastos deplagioclasa, cuarzo, rocas volcánicas, calcita yprobablementecristobalita. 17

3 Arcilita limosa cuyo color varía de rojo pálidoa gris amarillento, muyconsolidada, masiva. En­tre los clastos se reconoce glauconita ovoidalverde amarillenta. 3,5

4 Arenisca de color gris amarillento, con clastosde arena muy fina a mediana, subredondeados, decuarzo, tobas, vulcanitas y feldespato. Roca fria­ble a consolidada excepto en su base que es muyconsolidada. La matriz es limosa. 6,5

5 Limolita arcillosa de color rojo grisáceo, muycon­solidada, masiva. La roca está muyalterada; seobserva glauconita castaño rojiza y castaño verdo­sa. 7,0

6 Marga de color gris castaño claro, muyconsolidada. 0,2

7 Arenisca lima-arcillosa de color castaño amarillentopálido, consolidada a friable, masiva. La roca estámuyalterada; los clastos de arena, muyfina, son deplagioclasa, cuarzo, hornblenda, calcita, piroxenos,rocas volcánicas y probable glauconita. 4,0

8 Cubierto

9 Arenisca de color gris amarillento, a rosa anaranjadoEïïzïïzï, finas a mediana, de matriz pelítica. 12

10 Arcilita limo-arenosa de color gris muyclaro, conclastos de arena muy fina a fina diseminados; muy consolidada. 21

N°muestra Litología Espesor (m)

11

12

13

15

16

17

18

19

20

21

22

23

Arenisca de color gris amarillento, fina a me­diana; consolidada. 2,5

Arenisca de color anaranjado grisáceo, fina amediana, con abundante matriz limosa, fríablea suelta. 2,0

Arenisca carbonática lumachélica de color grisamarillento a anaranjado muypálido, algo conglo­merádica; posee clastos de arena mediana a muygruesa, subredondeados de cuarzo, toba y líticosprincipalmente; 1a guija alcanza a los 2 cm. Con­tiene restos muy fragmentados tamaño arena muygruesa y guija, de gastrópodos, pelecïpodos ydientes de peces. La matriz es carbonática. 0,5

Arcilita limosa de color castaño claro, consoli­dada, masiva. Se observaron clastos arenosos decuarzo, plagioclasa y vestigios de opacos, clori­ta y calcita. 2,5

Arcilitas limosas de color castaño rojizo pálidocon venillas e impregnacionescalcáreas, consoli­dadas. 7

Calcarenita gruesa en parte conglomerádica, de co­lor rosa anaranjado grisáceo, consolidada y estra­tificada. Los clastos se componende calcita princi­palmente, y en menor proporción cuarzo, calcedonia,plagioclasa y opacos. 1,0

Arcilita limosa, idem 15. 6

Arcilita limosa de color rojo paIido, consolidada,masiva, idem 21 con menor porcentaje de yeso. 1,5

Arcilita limosa, idem 15. 7,0

Arenisca de color rojo pálido, en parte conglomera­dica, formada por clastos de arena mediana a muy grugsa, angulosos a subangulosos y guija de hasta 2 cm.Hacia arriba se hacen más arcillosas. 2,5

Arcilita limosa de color castaño rojizo pálido, con­solidada, masiva; contiene tablillas de yeso y clas­tos arenosos de cuarzo y plagioclasa. 3,0

Limolita arcillosa calcárea levemente arenosa de colorrojo pálido, consolidada, masiva. Contiene venillascalcáreas.

Arcilita limosa, idem 15 pero fríable. 8,0

Base: Formación Cerro Barcino, Miembro Las Plumas.

Perfil N° 18

-45­

Unidad : Formación Sietra Cuadrada y Formación Payahile

Ubicación

Espesor

N° muestra

10

11

12

13

14

——_—.——_——_——

: Cerro Toro Negro, extremo suroeste de la comarca

: 241 metros.

Litología Espesor (m)

Nivel superior de coladas basálticas su­perpuestas 15

Limolitas_tq1íceas de color anaranjado muymuypálido, porosas, consolidadas a friables,con venillas y grumos de manganeso. Se obser­van fragmentos blanquecinos de toba gruesa,diseminados.

Limolita argnosa_de color amarillento grisáceo pálido a gris amarillento, consolidada-amuyconsolidada, ton pequeños tubos de raici­llas, y grumos de manganeso. Paleosuelo (?). 30

Nivel medio de coladas basálticas. 8-10

Pelitas tobáceas de color gris amarillento aanaranjado muy pálido, consolidadas a muy con­solidadas. 21

Nivel inferior de coladas basálticas de 4, 6 y8 metros de potencia. 25-30

Idem nivel 5. 23

Limolitas tbbáceas (?) de color anaranjado muypálido a gris amarillento friables a consolida­das. 45

Limolita tdaácea (?) de color gris amarillentoconsolidada, fragmentada 14

Limolita tobácea de color anaranjado muypálidoconsolidada. 16

Toba de color blanco a anaranjado muypálido,con­solidada. 18

Arcilita tobácea silicificada de color gris ama­rillento, muybonsolidada. 2

Toba limosa de color gris muyclaro, muy consolidada, con manchas de óxido de hierro y manganeso. 12

Pelita arenosa de color gris amarillento, consoli­dada, con clastos de arena fina de toba blanca. 5

-46­

N°muestra Litología Espesor(m)

15 Limolita arcillosa de color gris amarillentoconsolidada; con fisilídad. 5

Base : cubierta de sedimentos cuartarios

-47­

Perfil N° 19

Unidad : Formación Payahile

Ubicación : Frente a 1a estancia La Ponderosa, sector central de 1a comarca

Espesor : 105 metros

N° muestra Litología Espesor (m)

Cuatro niveles de basalto que forman el bordede la meseta del Canquel. Representan cuatropulsos lávicos. El espesor de los niveles, congtituído por coladas lávicas, es de 2 a 8 metrosde espesor. En conjunto poseen un espesor de 25a 20 metros.Es un basalto masivo, muy fracturado, En su baseforma una zona escoriícea de 20 cm a l m, formada por fragmentos muy vesiculares de 3 cm a 20 cmde diámetro, aglutinados entre sí; abundanlasvesículas estiradas por acción del flujo. Esaszonas son irregulares y podrían constituir estrugturas direccionales del tipo 20

1 Zona de contacto de color rojo ladrillo intensopor acción térmica del basalto suprayacente so­bre la muestra 0,50

2 Limolita areno-tobácea de color castaño, algo 1a­minada, con fragmentos guijosos muyescasos, dise­minados.

3 Limolitas tobáceas de color anaranjado muypálidoa rosa anaranjado grisáceo consolidadas a friables.

4 Limolita arenosa de color anaranjado grisáceo, con­solidadas-y fragmentadas. Posee clastos cuarzosos dearena fina.

5 Limolita tobácea idem 141, un poco más clara 105

Base : Cubierto por depósitos de deslizamiento. 125

fi/LM C/ y// 1Más//'/7u/{rrvru Z. ¿[br/¡'ch \ " l

sJO'NL Han/at Loc-feb.

Di r ecci ó n:Di r ecci ó n: Biblioteca Central Dr. Luis F. Leloir, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires. Intendente Güiraldes 2160 - C1428EGA - Tel. (++54 +11) 4789-9293

Co nta cto :Co nta cto : digital@bl.fcen.uba.ar

Tesis de Posgrado

Página no digitalizadaPágina no digitalizadaTipo de material: Mapa

Alto: 48

Ancho: 65

Descripción: Mapa geológico de la provincia de Chubut,entre los 44°00' y 44°30' de latitud sur y los 68°00' de longitudoeste.

Esta página no pudo ser digitalizada por tener características especiales. La misma puede servista en papel concurriendo en persona a la Biblioteca Central Dr. Luis Federico Leloir.

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1

MIIIIIMIIe|III,-I

REFERENCIAS

Aluvio y coluvio

Depósitos eólicos

Depósitos de bajes

Depósitos de cordón de playa

Depósitos del IV nivel de agradación Depósitos

Depósitos del III nivel de agradación fluviales del

Depósitos del II nivel de agradación

Depósitos de cobertura de pedimentos

Formación Válenzuela

Depósitos de remoción en masa

puesto González

FormaciónSierra Cuadrada a) Basaltos y tobas asocia­dos a centros de emisión poco disectados (Plio-Pleist.?)

'¡“FórmátióñwPayahile’f"

Miembro El Riscoso

Formación El CanquelMiembro Lacoste

Formación Río Chico

Formación Cerro Bororó

Formación Puesto Manuel Arce

Miembro Las Plumas

Miembro Cerro Castaño

Miembro Puesto La Paloma

Miembro Cerro Mirador : Formación Los Adobes

Fonnación Puesto Mendivé

Leucogranito

Formación

Cerro Barcíno

GranitoLa Rueda

Granito protoclástico

*—wc.—.,_-I;* y

GrupoChubut

Holoceno

Pleístoceno

Chartario

Míoceno­Q LlgOCfiIlO _.c_ T

Eoceno

Paleoceno

Terciario

Senoniano

Cenomaniano-Aptiano

Barremiano

HauterivianoBerriasiano

Cretácico

Cretácico inferior-Jurásico superior

Formación Cañadón Asfalto Grupo Oxfordiano., ' . Paso de Indios Oxfordiano­

Formac1onPuesto Gilbert Calloviano

Fonnación Cañadón PuelmanGrupo Bathoniano , .. . . Jura51co

Formación Cerro Carnerero Lonco Traplal 'BaJOCIanO

Formación Los Tobianos PlienSbaChiano-Sinemuriano. Grupo

., . Oviedo .Formac1onPuesto Lizarralde Hettanglano

Rocas jurásicas indiferenciadas

Plutonitas _'Formac1on

Migmatitas y plutonitas Puesto La Potranca Eopa1e0201co—Proter0201co

¡4' Rumboe inclinación

“7L\. Sinclinal buzante

I,«/' Rúla,a)]abk>hfio y Acnwii_+i,_,r ‘,UW i_«,a

“ESE;\ Falla con desplazamiento de rumbo

_————’ Falla cubierta

_.._“‘ Lineamientoestructural

*¿4rf' Fallas directas asociadas a los deslizamientos

‘¡\\*» Rumboe inclinación de 1a fluxión

C) 6:) (É; Aparatos volcánicos con distinto grado de conservación

é Fósiles marinos

59> Tafoflora

¿5k Troncos silicificados en posición de vida

[j Puesto o estancia

r,/ Contactor z.r Drenaje