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Cona Niyeu 1

RESUMEN

La Hoja Geológica 4166-III, CONA NIYEU,está ubicada en el sudeste de la provincia de RíoNegro y abarca parte de la meseta de Somún Curá.Se destacan algunas serranías como las de Campa-na Mahuida y las situadas en el rincón del arroyoVerde. La región está avenada por los arroyos Cona,Verde, Tambelén y Ventana y sus tributarios. Tantoen la meseta como en el centro y sudeste de la Hoja,se hallan numerosas cuencas con drenaje centrípe-to. Los centros poblados son Cona Niyeu, ArroyoLos Berros, Arroyo de la Ventana y Comicó.

En la constitución geológica de la región inter-vienen unidades metamórficas, ígneas y sedimenta-rias desarrolladas desde el Precámbrico hasta el pre-sente. La más antigua es el Complejo Mina Gonza-lito, compuesto por esquistos y anfibolitas del Pre-cámbrico Superior a Cámbrico.

Este basamento es intruido por una suite de cuer-pos plutónicos asociados al magmatismo gondwáni-co, los cuales integran el Complejo Plutónico Paile-mán de edad pérmica y triásica. Exponentes volcá-nicos de este magmatismo son las ignimbritas riolíti-cas denominadas Vulcanitas Treneta del Triásico Su-perior, las cuales afloran en el norte de la Hoja. Es-tas rocas constituyen los afloramientos australes delextenso plateau de vulcanitas ácidas aflorantes enel sector norte del Macizo Nordpatagónico.

En el Jurásico inferior a medio y en coincidenciacon la apertura del Atlántico sur, se originó el pla-teau riolítico conocido como Complejo VolcánicoMarifil. Las primeras efusiones están representa-das por las facies mesosilícicas a básicas denomina-das Vulcanitas Monasa; sin embargo, las rocas vol-cánicas ácidas integran el mayor volumen de la uni-dad, y entre ellas, los flujos ignimbríticos alcanzanuna enorme extensión areal.

En el Cretácico se depositaron las sedimentitascontinentales del Grupo Chubut en discordancia an-gular sobre las unidades más antiguas. Por encimase disponen las areniscas y pelitas lacustres a mari-no marginales de la Formación Los Alamitos del Cre-tácico superior.

La estratigrafía del Terciario se inicia con los de-pósitos danianos de la Formación Roca, los cualesdocumentan una ingresión marina. Esta unidad estáintegrada por areniscas, pelitas y coquinas, las cualesyacen en discordancia sobre la Formación LosAlamitos. En el Eoceno-Oligoceno inferior(?), las are-niscas, pelitas y calizas de la Formación Arroyo de lasPinturas registran una nueva ingresión marina.

La sucesión estratigráfica continúa con el Gru-po Sarmiento, integrado por tobas, tufitas, areniscastobáceas y niveles de paleosuelo de edad oligocenainferior. En el Oligoceno medio tiene lugar una in-tensa actividad volcánica la cual se extiende hastael Plioceno. Las primeras efusiones correspondie-ron a grandes emisiones de basaltos, los cuales for-man en la actualidad la meseta de Somún Curá; es-tas rocas lávicas están asociadas a un profundo fa-llamiento cortical y la presencia de un punto calien-te. Estas lavas, reunidas en la formación homónima,fluyeron en varios pulsos, hasta principios del Oligo-ceno tardío. Parcialmente sincrónicas con éstas, seprodujeron erupciones focalizadas de lavas traquíti-cas en la sierra de Apas y, ya en el Mioceno, en laAlta Sierra; estos afloramientos se agrupan en laSuperunidad Quiñelaf. La actividad volcánica bási-ca continuó hasta el Plioceno, con erupciones pe-queñas pero muy numerosas agrupadas en lasVulcanitas Corona Chico.

La estratigrafía del Cuaternario comprende de-pósitos aluviales y coluviales, destacándose los pro-venientes de los fenómenos de remoción en masa,que constituyen una ancha faja que bordea la mese-ta de Somún Curá.

La estructura de la región es el resultado de lasuperposición de varias fases de deformación. Unrégimen de carácter compresivo dominó en el Pre-cámbrico tardío-Paleozoico temprano, el cual es res-ponsable del metamorfismo y posterior deforma-ción del Complejo Mina Gonzalito. La orogeniagondwánica involucró un régimen extensional acom-pañado de una tectónica transcurrente, el cual afectóa los granitoides del Complejo Plutónico Pailemány a las Vulcanitas Treneta. Los movimientosextensionales del Jurásico y Cretácico vinculadoscon el ciclo Patagonídico estructuraron el MacizoNordpatagónico, fracturaron al Complejo Marifil ycrearon las cuencas donde se depositaron las sedi-mentitas del Grupo Chubut. La tectónicaepirogénica y extensional del ciclo Ándico dio lu-gar a avances y retrocesos del mar; asimismo, elfallamiento posibilitó el ascenso de grandes volú-menes de lavas principalmente básicas.

Entre los rasgos geomorfológicos más distinti-vos se destaca la meseta de Somún Curá, la cualestá circundada por una ancha faja de depósitos deremoción en masa y pedimentos de flanco, ygeoformas volcánicas bien preservadas en rocas tra-quíticas y basálticas. La peneplanicie exhumada ela-borada en el Jurásico es otra de las geoformas ca-racterísticas del Macizo Nordpatagónico. En el sec-

2 Hoja Geológica 4166-III

ABSTRACT

Geological Sheet 4166-III, CONA NIYEU,occupies the southeastern portion of Río Negroprovince and encompasses part of the Somún Curáplateau. Distinctive features are the CampanaMahuida ranges and those located in the surroundingsof Rincón del Arroyo Verde. The Cona, Verde,Tambelén and Ventana streams including theirtributaries drain the region. There are numerouslowlands with centripetal drainage located in theSomún Curá plateau and the central and southeasternpart of the quadrangle. Cona Niyeu, Arroyo LosBerros, Arroyo de la Ventana and Comicó are thepopulation centres of the study area.

The geological units cropping out in the regioninclude metamorphic, igneous and sedimentary rocks,whose ages range from late Precambrian to Present.The oldest unit comprises schists and amphibolitesknown as Mina Gonzalito Complex of upperPrecambrian to Cambrian age.

This basement is intruded by Permian and Triassicplutonic bodies named Pailemán Plutonic Complex,which are related to the Gondwana magmatism. Theunit known as Vulcanitas Treneta comprises rhyoliticignimbrites of upper Triassic age, which record theassociated volcanic activity. These rocks crop out inthe northern portion of the quadrangle and representthe southernmost extension of the extensive plateauformed of acid volcanic rocks that crop out in thenorthern part of the Nordpatagonian Massif.

The Marifil Volcanic Complex is a rhyolitic pla-teau of lower to middle Jurassic age that developedduring the process of rifting of the South AtlanticOcean. The earliest extrusive episodes are recordedby the Vulcanitas Monasa of mesosilicic to basiccomposition; however, acid volcanic rocks are wide-spread and ignimbrite flows are of great extent.

An angular unconformity separates theCretaceous nonmarine strata of the Chubut Group

from older units. The upper Cretaceous Los AlamitosFormation comprising lacustrine, transitional andmarine deposits lies upon the Chubut Group.

The Tertiary stratigraphy comprises sandstones,pelites and coquina horizons of the Roca Formation,which record the Danian marine transgression. Thisunit rests unconformably upon Los AlamitosFormation. The Eocene-lower Oligocene(?)sandstones, pelites and limestones of the Arroyo deLas Pinturas Formation are deposits of anothermarine transgression.

The tuffs, tuffites, and paleosoil horizons of theSarmiento Group record nonmarine deposition in thelower Oligocene, which is followed by a period ofintense volcanic activity that extends from the middleOligocene to the Pliocene. The Oligocene basalticflows of the Somún Curá plateau are related to thefirst extrusive episodes occurring in the region. Theselavas known as Somún Curá Formation aregenetically linked with deep crustal faulting and thedevelopment of an incipient hot spot. Local emissionof trachytic lavas were partially synchronous withbasaltic extrusive episodes as recorded by thetrachytes of the Sierra de Apas and Alta Sierra;outcrops of both units are included in the SuperunidadQuiñelaf. Volcanic activity of basic compositioncontinued up to the Pliocene with numerous eruptionsof small magnitude, whose rocks are known asVulcanitas Corona Chico.

The Quaternary stratigraphy comprises aluvial,coluvial and mass-wasting deposits; the latter arelocated along the border of the Somún Curá plateau.

The structure of the region is the result of severalphases of deformation. A compressive regimedeveloped in the late Precambrian-early Paleozoic,which was responsible for the metamorphism anddeformation of the Mina Gonzalito Complex. TheGondwanides orogeny involved an extensional regimeaccompanied by transcurrent tectonism, whichaffected the granitic rocks of the Pailemán Plutonic

tor sudoccidental de la Hoja, se reconocen planiciesestructurales desarrolladas en las sedimentitas cre-tácicas.

Los recursos minerales son escasos. Hay pe-queñas manifestaciones de manganeso y fluoritaprácticamente sin explotar. Se destacan los depósi-

tos de aragonita de las cercanías de Los Berros y dela zona de El Tembrao, los cuales son de valorgemológico. Las lajas del Complejo Marifil, los ba-saltos, los bancos calcáreos de la Formación Roca ylas arcilitas de la Formación Los Alamitos son po-tencialmente de interés económico.

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Complex and the volcanic rocks of the VulcanitasTreneta. The Patagonides phase developed duringJurassic and Cretaceous times consisted of an ex-tensional regime, which was responsible for thestructure of the Nordpatagonian Massif; in addition,faulting of the Marifil Complex and the developmentof basins filled with sediments of the Grupo Chubutare ascribed to this phase. The Andean cycle involvedepeirogenic movements, which are recorded byseveral episodes of marine transgressions andregressions. The extensional regime continuedthrough the Tertiary resulting in widespread faultingand mainly basic volcanism.

Distinctive geomorphologic features are the So-mún Curá plateau, which is surrounded by a wide area

of mass-wasting and pediment deposits, and well-preserved volcanic geoforms built of trachytic andbasaltic rocks. The exhumed peneplain formed inJurassic times is also an outstanding geoform of theNordpatagonian Massif. In the southwestern portionof the quadrangle there are structural tablelandsdeveloped in Cretaceous sedimentary rocks.

Mineral resources are scarce. There aremanganese and fluorite prospects almost unexploited.Aragonite deposits cropping out in the surroundingsof Los Berros and El Tembrao areas are ofgemological value. The flagstones of the MarifilComplex, the basalts, the limestone layers of theRoca Formation and the silts of the Los AlamitosFormation are of potentially economic interest.


NATURALEZA

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1. INTRODUCCIÓN

UBICACIÓN DE LA HOJA Y CARACTERÍSTICAS

GEOGRÁFICAS PRINCIPALES

La Hoja Cona Niyeu está situada en el sudestede la provincia de Río Negro, y abarca parte de losdepartamentos Valcheta y 9 de Julio. Está enmarcadapor los paralelos de 41º 00’ y 42º 00’ de latitud sur ypor los meridianos de 66º 00’ y 67º 30’ de longitudoeste (figura 1). Constituye parte del sector orientaldel Macizo Nordpatagónico. La superficie aproxi-mada que abarca la Hoja es de 13.840 kilómetroscuadrados.

Desde el punto de vista fisiográfico, el 70 % dela superficie de la Hoja está abarcado por el sectorsudoriental de la meseta de Somún Curá. Ésta esuna región de relieve más o menos llano formadopor coladas de basaltos terciarios, de la que sobre-salen la Alta Sierra de Somún Curá y la sierra deApas, conjuntos de elevaciones de origen volcánicode mayor altitud. El cerro más alto es el Corona, con1.640 metros. Esta altiplanicie, en algunos sectores,

alcanza una altura relativa de casi 400 m sobre lasregiones circundantes, que corresponden a serraníasde moderado relieve, labradas en vulcanitas ácidasjurásicas. Sobresalen en este paisaje las sierras deCampana Mahuida y del rincón del arroyo Verde,más escarpadas y elevadas. La red de drenaje estárelativamente integrada. Los principales cursos sonlos arroyos de la Ventana, Verde y Cona, con aguapermanente sólo al pie de la meseta, donde tienensus nacientes. Numerosas cuencas de drenaje cen-trípeto se labraron tanto sobre la meseta como en lazona serrana.

Los centros poblados de la Hoja son Cona Niyeu,Arroyo de la Ventana, Arroyo Los Berros y Comicó,donde sólo se pueden satisfacer necesidades bási-cas de manutención y, en menor medida, alojamien-to. En conjunto, su población no llega a las 500-600personas.

NATURALEZA DEL TRABAJO

El levantamiento geológico de la Hoja fue reali-zado tomando como base las normas para realiza-

Figura 1. Mapa de ubicación de la Hoja 4166-III, Cona Niyeu.


ción de cartas geológicas del Instituto de Geología yRecursos Minerales (IGRM). Como etapa previa alas tareas de campo se efectuó la recopilación yanálisis de los principales trabajos previos relaciona-dos con el mapeo geológico regional. Se llevaron acabo dos campañas, con un total de 40 días efecti-vos de trabajo, durante las cuales se estudió en for-ma preferencial el sector occidental de la Hoja, queprácticamente carecía de información geológicaconfiable. Se emplearon para ello fotografías aéreasa escalas aproximadas 1:50.000 y 1:70.000 y las ho-jas topográficas escala 1:100.000 del IGRM, con elcomplemento de imágenes TM a la escala del mapafinal 1:250.000.

El método de levantamiento empleado fue el ex-peditivo, sobre la base de perfiles en sentido submeri-dional y transversales, observaciones y toma de mues-tras en todos los lugares considerados de interés. Enlas zonas que presentaban dificultad de interpretaciónse trabajó en detalle y se hicieron perfiles columnaresen las secciones con franca exposición.

Este trabajo forma parte del Proyecto MineroRío Negro, un convenio entre la provincia de RíoNegro y el Servicio Geológico y Minero Argentino(SEGEMAR), que posibilitó el levantamiento de todoel territorio provincial a escala 1:250.000.

INVESTIGACIONES ANTERIORES

En las postrimerías de la segunda década delsiglo XX se tiene alguna noticia sobre la constitucióngeológica de esta región, debido a los pioneros es-fuerzos de Wichmann (1927 a, b, c y 1930), quienrecorrió un sector del área cubierta por la Hoja, comoparte de sus extensas campañas por las provinciasde Río Negro y del Chubut.

Posteriormente, aspectos de la geología de lacomarca fueron tratados por Croce (1956), Stipani-cic y Methol (1972, 1980) y Núñez et al. (1975),como parte de sus estudios sobre el MacizoNordpatagónico. Flores (1957) realizó perfiles en lassedimentitas cretácicas, mientras que Croce (1963)y Corbella (1974) trataron el vulcanismo de la AltaSierra de Somún Curá y Franchi y Sepúlveda (1975)dieron cuenta de nuevos asomos del rocanense. Parala sierra de Apas se tienen los aportes de Corbella(1975, 1979) y Corbella y Linares (1977). A las sedi-mentitas del Cretácico superior las estudiaronBonaparte et al. (1984), Andreis (1987) y Andreiset al. (1989). Para el mapeo geológico se tuvieronen cuenta, principalmente, los trabajos regionales delevantamientos sistemáticos de Hojas de Ravazzoli

(1976 a y b, 1982), Franchi y Sepúlveda (1979), Bus-teros et al. (1998), Ardolino y Franchi (1996) y Ca-minos (1999). Informes internos que tratan particu-laridades de la Hoja son los de Blasco y Levy (1975),Blasco y Rossi (1976) y Busteros (1975 a y b). Tam-bién se consultaron los de Rosenman (1972), Ardo-lino (1987) y Cortés (1987).

Otros trabajos considerados de interés para laresolución de aspectos parciales de la geología fue-ron los de Methol (1967), Malvicini y Llambías(1974 a), Chebli et al. (1976), Nakayama et al.(1979), Ylláñez (1979), Codignotto et al. (1979),Cortés (1980, 1981 a y b), Ardolino (1981), Llambíaset al. (1984), Franchi et al. (1984), Corbella (1984),Lapido et al. (1984), González Díaz y Malagnino(1984), Remesal (1984, 1988, 1990), Aliotta (1985),Remesal y Parica (1987, 1989), Franchi et al.(1989), Haller et al. (1990), Mena (1990), Kay etal. (1990, 1992, 1993), Ardolino y Franchi (1993),Rapela y Pankhurst (1993), Spalletti et al. (1993b),Giacosa (1994 a y b), Ardolino et al. (1995) yCortiñas (1996).

2. ESTRATIGRAFÍA

RELACIONES GENERALES

En la zona se distinguieron varias unidadeslitoestratigráficas, normalmente bien diferenciables.La más antigua aflorante está compuesta pormetamorfitas de grado medio del Complejo MinaGonzalito, del Precámbrico - Paleozoico inferior. Estáintruida por granitoides del Pérmico-Triásico, reuni-dos en el Complejo Plutónico Pailemán. Sin relacióncon la anterior unidad, siguen en orden de menorantigüedad las lavas ácidas triásicas del ComplejoPlutónico Volcánico Treneta.

En discordancia sobre los granitoidespaleozoicos se hallan las vulcanitas del ComplejoMarifil, integrado, en la parte inferior, por lavasmesosilícicas a básicas, a las que les siguenignimbritas, tobas y lavas riolíticas. La edad del com-plejo es Jurásico inferior a medio. Esta unidad al-canzó gran desarrollo areal, no sólo en esta región,sino en todo el Macizo Nordpatagónico.

Sobre este sustrato volcánico se depositaron,en discordancia, las sedimentitas continentales delGrupo Chubut, en tiempos cretácicos. Estas rocaspasan hacia arriba, en aparente concordancia a lassedimentitas de la Formación Los Alamitos delCretácico superior. Siguió a continuación una

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ingresión marina en el Daniano, que originó los de-pósitos de la Formación Roca, yacentes en discor-dancia sobre la anterior unidad. Un reducido aflo-ramiento de sedimentitas marinas es asignado a laFormación Arroyo de Las Pinturas. La edad deldepósito es Eoceno superior? - Oligoceno inferior.En forma concordante sobre la anterior siguen to-bas continentales del Grupo Sarmiento, del Oligo-ceno. También son de esa edad los basaltos de laFormación Somún Curá, que forman la meseta ho-mónima. Sobre ésta ocurrieron nuevas erupcionesde lavas básicas que conformaron conos pequeñosdispuestos en una amplia superficie y que abarca-rían, en general, el Neógeno. También se produje-ron sobre la meseta erupciones traquíticas, concen-tradas en dos centros volcánicos, a las que se re-unió en la Superunidad Quiñelaf. Este vulcanismoactuó durante el Mioceno, con algunas manifesta-ciones póstumas en el Plioceno.

En el Plio-Pleistoceno se formaron en la regiónextensos depósitos pedemontanos, de los que hoysólo quedan remanentes aislados y a los que se losreúne en las Formaciones Cona Niyeu y Talcahuala.Como depósitos modernos se hallan los provenien-tes de los fenómenos de remoción en masa y lossedimentos coluviales y aluviales.

2.1. PRECÁMBRICO - PALEOZOICO INFERIOR?

2.1.1. PROTEROZOICO - CÁMBRICO?

COMPLEJO MINA GONZALITO (1)Esquistos, anfibolitas

Antecedentes

Ramos (1975) denominó Gneis Mina Gonzalitoa gneises migmatíticos, anfibolitas y micacitas pre-sentes entre laguna Grande y El Jagüelito. Estas ro-cas afloran a unos 25 km al este del límite orientalde la Hoja. Giacosa (1987) sustituyó el término gneispor el de complejo, atendiendo a los diversos tiposlitológicos que incluye y a las complicaciones estruc-turales y estratigráficas que presenta la unidad. Adi-cionó esquistos, metacuarcitas y granitoides foliadosa las litologías establecidas por Ramos (1975).

Distribución areal

En la Hoja, esta unidad aparece en un asomopequeño a ambos lados del camino de Arroyo Los

Berros a Mina Gonzalito y Pailemán, en la margenizquierda del arroyo Los Berros.

Litología - Relaciones estratigráficas

Las características litológicas del Complejo MinaGonzalito en la región tipo, fueron estudiadas porRamos (1975), Giacosa (1987, 1994 a y b) y Busteroset al. (1998). De estos trabajos se extrae que la uni-dad está constituida por esquistos, anfibolitas, gneisesmigmatíticos, dolomías y calizas cristalinas, metacuar-citas, cataclasitas y granitoides foliados. De acuer-do con Giacosa (1994 b) y Busteros et al. (1998), sereconocen tres áreas caracterizadas por asociacio-nes litológicas diferentes. El sector norte, ubicado alnorte de la sierra Pailemán, con esquistos yanfibolitas; el central, situado entre la sierra Pailemány el arroyo Salado, con esquistos, gneises, anfibolitasy granitoides y el sector sur, en los alrededores delarroyo Salado, donde predominan los esquistos ydolomías y calizas cristalinas.

Los asomos en la Hoja Cona Niyeu se aseme-jarían a la asociación litológica del sector central an-tes mencionado. Afloran en la margen izquierda delarroyo Los Berros esquistos formados por bandasalternantes oscuras y claras de composición graníti-ca y rocas de tipo gnéisico, compuestas por grandescristales de feldespato en una base afanítica negra.Se hallan también lentes de anfibolitas hornbléndi-cas de textura granoblástica, con cristales de plagio-clasa, biotita, clorita y honblenda. Este conjunto estáintruido por diques de aplitas y diques graníticos degrano medio, provenientes del Plutón La Verde, in-tegrante del Complejo Plutónico Pailemán, del queestas matemorfitas constituyen la caja.

Edad y correlaciones

Este complejo fue asignado al Precámbrico -Paleozoico inferior por Busteros et al. (1998), conreservas, sobre la base de dataciones radimétricas,relaciones estratigráficas y correlaciones. Linareset al. (1990), en esquistos inyectados de esta uni-dad, calcularon una isocrona por Rb/Sr de 850 ± 50Ma. El Plutón María Teresa, integrante de losgranitoides foliados incluidos en el complejo, dio unvalor de 375 ± 12 Ma. Las relaciones de campo in-dican que el complejo tiene una edad similar a la dela Formación El Jagüelito, unidad de bajometamorfismo que, a su vez, está cubierta en dis-cordancia por las sedimentitas silúrico- devónicas dela Formación Sierra Grande, resultando así una edad


pre-silúrica para las rocas del complejo. Tradicio-nalmente se ha correlacionado al Complejo MinaGonzalito con el Complejo Yaminué de la región oc-cidental de Valcheta (Caminos, 1983; Caminos yLlambías, 1984; Giacosa, 1987; Caminos et al., 1994),cuya antigüedad, de acuerdo a dataciones radimé-tricas aportadas por los últimos, es de 620 ± 45 Ma(errorcrona Rb/Sr), ó 680 ± 45 Ma (isocrona Rb/Sr). Un dato aportado por Varela et al. (1997)trastrocaría esta asignación, al obtener una dataciónpor U/Pb de 283 ± 25 Ma en rocas de esta unidad, loque abre un margen de duda con respecto a la co-rrelación entre ambos complejos.

2.2. PALEOZOICO - MESOZOICO

2.2.1. PÉRMICO - TRIÁSICO

COMPLEJO PLUTÓNICO PAILEMÁN (2-3)Granitos milonitizados, granodioritas, granitos, di-ques aplíticos, micrograníticos y melanocráticos

Antecedentes

El nombre Granito Sierra Pailemán figura enel cuadro estratigráfico del Macizo de Somún Curáde Stipanicic y Methol (1972), como parte de lasplutonitas pérmicas. La misma denominación utili-zaron Núñez et al. (1975) para reunir al conjuntode plutonitas graníticas del Paleozoico superior deleste del Macizo Nordpatagónico. Como reconocie-ron Llambías et al. (1984), actualmente se aceptaque bajo ese título se encuadraban rocas de dife-rente composición y edad. Giacosa (1993) redefinióel término por Complejo Plutónico Pailemán, don-de agrupó los cuerpos granitoides gondwánicos dela región homónima, aclarando que la sierra dePailemán no es de composición granítica, sino queestá integrada por vulcanitas del Complejo Marifil,y utilizando la categoría de complejo al entenderque la variedad de rocas y la complejidad de lasrelaciones entre ellas lo justificaba. En la región dePailemán, Mina Gonzalito y alrededores de SierraGrande, Busteros et al. (1998) reconocieron al me-nos siete plutones diferentes.

Distribución areal

Las rocas de esta unidad afloran en el bordesuroriental de la Hoja, al este de Arroyo Los Berrosy nordeste de Arroyo de la Ventana. Los asomosexpuestos configuran el límite occidental del com-

plejo, que tiene gran desarrollo en la región dePailemán y, en general, en vastos sectores de la ve-cina Hoja 4166- IV, Sierra Grande (Busteros et al.,1998). Pequeños afloramientos de rocas graníticasse encuentran en el arroyo Lonco Vaca.

Litología

En este trabajo se seguirá el esquema de Giacosa(1993) y Busteros et al. (1998), quienes describieronla unidad sobre la base de la diferenciación de distin-tos plutones. En la Hoja afloran rocas de los plutonesLa Laguna y La Verde. Ambos cuerpos están muyerosionados, configurando relieves suaves donde ra-ramente se hallan buenas exposiciones.

El Plutón La Laguna asoma al este del caminoque conduce de Arroyo de la Ventana a Arroyo LosBerros. Son rocas graníticas milonitizadas, intruidas poruna facies póstuma de aplitas y diques de microgranitos,todos ellos también deformados. Generalmente, las ro-cas más representativas tienen cristales de microclinoen una base cuarzo micácea recristalizada. Hay tam-bién facies de grano grueso hasta porfiroidea, en pasa-je transicional. Las rocas del Plutón La Laguna estánintruidas por las del Plutón La Verde, relación que sevisualiza sobre el arroyo Los Berros, a unos 2.500 m aleste del límite oriental de la Hoja.

El Plutón La Verde se observa al nordeste deArroyo Los Berros, a ambos lados del camino quevincula este pueblo con Pailemán. El sector afloranterepresenta la mitad occidental del cuerpo, que seextiende hacia el este en la Hoja Sierra Grande. Setrata de un plutón compuesto granodiorítico- graníti-co, cuya evolución finalizó con la intrusión de uncortejo de aplitas graníticas y diques melanocráticos.La roca más antigua es una granodiorita gris oscurade grano mediano a grueso, con cristales de hornblen-da y biotita. Las granodioritas están intruidas porgranitos biotíticos de grano mediano. La facies hipa-bisal está constituida por diques de andesitas y dacitasy otros granodioríticos- dioríticos, y de aplitas graní-ticas, que penetran tanto a las granodioritas como alos granitos posteriores. Diques de aplitas intruyen alas rocas del Complejo Mina Gonzalito.

En el arroyo Lonco Vaca, afloramientos pun-tuales de granitos grises y rosados de grano gruesopodrían ser asignados al Plutón La Verde. Asomanen el cauce del arroyo, cubiertos por rocas del Com-plejo Marifil.

Los estudios geoquímicos realizados por Giacosa(1993, 1994 b) indican que estas rocas son de tipocalcoalcalino peraluminoso.

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Relaciones estratigráficas

Como ya se adelantó, aplitas graníticas del PlutónLa Verde intruyen a las metamorfitas del ComplejoMina Gonzalito. Por otra parte, las granodioritas delPlutón La Verde intruyen a las rocas del plutón LaLaguna. Ambos están cubiertos por las vulcanitasdel Complejo Marifil.


Se cuenta con una datación radimétrica delPlutón La Verde, por K/Ar. Corresponde a unagranodiorita de la laguna Pairán, con 253 ± 9 Ma(Linares, 1994; Busteros et al., 1998). Esta edadpérmica tardía es coincidente con la mayoría de lasescasas dataciones que se tienen de estos cuerpos.Con respecto al Plutón La Laguna, hasta tanto no secuente con datos concretos, sólo se puede decir quees más antiguo que el anterior, de acuerdo a las rela-ciones estratigráficas entre ambos. Siguiendo a Bus-teros et al. (1998) se asigna este plutonismo, en con-junto, al Pérmico-Triásico.

Busteros et al. (1998) correlacionaron al Comple-jo Plutónico Pailemán con el Complejo Plutónico Na-varrete, aflorante en la región de Valcheta, al hallarsemejanzas litológicas, evolutivas y de relaciones re-gionales. La edad de este complejo es objeto de discu-sión, ya que las dataciones radimétricas arrojaron re-sultados contradictorios (Caminos, 1983; Caminos yParica, 1985; Pankhurst et al., 1992; Pankhurst et al.,1993); sin embargo, es opinión de Caminos (1999) atri-buirle una edad pre-triásica, probablemente pérmica.La posible correlación con el Granito Flores, de la re-gión de Nahuel Niyeu, es más dudosa, vista la mani-fiesta disparidad en las edades radimétricas disponi-bles. En cambio, la Diorita Méndez, pequeño cuerpoaflorante al sur del arroyo Verde, tendría una edad si-milar al Plutón La Verde (258 ± 10 Ma; Cortés, 1981a).

2.3. MESOZOICO

2.3.1. TRIÁSICO - JURÁSICO INFERIOR

COMPLEJO PLUTÓNICO - VOLCÁNICOTRENETA

El Complejo Plutónico - Volcánico Treneta reúneun conjunto de rocas volcánicas y en menor medidaplutónicas del sector central del Macizo Nordpa-tagónico, al oeste de Valcheta. Está integrado por

variedades de rocas volcánicas mesosilícicas y áci-das (andesitas, ignimbritas riolíticas y dacíticas, tobas),intruidas por rocas plutónicas que forman diques áci-dos y cuerpos epizonales graníticos (Granito Flores).El nombre fue dado por Caminos (1983). Estas rocashabían sido originalmente diferenciadas por Wichmann(1927b) como pórfidos cuarcíferos y tobas del Triási-co y luego asignadas por Feruglio (1949) a la SeriePorfírica de la Patagonia Extraandina. Estudios re-gionales (Llambías et al., 1984; Caminos et al., 1988;Llambías y Turner, 1989; Caminos, 1999), geoquími-cos (Rapela y Caminos, 1987), radimétricos (Cami-nos y Parica, 1985; Pankhurst et al., 1993) y petro-gráficos (Zupelli, 1977; Archangelsky, 1982) ahondansobre el significado y características de esta unidad.La facies plutónica fue denominada Granito Flores(Caminos, 1983; Llambías et al., 1984). Al conjuntode rocas volcánicas se les dio el nombre de VulcanitasTreneta (Pankhurst et al., 1993).

Vulcanitas Treneta (4)Ignimbritas riolíticas

Antecedentes

Las Vulcanitas Treneta afloran extensamenteen el área tipo del arroyo Treneta, situado al nortede esta Hoja. Representan la facies extrusiva delcomplejo y están integradas por lavas andesíticas,ignimbritas riolíticas y dacíticas y tobas. De éstas,sólo se hallan en esta Hoja mantos de ignimbritasriolíticas.

Distribución areal

En la Hoja, esta unidad sólo asoma en el rincónnoroeste, al norte del pueblo de Comicó, en las már-genes del arroyo homónimo. Representan una pe-queña parte de afloramientos mayores, distribuidoshacia el norte y este, hasta las inmediaciones deValcheta (Caminos, 1983).

Litología - Relaciones estratigráficas

Las ignimbritas riolíticas constituyen lomadasbajas, que sobresalen escasamente en el relieve. Lasrocas son de colores rojizos y rosados, generalmen-te lajosas. Tienen cristaloclastos de cuarzo, sanidina,oligoclasa y biotita y litoclastos de rocas volcánicasácidas y básicas. La matriz es vitroclástica, tienepseudofluidalidad, fiammes orientadas y fragmentospumicíticos aglutinados.


La ausencia de cortes naturales y el suave re-lieve de las lomadas impide tomar medidas del espe-sor de estas vulcanitas. Caminos (1999) estimó unapotencia del orden de los 100 a 150 metros para todala secuencia efusiva.

Las características geoquímicas de estas rocas,de acuerdo con Rapela y Caminos (1987) indicanuna filiación calcoalcalina. Las ignimbritas riolíticaspertenecen al tipo de rocas de alta sílice. Según esosautores, la mayoría de las muestras, volcadas en eldiagrama de discriminación de Pearce et al. (1984),corresponden al campo de arco volcánico, salvo al-gunas que pasan al campo sincolisional (Rapela yCaminos, 1987; Caminos, 1999).

En la Hoja no aflora la base de la secuenciavolcánica. En el área tipo y regiones vecinas, lasvulcanitas se derramaron sobre una superficie deerosión labrada en metamorfitas y granitos delPrecámbrico y Paleozoico inferior y superior (Ca-minos, 1983; Llambías et al., 1984).


La edad de las rocas del Complejo Plutónico -Volcánico Treneta ha sido considerada, sobre la basede sucesivos análisis radimétricos por distintos mé-todos, desde carbonífera hasta jurásica inferior (Ca-minos, 1983; Caminos y Parica, 1985; Rapela y Ca-minos, 1987; Caminos et al., 1988). Recientemente,nuevas isocronas por el método Rb/Sr de granitoidesde este sector del Macizo Nordpatagónico y de lazona de La Esperanza, realizadas por Pankhurst etal. (1992) y Pankhurst et al. (1993), han permitidoreconsiderar aquellos datos, y proponer la asigna-ción al Jurásico inferior del Granito Flores, resultan-do las vulcanitas por él intruidas, previas a este even-to. Por otra parte, Caminos (1983), Pankhurst et al.(1993) y Caminos (1999), entre otros, han reconoci-do como muy probable la continuidad física entre lasVulcanitas Treneta y las aflorantes en Los Menucosy áreas vecinas, cuya edad triásica, sobre la base deflora fósil, es indudable (ver Artabe 1985 a y b, paraun resumen de los datos sobre el tema y de nuevosestudios que ratifican esa asignación). Al respecto,Caminos (1999) advirtió que, desde la región deNahuel Niyeu - Treneta hacia el oeste se registra unprogresivo hundimiento del basamento metamórfi-co-plutónico sobre el que yacen estas vulcanitas,siendo estratigráficamente coherente con dicho es-quema la existencia de la flora del Triásico medio asuperior al oeste de este área, al hacerse progresi-vamente más jóvenes los mantos de vulcanitas en

esa dirección. Hacemos nuestra la conclusión deCaminos (1999) acerca de sostener que una edadtriásica es la más probable para las VulcanitasTreneta.

Queda dicha, también, la correlación de estasrocas con las que se extienden ampliamente en lazona de Los Menucos, conocidas como Grupo LosMenucos (Stipanicic, 1967; nom. transl. Labudía etal., 1995).

2.3.2. TRIÁSICO SUPERIOR - JURÁSICOMEDIO

COMPLEJO VOLCÁNICO MARIFIL

Antecedentes

En este trabajo se denomina Complejo Volcáni-co Marifil al conjunto de vulcanitas ácidas y minori-tariamente mesosilícicas y básicas que afloran en eloriente del Macizo Nordpatagónico, aproximadamen-te desde los alrededores de la localidad de Valchetahacia el este y sur. Este conjunto efusivo fue reco-nocido por los investigadores pioneros en el estudiogeológico del Macizo, como Windhausen (1921) yWichmann (1927 a). Feruglio (1949) incluyó a estasrocas en el Complejo porfírico-porfirítico de laPatagonia Extraandina. Malvicini y Llambías (1974a) introdujeron el nombre Formación Marifil para di-ferenciar a las rocas efusivas ácidas de los alrede-dores del puesto homónimo, situado en la región delarroyo Verde, en el límite Río Negro - Chubut. Cor-tés (1981a) redefinió la unidad, elevándola a la cate-goría de complejo, al reconocer unidades internasde menor jerarquía de variada litología y relacionesestructurales y estratigráficas de difícil dilucidación.

Para la descripción de esta unidad se contó conlas observaciones de Franchi y Sepúlveda (1983) ycon las realizadas por Ravazzoli (1976 a, 1976 b,1982).

Para la Hoja Cona Niyeu se reconocieron den-tro de esta unidad una facies inferior mesosilícica-básica, las Vulcanitas Monasa, y otra facies ácida,que es la de mayor extensión.

Facies mesosilícica - básica

Vulcanitas Monasa (5)Basaltos, basandesitas, andesitas

Núñez et al. (1975) hicieron referencia a un con-junto de lavas básicas a intermedias que constituyen

Cona Niyeu 11

la sección basal de la Formación Marifil en la parteoriental del Macizo Nordpatagónico, en asomos si-tuados, entre otros, en los alrededores de la estanciaMonasa, al sureste de Cona Niyeu. Ravazzoli (1982)también incluyó a las andesitas de la región del arro-yo El Tembrao dentro de la Formación Marifil.Franchi y Sepúlveda (1983), sin embargo, decidie-ron excluirlas de dicha unidad, debido a sus caracte-rísticas litológicas distintivas con respecto al vulca-nismo ácido y siguiendo el criterio de Malvicini yLlambías (1974 a). Cortés (1981a), al redefinir laFormación Marifil y elevarla a la categoría de com-plejo, retomó el concepto de Núñez et al. (1975) eincluyó en dicho complejo a las rocas andesíticasaflorantes en los alrededores de la sección tipo. Estecriterio fue seguido por Busteros et al. (1998) ytambién por Ardolino y Franchi (1996) quienes, in-dependientemente de considerar a Marifil como for-mación, incorporaron a las lavas andesíticasaflorantes al este y nordeste de Telsen como partede la facies efusiva de la unidad. Rosenman (1972)individualizó a este tipo de rocas como mantos bási-cos intermedios.

Distribución areal

El afloramiento de la sección que le da nombrea la unidad está a 2 km al sudeste del casco de laestancia homónima y ocupa unos 5 km² de superfi-cie. Asomos menores aparecen al norte y nordestede la estancia, semicubiertos por escombros de ta-lud. También aflora en varios puntos a lo largo delcamino que vincula los pueblos de Arroyo de la Ven-tana y Arroyo Los Berros, la mayoría mapeados ori-ginalmente por Rosenman (1972).

Litología

Las Vulcanitas Monasa están constituidas porlavas mesosilícicas a básicas. En todos los aflora-mientos visitados las rocas están sumamentediaclasadas, partiéndose en pequeños prismas, ca-racterística que dificulta la extracción de muestrasrepresentativas. Los asomos tienen muy escaso re-lieve relativo, formando lomadas bajas de pendien-tes tendidas.

Son lavas basálticas, basandesíticas y andesíticasde colores negro, gris oscuro, verde oscuro y violá-ceo a morado oscuro. Generalmente son afaníticas,aunque las hay porfíricas. Un basalto observado almicroscopio, por Busteros (1975a), reveló poseer tex-tura porfírica seriada, con pasta intergranular, com-

puesta por fenocristales de labradorita, olivinas alte-radas y escasos anfíboles. Las andesitas sonporfíricas, de grano fino, con fenocristales de an-desina y anfíbol. Hay también andesitas basálticasporfíricas, con fenocristales de clinopiroxenos,anfíboles, plagioclasas y minerales opacos, en unapasta formada por plagioclasas, piroxenos muy su-bordinados y parches de ceolitas. Cloritas, ceolitas,carbonatos y arcillas constituyen asociaciones deminerales de alteración y reemplazo de los minera-les primarios y rellenan cavidades. Son comunes lasvenas de calcita. En algunos afloramientos lasdiaclasas están rellenas por sílice coloidal, siendofrecuente también la presencia de concreciones deesa composición y de tamaño variable entre 1 y 20centímetros, dispersas sobre la superficie.

Rocas de composición básica asignables al Com-plejo Marifil son las correspondientes a los afloramien-tos situados a unos 6 km del borde sur de la Hoja, enel camino que conduce de Cona Niyeu a Trelew yPuerto Madryn, al norte de la estancia AguadaMalaspina. Son andesitas basálticas porfíricas dondela relación fenocristales-microfenocristales/pasta espróximo a 10/90. Los fenocristales están representa-dos por clinopiroxeno verdoso, anfíbol reabsorbido,plagioclasa con características de desequilibrio y mi-nerales opacos anhedrales, la apatita aparece comomicrofenocristal. La pasta está compuesta por pla-gioclasa, piroxeno muy subordinado y abundantesparches de ceolitas. Aparecen minerales como clo-ritas, ceolitas, carbonatos y arcillas que constituyenasociaciones de alteración y reemplazo de mineralesprimarios y rellenan cavidades.

Asociadas a las lavas, Busteros et al. (1998)citaron también en esta unidad brechas volcánicascon clastos de andesitas y basaltos, con tamaños quellegan a los 20 centímetros.


En los asomos que están al sur y sureste de LosBerros, estas rocas se derramaron sobre los grani-toides del Plutón La Laguna, integrante del Comple-jo Plutónico Pailemán. En los situados en la estanciaMonasa no aflora la base. Están cubiertas por lasrocas de la facies ácida del Complejo Marifil, gene-ralmente en discordancia erosiva.


Malvicini y Llambías (1974 a), en el área tipodel Complejo Marifil, asignaron las andesitas allí


aflorantes al Triásico, ya que las correlacionaron conrocas similares de Valcheta. Núñez et al. (1975) aldescribir la Formación Marifil, fechan todo el even-to volcánico en el Jurásico inferior a medio. Estemismo criterio es sustentado por Ravazzoli (1982).Se cuenta con escasas dataciones por el método K/Ar de las Vulcanitas Monasa. Busteros et al. (1998)publicaron la edad de una andesita situada entreArroyo Los Berros y Arroyo de la Ventana, con 173± 10 Ma. Un basalto aflorante en los alrededoresdel puesto Beltrán, a unos 15 km al sur de la estan-cia Monasa, en la Hoja 4366 - I, Telsen dio 196 ±5 Ma. Ambos valores corresponden al intervalojurásico inferior-jurásico medio y son congruentescon los fechados que se consideraron para todo elComplejo Marifil por Cortés (1981a, 1987), Buste-ros et al. (1998) y Ardolino y Franchi (1996).

Facies ácida (6-6a)Ignimbritas riolíticas, tobas riolíticas y traquíticas,riolitas y traquiandesitas, pórfiros riolíticos,monzoníticos y traquíticos

En esta facies se incluyen las rocas volcánicasde composición ácida que constituyen la mayor par-te del Complejo Marifil. Son las que originariamentehabían sido denominadas Formación Marifil porMalvicini y Llambías (1974 a).

Distribución areal

Es la segunda unidad de la Hoja en extensión.Aflora en todo el sector sur y sudeste, cubriendoconsiderable superficie. Por sus excelentes exposi-ciones, se destacan aquí el rincón del arroyo Verdey el paraje Campana Mahuida y alrededores. Tam-bién se halla en ambas márgenes del arroyo ElTembrao, en el ángulo nordeste de la Hoja y en aso-mos dispersos en el valle del arroyo Paileman. Entodas estas áreas la unidad tiene proyección fuerade los límites de la Hoja hacia el sur, este y norte. Laextensión aproximada del complejo en este sectordel Macizo Nordpatagónico puede apreciarse enNúñez et al. (1975 ) y en Nakayama et al. (1979).

Litología

Se han diferenciado tres tipos litológicos en estafacies: piroclastitas, lavas y rocas hipabisales.

Es difícil establecer un ordenamiento en el tiem-po entre ellos y es probable que algunos de los even-tos que los originaron hayan sido sincrónicos. Sin

embargo, se observó que las rocas piroclásticas apa-recen generalmente por debajo de las segundas. Enla zona de Campana Mahuida, las rocas hipabisalesintruyen a las restantes.

Piroclastitas. Son las que alcanzan mayor de-sarrollo. Entre ellas, predominan las rocas derivadasde flujos ignimbríticos, que constituyen un 70% deltotal de afloramientos de esta facies.

Además de las ignimbritas, se distinguieron dostipos de tobas, unas riolíticas y otras traquíticas, és-tas en menor proporción.

En los alrededores de la estancia Monasa, en dis-cordancia sobre las volcanitas homónimas, aflorantobas rojas violáceas, con un espesor de 20 a 25 me-tros. Forman estratos macizos y están cubiertas porun delgado manto de ignimbritas riolíticas. Son tobasvitrocristalinas riolíticas de textura vitroclástica cons-tituidas por cuarzo anguloso a subanguloso, feldepastoalcalino (ortosa) fracturado pero sin alteración, esca-sa plagioclasa totalmente reemplazada por materialcarbonático y fragmentos líticos de tamaño que varíaentre 0,25 y 4 mm de longitud mayor, correspondien-tes a tobas totalmente recristalizadas e ignimbritas detextura eutaxítica. La matriz de la roca está compuestapor abundantes trizas vítreas angulosas, desnaturali-zadas a un agregado silíceo-arcilloso y materialcinerítico (Busteros, 1975 a).

En el límite sur de la Hoja, al sur del sitio antesconsignado, en pequeños bajos afloran tobas areno-sas de grano fino, castaño amarillentas, que portanrestos de Estheria, intercalados en las ignimbritasriolíticas.

Al oeste de la laguna Verde la unidad está for-mada por tobas similares a las descriptas preceden-temente, que infrayacen a ignimbritas riolíticas. Todoel paquete inclina entre 15º y 20º al este.

Otra localidad donde se han observado este tipode rocas es en la parte sur del paraje Campana Ma-huida. Allí en la margen derecha del arroyo de laVentana, afloran tobas rojas y blancas dispuestassobre ignimbritas riolíticas. Dichas tobas tienenclastos de ignimbritas riolíticas y riolitas ycristaloclastos de cuarzo y biotita.

Tres kilómetros al sureste del puesto Ñancucheo,al nordeste de la sierra Nevada, asoman tobasriolíticas de color gris rosado claro en fractura fres-ca, macizas, con abundantes cristaloclastos defeldespatos y cuarzo, que infrayacen a potentesmantos de ignimbritas riolíticas.

Al sur de la estancia Los Alamitos, en un relie-ve suavemente ondulado y cubierto por regolito que

Cona Niyeu 13

impide una buena observación de las relaciones en-tre las distintas litologías, afloran tobas de color par-do claro rosado a blanquecino, clasificadas porBusteros (1975 a) como tobas cristalovítreasriolíticas.

En Campana Mahuida, entre el puesto de G.Morón y el cauce del arroyo de la Ventana, aflorantobas cristalolíticas traquíticas, semicubiertas porsedimentos coluviales. Son rocas de aspecto altera-do, compactas, masivas, de color castaño rojizo, conlitoclastos angulosos de traquiandesitas de hasta 10cm de largo. Infrayacen a ignimbritas riolíticas y, enlas cercanías del arroyo Ventana, cubrirían atraquiandesitas. Determinaciones de Busteros (1975a) indican que tienen textura porfiroclástica, de as-pecto tobáceo, integrada por cristaloclastos de ortosay plagioclasas, menos abundantes, de composiciónandesina media (An 38%); glomérulos constituidospor piroxenos, feldespato alcalino y plagioclasa y frag-mentos líticos de traquiandesitas, en una mesostasisconsistente en tablillas de feldespato, gránulos deopacos y material ceolítico intersticial o como relle-no de cavidades. La matriz de las tobas estárecristalizada y en partes se observaron agregadosesferulíticos de composición feldespática - silícea yparches de clorita. En general todo el material aglu-tinante está teñido por óxidos de hierro.

Las ignimbritas riolíticas son las rocas de ma-yor desarrollo areal y las más comunes del Comple-jo Marifil en esta región, al punto que se hallan entodos los afloramientos y perfiles de la unidad estu-diados. Son rocas compactas, masivas de aspectofresco, colores variados - gris perla, rojo ladrillo, va-rios tonos de violeta, borravino - con característicastexturales y composicionales constantes en todas lasmuestras observadas. Es notorio por ejemplo, la pre-sencia de vitroclastos aplastados (fiammes) de has-ta 2 a 3 cm de largo, que confieren a la roca unapseudofluidalidad característica. Tienen disposiciónespacial mantiforme, formando lo que se denominaun plateau ignimbrítico, aunque la erosión y funda-mentalmente la tectónica con frecuencia enmasca-ran la forma primitiva de yacencia. Las ignimbritasdel perfil de la estancia Monasa, de acuerdo a loobservado por Busteros (1975 a), tienen texturaporfiroclástica con pasta eutaxítica, integradas porcuarzo límpido y biotita escasa, en una base consis-tente en un agregado cripto a microcristalino de cuar-zo intercrecido con feldespato alcalino, producto dedesvitrificación, donde se observan trizas aplasta-das y deformadas siguiendo los contornos de loscristaloclastos.

En el paraje Campana Mahuida, al nordeste delpuesto M. Liempi, se halló una secuencia ignimbríti-ca formada por varias unidades de enfriamiento, dealrededor de cinco metros de potencia cada una. Elconjunto tiene alrededor de 30 m de espesor y estáen posición subhorizontal.

En el rincón Grande de Cona Niyeu, riolitas yriodacitas están asociadas a eventos explosivos quese registran como piroclastitas con diferentes gra-dos de soldamiento. En general son rocas rosadas ygrisáceas formadas por fenocristales de cuarzo,feldespato potásico y plagioclasa ácida. Las lavastienen composiciones equivalentes a estas ignimbri-tas, aunque en general las proporciones de plagio-clasa son mayores. La textura megascópica permi-te identificar la presencia de fiammes de varios cen-tímetros y en el microscopio se destacan las textu-ras de desvitrificación. En el flujo pumíceo que mar-ca la base de la secuencia ignimbrítica se observa-ron estructuras circulares expuestas por la diferen-cia de erosión que pueden ser atribuidas a escapede volátiles.

Lavas riolíticas y traquiandesíticas. Lasriolitas tienen escaso desarrollo en la Hoja. Se lasidentificó en la margen derecha del arroyo Verde,a unos tres kilómetros aguas arriba del sitio dondelo cruza la ruta provincial 5. El afloramiento sobre-sale netamente del paisaje circundante, integradopor ignimbritas riolíticas, y está constituido porriolitas de color rosado violáceo, compactas, por-fíricas, con fenocristales de cuarzo y feldespato,con líneas de flujo que producen un bandeamientodado por la alternancia de capitas de color castañoamarillento con otras violáceas. Tienen textura por-fírica y mesostasis granofírica. Los fenocristalesson de cuarzo límpido y feldespato alcalino fresco,escasa biotita desferrizada, asociada a mineralesopacos. La mesostasis tiene textura micropeg-matítica o gráfica; consiste en un intercrecimientoentre feldespato alcalino y cuarzo. Se encuentraabundante sílice secundaria dispuesta en forma devenas paralelas. Como minerales accesorios hayapatita y opacos (Busteros, 1975 a).

Otro afloramiento importante de riolitas lo cons-tituyen la sierra Ventana y el cerro La Cruz, de acuer-do a la descripción de Ravazzoli (1976 b). Son rocasde color gris claro, de textura porfírica y pastaafanítica, integradas por fenocristales de plagioclasay cuarzo.

Los afloramientos del Complejo Marifil en el rin-cón Grande de Cona Niyeu están compuestos por


riolitas y riodacitas asociadas a eventos explosivos.Las lavas, en general son rosadas y grisáceas, for-madas por fenocristales de cuarzo engolfado,feldespatos potásicos con exsoluciones, plagioclasasácidas, micas con formas relícticas y minerales opa-cos euhedrales. Sus pastas son granofíricas yesferulíticas. La relación fenocristales/pasta es apro-ximadamente 20/80. Como accesorios aparecen cir-cón y apatita coloreada.

No se descarta la posible existencia de otrosafloramientos de riolitas en la región, sobre todo enla zona de Campana Mahuida, que junto al rincóndel arroyo Verde, son las de relieve más abrupto entrelos afloramientos del Complejo Marifil, ya que se haobservado que los asomos de dichas rocas tienden aformar lomadas altas, más o menos escarpadas,como muchas de la zona primeramente citada.

Las traquiandesitas afloran en CampanaMahuida, en la margen izquierda del arroyo de laVentana, a la altura del meridiano de 66° 15'. Tienenun desarrollo areal reducido y pertenecen al mismoevento volcánico que originó las tobas traquíticas yamencionadas en la facies piroclástica. El color delas lavas es violáceo, son porfíricas, con abundantesfenocristales de feldespato y escasos mineralesfémicos distribuidos en una pasta afanítica.

Rocas hipabisales. Las rocas hipabisales sehallan en distintas áreas de la zona de CampanaMahuida, que de acuerdo a estas evidencias podríacorresponder a un gran centro efusivo, quizás com-puesto por varios más pequeños. Son cuerpos delorden de 0,5 a 1 km² de superficie que, por lo comúnintruyen a las rocas anteriores, por lo que se inter-preta que constituyen un acontecimiento póstumo delComplejo Marifil en la comarca.

Se distinguieron diferentes tipos de pórfiros en-tre estos cuerpos subvolcánicos: riolíticos, monzo-níticos y traquíticos.

Los primeros se reconocieron en ambas már-genes del arroyo de la Ventana, 4,5 km aguas abajodel brusco cambio hacia el este en la dirección dedicho curso de agua. El cuerpo tiene alrededor de700 m por 1.500 m e intruye a ignimbritas riolíticas.Un corte delgado fue descripto por Busteros (1975b) como una roca de textura porfírica con pastamicrogranosa, integrada por fenocristales de cuar-zo, feldespato alcalino, plagioclasa alterada encaolinita y calcita, con minerales fémicos represen-tados por biotita desferrizada.

Los pórfiros monzoníticos afloran al este de laparte norte de la sierra Nevada e inmediatamente al

nordeste del puesto G. Morón. En el primer sitio elafloramiento tiene unos 0,5 km², mientras que el res-tante es más pequeño aún. Las rocas son pórfirosde color gris a gris rosado claro, de aspecto leve-mente alterado, tienen textura porfírica, confenocristales de plagioclasa y feldespato alcalino detipo ortosa y mafitos consistentes en augita y biotita(Busteros, 1975 b). Los pórfiros traquíticos asomanunos dos kilómetros al norte de la estancia Aragolaza,constituyendo un cuerpo de aproximadamente unkilómetro cuadrado. Éstas también son rocasporfíricas, de colores violáceos a grises e intruyen aignimbritas riolíticas. Tienen textura porfírica, confenocristales de anortoclasa y plagioclasa de tipooligoclasa, sin minerales fémicos (Busteros, 1975 b).

Ravazzoli (1976b) describió los pórfiros riolíticosque constituyen el cuerpo principal de los cerros Blan-cos, al oeste del camino entre Arroyo de la Ventanay Arroyo Los Berros. Son rocas gris blanquecinas agris rosadas, muy silicificadas. Diques de pórfirosriolíticos afloran a unos 10 km al oeste del puestoLlanqueleo, en El Tembrao, de acuerdo conRavazzoli (1976a). Tienen fenocristales de cuarzo,feldespato y escasos de biotita. Diques de composi-ción riodacítica afloran no lejos del sitio anterior, aunos 5 km al nordeste del puesto Llanqueleo, en lamargen izquierda del arroyo El Tembrao y a unossiete kilómetros al sur de Arroyo Los Berros, en elcamino entre ese pueblo y Arroyo de la Ventana(Ravazzoli, 1976a).

Como conclusión, en lo concerniente a los ca-racteres litológicos, se puede afirmar que la faciesácida del Complejo Volcánico Marifil presenta bas-tante uniformidad en sus rocas constituyentes -ig-nimbritas riolíticas, tobas riolíticas- en la mayoríade los afloramientos. La excepción está dada en lazona de Campana Mahuida, donde coexisten mar-cadas disimilitudes litológicas. Como se describióen las páginas precedentes, aparecen allí lavastraquiandesíticas y tobas traquíticas con clastos delas anteriores y varios cuerpos hipabisales de com-posición en general ácida. Además, en el sector dela sierra Nevada, las ignimbritas tienen una notablesilicificación. La existencia de lavastraquiandesíticas como de tobas traquíticas no sehabía mencionado anteriormente en la constituciónlitológica de esta unidad.

La potencia de la facies ácida sólo se pudo medircon claridad en el perfil expuesto al sureste de laestancia Monasa, donde alcanza a 30 metros. En elsalitral Grande, medidas parciales de diferentes uni-dades de flujos ignimbríticos superpuestos llegan a

Cona Niyeu 15

150 a 200 metros. En el rincón del arroyo Verde lasignimbritas alcanzan hasta 80 m de espesor.

El contenido paleontológico del complejo, en estaregión, se reduce a restos de conchillas de artrópo-dos pertenecientes al género Estheria, crustáceo deambiente lagunar, en tobas arenosas de grano fino,de color castaño amarillento, aflorantes en el límitesur de la Hoja, al sureste de la estancia Monasa.

La unidad fue originada en un medio continen-tal. Depósitos clásticos gruesos de la parte inferiordel complejo, agrupados en la Formación Puesto Piris,aflorantes en las cercanías de Valcheta, Sierra Gran-de y sur del arroyo Verde (Núñez et al., 1975;Zanettini, 1980; Cortés, 1981 a; Busteros et al., 1998),indican un ambiente fluvial de alta energía. Este tam-bién sería el medio en que se originaron las arenis-cas del miembro inferior de la Formación La Porfía,unidad integrante del Complejo Marifil en la regiónsituada al sur del arroyo Verde (Cortés, 1981 a). Laserupciones posteriores habrían alterado la red dedrenaje primitiva, generándose pequeñas cuencascerradas que alojaban cuerpos de agua dulce, deacuerdo a la presencia de restos de Estheria y a loshallazgos de calizas al este y sudeste de esta región(de Alba, 1964; Cortés, 1987; Busteros et al., 1998).Aislados depósitos de areniscas, en general de gra-no grueso y escasa madurez textural, fueron citadosen los alrededores de Sierra Grande (de Alba, 1964;Cicciarelli, 1990; Busteros et al., 1998) indicadoresde aislados episodios sedimentarios locales, interca-lados en la secuencia volcánica.

Algunos autores, fundamentalmente Cicciarelli(1990) y también Busteros et al. (1998), han men-cionado posibles centros de emisión del vulcanismode Marifil en la región de Sierra Grande y alrededo-res, localizados sobre la base de anomalías circula-res y características litológicas y estructurales. Enla Hoja Cona Niyeu, la región de Campana Mahuidareúne alguna de esas características - presencia decuerpos subvolcánicos asociados a una conspicuaanomalía circular de 12,5 km de diámetro - que, porsus dimensiones, podría corresponder a una calde-ra. Recientemente, Aragón et al. (1996) determina-ron un campo de megacalderas en el sector orientaldel Macizo Nordpatagónico, formado por tres gigan-tescas estructuras con diámetros de un centenar dekilómetros y más, sobre la base de la distribuciónregional de diques asociados a lavas riolíticas.

Las características químicas del ComplejoMarifil fueron estudiadas por Haller et al. (1990),quienes hallaron contenidos en sílice entre 52,8% y82,7%, aunque la mayor parte de las muestras está

comprendida entre 70 y 80%, alto a muy alto conte-nido en potasio y un tren de correlación bien marca-do entre alúmina y sílice. Las rocas son transicionalesentre los campos peraluminoso y metaluminoso, sien-do clasificadas por Rapela y Pankhurst (1993) comotransalcalinas.

Se han esgrimido diferentes mecanismos paraexplicar los enormes volúmenes involucrados en losepisodios volcánicos del Triásico y Jurásico dePatagonia Extraandina. Extensión regional acompa-ñada por vulcanismo sintectónico proveniente defusión cortical fue el modelo descripto por Uliana etal. (1985), por el que se explica la muy baja propor-ción de rocas básicas a intermedias que se hallan enla base de estos episodios, en relación con los gran-des volúmenes de rocas ácidas, principalmenteignimbríticas, producto de un sistema magmático muyenergético que actuó concomitantemente con exten-sión cortical. A la extensión y fusión cortical comomecanismo de origen de este vulcanismo tambiénadhirieron Bruhn et al. (1978) y Gust et al. (1985).Los estudios geoquímicos e isotópicos realizados porStorey y Alabaster (1991) y principalmente porRapela y Pankhurst (1993) indican una provenienciadel material magmático del manto litosférico enri-quecido o de una corteza inferior básica. Esta últimaposibilidad contrasta significativamente con la sus-tentada por Uliana et al. (1985). Estudios más re-cientes de Rapela y Pankhurst (1994), sobre la basedel análisis de relaciones iniciales de 87Sr/86Sr, con-cuerdan en que estos magmas tienen una derivaciónde rocas básicas proterozoicas de la corteza infe-rior. En estos trabajos, los procesos extensionalesinvolucrados representan el preanuncio de la frag-mentación del Gondwana occidental. Page y Page(1993) aportaron un proceso geotectónico diferen-te para sustentar el origen de estos episodios, yaque involucran como actor principal, y quizás el cau-sante de los procesos extensionales, a la conver-gencia del margen occidental del Gondwana, inter-viniendo la fusión parcial de la corteza como fuen-te de los magmas ácidos del este del Macizo Nord-patagónico.


Las rocas de esta facies ácida se apoyan endiscordancia sobre las de los plutones La Laguna yLa Verde, integrantes del Complejo PlutónicoPailemán, relaciones observadas en el camino entreArroyo de la Ventana y Arroyo Los Berros y al nor-te y este de esta localidad, y sobre las Vulcanitas


Monasa, relación claramente observable en los al-rededores de la estancia homónima y al sur de LosBerros. Son cubiertas en discordancia angular porlos depósitos continentales del Grupo Chubut, comose puede apreciar en la zona del arroyo Cona y alsur y este de Cona Niyeu.


La asignación de una edad para este episodiovolcánico se puede sustentar principalmente sobrela base de las dataciones radimétricas. Los restosde Estheria, hallados en el límite sur de la Hoja, noson determinativos de edad por el amplio biocrón delgénero, que va desde el Silúrico?, Devónico tempra-no al Reciente (Shrock y Twenhofel, 1953).

Las relaciones estratigráficas -sobre las unida-des del Complejo Plutónico Pailemán e infrayaciendoal Grupo Chubut- permiten acotar la edad entre elPérmico tardío - Triásico temprano y la parte altadel Cretácico temprano.

En la región abarcada por la Hoja se cuentacon una datación radimétrica efectuada en unaignimbrita riolítica de Campana Mahuida, que dio unaantigüedad de 170 ± 10 Ma, Jurásico medio.

En áreas vecinas, Ardolino y Franchi (1996)asignaron esta unidad al Triásico superior- Jurásicomedio, teniendo en cuenta el registro de 24 edadesradimétricas compiladas por Cortés (1981a, 1987).Éstas abarcan desde 211 hasta 153 Ma, correspon-dientes al lapso Triásico tardío - límite Jurásico me-dio a tardío, tomando como base la escala IUGS(1989). Para la región de Sierra Grande, Busteros etal. (1998) registraron dataciones que varían entre211 y 163 Ma, reconociendo una mayor concentra-ción de valores en el entorno de 182 Ma.

Estudios geocronológicos llevados a cabo porRapela y Pankhurst (1993), sobre la base de isocronasRb/Sr, en varias localidades del Macizo Nordpata-gónico, restringen el vulcanismo ácido de Marifil alintervalo 188 - 174 Ma, tomando los errores máxi-mos, con valores progresivamente mas jóvenes des-de el norte al sur del Macizo.

Concluyendo, el vulcanismo que originó al Com-plejo Marifil se habría desarrollado entre el Triásicotardío y el final del Jurásico medio, o bien entre elJurásico temprano y el medio.

Numerosos trabajos hacen referencia a la co-rrelación de las unidades volcánicas del Triásicoy Jurásico de Patagonia Extraandina (entre otros,Llambías et al., 1984; Uliana et al., 1985; Gust etal., 1985; Franchi et al., 1989; Page y Page, 1993)

sobre la base de criterios litológicos, cronológi-cos, litoestratigráficos y geoquímicos, en particu-lar para el caso del Complejo Marifil, con el Gru-po Bahía Laura del Macizo del Deseado y con laFormación Lonco Trapial del oeste del Chubutextraandino.

2.3.3. CRETÁCICO

GRUPO CHUBUT (7)Tobas, conglomerados, areniscas, pelitas

A esta unidad se asignan las sedimentitas conti-nentales cretácicas que afloran principalmente en elsuroeste de la Hoja.

Antecedentes

Lesta (1968) uniformó las distintas denomi-naciones propuestas para las rocas piro y epiclás-ticas cretácicas continentales de la cuenca delGolfo San Jorge, proponiendo el nombre Grupodel Chubut. Homologó así el de Formación Chu-butense dada por F. Ameghino (1898), quien sus-tituyó el término Areniscas Abigarradas otorgadopor C. Ameghino (1890). Sin embargo, fue la de-nominación dada por Keidel (1917), Estratos conDinosaurios, la que perduró hasta la década del‘50. Por esos años, en trabajos regionales realiza-dos por geólogos de YPF (Ferello y Tealdi, 1950;Ferello, 1951; Ferello y Scocco, 1952, entre otros)se comenzó a dividir a estos depósitos en unida-des menores, que son las que sintetizó y redefinióLesta (1968), adecuándolas al Código de Nomen-clatura Estratigráfica.

Nakayama et al. (1979), en su estudio sobre laconstitución geológica de la región nororiental delChubut, incluyeron a la continuación austral de estaunidad en el Miembro Cerro Barcino de la Forma-ción Gorro Frigio, de acuerdo a la estratigrafía delgrupo realizada por Chebli et al. (1976). Esta divi-sión en diferentes unidades formacionales, compues-ta cada una por diversos miembros, fue modificadapor Codignotto et al. (1979).

Andreis et al. (1989) utilizaron la denominaciónFormación Cerro Barcino para los depósitos del Gru-po Chubut aflorantes en la zona de la estancia LosAlamitos y alrededores y en varios asomos dentrode la Hoja Cona Niyeu.

Ardolino y Franchi (1996) también adoptaronese nombre para los depósitos de la zona de Telsen,siguiendo el esquema de Codignotto et al. (1979).

Cona Niyeu 17

Se reconoce, no obstante, la dificultad en asignar auna unidad estratigráfica menor los depósitos delGrupo Chubut en esta región, debido a la gran dis-tancia entre ella y las secciones tipo de las forma-ciones propuestas para dicho grupo en el curso me-dio del río homónimo, a las frecuentes y bruscasvariaciones laterales que presentan las sedimenti-tas, típicas de los ambientes continentales de ener-gía relativamente alta y a la posición de borde decuenca de estas rocas, con los consiguientesacuñamientos y truncamientos de bancos, que difi-culta aún más las correlaciones con las unidades delcentro del Chubut.

La descripción de la unidad se efectuó tomandocomo base la realizada por Franchi y Sepúlveda(1983), a la que se le adicionaron nuevas observa-ciones en el oeste de Cona Niyeu.

Para el área abarcada por esta Hoja se con-tó como antecedentes de la unidad, además delcitado en el párrafo anterior, con los trabajos deFlores (1957), quien la denominó Serie del CerroCastillo y con una breve descripción de Andreiset al. (1989).

Distribución areal

En la comarca, el Grupo Chubut aflora en am-bas márgenes del arroyo Cona; al este y oeste deCona Niyeu, hasta el salitral Grande; en las inme-diaciones de Dos Cerros, en las márgenes de la la-guna Verde y, en asomos menos importantes, al nor-deste y noroeste de la estancia Los Alamitos.

Litología

Las rocas que forman esta unidad son tobascineríticas blanquecinas, areniscas amarillentas yrojizas, conglomerados castaño claro y arcilitas gri-ses y verdosas.

En las inmediaciones de la estancia La Salada(ex puesto Gianni), en discordancia sobre las rocasdel Complejo Marifil, un conglomerado de dos a tresmetros de potencia formado casi exclusivamente porclastos de ignimbritas riolíticas, redondeados y detamaño de hasta 40 cm de eje mayor, con matrizarena fina, inicia la depositación de este grupo. Lomismo ocurre unos nueve kilómetros al sureste deallí, sobre la continuación de la ruta provincial 8 (Chu-but), donde conglomerados similares a los anterio-res, de color amarillo claro, portadores de troncossilicificados, sobreyacen en discordancia a ignimbri-tas riolíticas.

Al sur de la estancia Monasa el Grupo Chubuttambién comienza con cinco metros de conglomera-dos formados por clastos subangulosos de rocas delComplejo Marifil, que es el subyacente de las psefi-tas.

En la margen izquierda del arroyo Cona, sobre elComplejo Marifil ascendido por falla, este grupo estácompuesto por intercalaciones de conglomerados,areniscas finas hasta sabulíticas, blanquecinas y roji-zas y limolitas amarillentas. En las cercanías del planode falla los bancos inclinan 20º a 25º al oeste, disminu-yendo paulatinamente esos valores en dirección alponiente, hasta una posición subhorizontal.

Poco al oeste de Cona Niyeu y a la misma lati-tud, fue levantado un perfil parcial de esta entidad.No están expuestos ni la base ni el techo, la primerapor estar cubierta y el segundo por haber sidoerodado. De cualquier forma, el mismo es demos-trativo de las alternancias litológicas que presentaesta unidad.

Arriba

2,00 m Conglomerado polimíctico castaño claro arosado, espeso, macizo, matriz arenosatobácea y cemento silíceo, inmaduro. Losclastos son de tobas e ignimbritas riolíti-cas y riolitas del Complejo Marifil y de are-niscas de niveles inferiores de este grupo,con redondeamiento bueno a regular has-ta subanguloso. El tamaño no excede de10 cm y la media es de 4 centímetros deeje mayor. Se destaca la presencia detroncos silicificados de gran tamaño.

0,30 m Toba cinerítica violácea, finamente estrati-ficada, algo arenosa en la parte inferior.

0,50 m Conglomerado polimíctico macizo. Seme-jante al anterior en cuanto a composición,aunque son más abundantes los clastosde areniscas rojas. Redondeamiento declastos bueno. Color castaño rojizo claro.

1,30 m Tufita de grano fino, en parte conglome-rádica, con clastos de hasta 10 cm de ejemayor de rocas del Complejo Marifil, dis-persos en la roca. Escasamente estratifi-cada. Color rosado claro.

1,20 m Toba cinerítica de color rojo, estratificadaen parte.

2,00 m Toba arcillosa, violácea en la parte supe-rior y rojiza en el resto, con una delgadaintercalación conglomerádica en la parteinferior del estrato.


0,20 m Toba cinerítica blanquecina, algo silicifi-cada.

2,00 m Tufita castaño rosada clara, maciza, silici-ficada en parte, en forma de bochonesdentro del estrato.

10,50 m Alternancia de tobas blanquecinas conotras castaño rosado claro, las primerasde hasta 0,20 m de espesor. En parte muysilicificadas.

5,00 m Arenisca tobácea amarillenta a verdosaclara, de grano fino, deleznable.

Base cubierta

Total 29,20 metros

Otro perfil parcial de la unidad está expuestosobre el camino de Cona Niyeu al rincón de la Sole-dad. Los estratos son tabulares, con continuidad la-teral. Desde arriba afloran allí:

4,00 m Conglomerado con laminación entrecru-zada, constituido por clastos redondea-dos de vulcanitas del Complejo Marifil,de no más de 10 cm, y de areniscasrojas del mismo Grupo Chubut, de nomás de 50 centímetros. Tiene intercala-ciones lenticulares de hasta 30 cm deespesor de areniscas medianas a grue-sas, rojas.

0,30 m Areniscas sabulíticas blanquecinas.5,00 m Arcilitas castaño claro.2,00 m Areniscas rojas con importante aporte

piroclástico, de grano mediano, bienconsolidadas, con concreciones esfe-roidales de 1 cm decoloradas a blan-quecino.

2,00 m Areniscas blanquecinas de grano fino, enalgunos tramos teñidas de rojo por lasareniscas superiores.

10,00 m Limolitas rojas, laminadas, con intercala-ciones que no superan los 10 cm de es-pesor de areniscas rojas de grano fino.Cortan los estratos guías de síliceamorfa y cristalina de medio centímetrode espesor.

A unos cinco kilómetros al noroeste de la es-tancia Los Alamitos, en los alrededores de una ex-plotación fluorítica abandonada, afloran conglome-rados similares a los consignados anteriormente, conclastos de riolitas y tobas e ignimbritas riolíticas del

Complejo Marifil. No se observó la base del depósi-to, el que está cubierto por sedimentos cuaternariosde niveles pedemontanos.

Al suroeste del sitio anterior, al pie de la peque-ña meseta basáltica situada al norte de la estanciaLos Alamitos, en un paisaje suavemente ondulado,afloran areniscas rojas de grano grueso y por enci-ma dos a tres metros de tobas arenosas violáceascon improntas mal conservadas de tallos y hojas ytrozos grandes de troncos silicificados. Sobreyacena estos depósitos areniscas finas de la FormaciónLos Alamitos.

Rocas referidas a esta unidad afloran en las cer-canías de Dos Cerros, al sureste de los mismos.Asoman allí tobas blanquecinas y areniscas tobáceasde color rojo a borravino, muy cubiertas por coluvio.

Finalmente, secciones de este grupo aparecenen las márgenes de la laguna Verde, al sureste deCona Niyeu. Los afloramientos están constituidospor tobas blanquecinas a amarillentas, areniscas ro-jas de grano mediano y conglomerados con clastosdel Complejo Volcánico Marifil, subangulosos asubredondeados. El espesor es de unos 15 metros.

Para la región de la estancia Los Alamitos yalrededores, estancia El Mirador y área al este deCona Niyeu, Andreis et al. (1989) describieron aesta unidad compuesta por abundantes conglomera-dos clasto soportados, finos a gruesos, polimícticos,con clastos derivados de rocas del Complejo Marifil,escasos cenoglomerados, areniscas líticas no muyhabituales, tabulares o laminadas, aunque tambiénpueden ser macizas o poseer estructuras entrecru-zadas y pelitas y tobas macizas o, menos común-mente, laminadas. Las rocas están ordenadas en ci-clos métricos estrato y grano decrecientes.

En el valle del arroyo Cona el espesor de estosdepósitos puede llegar a unos 80-100 metros. Haciael este la potencia disminuye notablemente, ya queen la zona de la estancia Los Alamitos la misma secalcula en aproximadamente 20 metros.

La posición de los bancos es, casi siempre,subhorizontal. En los alrededores del puesto Giannise midieron inclinaciones de 10º a 11º al nordeste, enun conglomerado basal de esta unidad. En la mar-gen izquierda del arroyo Cona se observaron valo-res relativamente altos de inclinación, entre 15º y20º, debido a fallamiento.

En la zona, esta unidad es particularmente po-bre en contenido faunístico. Sólo se registró el ha-llazgo efectuado por Casamiquela de huesos dedinosaurios pertenecientes a un ejemplar del géneroLaplatasaurus, en el paraje El Dinosaurio, aproxi-

Cona Niyeu 19

madamente en el sitio del primer perfil transcripto,al oeste de Cona Niyeu (Casamiquela, comunica-ción verbal).

Son abundantes, en cambio, los restos de tron-cos silicificados que se hallaron en estos estratos,particularmente en los niveles de conglomerados yareniscas gruesas. Se observaron improntas indeter-minables de hojas y tallos, en tobas arenosas queasoman al noroeste de la estancia Los Alamitos.

Ambiente

Las rocas del Grupo Chubut en esta región fue-ron depositadas en ambiente continental fluvial. Lapresencia de abundantes conglomerados y arenis-cas gruesas revela condiciones de alta energía delagente de transporte. El tamaño y las característi-cas texturales de los clastos son coherentes con laposición de borde de cuenca del Grupo en esta re-gión. Aquellas rocas predominan netamente sobrelas pelitas, de posible ambiente lagunar. Medidas depaleocorrientes en conglomerados determinadas porAndreis et al. (1989), indican una dirección de co-rrientes del oeste al este.

La gran abundancia de estratos tobáceos inter-calados en las epiclastitas revela una actividad vol-cánica importante y continua durante la depositación.


Las rocas del Grupo Chubut se apoyan en dis-cordancia angular sobre las vulcanitas del ComplejoMarifil, como se puede apreciar en los alrededoresde Cona Niyeu. El contacto con la Formación LosAlamitos sólo se observó al noroeste de la estanciahomónima y es difícil de precisar, ya que lameteorización de las sedimentitas más modernasproduce una cubierta que dificulta la visión de la re-lación entre ambas unidades. Si bien en algunos tra-bajos (Franchi y Sepúlveda, 1983; Bonaparte et al.1984) se interpretó que entre ambas unidades exis-tía concordancia, Andreis (1987) y Andreis et al.(1989) sostuvieron que podría haber existido una in-terrupción de los procesos depositacionales debidoa la acción de los movimientos subhercínicos.


Tradicionalmente estas sedimentitas fueron asig-nadas al Cretácico. Para Wichmann (1927 c) sonsenonianas. Flores (1957), que las estudió con detalle,opinó que pertenecen al Cretácico. Nuñez et al. (1975)

las ubicaron en el Cretácico tardío. Nakayama et al.(1979) determinaron para la Formación Gorro Frigio,continuación meridional de las sedimentitas de estaunidad del valle del arroyo Cona, una edad cretácicatemprana. Para los afloramientos de la región de Telsen,Ardolino y Franchi (1996) les otorgaron edad postaptiana a cenomaniana, quizás hasta turoniana, sobrela base de su posición estratigráfica por debajo de losestratos senonianos de la Formación La Colonia y deconsideraciones bioestratigráficas. Éstas consideracio-nes se refieren a la asignación al Cenomaniano, conreservas, de las secciones cuspidales del Grupo Chu-but en la región del bajo de la Tierra Colorada, por par-te de Lapido y Page (1979), teniendo en cuenta unaasociación de pteridofitas y angiospermas hallada enesas capas. Para convenir la edad, también se han con-templado las ideas de Codignotto et al. (1979) quienessostuvieron que las unidades que constituyen el GrupoChubut son progresivamente más jóvenes hacia el este.

El Grupo Chubut se ha correlacionado tradicio-nalmente, desde el punto de vista litológico ycronoestratigráfico, con el Grupo Neuquén, aflorantedesde el sur de Mendoza hasta el centro de Neuquény noroeste de Río Negro. También se puede homo-logar con la Formación Angostura Colorada,descripta originalmente por Volkheimer (1973), quienasí denominó a los depósitos de la región de Lipetrén,en el oeste del Macizo Nordpatagónico, que habíansido asignados al Grupo Chubut, limitando éste a laregión abarcada por la cuenca del Golfo San Jorge.

Formación Los Alamitos (8)Areniscas, pelitas, margas, tobas, conglomerados,coquinas

Con este nombre, Franchi y Sepúlveda (1983)propusieron llamar a las sedimentitas intercaladasentre los depósitos del Grupo Chubut y los de la For-mación Roca, aflorantes en la región de Cona Niyeu.La denominación proviene de la estancia homónima,situada en la parte sudeste de la Hoja y a unos cincokilómetros al sudoeste del perfil tipo de esta unidad,en el cerro Cuadrado. El término fue formalizadopor Bonaparte et al. (1984), quienes aportaron elmapa geológico del área tipo de la unidad y la prime-ra descripción de parte de la fauna de vertebradoshallada en ella. La singularidad litológica de la uni-dad en esta región y el hallazgo y colección de nu-merosos restos de vertebrados por parte de Franchiy Sepúlveda (1983) llevaron al reconocimiento sis-temático de la formación por parte de Bonaparte yequipo de colaboradores, tarea que se tradujo en más


de una decena de contribuciones. Los trabajos máscompletos de esta unidad desde el punto de vistaestratigráfico y paleoambiental fueron realizados porAndreis (1987) y Andreis et al. (1989). Los nume-rosos estudios faunísticos de ejemplares hallados enestos estratos, además del de Bonaparte et al. (1984),corresponden a Bonaparte y Soria (1985), Bonaparte(1986, 1987), Cione (1987), de Broin (1987), Báez(1987), Albino (1986, 1987), Powell (1987) yBonaparte y Rougier (1987). Esta profusión de tra-bajos estratigráficos y paleontológicos se debe, enparte, a la gran cantidad y variedad de fósiles de laFormación Los Alamitos y también al descubrimientoen ella de restos del primer mamífero cretácico dela Argentina.

Seguramente Flores (1957) reconoció estos te-rrenos, a los que incluyó en sus capas marinassenonianas. Núñez et al. (1975) reunieron a los tér-minos inferiores de estas sedimentitas en el GrupoNeuquén y a los superiores en la Formación Coli Toro.

En el rincón de Comicó, en algunos sectoresdistales de los depósitos de remoción en masa quemarginan la meseta de Somún Curá, afloransedimentitas atribuidas a la Formación Coli Toro. Sonmayormente pelitas y areniscas de grano fino, decolores amarillentos y verdosos claros que partici-pan de los depósitos de deslizamientos rotacionales(foto 1).

Distribución geográfica

Afloran las rocas de la Formación Los Alamitosal este de Cona Niyeu, en los alrededores de la estan-cia La Salada (ex puesto Gianni), en el perfil expues-to al sureste de la estancia Monasa, en asomosdiscontinuos a lo largo de la ruta entre Cona Niyeu yArroyo de la Ventana, desde el primer pueblo hastaunos cinco kilómetros al poniente de la estancia ElCharabón, en los alrededores de la estancia Bustos,al sur y sudeste de la estancia Aguada del Picaso, alnordeste de la estancia Los Alamitos, al norte del pues-to Crespo, en el bajo Hondo, en los alrededores de lasestancias El Mirador y Campana Mahuida y, en ge-neral, a lo largo de todo el borde de la meseta deSomún Curá, muy cubiertos por acarreo basálticomoderno y removidos de su posición original por losasentamientos tan comunes en el borde de la meseta.

Litología

La litología de esta formación ha sido tratadaen Franchi y Sepúlveda (1983), Bonaparte et al.

(1984), Andreis (1987) y Andreis et al. (1989). Enestos trabajos se representaron cerca de una dece-na de perfiles de la unidad, con consideraciones es-tratigráficas y composicionales, áreas de provenienciade los materiales clásticos, entre otras, por lo quesólo se dará un resumen de las principales caracte-rísticas.

Los afloramientos más completos aparecen enel cerro Cuadrado, área tipo de la formación. Allí sehalla el perfil tipo, con 94 m de espesor total. En losrestantes asomos de la Hoja la unidad aflora par-cialmente.

Areniscas, pelitas y margas son los constituyen-tes principales. En menor proporción hay niveles detobas. Son escasos los estratos de conglomerados ycoquinas.

Andreis et al. (1989) diferenciaron dos miem-bros. El inferior es el de mayor variedad litológica yestá formado por estratos tabulares de areniscas,pelitas, tobas, margas y conglomerados. Los colorespredominantes son los amarillentos, rojizos y casta-ños. El miembro superior está integrado principal-mente por estratos tabulares de rocas de grano fino- pelitas, margas, tobas en menor proporción -conocasionales estratos de coquinas, de colores amari-llentos, castaños y verdosos.

El contenido fosilífero es muy rico, tanto encantidad como en variedad (ver lista de trabajos enel sector Antecedentes). De los dos miembros di-ferenciados, el inferior es el de mayor abundanciade restos. Se hallaron ejemplares de hadrosaurios,saurópodos, terópodos, mamíferos, peces, quelonios,ofidios, cocodrilos, anuros, bivalvos y restos vege-tales. En cambio, el miembro superior es notoria-mente menos fosilífero, con aislados estratos del-gados de coquinas de gastrópodos y ocasionaleshadrosaurios. Las notables características de es-tos depósitos en cuanto a diversidad y grado evolu-tivo de las especies halladas y su peculiar grado deasociación, llevaron a Bonaparte (1986) a propo-ner la edad local Alamitense para insertar esta va-liosa fauna en un contexto cronoestratigráfico denivel continental.

Ambiente

El ambiente en que se originó la formación fueinicialmente lacustre somero, cercano a la costamarina y con influencia de ella. Eran probablementeplanicies costeras bajas, con cuerpos de agua dulcey algunos canales fluviales durante la depositacióndel miembro inferior. Para el miembro superior se

Cona Niyeu 21

habría incrementado la influencia marina, con desa-rrollo de extensas planicies de marea, con aguas desalinidad normal y oxigenadas, cuerpos albuféricosy ocasionales depósitos de canales fluviales y tam-bién escasos estratos originados por tormentas(Bonaparte et al., 1984; Andreis, 1987; Andreis etal., 1989). La presencia de estratos de tobas indicaaportes importantes de material piroclástico proce-dente del arco magmático occidental activo, decre-ciendo hacia el tope de la unidad (Andreis et al.,1989; Spalletti et al., 1993b).


La formación se apoya sobre el Grupo Chubuten aparente concordancia, relación observada alnoroeste de la estancia Los Alamitos, aunque estarelación no está claramente definida. Al respecto,Andreis (1987) sugiere una probable discordanciaentre ambas unidades, mientras que Andreis et al.(1989) suponen una interrupción de los procesosdepositacionales entre las mismas, como respuestaa los movimientos subhercínicos. En este sentido,se revelan como muy importantes las observacio-nes de González y Ardolino (1996) sobre la exis-tencia de una muy suave discordancia angular en-tre los depósitos del Grupo Chubut y los de la For-mación La Colonia en la región del arroyo MirasolChico y del cerro El Buitre, al suroeste de Telsen,en Chubut. Como se verá, las Formaciones LaColonia y Los Alamitos son estrechamentecorrelacionables.

La Formación Los Alamitos está cubierta endiscordancia de erosión por los depósitos marinosde la Formación Roca, como se aprecia en el bajoHondo.


Tradicionalmente adjudicados al Senoniano(Wichmann, 1927 c), las interpretaciones paleon-tológicas, especialmente de los hadrosaurios, reali-zadas por Bonaparte et al. (1984) llevaron a preci-sar la edad de esta unidad en el lapso campaniano -maastrichtiano temprano.

Estos depósitos formarían parte del Senonianolacustre de Wichmann (1927 c). Soncorrelacionables con la Formación Coli Torodescripta por Coira (1979) para la zona de Ingenie-ro Jacobacci, con la que guarda similitudeslitológicas y paleontológicas. Se puede homologarcon asomos de la Formación Coli Toro de la región

de Valcheta y Chipauquil, estudiados por Nuñez etal. (1975). También guardan estrecha afinidad conlos depósitos de la Formación La Colonia, afloranteen el sector suroriental de la meseta de SomúnCurá, siendo ambas unidades correlacionableslitológica y cronológicamente (Ardolino y Delpino,1987; Ardolino y Franchi, 1996).

La sección superior de la formación seríacorrelacionable con los asomos de sedimentitas ma-rinas del Cretácico superior de El Caín, localidad si-tuada a unos 120 km al oeste de Cona Niyeu (Franchiy Sepúlveda, 1983; Andreis et al., 1989).

2.4. CENOZOICO

2.4.1. PALEÓGENO

2.4.1.1. Paleoceno

Formación Roca (9)Areniscas, pelitas, coquinas

Antecedentes

El nombre de esta unidad deriva de “EtageRocanéen», denominación dada por Ihering (1903b) a los depósitos marinos fosilíferos aflorantes alnorte de General Roca. Previamente, se habían re-ferido a ellos Doering (1882), quien los citó por pri-mera vez, y Roth (1899) que los interpretó comouna intercalación en los Estratos con Dinosaurios.Con posterioridad, esta clásica unidad fue objetode numerosas contribuciones (Ihering, 1902a y b,1903a; Burckhardt, 1901-1902; Wilckens, 1905;Ameghino, 1906; Windhausen, 1914, 1918, 1922;Groeber, 1919; Schiller, 1922). Weaver (1927) fueel primer investigador en utilizar la denominaciónRoca Formation. Uno de los problemas básicosque ofrecían estos depósitos estaba referido a suedad, cretácica superior para algunos autores, da-niana para otros, o bien constituyendo el pasaje delCretácico al Terciario. Esta controversia, a la quecontribuyó sustancialmente Groeber (1939, 1956,1959), fue en gran parte solucionada debido a lostrabajos de Bertels (1969), quien ubicó el estratotipode la formación y demostró su edad daniana. Paramayores datos sobre los riquísimos antecedentesde esta unidad se remite a Camacho (1992), quienefectuó una prolija y exhaustiva recopilación y re-visión de los mismos.

En la región de Cona Niyeu, cabe el mérito aFlores (1957) de revelar la presencia de terrenos


marinos por primera vez en la comarca, a los quedenominó Capas Marinas Senonianas. Por las ca-racterísticas litológicas que describió, se puede su-poner que incluyó allí a las Formaciones Roca y LosAlamitos.

El segundo investigador en observar la presen-cia de estas sedimentitas marinas en la región fueseguramente Croce (1963). En la ilustración de unperfil geológico de las cercanías de Cona Niyeu, le-vantado por dicho autor, figura un estrato con fósilesmarinos que, por la posición que ocupa en la colum-na, casi con certeza corresponde a esta unidad. Contodo, la primera mención formal aunque somera deesta entidad en la zona de Cona Niyeu fue hechapor Nuñez et al. (1975).

Para la descripción de esta formación se tomócomo base la realizada por Franchi y Sepúlveda(1983), con el aditamento de nuevas observacionesen los afloramientos del cerro Chara. También setuvieron en cuenta las observaciones realizadas porRavazzoli (1976a, 1976b, 1982) en la región orientalde la Hoja.

Distribución areal

La formación aflora sólo en algunos sectoresde los faldeos de la meseta de Somún Curá.

Asomos extensos se hallan al poniente delpuesto Ñancucheo, al nordeste del paraje Cam-pana Mahuida; en los bajos de Platero y Hondo yen el puesto Durazno. De menor importancia sonlos que están al noroeste de la estancia LosAlamitos, en los alrededores de los puestosContreras y Bustos en el rincón del arroyo Verdey en el arroyo Lonco Vaca. Otros afloramientosestán situados en los alrededores de El Tembrao.Un pequeño asomo se halla en la Alta Sierra delSomún Curá, puesto a la luz a raíz de la intrusióndel cerro Chara.

Litología

Las rocas que forman esta unidad son arenis-cas de grano fino a grueso hasta sabulitas, algunascoquinoideas, y pelitas en parte tufíticas. Los colo-res predominantes son castaño amarillento claro yblanco grisáceo. Hay algunos estratos de color mo-rado.

A unos cuatro kilómetros al este del puestoÑancucheo, al nordeste de Campana Mahuida, sepuede apreciar un buen perfil, aunque parcial, deestas sedimentitas. Es como sigue:

ArribaGrupo SarmientoDiscordancia erosiva

Formación Roca

6,00 m Arenisca limolítica verde amarillento, conescasos fragmentos de valvas.

3,00 m Arenisca tobácea pardo rojizo a amarillen-to, con restos y moldes de bivalvos

3,00 m Arenisca de grano grueso castaña amari-llento con moldes de bivalvos y restos deGryphaea miradorensis Pet.

2,50 m Arenisca de grano fino a mediano, amari-llenta, con abundantes fósiles (Linthiajoannis- böhmi Opp., Gryphaeamiradoensis Pet., moldes de turritélidos ybivalvos, ostrácodos del géneroHuantraiconela prima Bertels, foraminífe-ros indeterminables y espinas de equino-dermos).

5,00 m Arenisca de grano mediano, calcárea,amarillenta, con moldes de pectínidos,erizos, moldes de briozoarios y abundan-tes ejemplares de Gryphaeamiradorensis Pet.

Base cubiertaTotal 16,50 metros

En el bajo de Platero la formación aflora princi-palmente en la parte oriental. Está compuesta porareniscas moradas en la parte inferior y blanqueci-nas en la superior, con intercalaciones pelíticas. Lasareniscas moradas son portadoras de numerososejemplares de Ostrea aff. pyrotheriorum Ih. y frag-mentos de pectínidos y bivalvos.

En el bajo Hondo esta unidad aparece muy cu-bierta por coluvio, siendo escasos los sitios donde sepueden efectuar buenas observaciones. Aproxima-damente en el centro de la parte oriental se levantóel siguiente perfil:

ArribaGrupo SarmientoDiscordancia erosiva

Formación Roca

0,50 m Arenisca amarillenta de grano mediano agrueso, fundamentalmente de cuarzo su-bredondeado, matriz pelítica escasa y

Cona Niyeu 23

cemento calcáreo, con escasos fragmen-tos de valvas.

0,90 m Arenisca de grano mediano a grueso, enparte sabulítica, cemento calcáreo y ma-triz pelítica, color pardo verdoso claro.Contiene restos de Ostrea aff.pyrotheriorum Ih., Dentalium intermediumPhill., Gryphaea miradorensis Pet. y res-tos de valvas escasos.

2,50 m Arenisca de grano mediano a grueso, enparte sabulítica, castaño claro, con lentesde coquina con estratificación laminargrosera, en parte entrecruzada.

Discordancia erosivaFormación Los Alamitos

La fauna de los tres afloramientos descriptosfue determinada por Blasco de Nullo y Rossi deGarcía (1976).

El minúsculo afloramiento de la Alta Sierra delSomún Curá, descubierto por Franchi y Sepúlveda(1975) no difiere mayormente en su litología de losmencionados anteriormente, ya que se trata de peli-tas con variable proporción de calcáreo, de color ama-rillento a verde claro. En cuanto a los fósiles que con-tienen dichas rocas, se exhumaron restos deCubitostrea ameghinoi Ih., Gryphaea miradorensisPet., Leda sp., Gryphaeostrea sp., dientes de celáceosy gastrópodos indeterminables (Blasco de Nullo y Levyde Caminos, 1975), foraminíferos planctónicos ybentónicos muy abundantes (Náñez, 1995) y escasosejemplares de ostrácodos en regular estado de con-servación (Echevarría, 1997).

Si bien este asomo tiene importanciapaleogeográfica, ya que amplía la distribución regio-nal de las sedimentitas marinas danianas al ámbitode la meseta de Somún Curá, la presencia de variaslocalidades donde aflora la Formación Roca en laregión de Cona Niyeu contribuye a desvirtuar la exis-tencia de un área emergida o alto topográfico en esaregión (Camacho, 1967; 1992).

En el arroyo Lonco Vaca afloran no más de 3metros de la formación. Son areniscas y areniscasconglomerádicas bien estratificadas, color blancoverdoso, con numerosos restos de valvas, en gene-ral muy fragmentadas. Se reconocieron, sin embar-go, ejemplares de Cubitostrea ameghinoi Ih.(Ravazzoli, 1976a).

Al este del paraje Numucó, la formación alcan-za 20 metros de espesor y está integrada por arenis-cas conglomerádicas calcáreas y areniscas finas

limosas, con abundante megafauna, representada porOstrea sp. y Gryphaea concors Ih. (Ravazzoli,1982).

Un afloramiento importante es el situado en elparaje El Tembrao, descripto por Ravazzoli (1982) yArdolino et al. (1988). Está compuesto por arenis-cas conglomerádicas calcáreas amarillentas, con unespesor de 40 metros. Contiene una megafauna si-milar al anterior y una microfauna de ostrácodos conPlatycosta hazeli Ber., Rocaleberis nascens Ber.y Hermanites? huantraicoensis Ber. Su importan-cia radica en las venas, lentes y cuerpos más o me-nos informes de aragonita, intercalados o cortandolos estratos rocanenses. Este material se ha explo-tado comercialmente en forma artesanal, por su va-lor como roca ornamental, considerándose potencial-mente apta por el hermoso aspecto que adquiere unavez pulida.

El perfil del puesto Durazno fue descripto porRavazzoli (1976b). Afloran allí areniscas conglome-rádicas calcáreas de color gris claro, con pectínidos,briozoarios y equinodermos y los ostrácodosPlatycosta hazeli Bertels y Rocaleberis nascensBertels, y areniscas finas, limosas, verde amarillen-tas, con intercalaciones muy delgadas (4 cm) de ar-cilitas gris claro.

Los afloramientos situados en las cercaníasdel ángulo noroeste de la Hoja fueron estudiadospor Ravazzoli (1976a) y están integrados por are-niscas calcáreas con abundantes valvas tritura-das de Ostrea sp, pectínidos, briozoarios y equi-nodermos.

Los depósitos de la Formación Roca en estaregión son, en general, poco potentes. El mayor es-pesor fue medido en el perfil situado en el paraje ElTembrao con 40 m, sin aflorar la base de la unidad.En el bajo Hondo, con piso y techo definidos, sólotiene 5,40 metros.

La posición de los estratos es subhorizontal. Aligual que ocurre con la Formación Los Alamitos, enlos bordes de la meseta de Somún Curá se puedenhallar capas inclinadas, producto de deslizamientosrotacionales.

Paleontología

Casi como una norma, los afloramientos de laFormación Roca son particularmente fosilíferos.Los de esta región no escapan a la regla, por loque los muestreos orientativos y expeditivos rea-lizados determinaron la colección de numerososejemplares.


Los megafósiles hallados en esta formación enla Hoja son: Cubitostrea ameghinoi Ih., Gryphaeamiradorensis Pet., Dentalium intermedium Phil.,Ostrea aff. pyrotheriorum Ih., Leda sp.,Odontogryphaea sp., Lintia joannis-böhmi Opp.,Ostrea sp. y Gryphaea concors Ih., restos frag-mentados de pectínidos, dientes de celáceos, gastró-podos indeterminables, espinas de equinodermos yforaminíferos indeterminables (Blasco de Nullo yLevy de Caminos, 1975; Blasco de Nullo y Rossi deGarcía, 1976).

Ostrácodos de las especies Actinocythereisindigena Bertels, Costa sp, Neoveenia argenti-nensis Bertels, Anticythereis schilleri Bertels,Cytherella aff. C. bullata Alexander, Loxoconchasimilis Bertels y Wichmannella meridionalis Bertels(Echevarría, 1997), provienen del afloramiento delcerro Chara. Platycosta hazeli Ber., Rocaleberisnascens Ber. y Hermanites? huantraicoensis Ber.se hallan en el perfil de El Tembrao y los dos prime-ros también en el perfil del puesto Durazno. Del aflo-ramiento del cerro Chara provienen los foraminíferosBuliminella isabelleana, Gavelinella midwayensis,Globoconusa daubjergensis, Cibicidoides alleni,Gyroidinoides octocameratus, dentro de los másabundantes (Náñez, 1995).

Ambiente

Las sedimentitas descriptas fueron depositadasen un ambiente de costa parcialmente protegida (ba-hías), caracterizados por la asociación de estratoscarbonáticos bioclásticos con base erosiva, cuerposarenosos gruesos a sabulíticos y carbonatos finosbioturbados (Spalletti et al., 1993a). Estos autoresla denominaron asociación de ambiente de transi-ción, donde imperaban condiciones de energía cam-biantes en la cuenca de sedimentación, la que reci-bía considerable aporte detrítico desde las áreasemergidas. La identificación de niveles de carbona-tos bioclásticos con transporte traccional en canalesse vincula con corrientes mareales. Algunas orien-taciones al este permiten sugerir el dominio de co-rrientes de retorno, aceptando una transgresión delAtlántico.


El sustrato de la Formación Roca en la Hoja esla Formación Los Alamitos, a la que cubre en dis-cordancia erosiva. La sobreyace el Grupo Sarmien-to, también en discordancia de erosión. No se ob-

servó en ningún lugar la relación con la FormaciónArroyo de las Pinturas, aunque es probable que en-tre ambas haya otra discordancia erosiva.


La edad de la Formación Roca fue y es objetode controversias. Así, como está expuesto en lassíntesis efectuadas por Camacho (1992) y Spallettiet al. (1993a), mientras algunos autores opinan quees del Daniano, otros extienden su duración al lapsomaastrichtiano - daniano y finalmente algunos sos-tienen su edad maastrichtiana.

Los afloramientos de la región de Cona Niyeu,se han adjudicado al lapso maastrichtiano-daniano(Núñez et al., 1975; Franchi y Sepúlveda, 1975, 1983;Bonaparte et al., 1984) y en revisiones posteriores,al Daniano (Franchi et al., 1984).

Estudios recientes sobre esta unidad (Camacho,1992; Spalletti et al., 1993a) consideran a la Forma-ción Roca de edad daniana, sobre la base de cam-bios en el contenido faunístico y facies sedimentariascontrapuestas. Para Camacho (1992) las faunas delos depósitos del Cretácico superior y Daniano delnorte de la Patagonia Extraandina están claramenteseparadas y ninguna contiene elementos de la otra.Spalletti et al. (1993a) coincidieron en marcar loscambios en las asociaciones faunísticas, a los quesuman las características sedimentarias diferentesde las unidades cretácicas tardías y danianas. Mien-tras que las primeras son típicas de ambientesmareales y de offshore, las danianas correspondena medios transicionales (como es el caso de los aflo-ramientos de Cona Niyeu) y de playa nearshore.

Estos cambios en los procesos sedimentariosse deberían a que estos dos tipos de depósitos seoriginaron por dos pulsos transgresivos diferentes,siguiendo a Camacho (1967), Bertels (1969),Stipanicic y Methol (1980), Franchi et al. (1984) ySpalletti et al. (1993a), separados por una caídabrusca del nivel del mar en el entorno del límitecretácico - terciario.

La Formación Roca ha sido correlacionada tra-dicionalmente con la Formación Salamanca, afloranteen la región de la cuenca del Golfo San Jorge. Aun-que se supuso que ésta última sería algo más mo-derna, del Daniano superior, hay evidencias paleon-tológicas que indican la presencia de Daniano infe-rior en la cuenca citada y de elementos del Danianosuperior en depósitos rocanenses (Camacho, 1992).Ambas unidades corresponderían así a una únicaingresión. Si bien algunos autores (Camacho, 1992)

Cona Niyeu 25

indican una desconexión entre las cuencassalamanquense y rocanense, la existencia de gran-des volúmenes de lavas básicas, mesosilícicas y áci-das generadas por importantes y recurrentes even-tos volcánicos desarrollados a partir del Oligocenoen la región limítrofe entre Río Negro y Chubut, po-drían estar ocultando la zona de pasaje entre las cuen-cas; así, el alto estructural no sería más que una fal-ta de registro sedimentario.

2.4.1.2. Eoceno- ¿Oligoceno inferior?

Formación Arroyo de las Pinturas (10)Areniscas, pelitas, calizas, tobas

Con este nombre se designa al conjunto de se-dimentitas marinas aflorantes en las márgenes delarroyo homónimo, al sur del rincón del arroyo Ver-de. Anteriormente fueron incluidos en la FormaciónPatagonia por Nuñez et al. (1975). Si bien litológi-camente pueden tener afinidades con las exposicio-nes de esta última unidad en la costa atlántica, pare-ce evidente que hay una diferencia entre las edadesde ambas formaciones que revela la relación conepisodios transgresivos distintos.

La denominación original, formalizada con supublicación por Franchi et al. (1984), se debe aFranchi y Sepúlveda (1983), trabajo que ha servidode guía para la descripción que sigue a continuación,transcribiéndose, con ligeros cambios, perfiles y otrasobservaciones litoestratigráficas.

Distribución areal

Esta formación sólo fue observada en el rincóndel arroyo Verde, en ambas márgenes del arroyo delas Pinturas.

Litología y contenido faunístico

Los constituyentes de la unidad son areniscas,pelitas y calizas, con variable participación de mate-rial piroclástico, que llega a formar bancos de tobas.

En la margen sur del arroyo de las Pinturas fuelevantado el perfil más completo de los escasos quequedan al descubierto, libres de escombrosbasálticos. De arriba hacia abajo, es el siguiente:

Grupo Sarmiento

1,50 m Limolita arcilloso- tobácea, color gris ver-doso. En la parte inferior se hace algo

arenosa. Se considera transicional entreambas unidades.

Formación Arroyo de las Pinturas1,90 m Arenisca de grano mediano a fino, algo

tobácea, color verdoso claro, con escasosrestos de valvas.

0,70 m Biolitita color blanco amarillento, muy fosi-lífera. Se determinaron ejemplares deIsognomon (Hippochaeta) sp., Carditespatagonica Sow., Crepidula sp.,Bathytormus sp. Ex Crassatellites) yVenericardia cf. inaequalis Phil.

6,00 m Arenisca tobácea verde amarillento, muydeleznable, con intercalaciones de arenis-ca rojiza clara en la parte media. De laparte superior se extrajeron restos deOstrea sp., Gryphaedae sp., dientes deceláceos y maxilares de rayas.

2,20 m Arenisca tobácea, color pardo amarillento,con algunos nódulos silíceos y pocosrestos de valvas indetermidables reem-plazados por sílice coloidal.

4,50 m Arenisca tobácea color verde claro, connódulos calcáreos escasos.

Total 16,80 mBase cubierta

Los fósiles del perfil citado fueron determina-dos por Blasco de Nullo y Levy de Caminos (1975).

A unos 1.000 m aguas arriba del sitio anteriorafloran tobas arcillosas de color verde claro, con unespesor de aproximadamente 15 m, de las que se ex-trajeron ejemplares de Ostrea aff. remondi Phil.,Ostrea sp. y maxilares de rayas (Blasco de Nullo yRossi de García, 1976). Entre las tobas se intercalanbancos de areniscas con potencias del orden del me-tro. Son rocas de textura clástica abierta, con clastossubangulosos a angulosos de cuarzo, calcedonia, pla-gioclasa, feldespato potásico, glauconita en agrega-dos redondeados y craquelados, escasa moscovita yepidoto y fragmentos líticos de tobas, areniscascuarzosas y vulcanitas mesosilícicas, en una matriz,15% del total de la roca, integrada por material arci-lloso y escasas ceolitas (Busteros, 1975 b).


No aflora la base de la formación. Hacia arribapasa concordantemente (transicionalmente?) a losdepósitos del Grupo Sarmiento.



La fauna hallada en estos depósitos, aunquenumerosa, no contiene elementos determinativos. Sinembargo, analizada en conjunto, se puede afirmarque corresponde al Eoceno - Oligoceno (Blasco deNullo y Levy de Caminos, 1975).

En el perfil estudiado anteriormente se observóun contacto concordante (quizás transicional) entreestas rocas y los depósitos del Grupo Sarmiento, deEdad Mamífero Deseadense y referida al Oligoceno(l.s.). A su vez, está cubierta por basaltos de la For-mación Somún Curá que, por datación radimétrica,tienen una antigüedad de 32±1 Ma, muy cercana allímite eoceno-oligoceno (36,5 Ma, IUGS, 1989; 33,7Ma, Gradstein y Ogg, 1996). De acuerdo a estas re-laciones, la Formación Arroyo de las Pinturas tendríauna edad eocena quizás hasta oligocena temprana.

Son varias las unidades marinas en todo o enparte correlacionables en edad con la FormaciónArroyo de las Pinturas que se han mencionado en laliteratura geológica de la región.

En el extremo noroccidental de la provincia deRío Negro aflora la Formación Vaca Mahuida (Ulianay Camacho, 1975), de edad eocena superior determi-nada por fósiles. Esta unidad continúa hacia el norte,en la provincia de La Pampa (Linares et al., 1980).

En la cuenca del Colorado se mencionan sedi-mentitas marinas de edad eocena superior, que cons-tituyen parte de la Formación Elvira (Zambrano, 1980).

En la parte nororiental de la provincia del Chu-but se han registrado aislados asomos de sedimenti-tas marinas del Eoceno medio (Rossi de García yLevy, 1977), correspondientes a la Formación Arro-yo Verde (Malvicini y Llambías, 1974 a). Esta uni-dad también aflora, con escasa magnitud areal, aleste-sureste de Telsen (Ardolino y Franchi, 1996).

2.4.1.3. Oligoceno- Mioceno

GRUPO SARMIENTO (11-11a)Tobas, tufitas, areniscas tobáceas, paleosuelos, con-glomerados

Esta clásica unidad de la Patagonia Extraandinafue denominada Tobas de Sarmiento por Feruglio(1938, en Feruglio, 1949-50). Con ese término, deri-vado de Colonia Sarmiento, en el centro sur del Chu-but, donde aflora en su totalidad, se reemplazaron ter-minologías informales, como tobas mamalíferas, en-tre otras. Con posterioridad, Simpson (1941) la llevó ala categoría de grupo, integrado por cuatro formacio-

nes, Casamayor, Musters, Deseado y Colhué Huapí.Estas unidades menores, a su vez, ya habían sido re-conocidas desde las primeras décadas del siglo comohorizontes. Cada una de estas formaciones está ca-racterizada por una asociación fosilífera particular,dando lugar a las faunas de Notostylops, Astra-ponotus, Pyrotherium y Colpodon. Sobre esta base,Pascual y Odreman Rivas (1973) establecieron lasedades mamífero Casamayorense, Mustersense,Deseadense y Colhuehuapense, válidas para el Ter-ciario sudamericano.

Las rocas que integran el Grupo Sarmiento es-tán ampliamente distribuidas en la Patagonia Extra-andina, desde Santa Cruz hasta Río Negro (Mazzoni,1985; Franchi y Nullo, 1986).

En la literatura geológica también se han referi-do a esta unidad bajo la categoría de formación, fun-damentalmente a partir del trabajo de Spalletti yMazzoni (1979). Esta suerte de indefinición acercadel rango de la unidad perdura hasta la actualidad.

Como antecedentes del grupo para el ámbito deSomún Curá se cuenta con la información aportadapor Núñez et al. (1975), quienes lo trataron comoFormación Collón Curá, fundamentalmente en ra-zón de una inexacta asignación de edad a los basal-tos suprayacentes y la suministrada por Ravazzoli(1976a, 1976b, 1982), Ardolino (1981, 1987), Franchiy Sepúlveda (1983) y Ardolino y Franchi (1993, 1996).

En la Hoja Cona Niyeu aflorarían las dos unida-des superiores del grupo, Deseado y Colhué Huapí,de acuerdo al esquema que desarrolló Ardolino (1981,1987; ver también Ardolino y Franchi, 1996) para laregión de Telsen, extendido luego regionalmente porArdolino y Franchi (1993).

Distribución areal

De las dos unidades presentes, la de mayor repre-sentación en la Hoja es la inferior, aflorandodiscontinuante a lo largo del borde de la meseta de So-mún Curá. Los mejores asomos se observaron al estedel puesto Ñancucheo, al nordeste de la estancia LosAlamitos, en la margen sur del arroyo de las Pinturas,en el Bajo Hondo, en la laguna Honda, al sureste delpuesto Aguada del Picaso, en el bajo de Platero, en elpuesto de N. Molina, en la subida del Naciente, en elarroyo Lonco Vaca, en los alrededores de la sierra yparaje El Tembrao, en el cañadón Tambelén, poco alsur del paraje homónimo y en el cerro Chara. En elámbito de la Hoja, los únicos afloramientos correspon-dientes a la parte superior del grupo son los del cerroCuadrado, al norte de la sierra de Apas.

Cona Niyeu 27

Litología

Es sumamente homogénea, ya que las rocas quepredominan ampliamente son las tobas y tufitas. Encantidad subordinada se hallan areniscas tobáceas.Los colores más frecuentes son los de la gama delos castaños.

Para la descripción litológica se describirán per-files levantados por Franchi y Sepúlveda (1983) yobservaciones adicionales realizadas para este le-vantamiento.

Se tratarán primero los depósitos del Grupo Sar-miento situados estratigráficamente debajo de losbasaltos de la Formación Somún Curá, correspon-dientes a la Edad Mamífero Deseadense.

A unos seis kilómetros al nordeste de la estanciaLos Alamitos se levantó un perfil de la unidad el que,de arriba hacia abajo, se transcribe a continuación:

Arriba

Formación Somún CuráDiscordancia erosiva

Grupo Sarmiento1,20 m Tufita limosa color castaño claro, con ni-

dos de insectos (¿escarabeidos?), lentesdelgadas de sílice.

3,70 m Toba cinerítica gris claro, con concrecio-nes calcáreas en los dos tercios superio-res y en el inferior nódulos de sílice dedos a tres milímetros.

0,85 m Toba cinerítica blanca, deleznable, conescasos fragmentos pumíceos tamañolapilli.

1,90 m Toba gris claro, algo silicificada en la partemedia del banco. En la base hay litoclas-tos angulosos de hasta diez milímetros desílice y vulcanitas ácidas.

0,85 m Toba silicificada verde oliva y verde grisá-ceo en el sector central del estrato, muydura, frágil, con litoclastos de sílice y vul-canitas afaníticas.

3,60 m Tufita limosa color verde amarillento claro,con lentes de arenisca castaño verdoso.En la parte superior hay grietas rellenaspor sílice coloidal y un lente sabulítico conclastos angulosos de sílice coloidal y vul-canitas afaníticas.

3,40 m Toba algo limosa castaño amarillentoclaro, con pequeños nódulos calcáreos.

0,80 m Arenisca tobácea de grano muy fino, color

castaño claro, con laminación plana yondulítica.

1,00 m Toba limosa color castaño claro a castañorosado con clastos angulosos de sílice dehasta tres milímetros en la base.

1,30 m Toba arcillosa castaño rosado claro, los0,10 m inferiores color blanco grisáceo,escasas grietas rellenas por sílice coloi-dal. En la base hay clastos de sílice y ro-cas afaníticas de hasta dos centímetros.

Total 18,60 metrosDiscordancia erosivaFormación Los Alamitos

Abajo

Otro perfil, levantado en la margen derecha delarroyo de las Pinturas, además de las característi-cas litológicas muestra las relaciones de esta unidadcon la Formación Arroyo de las Pinturas. De arribahacia abajo se encuentran:

Arriba

Formación Somún CuráDiscordancia de erosión

Grupo Sarmiento

9,50 m Paleosuelo integrado por areniscas tobá-ceas castaño claro. Abundantes nidosfósiles de insectos. Pequeños clastos desílice dispersos. La parte superior delbanco, cocida por la colada basáltica quele sucede, es de color castaño rojizo a rojoladrillo.

6,00 m Arenisca tobácea gris, castaño grisáceoen la base, maciza.

4,00 m Tufita limosa castaño rosada, friable, conpequeñas concreciones de óxidos demanganeso.

2,80 m Toba castaño blanquecina con tintes roji-zos, muy friable, escasas concreciones deóxido de manganeso.

2,20 m Tufita limosa gris perla, silicificada enparte.

1,50 m Limolita arcillo- tobácea, gris verdosa averde grisácea, arenosa en la parte infe-rior

Formación Arroyo de las PinturasAbajo


En el banco limolítico se considera que está elcontacto entre ambas unidades, que podría ser transi-cional.

Aguas arriba del perfil anterior afloran tobas ro-jizas a castaño claro, con un espesor de 10 m, maci-zas. Tienen textura vitroclástica y están integradaspor cristaloclastos de cuarzo, feldespato, escasabiotita y fragmentos líticos de pumicitas y otras ro-cas tobáceas. La mesostasis está formada por tri-zas vítreas angulosas sin alteración y material cine-rítico-arcilloso. Hay estructuras pedológicas del tipopedotúbulos, cutanes de hueco y de grano, argillanesy ferroargillanes, lo que demuestra la existencia deprocesos formadores de suelos (Busteros, 1975 b).

En el perfil del este del puesto Ñancucheo elgrupo alcanza 45 m de espesor y está integrado portobas grises y castaño rojizas, con nidos de insectos,que alternan con tobas castaño claro. Forman estra-tos macizos, de 0,50 a 2 metros de potencia. La basees la Formación Roca y el techo las lavas de la For-mación Somún Curá.

En el bajo Hondo el grupo está compuesto por30 m de tobas y tufitas castañas y grises. Debajohay tres metros de tobas de color verde claro ama-rillento a grisáceo, apoyadas en discordancia sobrelos depósitos de la Formación Roca. Aquí tambiénla unidad está cubierta por la Formación Somún Curá,en discordancia.

En la laguna Honda aparecen, bajo los basaltosoligocenos, tufitas macizas de color castaño rosadoa amarillento, con un espesor de unos 15 metros, sinaflorar la base.

En el rincón Chico, en la subida o cañadón delNaciente, la unidad está formada por tobas que for-man paleosuelos de colores castaños y castaño roji-zos. Forman estratos macizos de 1 a 2 metros deespesor y están atravesados por guías y venas desílice. Entre los niveles de paleosuelos hay arenis-cas finas, castañas, con tonos más rojizos que losanteriores, sabulíticas, compuestas por líticos devulcanitas, plagioclasa, piroxeno titanífero, ceolita,clorita y anfíbol, con importante participaciónpiroclástica y una matriz de material ferruginoso.Forman estratos de 0,50 metros. Sin asomar la base,el espesor expuesto es de solo 5 metros.

Un afloramiento importante de esta unidad esel que está situado en el cañadón Tambelén, a unos3,5 km aguas arriba del paraje homónimo. Es el si-tuado más al noroeste de cuantos se observaron enla Hoja y aún de la región de la meseta de SomúnCurá, y revela la dispersión regional que tuvieronestos depósitos. También es significativo el espesor

alcanzado en esta localidad, con alrededor de 70 m,el máximo medido en el ámbito de Somún Curá.Salvo los 8 a 10 m superiores, el perfil está constitui-do por monótonas areniscas tobáceas de color cas-taño muy claro, en estratos macizos poco marcados,sin evidencias de niveles paleoedáficos. Éstos for-marían la parte superior del perfil, separada de laanterior por un contacto más o menos neto. Las ro-cas de la parte inferior de la secuencia superior sonareniscas tobáceas de grano fino, rosadas a rojizas,con numerosas venas horizontales silíceas blancas,de 2 a 3 cm de espesor, que se van espaciando pau-latinamente hacia el techo del grupo, y clastitos desílice de no más de 4 mm, que llegan a 6-7 m depotencia. En el contacto con los basaltos oligocenosque las cubren hay areniscas tobáceas castañas conrestos mal conservados de vegetales.

En el cerro Chara, al este de la Alta Sierra deSomún Curá, también afloran estos depósitos, muycubiertos por detritos de la Formación Somún Curá.La importancia de este asomo, situado en el centrode la meseta de Somún Curá es paleogeográfica yaque, al igual que el anterior, es indicativo de la am-plia distribución que alcanzaron estos depósitos. Es-tán compuestos por areniscas finas y muy finas congran aporte piroclástico, con concreciones peque-ñas del mismo material y delgadas venillas de sílice,de color castaño claro, que pasa a rojizo en el con-tacto con la Formación Somún Curá suprayacente.

En el arroyo Lonco Vaca esta sección inferioralcanza 15 m de espesor y está constituida por es-tratos macizos de tufitas y areniscas tobáceas. Los50 cm superiores están totalmente silicificados.

Los afloramientos de los alrededores de ElTembrao fueron descriptos por Ravazzoli (1982). Engeneral están compuestos por tobas vitrocristalinas,algunas con nidos de escarabeidos. En el rincón delos Berros asoman tobas silicificadas con 10 m deespesor.

En el puesto de N. Molina, el perfil allí expuesto(Ravazzoli, 1976b) está formado por 15 m de tobasvítreas y vitrocristalinas riodacíticas, de colores cas-taño amarillento y rojizo, todas con estructuras pedo-lógicas que indican la existencia de procesos forma-dores de suelos.

En los alrededores de la estancia La Verde estaunidad consta de tobas vítreas algo arenosas, de colorgris claro, con la parte superior silicificada (Ravazzoli,1976a).

En el cerro Puntudo, al oeste de Los Berros,Ravazzoli (1976a) levantó un perfil de esta seccióninferior, integrado por estratos tabulares macizos de

Cona Niyeu 29

tobas riodacíticas de colores castaño rojizo y amari-llento, gris y blanco amarillento.

El único afloramiento atribuido a los términossuperiores de esta unidad se halla en el cerro Cua-drado, al norte de la sierra de Apas, en el ángulosuroccidental de la Hoja. Está constituido por estra-tos macizos de conglomerados matriz sostén conmatriz de areniscas tobáceas blancas y castañas degrano fino, algunas con pequeños restos de tallitos, yclastos principalmente de traquitas de hasta 5-6 cm,el conjunto muy cubierto por bloques caídos del ba-salto suprayacente. Aunque no se observa la base,se infiere que estos depósitos están sobre los basal-tos de la Formación Somún Curá, ya que sobresalennetamente de la superficie de la meseta. Los depó-sitos están cubiertos por basaltos más modernos. Porsu posición estratigráfica es que se atribuyen a losdepósitos de edad colhuehuapense.

Contenido fosilífero

Los restos más comunes exhumados relaciona-dos con actividad orgánica son los nidos de insectos,presentes en la mayoría de los perfiles estudiados;en las tobas del situado al nordeste de la estanciaLos Alamitos se halló un hueso de mamífero, co-rrespondiente, probablemente, a un omóplato. Tam-bién se deben consignar los restos de pequeños ta-llos del último afloramiento descripto.

Ambiente

Los potentes y generalmente monótonos depó-sitos de tobas que constituyen la parte principal deeste grupo se deben a lluvias de cenizas vinculadascon importantes procesos efusivos ocurridos en laregión cordillerana y en zonas aledañas a la meseta(Mazzoni, 1985; Franchi y Nullo, 1986; Ardolino yFranchi, 1993). El retrabajo de estos depósitos origi-nales dio lugar a los estratos de tufitas y, en general,de las tobas con variables proporciones de arenas.El carácter intermitente de esta sedimentación, su-mado a condiciones ambientales propicias, se ve re-flejado en la formación de sucesivos niveles depaleosuelos, muy comunes y típicos en este grupo.

Las características fisiográficas y paleoclimá-ticas prevalecientes durante la depositación del gru-po fueron esbozadas a partir de los estudios litológicosy de las comunidades de mamíferos fósiles que po-blaban en esos tiempos la Patagonia (Pascual yOdreman Rivas, 1971, 1973; Gorroño et al., 1979;Pascual, 1984; Pascual et al., 1984). Dominaban las

llanuras pastosas y boscosas que recibían precipita-ciones abundantes, con temperaturas templadas atemplado-cálidas.


En la Hoja, la sección inferior del grupo está cu-bierta, en todos los afloramientos, por los basaltosde la Formación Somún Curá. En el arroyo de lasPinturas se observó un contacto concordante, quepodría ser transicional, entre ésta y la infrayacenteFormación Arroyo de las Pinturas. En otros perfilesse asienta, en discordancia erosiva, sobre las For-maciones Roca y/o Los Alamitos. La sección supe-rior está interpuesta entre la Formación Somún Curáy los basaltos de las Vulcanitas Corona Chico.


Para la determinación de la edad de estos de-pósitos se siguieron las consideraciones sobre estetema realizadas por Ardolino y Franchi (1993, 1996).De acuerdo con esto, la sección inferior del grupo(en la Hoja) se refiere a la Edad Mamífero Desea-dense, acotada entre las Formaciones Arroyo de lasPinturas, del Eoceno hasta posiblemente Oligocenoinferior, y Somún Curá, del Oligoceno, con edadesradimétricas de 32 ± 1 y 26 ± 2 Ma. La parte supe-rior del grupo sería homologable a la Edad Mamífe-ro Colhuehuapense. Por sus relaciones estratigrá-ficas, se puede asignar al lapso oligoceno tardío -mioceno temprano.

Depósitos correlacionables con los aquí des-criptos en el ámbito de Somún Curá han sidodescriptos por Ardolino y Franchi (1993, 1996). Sehallan fundamentalmente en la región de Telsen yalrededores. Al este de la Hoja Cona Niyeu, peque-ños asomos del grupo fueron descriptos por Busteroset al. (1998) en la región de Pailemán.

2.4.1.4. Oligoceno

Formación Somún Curá (12-12a)Basaltos

Las lavas básicas que forman el cuerpo princi-pal de la meseta de Somún Curá fueron reunidaspor Ardolino (1981) en la formación homónima.

Las primeras referencias sobre la meseta engeneral y particularmente sobre los basaltos quecomponen la parte superior se deben a Wichmann(1927 a). Croce (1956, 1963) trató las característi-


cas fisiográficas de la meseta y la petrografía y po-sición estratigráfica de los basaltos. Flores (1957)vinculó los mantos basálticos con el Sarmientense.Stipanicic y Methol (1972) llamaron a esta unidadBasaltos neógenos. Corbella (1974, 1984) la reseñócomo “basaltos de plateau”, en el área de la AltaSierra de Somún Curá y en el caso particular delambiente de la sierra Negra de Telsen los denominóMiembro Negro. Núñez et al. (1975) dieron las pri-meras descripciones formales de la unidad, a la quedenominaron Formación Coyocho, por correlacióncon el Coyocholitense de Mendoza y Neuquén, tam-bién conocido como Basalto II. La descripción de laregión oriental de afloramientos de esta formaciónfue realizada por Ravazzoli (1976a, 1976b, 1982).En el trabajo de Corbella (1984) se brindan las prin-cipales características petrográficas y petrológicasde estas lavas. La génesis, composición y evoluciónde estos basaltos fueron estudiados por Remesal(1984, 1988, 1990) y la geoquímica por Remesal yParica (1987, 1989), así como por Kay et al. (1990,1992, 1993) quienes también trataron el significadotectónico del vulcanismo. Ardolino y Franchi (1993)sintetizaron los conocimientos estratigráficos de lameseta de Somún Curá.

Distribución areal

El área abarcada por esta formación es casi un50% de la superficie de la Hoja; se halla principal-mente en la mayor parte de la mitad septentrional dela misma. Una proyección de esa amplia superficiellega casi hasta el ángulo sudeste. Su dispersión, fuerade los límites de la Hoja, hacia el sur, norte y oeste,es notable, como se puede apreciar en el mapageológico de la meseta de Somún Curá realizado porArdolino y Franchi (1993).

Litología

Las características petrográficas de las lavasde la Formación Somún Curá han sido detalladas envarios trabajos (Corbella, 1984; Remesal, 1988). Esuna unidad muy homogénea, constituida por rocasbasálticas olivínicas gris oscuro que presentan po-cas variaciones texturales, granulométricas y/omineralógicas. Las texturas predominantes sonintersertal a subofítica, el tamaño de grano de loscristales promedia entre 0,5 y 1,5 mm y la mineralogíaes esencialmente olivina, augita, plagioclasa,titanomagnetita (y/o ilmenita) y mesostasis vítrea.Sólo en algunos afloramientos es posible diferenciar

una facies relativamente más porfírica (donde la re-lación fenocristales/pasta no es mayor de 10/90) conolivina-piroxeno-plagioclasa. Estos fenocristales nomuestran evidencias de desequilibrio y su cristaliza-ción podría haber sido a baja presión, en condicionessimilares a las de la pasta.

La olivina es el mineral más destacado y fre-cuentemente sobresale en tamaño con cristales biendesarrollados, aunque a veces de crecimiento es-quelético. Siempre presenta iddingsitización comoproducto de oxidación a alta temperatura. Se desta-can como características petrográficas, marcandola relación de equilibrio de la olivina con el líquido, unreborde de olivina no iddingsitizada y la cristaliza-ción de clinopiroxeno en continuidad óptica con oli-vina oxidada. El clinopiroxeno es una augita titaníferaeventualmente con zonalidad y sin evidencias de al-teración. La plagioclasa promedio es de composi-ción labradorítica y se nota una leve disminución delporcentaje de anortita según se reduce el tamaño delos microlitos. Los minerales opacos son ilmenita y/o titanomagnetita. La apatita es una de las últimasfases minerales en cristalizar, siempre se asocia allíquido residual intersticial en forma de pequeñoscristales aciculares. La mesostasis vítrea se reco-noce como relictos de vidrio color morado o castañooscuro o como reemplazos de éste por feldespatoalcalino o ceolitas.

En la Alta Sierra de Somún Curá, basaltos aflo-rantes en el sur del cerro Corona se han atribuido aesta unidad. Forman coladas disectadas por acciónfluvial de basaltos oscuros, de textura intersertal asubofítica integrados por olivina iddingsitizada, pla-gioclasa andesina, augita titanífera, titanomagnetitay vidrio intersticial, características petrográficas tí-picas de la formación.

La mayoría de los basaltos de la Formación So-mún Curá son vesiculares y amigdaloides. Las tex-turas vesiculares más comunes son las diktytaxíticasy entre los minerales amigdaloides se encontraroncalcita, sílice (cuarzo y tridimita), arcillas, analcimay ceolitas (natrolita).

Como evidencias de asimilación se han encon-trado xenocristales de cuarzo con bordes corroídos,fusión a vidrio amarillento y ribetes de pequeños cris-tales de clinopiroxeno con disposición radial que ais-lan al xenolito del líquido. La asimilación completade estos fragmentos está representada por segrega-ciones de piroxeno con textura radial. También apa-recen xenocristales de plagioclasa con importantesfenómenos de fusión que enmascaran su composi-ción original (Remesal, 1988).

Cona Niyeu 31

Desde el punto de vista geoquímico, estas ro-cas tienen características transicionales, similares alas lavas de los volcanes hawaiianos de las etapasde plateau, principalmente la semejanza en el dise-ño de las tierras raras, en la correlación negativa enla relación 87Sr/86Sr y en la abundancia de elemen-tos traza incompatibles (Kay et al., 1993). Segúnestos autores, la relación alta Ba/La en las lavas dela Formación Somún Curá se debería a la incorpora-ción de una componente de arco almacenada du-rante la subducción eocena. Las evidencias decontaminación son objeto de controversia, ya que adiferencia de la hipótesis postulada por Remesal yParica (1987, 1989), Kay et al. (1993) no hallaronevidencias significativas de contaminación cortical.

Si bien es aún poco claro el significado tectónicodel vulcanismo de Somún Curá, Kay et al., (1993)lo relacionan con una anomalía térmica local delmanto que se habría producido como consecuenciade un reordenamiento de las placas en el océanoPacífico alrededor de los 25 Ma.

Estructura

La estructura mesetiforme de la FormaciónSomún Curá parece ser el resultado de la coalescen-cia de coladas provenientes, probablemente, de emi-siones de tipo central (Remesal, 1988). La texturade estos flujos con superficies cordadas y/o lisas ylas escasas intercalaciones de materiales piroclás-ticos indican una típica efusividad hawaiiana, conparticipación intermitente de episodios estrombo-lianos. Los cortes naturales permiten observar lasuperposición de flujos con espesores variables yrasgos típicos de techo y base. La disyunción no esuna característica destacada. En la periferia delplateau, donde los basaltos constituyen bancos du-ros apoyados sobre sedimentitas, se desarrollan im-portantes y característicos deslizamientos.

En varios sectores del plateau basáltico losmejores afloramientos corresponden a los denomi-nados “rincones”, cortes erosivos profundos en al-gunos sectores de la secuencia lávica. En estos lu-gares es factible realizar observaciones y muestreossobre apilamientos que pueden llegar a varias dece-nas de metros de potencia.

Si bien en la mayoría de las exposiciones se veel apilamiento de unidades de flujo simples, en algu-nos sectores, como en Tambelén y en el rincón deChipauquil frente a los corrales de la estancia ElRincón, la disposición e interrelación es propia deflujos compuestos con distintas unidades de enfria-

miento y lóbulos de avance independientes (foto 2).En los laterales de éstos lóbulos se puede constatarla abundancia de texturas cordadas y de derrameslaterales (toe) típicos de coladas que avanzan porprotusión.

Una de las características más conspicuas, vi-sibles en afloramientos potentes, es la abundanciade vesículas de segregación (foto 3). Los trenes deburbujas pueden alcanzar los 50 cm de recorrido, seproyectan cerca de la base de la unidad de flujo yestán parcialmente rellenos con carbonatos, ceolitasy/o sílice. Las vesículas tubulares o pipe en la basede los flujos son menos comunes. Su crecimiento,con desarrollo inferior a los 20 cm de longitud, acom-paña el avance de la lava.

Espesor

Los basaltos de esta formación se derramaronsobre una superficie suavemente ondulada, como seextrae de la variación en los espesores de la misma,anotados en varios puntos de observación. Depen-diendo del paleorelieve, los mayores espesores seencuentran en los antiguos valles, para disminuir enlos interfluvios y áreas elevadas. El máximo espesorse ha registrado en el rincón Chico, en la subida delNaciente, con 70 metros. En la pequeña mesada si-tuada al nordeste de la estancia Los Alamitos semidieron 25 m de basaltos. Otros espesores impor-tantes, tal vez mayores que el anterior, se vieron alnordeste del puesto de A. Contreras, en el rincóndel arroyo Verde. Contrariamente, el menor espesores el de bajo Hondo, con sólo tres metros. Tambiénes escasa la potencia de las lavas en el bajo de Pla-tero y en los alrededores del puesto Ñancucheo, con7 y 8 metros respectivamente.

En relación con la exigua potencia de la forma-ción en los bordes de los bajos de Platero y Hondo,se puede conjeturar que la parte central de los mis-mos no fue cubierta por las lavas, seguramente porhaber sido lomadas del Grupo Sarmiento a las que elbasalto rodeó y aisló. Posteriormente, la erosión di-ferencial, tanto ácuea como eólica, y el sublavadoprodujeron lo que se tiene a la vista en la actualidad.Esta hipótesis sobre el origen de dichos bajos no puedeextenderse a todas las cuencas que se hallan en lameseta de Somún Curá, ya que, por ejemplo, en losbordes de la laguna Honda hay entre 10 y 15 m debasalto. En esos casos habría que explicar la forma-ción de los bajos por medio de la combinación deotros factores, como el colapso en coladas de granmagnitud debido a explosiones gaseosas, como pos-


tula Remesal (1988) para parte de los bajos que ro-dean la Alta Sierra, fallamiento y otros.

En el mapa geológico se han incluido en estaunidad, con reservas, varios afloramientos de basal-tos, derivados de aparatos volcánicos muy desman-telados, que se manifiestan actualmente comolomadas de baja altura. El contraste con los volca-nes de las Vulcanitas Corona Chico, menos erosio-nados, ha sido utilizado para la diferenciación deambos episodios.


Las rocas que constituyen esta formación seapoyan en discordancia erosiva sobre las de la sec-ción inferior del Grupo Sarmiento, en la que produje-ron metamorfismo optálico en el contacto (foto 4).Son cubiertas, en parte, por las tobas de la secciónsuperior del grupo citado y por todas las vulcanitasdesarrolladas sobre la meseta (Complejos volcáni-cos Apas y Alta Sierra y Vulcanitas Corona Chico).Cuerpos de las facies hipabisales de los complejoscitados también las intruyen.


Tradicionalmente estas rocas fueron fechadasen el Terciario superior. Wichmann (1927 a) consi-deró que la edad de los basaltos de Somún Curácorrespondía a los basaltos I ó II del esquema deGroeber. Stipanicic y Methol (1972) fueron de lamisma opinión que el anterior. Núñez et al. (1975)los correlacionaron con las efusiones de basaltos II,asignándole edad pliocena alta o pliopleistocena.

A partir de fines de la década del ´70, funda-mentalmente con el inicio de los levantamientos geo-lógicos regionales sistemáticos de esta comarca(Ravazzoli, 1976a, 1976b, 1982; Franchi ySepúlveda, 1983, Ardolino, 1981, 1987) se cuentacon numerosas dataciones radimétricas de estasrocas. Los datos isotópicos publicados fueron lis-tados, con su ubicación geográfica, por Ardolino(1981), Corbella (1984) y Ardolino y Franchi (1993).Las edades obtenidas están entre los 43±3 y 22±3Ma. Sin embargo, Ardolino (1981, 1987) determinódos subagrupamientos: uno entre 31 y 33 Ma y otroentre 25 y 27 Ma. Una revisión y selección de es-tos valores realizada por Remesal (1988), descar-tando aquéllos en los cuales el porcentaje de potasioy el de argón atmosférico resultaron pococonfiables, permitió establecer una significativa con-centración en torno de 26-27 Ma, correspondiente

al Oligoceno tardío, de acuerdo a la tabla deGradstein y Ogg (1996).

En esta Hoja se fecharon radimétricamente dosbasaltos de esta unidad: uno proveniente de la basede las coladas aflorantes en la margen sur del arro-yo de las Pinturas, con una antigüedad de 32±1 May otro extraído del este del cerro Bandurria, perte-neciente a la parte superior de la formación, que dio25±2 Ma. Ambos registros son coincidentes con lasdos agrupaciones de datos analíticos establecidos porArdolino (1981), ya mencionados. Sobre esta basees que se asignan al Oligoceno en sentido lato estasvulcanitas en la comarca estudiada.

En otras áreas de la Patagonia, Marshall et al.,(1977) también reconocieron dos períodos de activi-dad volcánica basáltica, uno entre 34 y 35 Ma y elrestante entre 25 y 29 Ma que, como se ve, coinci-den con los determinados por Ardolino (1981).

2.4.2. PALEÓGENO - NEÓGENO

2.4.2.1. Oligoceno - Mioceno

SUPERUNIDAD QUIÑELAF

Con el nombre Formación Quiñelaf, Núñezet al. (1975) individualizaron a un conjunto de lavas,piroclastitas e hipabisales de composición fundamen-talmente traquítica que afloran en la Alta Sierra delSomún Curá. La denominación fue extendida porYlláñez y Lema (1979) a las rocas de similar com-posición de la sierra de Telsen, por Ardolino (1981)a las aflorantes en la sierra de Apas y norte de sie-rra de los Chacays y posteriormente (Ardolino, 1987)a las de la sierra de Talagapa (ver también Ardolinoy Franchi, 1993). El rango litológico de la unidad fueampliado por Ardolino (1981), ya que incorporó a lamisma rocas básicas que epilogan la secuencia vol-cánica en la sierra de Apas y norte de sierra de losChacays. El rango formal fue modificado por Ardo-lino y Franchi (1996) a complejo eruptivo, al seguirrecomendaciones de la Comisión de la Carta y aten-diendo a las ideas de Corbella (1984).

Una nueva modificación se sugiere en este tra-bajo, para llevar Quiñelaf a la categoría de Super-unidad, compuesta por diferentes complejos volcá-nicos, correspondiendo cada uno a las distintas áreasde afloramientos, las que se adjudican al desarrollode centros volcánicos independientes, aunque de si-milar composición, evolución general y edad afines,que a nuestro juicio justifica su pertenencia a unaunidad común (Superunidad Quiñelaf). Al mismo

Cona Niyeu 33

tiempo, las particularidades de cada centro entende-mos que deben ser preservadas con la división pro-puesta. En este caso, los asomos de la sierra de Apasse denominarán Complejo Volcánico Apas y los dela Alta Sierra de Somún Curá, Complejo VolcánicoAlta Sierra.

COMPLEJO VOLCÁNICO APAS (13)

Referencias acerca de la constitución geológica dela sierra de Apas se tienen en Croce (1963), quien ela-boró un bosquejo geológico de la meseta de SomúnCurá y otro de la Alta Sierra, extendiendo su reconoci-miento a la sierra de Apas. Corbella (1975) se ocupóprimeramente de los diques radiales de la sierra de Apas,para luego ampliar sus estudios a todo el ámbito de lamisma (Corbella y Linares, 1977; Corbella, 1979). Ar-dolino (1981, 1987) estableció un ordenamiento estrati-gráfico de las vulcanitas, insertándolas en su marcoregional. Referencias adicionales fueron aportadas porArdolino y Franchi (1993, 1996).

La sierra constituye los restos de un considera-ble aparato volcánico de planta circular y de unos 30km de diámetro, integrado por lavas alcalinas devariada composición y productos piroclásticos coninclinaciones periclinales a partir de una zona cen-tral ubicada al sur del paralelo 42º y diques y cuer-pos intrusivos. En la Hoja Cona Niyeu, en el rincónsudoccidental, sólo está incluida parte de su vertien-te nordeste (foto 5).

Litología

En mayor abundancia se presentan rocas lávicasde composición traquítica, aunque también hay

riolitas, andesitas y basaltos. Piroclastitas e intrusi-vos son de carácter subordinado. Ardolino (1987)diferenció un ordenamiento cronológico de su em-plazamiento, teniendo en cuenta distintos mecanis-mos efusivos y algunas variedades petrográficas. Esasí que las primeras efusiones fueron de rocaspiroclásticas, seguidas de lavas ácidas muy vítreas,casi obsidianas, y riolitas alcalinas. Las efusioneslávicas que continuaron son fundamentalmentetraquíticas y en menor proporción traquiandesíticas,traquíticas olivínicas y andesíticas. Las lavas queculminan la secuencia son de composicióntraquibasáltica y basáltica. Los intrusivos son cuer-pos voluminosos y diques de composición traquítica.De todas las variaciones reconocidas en la sierra deApas, en la zona se han diferenciado sólo algunas,entre ellas las rocas piroclásticas y las lavas. Estasúltimas están representadas por las traquitas oscu-ras y las traquitas claras y también por los traqui-basaltos y basaltos. Dentro de los intrusivos se en-cuentran algunos diques.

Rocas piroclásticas (13a)Tobas traquíticas, brechas, aglomerados, lapillitas

Depósitos piroclásticos se hallan en distintos sec-tores de la sierra. Los que están en la base de lasecuencia son tobas traquíticas porosas, friables, colorgris ceniza, con abundantes cristaloclastos de sani-dina. También aparecen brechas, aglomerados ylapillitas. Se distribuyen por debajo de traquitas cla-ras, entre otros afloramientos en la denominada bar-da Galaz, afloramiento alargado en dirección esteoeste situado inmediatamente al norte del paralelo42º (figura 2). No se observan perfiles completos de

Figura 2. Corte transversal de la quebrada de Galaz, en el sector nordeste de la sierra de Apas.

Basaltos olivínicos

estromboliano

estromboliano


Traquita oscura

Traquita oscura

Traquita clara


Flujo pumíceo

Depósitos estrombolianos

Depósitos estrombolianos


Traquita oscura

Traquita clara


Flujo pumíceo

Figura 3. El vulcanismo del Complejo Volcánico Apas en el norte de la sierra homónima, al sur del ex puesto de O. Contreras.

estas rocas, pero un poco al sudoeste del carteo,Ardolino (1987) describió dos perfiles que englobana rocas piroclásticas en el sector central de la sie-rra. En la misma región, formando parte de la laderanorte de la quebrada de Galaz e intercalados conbasaltos con los que finaliza el vulcanismo de Apas,afloran depósitos estrombolianos y en la base de esasucesión aparece un flujo piroclástico color pardoclaro, de 3 metros de espesor.

Semejante a este último es el que asoma, tam-bién cubierto por basaltos, al sursudeste del puestoContreras (figura 3). Es un flujo piroclástico colorcastaño claro, matriz sostén, con abundantes pumí-ceos de color gris claro que pueden alcanzar los5 cm de diámetro, aunque en general promedian1-2 cm, y cuya composición se estima traquítica. Loslíticos están subordinados en tamaño y abundancia ycorresponden a vulcanitas de diferentes composi-ciones. Se pueden mencionar como excepcionesclastos rojizos provenientes de depósitos volcaniclás-ticos más antiguos probablemente arrastrados de lascercanías del cráter. Este flujo, al igual que el de laquebrada de Galaz, es un evento posterior a las de-nominadas traquitas oscuras.

Traquitas oscuras (13b)Traquitas olivínicas, traquitas con hornblenda y biotita

Tratadas bajo el nombre de “Facies lávica, lavasporfíricas oscuras”, en la descripción de la geologíade la sierra de Apas, Ardolino (1987) integró aandesitas, traquitas olivínicas, traquitas con horn-blenda y biotita, andesitas olivínicas y traquiandesitas.En la secuencia estratigráfica de la sierra, siempreaparecen sobre las rocas piroclásticas y debajo delas coladas gruesas de enormes paredones consti-tuidas por las traquitas claras, ocupando topográ-ficamente alturas intermedias dentro de la sierra. En

la Hoja, los afloramientos de traquitas oscuras sehallan en la quebrada de Galaz y en los alrededoresdel puesto Contreras.

La base de la secuencia en la quebrada Galaz(figura 2) es una roca traquiandesítica microporfírica,que corresponde a la parte más antigua de la seriemesosilícica. La roca tiene textura porosa, brechosay está compuesta por microfenocristales de olivinafayalítica, muy oxidada; plagioclasa sódica, con bor-des reabsorbidos; clinopiroxeno augítico y mineralesopacos. Como accesorios destacados hay apatitacoloreada asociada a los minerales máficos y a losopacos. La pasta, esencialmente formada porfeldespatos, es abundante (relación fenocristales/pasta ≅10/90), su textura indica cristalización pordesvitrificación, se pueden observar plagioclasasesqueléticas y hay abundante analcima intersticial.

En el sector norte de la sierra, en los alrededoresdel puesto Contreras (figura 3) las rocas traquíticasmuestran variaciones composicionales de forma quelas efusiones relativamente más modernas correspon-den a términos cada vez más alcalinos. La unidadtraquítica más antigua aflorante, es petrográficamenteasimilable a las composiciones menos diferenciadasde las lavas mesosilícicas de la sierra. Rocas equiva-lentes a éstas, aunque aún más andesíticas, afloranen la parte inferior de la quebrada Galaz. La roca esde color gris, fresca y de textura porfírica, y da lugara un paisaje de lomadas. Composicionalmente se des-tacan fenocristales de plagioclasa ácida, clinopiroxenoaugítico, olivina (con reemplazos importantes), apatitamuy coloreada y minerales opacos. En relación conlos fenocristales, es evidente el predominio de la pas-ta, de textura traquítica a pobremente seriada, fina, locual pone de manifiesto su cristalización rápida; lagradación de cristales corresponde principalmente asanidina, mientras que no se descarta la presencia deotros feldespatos de grano muy fino y ópticamente

Cona Niyeu 35

indiferenciables. Los otros minerales primarios sonclinopiroxenos y una alta proporción de minerales opa-cos. Intersticialmente hay abundante analcima. Otracaracterística de la textura de esta roca es un auto-brechamiento evidenciado por variaciones de diseñoy granulométricas que podrían corresponder a dife-rencias en la concentración de volátiles.

Traquitas claras (13c)

Las coladas constituidas por traquitas claras sonlas más notorias y las que más llaman la atencióndado que forman cuerpos muy gruesos, limitados poraltos paredones verticales. En las fotografías aéreaspueden verse, perpendicularmente a la dirección dedesplazamiento de la colada, amplias crestas y de-presiones producidas por el “arrugamiento” de lasuperficie debido al flujo. Generalmente son de cor-to recorrido, pero la colada que finaliza en el puestode Contreras alcanzó casi 10 km y es una de lasmás largas de la sierra.

En la margen derecha de la quebrada de Galazse observa una sucesión de coladas de traquitas cla-ras (figura 2). Sobre las traquiandesitas del fondo dela quebrada y hacia arriba en el perfil, aflora unatraquita alcalina cuya estructura evidenciacorrugamiento por flujo; es de color gris verdosa consuperficie de alteración rojiza, principalmente en eltecho de la colada. Es una roca porosa y liviana, conalgunas variaciones texturales que indican diferen-cias en la concentración de volátiles y la abundanciade fenocristales. Está compuesta por fenocristalesde plagioclasa y microfenocristales de olivina,clinopiroxeno, minerales opacos y apatita. La pastabostonítica es esencialmente sanidina con vidriointersticial reemplazado por material arcilloso tenue-mente coloreado. El techo de la secuencia traquíticalo constituye una potente colada de 30 m de espesor(que constituye la barda Galaz) con una parte infe-rior masiva a veces lajosa y una superior en la cualaparecen grandes cavidades producidas por escapede volátiles (estructura en panal de abejas) que seinterrumpen poco antes del techo de la colada. Laroca es gris, porfírica y presenta una conspicua alte-ración. Los fenocristales son principalmente desanidina y están acompañados por muy escasosmicrofenocristales máficos, oxidados, asignados aolivina (?). La pasta es de textura traquítica consanidina y aparentemente anfíboles de cristalizacióntardía, incluidos en un mosaico de feldespatoides(nefelina) que forma la mesostasis. Microscó-picamente se pueden apreciar algunas variaciones

texturales, aunque no composicionales, con secto-res de mayor tamaño de grano en los cuales hayintercrecimientos de feldespato y anfíbol y feno-cristales de plagioclasa sódica con bordes reabsor-bidos. Estos parches pueden ser el resultado de di-ferentes condiciones de cristalización por unadistribuición heterogénea en la concentración devolátiles.

En el sur del puesto Contreras se puede obser-var un magnífico ejemplo de esta subunidad (figura3). Aflora allí una colada de 30 m de espesor en laparte distal, constituida por traquita petrográficamentemás alcalina que la del substrato y caracterizada porel aumento relativo en la proporción de fenocristales.Es una roca de color gris morado y con una notablealteración. La marcada textura porfírica esta defini-da por fenocristales de sanidina muy límpida acom-pañada por olivina oxidada y clinopiroxeno aegirínicozonal, de fuerte coloración. La mayoría de los mine-rales máficos (olivinas y piroxenos) tienen rasgos dedesequilibrio con el líquido (bordes redondeados yengolfados) en cambio los feldespatos aparecensiempre euhedrales. La pasta está formada pormicrolitos de sanidina y anfíbol (?) englobados enparches de nefelina parcialmente reemplazada poranalcima. A diferencia de la colada infrayacente estaunidad no tiene apatita. Como una variedad dentrode la colada se destacan núcleos aparentemente másalterados que presentan una textura más fluidal ymás fina en la pasta; microscópicamente se detectóuna oxidación generalizada.

Pórfiros traquíticos alcalinos (13d)

En la sierra de Apas, los pórfiros traquíticos sehan emplazado según dos formas, como cuerpos dó-micos y como diques. En el sector de la sierra abar-cado en la Hoja, los primeros están representados sólopor el domo exógeno del cerro Colorado, ubicado enla periferia de la sierra, en el extremo nordeste. Porsu altura, es visible desde grandes distancias. Tienecaracterísticas muy semejantes a las que presenta eldomo del cerro Cayuqueo en la sierra de los Chacays,y tal como se propuso para aquél (Remesal, 1988)correspondería al producto de diferenciación final enla evolución de los líquidos magmáticos que origina-ron los flujos traquíticos. Para la sierra Negra de Tel-sen, ignimbritas y cuerpos subvolcánicos de composi-ción comendítica y traquítico-comendítica fueron ci-tadas por Corbella (1982).

La morfología de estas estructuras dómicascomo las del cerro Colorado está gobernada por el


emplazamiento de magmas de temperatura mode-rada y alta viscosidad que solidifican en los canalesde salida de aparatos volcánicos poco desarrollados.Se presentan como cúpulas con importantes fractu-ras de enfriamiento y derrames limitados a sectoresdonde la pérdida de volátiles favorecen el flujo (foto6). Las rocas que lo componen son lajosas, de colorrojizo en superficie meteorizada y gris oscuro en frac-tura fresca. Al microscopio se observa que tienenindicios texturales de marcada fluidalidad y caracte-rísticas típicas de traquitas sobresaturadas en el lí-mite con las comenditas. El mineral más importantees el feldespato alcalino, y luego la sanidina y anorto-clasa. Esta última llega a formar microfenocristalesy junto con la sanidina disminuyen gradualmente detamaño marcando una textura que podría definirsecomo seriada. Los minerales félsicos están acom-pañados de anfíbol alcalino verde oscuro a azulado(arfvedsonita) el cual esporádicamente constituyemicrofenocristales. A este máfico se asocian crista-les de color castaño oscuro, a veces con pleocroismorojizo y alto índice de refracción (aenigmatita?). Elcuarzo es un mineral poco abundante que siemprese presenta en cristales pequeños y anhedrales. Lamesostasis generalmente corresponde a un intercre-cimiento de sílice y feldespatos. La disposición enbandas que marcan la fluidalidad de la roca se refle-ja en una variación en el tamaño de grano del inter-crecimiento, que pasa de felsítico a granofírico; sinembargo, algunas de las bandas sólo tienen tridimitaintersticial, posiblemente como resultado de la cris-talización de la fase vapor.

Los diques corresponden al sistema radial ob-servado por Corbella (1975), característica relevan-te de este centro volcánico. No son muy importan-tes en este sector, por lo que no se han mapeado.Tienen un espesor de unos 2 metros y sobresalenpor erosión del relieve circundante. La roca es ver-dosa con fenocristales más pequeños que en lastraquitas habituales y abundante pasta.

Basaltos y traquibasaltos (13e)

Fueron englobados por Ardolino (1987) en la de-nominada “Facies lávica básica final”. Cubren a to-das las rocas del complejo, constituyendo el últimoepisodio efusivo. Particularmente, en la zona estáncubriendo a las variedades traquíticas claras y oscu-ras. Los basaltos son olivínicos, color gris oscuro ymacroscópicamente similares a los basaltos de me-seta de la Formación Somún Curá. Los traquibasaltosson más porfíricos, con grandes fenocristales de pla-

gioclasa (1 cm) en una pasta oscura generalmentemuy fresca.

En la margen izquierda de la quebrada de Galazse levantó un perfil de esta unidad (figura 2). Sobrerocas traquíticas oscuras del fondo de la quebrada,aflora una secuencia de lavas y depósitosestrombolianos de composición básica. Las lavas co-rresponden a basaltos alcalinos de colores grises condiferente proporción de fenocristales. Se observa-ron al menos tres coladas basálticas y los productosderivados de dos episodios estrombolianos, de ta-maño lapilli, el superior con estratificación gradadainversa. La colada inferior es una unidad de unos 3metros de espesor, cuyo techo presenta partición enbloques, tiene textura porfírica y conspicua oxida-ción. Los fenocristales son de olivina completamen-te iddingsitizados y de plagioclasa a veces asociadosen cumulatos. Una buena parte de los fenocristalestienen engolfamientos. La pasta es fina y posee unaparticular cristalización en parches ofíticos conintercrecimiento de plagioclasa y clinopiroxenotitanífero; completan la pasta cristales de olivina yde minerales opacos. Hay rellenos de arcillas pro-bablemente como producto de alteración de vidrio.El techo de este apilamiento basáltico es una coladade 15 m de potencia, relativamente más porfíricacon fenocristales de olivina, clinopiroxeno y plagio-clasa; todos con engolfamientos y corrosión propiade desequilibrio con el líquido. La olivina tiene unfino reborde de iddingsita, el clinopiroxeno una zonadelgada de inestabilidad, marcada por una spongyzone. La plagioclasa es de textura cribada y conmaclas desdibujadas. La pasta es intergranular,marcadamente fluidal, compuesta por andesina,augita, olivina y minerales opacos. Como última eta-pa de cristalización hay un feldespato anhedral quepodría corresponder a desvitrificación y también hayarcillas rellenando intersticios. Los depósitosestrombolianos son de colores rojizos, de unos 2 mde espesor, y tienen estratificación.

Al sureste del puesto Contreras (figura 3), so-bre flujos piroclásticos ya descriptos, se hallan ba-saltos con microfenocristales de olivina de dos ge-neraciones y/o composiciones, unos completamenteoxidados y otros euhedrales y con iddingsita sólo enlos bordes. La pasta es intergranular con plagiocla-sa, clinopiroxeno, olivina y minerales opacos. Tam-bién hay un feldespato intersticial probablemente cris-talizado por desvitrificación. Como mineral secun-dario rellenando intersticios en la pasta se ven arci-llas, éstas también aparecen en las vesículas dondeestán acompañadas por carbonatos y ceolitas. Es-

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tas lavas, hacia el suroeste cubrirían a la facies detraquitas claras e integran los episodios eruptivos fi-nales en la historia volcánica de Apas. Correspon-den a la “Facies lávica básica final” descripta porArdolino (1981, 1987) y Ardolino y Franchi (1996).


Las rocas del complejo son posteriores a losbasaltos de la Formación Somún Curá. Las relacio-nes entre los distintos componentes del complejofueron esbozadas al tratar la litología. Rocas piro-clásticas traquíticas se hallan debajo de las lavas tra-quíticas en todo el ámbito de la sierra de Apas (Ar-dolino, 1981, 1987; Ardolino y Franchi, 1996) aun-que, al menos en dos localidades, puesto Contrerasy quebrada de Galaz, también se observan cubrien-do a las traquitas oscuras y aparentemente seríanposteriores a las claras. Las lavas traquíticas oscu-ras infrayacen a las potentes coladas de traquitasalcalinas claras. Los basaltos y traquibasaltos cons-tituirían los episodios volcánicos finales en la evolu-ción del volcán. La facies subvolcánica, en la Hoja,no tiene relación con las demás, pero de acuerdocon la disposición de las coladas, el domo del cerroColorado sería anterior a las efusiones básicas.


Las escasas dataciones radimétricas de rocasde la sierra de Apas indican una edad referida alOligoceno superior y al límite oligoceno- mioceno:28 ± 2 Ma para una traquita de la loma Larga y 23 ±2 Ma para un basalto de la misma localidad, ambassituadas en la Hoja 4366-I, Telsen (Ardolino yFranchi, 1996). Estas edades son claramente ante-riores a las obtenidas en la Alta Sierra, por lo quecabría suponer que ambos centros evolucionaron entiempos diferentes.

La vinculación litológica y estratigráfica entrelos Complejos Apas y Alta Sierra y de estos con loscentros volcánicos de las sierras de Telsen, Talagapay los Chacays, sobre la base de su identidad litológicay similar evolución estratigráfica, fue realizada porArdolino (1981, 1987) y Ardolino y Franchi (1993,1996).

COMPLEJO VOLCÁNICO ALTA SIERRA (15)

Referencias acerca de este complejo volcánicofueron aportadas por varios investigadores. Croce(1956) efectuó breves reseñas de la geología de la

Alta Sierra. En un apéndice petrográfico, Teruggi (enCroce, 1956) describió traquitas provenientes de loscerros Chara, Corona y Media Luna. En un trabajoposterior, Croce (1963) hizo un estudio más detalladode esta región, tanto desde el punto de vista fisiográficocomo de la petrografía de las rocas que allí afloran.Stipanicic y Methol (1972) trataron brevemente esteconjunto de vulcanitas. Corbella (1974) analizó estasrocas con un enfoque petrográfico-petrológico.Franchi y Sepúlveda (1983) realizaron el mapeogeológico y descripción de esta unidad.

Distribución areal

El complejo constituye la Alta Sierra del SomúnCurá. Allí forma los cerros Peñón de los Cóndores, LaGotera, Bandurria, Mimbre, Pancho, Somún Curá Gran-de, Somún Curá Chico y Chara. Se hallan también susrocas en los cerros Corona, Guanaco, La Tuerta y LaRedonda y alrededor de los cráteres de desplome queforman los bajos Hondo y La Plaza (foto 7).

Litología

La Alta Sierra de Somún Curá, a diferencia dela sierra de Apas, no parece ser el producto del de-sarrollo de un aparato volcánico único, con sus ma-nifestaciones satélites, sino que respondería a unpatrón diferente, caracterizado por múltiples edifi-cios volcánicos pequeños y más o menos indepen-dientes.

Las rocas que integran esta unidad son funda-mentalmente lavas traquíticas. También hay tobasde esa composición e intrusivos de la misma natura-leza. En proporción subordinada se hallan basaltos,de los que se diferenciaron dos tipos distintos, ytraquibasaltos.

Las relaciones entre las facies mencionadas va-rían ampliamente según el sector que se trate. Aleste del cerro Somún Curá Grande y en los cerrosLa Redonda y La Mula, piroclastitas traquíticas ya-cen por debajo de lavas traquíticas en el primer yúltimo caso y de lavas basálticas en el segundo. Enlos cerros La Tuerta y Mimbre, al sur del cerro MediaLuna y en la ladera sur del cerro La Gotera la rela-ción es inversa a la anterior, ya que las tobas estándispuestas sobre traquitas. Esto mismo ocurriría aleste del cerro La Gotera, este del cerro La Mula yen el cerro Pancho.

Los basaltos de los cerros Mimbre y La Redon-da, al norte del cerro Bandurria y al este del SomúnCurá Grande son posteriores a las traquitas.


Los pórfiros traquíticos de la facies hipabisalserían posteriores a algunas de las rocas de las fa-cies anteriores, en tanto que se han observado indi-cios que flujos traquíticos se habrían depositado pos-teriormente, al menos en el caso del cerro SomúnCurá Chico.

Facies lávica traquítica

Las lavas traquíticas constituyen las rocas ca-racterísticas de la Alta Sierra, por la espectaculari-dad de sus afloramientos y porque forman la mayo-ría de los centros volcánicos que la integran.

Estos derrames se originaron en erupciones cen-trales, ejemplificados por los cerros Peñón de losCóndores, La Gotera, Mimbre, Pancho, Bandurria yotro al norte de éste. Se los halla además entre loscerros Somún Curá Chico y Grande y en los cerrosGuanaco y La Tuerta. También partieron las lavasde esta composición del bajo La Plaza que en reali-dad son dos cráteres unidos por hundimiento.

A los efectos del mapeo se diferenciaron dostipos distintos de lavas traquíticas, sobre la base desu composición y aspecto general de las coladas: lastraquitas oscuras y aquellas rocas más claras.

Traquitas oscuras (15b)

Bajo esta designación informal se agrupan lascoladas de traquitas de color gris a verdoso oscu-ro, situadas en los sectores basales de varios delos centros volcánicos principales, como en loscerros Peñón de los Cóndores y Media Luna yalrededor de los cráteres La Plaza y Bajo Hondo.En general son de espesores discretos, no más de10 m, y más fluidales, alcanzando mayor longitud.Desde el punto de vista petrográfico son traquitasolivínicas.

Estas rocas afloran, entre otros, en la partenoroccidental de la Alta Sierra, al este y oeste delbajo Hondo. Provienen las del este, del cráter dehundimiento del bajo La Plaza y las del oeste, delcerro Media Luna. Estas rocas son de color grisoscuro, más o menos vesiculares, porfíricas, con re-lación fenocristales/pasta de 20-80, con fenocristalesde plagioclasa de tipo oligoclasa básica, olivinas yclinopiroxeno en una pasta afanítica constituida porplagioclasa de tipo albita, ortoclasa, clinopiroxeno yolivina (Busteros, 1975 a).

Las lavas del oeste del Bajo Hondo infrayacena traquitas alcalinas del cerro Media Luna. Tambiénlas ubicadas al este del Bajo Hondo serían anterio-

res al vulcanismo traquítico alcalino de los cerrosBandurria y otro innominado al norte de éste.

Otro afloramiento es el situado en el cerro Pe-ñón de los Cóndores. Allí, por debajo de las lavastraquíticas alcalinas asoman estas rocas que formanuna colada de unos 3 km de extensión. Son de colorgris oscuro, porfíricas, con fenocristales de sanidina,anortoclasa y plagioclasa de composición oligo-andesina, hornblenda y clinopiroxeno.

Traquitas claras de coladas dómicas (15c)

Este tipo de lavas traquíticas, de composiciónalcalina, son las más abundantes en la Alta Sierra.Forman los cuerpos principales de los cerros Peñónde los Cóndores, La Gotera, Mimbre, Pancho, entreotros. Afloran también en el faldeo sur del cerro LaTuerta (fotos 8 y 9).

Clásicas coladas traquíticas de este tipo provie-nen de los cerros Peñón de los Cóndores y Bandu-rria. En el primero, el frente del derrame traquíticoque baja hacia el sur tiene unos 10 m de potencia, entanto que el tramo medio de la colada que baja haciael este desde el mismo cerro tiene aproximadamen-te unos 60 m de espesor. La extensión alcanza comomáximo a 3,5 km de recorrido para un traquibasaltodel cerro Bandurria y a 2 km para una traquita delcerro Peñón de los Cóndores. En cuanto a la super-ficie de las coladas, es sumamente rugosa y son ca-racterísticas salientes la formación de crestas depresión perpendiculares a la dirección de avance,producto del flujo de la colada y de la gran viscosi-dad de la lava (foto 10).

Son rocas de colores gris claro y pardo rojizo,porfíricas, con fenocristales de feldespato alcalinode hasta 1 cm de longitud y variable proporción deminerales máficos. La pasta generalmente esafanítica. Las rocas del cerro Peñón de los Cóndoresson de textura porfírica, y están constituidas por 30% de fenocristales y 70 % de pasta. Los primerosestán representados por feldespato alcalino,anortoclasa, plagioclasa de composición albítica,clinopiroxeno de tipo diópsido y hornblenda. Lamesostasis presenta textura traquítica con tablillasde albita, sanidina y anortoclasa, microlitos depiroxenos y gránulos de opacos (Busteros, 1975 a).

Una diferenciación de estas rocas se tienen enlos cerros La Gotera y Mimbre, donde Busteros (1975a) determinó traquitas alcalinas piroxénicas.

En el cerro Corona, una cúpula de flujo traquíticaocupa el conducto central y se derrama parcial-mente sobre los laterales del cono, con marcadas

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crestas de presión. Estas rocas son subsaturadas yclasifican geoquímicamente como fonolitas, al igualque las que forman la colada sobre el faldeo norte(foto 11).

Basaltos y traquibasaltos (15e)

En la evolución de algunos centros volcánicosparticipan, generalmente como manifestaciones pós-tumas, basaltos y traquibasaltos.

Los traquibasaltos se hallan en el cerro Bandu-rria. Forman coladas más o menos extensas quesubyacen a traquitas alcalinas que forman la partealta del cerro. Son traquibasaltos olivínico- piroxé-nicos de color gris negruzco, muy vesiculares, detextura porfírica, con fenocristales de plagioclasa deltipo labradorita ácida (con halo de feldespatoalcalino), olivina, hornblenda basáltica y augita. Lapasta, de textura intersertal, intersticialmente poseevidrio y feldespato alcalino (Busteros, 1975 a).

Las lavas basálticas que participan en la consti-tución de algunos de los centros de la Alta Sierracomo evento póstumo tienen muy escaso desarrolloareal, a diferencia de la sierra de Apas. Se hallan enlos cerros Mimbre, La Redonda, faldeo norte delcerro La Gotera, cerro al norte del Bandurria e in-mediatamente al oeste del Somún Curá Grande. Sonbasaltos olivínicos en el último caso, piroxénicos enel primero y olivínico-piroxénicos en el segundo. Elresto participa de una de estas tres composiciones.Son rocas de color negro, generalmente vesiculares.Por sus escasas dimensiones, algunos de los citadosno se han representado en el mapa, figurando sólolos más importantes, como el basalto del cerro Mim-bre por ejemplo, que no llega a tener 400 m de largoen su parte más extensa.

Basaltos olivínicos (15a)

Dentro de las vulcanitas de la Alta Sierra, unaserie de volcanes basálticos contrastan tanto con loscentros traquíticos como con los de las VulcanitasCorona Chico. Especialmente comparándolos conéstos, llama la atención lo empinado de sus laderascuanto la casi nula emisión de coladas. Forman losCuatro Cerros y el cerro Medio, identificándoselostambién en el cerro Corona y en los cerros Caciquey La Tuerta.

Los Cuatro Cerros son un grupo de volcanesque se destacan en el paisaje por su altura y perfilabrupto, están compuestos por basaltos olivínicostexturalmente semejantes a los basaltos olivínicos de

la Formación Somún Curá como también a los de ladenominada “Facies lávica básica final” afloranteen las sierras de Apas y de los Chacays (Ardolino,1981, 1987; Ardolino y Franchi, 1996). Asociados aestos basaltos aparecen, en forma muy subordina-da, coladas de unos 800 a 1.000 m de largo, quecubren a aglomerados estrombolianos y tobasasignables a eventos posiblemente contemporáneoscon la formación del cono. Las tobas están forma-das por vitroclastos, cristaloclastos y litoclastos. Elvidrio está representado por trizas y pumíceos; loscristales son de plagioclasa, clinopiroxeno augítico ybiotita fuertemente coloreada; y los litoclastos másabundantes tienen texturas traquíticas. Las lavascorresponden a basaltos alcalinos con plagioclasa,clinopiroxeno, olivina y biotita muy reabsorbida, yabundantes minerales de reemplazo y relleno, enparticular ceolitas y arcillas.

El aparato volcánico del cerro Corona pareceresponder a una estructura relativamente complejaen la cual se combinan, además de rocas traquíticas,basaltos tipo Somún Curá que afloran hacia el sur, yefusiones más jóvenes que los cubren, correspon-dientes a basaltos alcalinos. Las coladas que for-man la parte norte del cono son basaltos porfíricoscon fenocristales, con evidencias de desequilibrio,de plagioclasa (oligoclasa-andesina), piroxeno (augitacon pleocroismo y fuerte zonalidad) y olivina (par-cialmente iddingsitizada).

Tobas e ignimbritas traquíticas (15f)

Como fue expresado anteriormente, las rocasde esta facies son tanto anteriores como posterioresa las lavas traquíticas, según el centro volcánico con-siderado. El primer caso se observa en el cerroGuanaco, nordeste del cerro La Mula y este delSomún Curá Grande. Son posteriores en los cerrosPancho y La Tuerta, al noroeste del cerro SomúnCurá Grande, este del cerro La Gotera y este delcerro La Mula. En este último, los bancos alcanzan15 metros de espesor. Salvo estos dos últimos ca-sos, el resto de los afloramientos no tienen gran ex-tensión superficial. Busteros (1975 a) clasificó va-rios tipos de tobas traquíticas, anteriores a las lavasde esa composición. En general, son tobas cristalo-líticas, líticas y vitrocristalinas. La mayoría de ellastienen fragmentos líticos de probables basaltos y otraspiroclastitas. Las posteriores son pumíceas ylitocristalinas. Las tobas del cerro Mimbre son dedos tipos: litocristalinas riodacíticas y tobas brechosasandesíticas.


Al norte del cerro Somún Curá Chico e intruidaspor éste, afloran tobas pumíceas blanquecinas quepasan lateralmente a brechas traquíticas de colorpardo a negro.

Ejemplos de flujos ignimbríticos afloran al surdel cerro Somún Curá Chico, a lo largo del cami-no que finaliza en el puesto Aragolaza (foto 12).Están compuestos, en las cercanías del puesto,por un sector inferior estratificado, donde alter-nan capitas centimétricas de pómez de grano grue-so con otras de grano fino. Son lapillitas tobáceascon litoclastos de traquitas y escasos cristaloclastosen los que predominan los de feldespatos. Estáncubiertas por un depósito macizo, brechado, conclastos de basaltos y traquitas de hasta 40 cm deeje mayor. Hacia el este se mantienen estas ca-racterísticas. Unos 2 km al oeste del empalme conla huella que comunica con el puesto de G.Quiñelaf la parte inferior estratificada es de colorblanco, manteniéndose siempre la alternancia decapitas de grano grueso y fino de no más de 10cm de espesor. Se advierte una disminución en eltamaño de grano y variaciones composicionalessignificativas. Son tobas lapillíticas donde se des-tacan líticos de rocas volcánicas, fundamentalmen-te de basaltos y en menor cantidad de rocas áci-das vítreas. Son abundantes también los fragmen-tos de cristales de clino y ortopiroxeno, plagiocla-sas, micas y óxidos. La matriz, cuyo porcentajees mayor que en la muestra anterior, está forma-da por un alto porcentaje de polvo volcánico muyfino, parcialmente devitrificado, donde se desta-can cristaloclastos y vitroclastos de pequeño ta-maño. Están cubiertas por gruesas coladas de tra-quitas provenientes del centro de emisión situadoal nordeste del puesto Aragolaza.

Cuerpos subvolcánicos y domos traquíticos(15d)

Cuerpos dómicos traquíticos constituyen los ce-rros Chara, Somún Curá Grande, Somún Curá Chi-co y otro innominado situado al norte de CampanaMahuida, éste último incorporado con reservas.

Atraviesan los basaltos de la Formación SomúnCurá, como se aprecia en el cerro Chara. Con res-pecto a la relación con las restantes facies del com-plejo, no es clara en los cerros Somún Curá Grandey Chico. Si bien en interpretaciones anteriores sehabían adjudicado a la parte póstuma de la evolu-ción del vulcanismo de la Alta Sierra (Franchi ySepúlveda, 1983; Ardolino y Franchi, 1993), la revi-

sión de la estratigrafía del área nos lleva a no ser tancategóricos, ya que se podría interpretar, en el casodel Somún Curá Chico, que las ignimbritas traquíticassituadas al norte del puesto Aragolaza fueron origi-nadas por un flujo que, adaptándose al relieve, rodeódicha elevación.

Los cuerpos son de dimensiones modestas, yaque el cerro Chara tiene 900 m de diámetro y elSomún Curá Chico 600 m, estos dos son de plantacircular. El Somún Curá Grande, cuya planta es elíp-tica tiene aproximadamente 900 m por 700 metros.

El cerro Chara es un hermoso ejemplo de domoefusivo, construido por una traquita porfírica confenocristales de biotita, clinopiroxeno y anortoclasaque constituyen glomérulos, en una roca fluidal de tex-tura traquítica con sanidina. El domo intruyó y plegó asedimentitas del Grupo Sarmiento y de la FormaciónRoca y a basaltos de la Formación Somún Curá hastaromper dicha cubierta, exponiendo a la superficie alas dos unidades sedimentarias (foto 13).

Los dos restantes están rodeados por rocas delcomplejo. En el caso del Somún Curá Grande, en losalrededores se observan capas de tobas disturbadaspor la intrusión. Poseen como característica salienteun notable diaclasamiento subvertical, producido porel enfriamiento diferencial de la masa ígnea.

Los cuerpos están formados por pórfirostraquíticos alcalinos. Son de color gris verdoso, losfenocristales son de anortoclasa y en ocasiones es-casa sanidina, clinopiroxenos de la variedad aegirina-augita y biotita. La pasta puede tener textura micro-granosa o en menor medida traquítica (Busteros,1975 a).

Petrología de las rocas diferenciadas

En términos generales, se puede establecer queestas rocas con grados de diferenciación que supe-ran el rango de los basaltos - benmoreítas, traquitas,riolitas - aparecen siempre relacionadas a conoslávicos mixtos con cúpulas dómicas o domosexógenos.

Si bien las principales diferencias entre varieda-des traquíticas (benmoreítas, traquitas y fonolitas)se establecen a partir de sus parámetros químicos,éstos se reflejan en diferencias megascópicas talescomo coloración y mineralogía.

La mayoría de las muestras tienen fuerteporfirismo (fenocristales/pasta 40/60), principalmentesegún el feldespato (cristales de más de 2 cm dediámetro) ya que los mafitos aparecen subordinadosen cantidad y tamaño (promedian 1-2 mm).

Cona Niyeu 41

Los minerales presentan variaciones en su com-posición siguiendo el orden evolutivo. De lasbenmoreítas a las fonolitas disminuye el porcentajede los minerales máficos y el de plagioclasa, aumen-tando, en cambio, el de feldespato alcalino. La olivi-na (Fa

50-60) que generalmente aparece en tamaños

de fenocristales de hasta 0,5 cm en los términostraquiandesíticos, disminuye en cantidad y tamañoen las traquitas y prácticamente está ausente en lamineralogía de las fonolitas. Los anfíboles se mani-fiestan en una gran gama composicional que comien-za con términos ricos en calcio (en generaloxihornblendas y kaersutitas) y pasan a términosalcalinos (que se consideran dentro de las composi-ciones kataforíticas). Los piroxenos se enriquecenen un porcentaje aegirínico (Na) a medida que lasrocas son más diferenciadas. Así, en las benmoreítasy traquitas hay aegirina-augita (augita en losglomérulos con feldespato) y en las fonolitas los tér-minos son netamente aegirínicos. La biotita dismi-nuye su importancia hacia las rocas fonolíticas don-de aparece totalmente reemplazada por mineralesopacos y anfíboles sódicos. La apatita muestra sumáximo grado de precipitación en las etapasbenmoreíticas, donde llega a formar verdaderosmicrofenocristales, disminuyendo en tamaño y por-centaje hacia las fonolitas.

En las benmoreítas y traquitas se reconocenxenocristales de ortopiroxeno y clinopiroxeno cuyarelación con la roca es de desequilibrio.


Las rocas de las facies lávica y piroclástica dela formación aquí tratada yacen sobre los basaltosde la Formación Somún Curá, mientras que las de lafacies hipabisal los intruyen. La relación con lasVulcanitas Corona Chico son difíciles de determi-nar. En algunos sectores, como en los cerros LaTuerta y Guanaco, lavas y tobas traquíticas yacenpor encima de basaltos de esa unidad. Sin embargo,algunas evidencias morfológicas indicarían que par-te de esas vulcanitas serían posteriores a los episo-dios traquíticos. En la ladera oriental de los CuatroCerros, a mitad de faldeo, asoman traquitas que apa-rentemente intruyen a los basaltos que forman esaelevación.


Por su posición estratigráfica, posterior a losbasaltos de la Formación Somún Curá, el Complejo

Volcánico Alta Sierra tendría una edad del Oligoce-no superior al Mioceno.

En anteriores trabajos se coincidió en asignarleedad cuaternaria a este complejo volcánico. Así,Stipanicic y Methol (1972) arriesgaron una edadcuaternaria inferior, por el grado de erosión alcanza-do por estas rocas, y Núñez et al. (1998) determina-ron una edad que “no supera el Pleistoceno medio asuperior”.

Dataciones radimétricas efectuadas en estas ro-cas modifican sustancialmente estas asignaciones.El pórfiro traquítico del cerro Chara tiene 11±1 Ma,al igual que la traquita cuspidal del cerro Corona(Linares, 1979), correspondiente al Mioceno medioa tardío, de acuerdo a la tabla de Gradstein y Ogg(1996). Al ser éstos parte de los eventos póstumos,es dable admitir mayor edad aún para las lavas ypiroclastitas. En efecto, en Linares (1979) se citóuna traquita con olivina proveniente del puesto de G.Quiñelaf de 26±1 Ma, es decir prácticamente sin-crónica con los últimos registros de basaltos de laFormación Somún Curá. Sin embargo, una revisiónde los cálculos de las edades de buena parte de lasdataciones de vulcanitas de la meseta de SomúnCurá, basada en datos analíticos publicados, realiza-da por el área de Geoestadística del Departamentode Geología de la Facultad de Ciencias Exactas yNaturales de la Universidad de Buenos Aires, diocomo resultado algunos cambios importantes. En elcaso de las obtenidas en la Hoja Cona Niyeu no hubodiferencias significativas, salvo en la muestra delpuesto de G. Quiñelaf, que de 26 Ma fue recalculadaa 8 Ma, correspondiente al Mioceno tardío. Estadeterminación guarda mejor relación con la evolu-ción geológica de la comarca y la estratigrafía de lasunidades volcánicas terciarias, ya que muestra cla-ramente la diferencia de edades entre la FormaciónSomún Curá y el Complejo Alta Sierra, definidamentemioceno.

Vulcanitas Corona Chico (14-14a)Basaltos, depósitos piroclásticos

Antecedentes

Con esta denominación informal se agrupanprovisoriamente los productos de efusiones volcáni-cas básicas producidas sobre la meseta de SomúnCurá. Se interpreta que éstas fueron producidas endiferentes épocas y podrían responder a patronespetrológicos diferentes; aunque su gran número, lafalta de dataciones radimétricas, la escasez de da-


tos petrológicos y la escala del trabajo motivaron suinclusión en esta unidad. Seguramente, mapeos demás detalle permitirán establecer la estratigrafía delas unidades volcánicas post- Formación SomúnCurá. Aunque parte de estas rocas se han mapeadobajo el nombre Formación Curriqueo (Núñez et al.,1975; Ravazzoli, 1982) se ha preferido no utilizar di-cho término con el fin de resguardarlo ante una ge-neralización como la realizada.

El cerro Corona Chico es uno de los más cons-picuos representantes de estas vulcanitas y ejem-plifica acabadamente el tipo y características físicasde la mayoría de estas efusiones (foto 14).

Distribución geográfica

Esta unidad está situada en la meseta de SomúnCurá, preferentemente en el sector central, del quela Alta Sierra sería aproximadamente su punto me-dio. Además del Corona Chico, constituye los ce-rros Las Novecientas, Trayo Niyeu, Negro, Azul,Puntudo (de Cecchi), Loco, Mirasol y Bouzo, entrelos más conocidos. Trasciende los límites de la Hojahacia el oeste.

Litología

En la parte superior de la meseta basáltica selocalizan numerosas geoformas volcánicas a las cua-les se asocian especies petrográficas alcalinas. Lasformas más comunes que marcan el relieve postmeseta corresponden a conos monogénicos de pocaaltura que han dado origen a coladas con morfologíasvariadas (foto 15) y a episodios estrombolianos re-presentados por conos y rampas de salpicadura detamaños variables y diferentes niveles de erosión.Ejemplos destacados de este tipo de efusión son elcerro Corona Chico y el cerro Puntudo próximo a laestancia Cecchi. Los conos de salpicadura tienenalturas promedio de 500 m y diámetros (en planta)de 1.000 metros. Están compuestos por acumula-ción de escoria, con texturas brechosas gruesas.Generalmente, son visibles diferentes niveles convariaciones en el grado de soldamiento, donde cadauno representa una etapa o pulso de emisión. Ban-cos piroclásticos pueden alternar con otros donde elsoldamiento puede llevar a la generación de lavasclastogénicas. Eventualmente, se asocian a estosconos coladas de tipo aa.

Las rocas generadas en los conos y rampas desalpicadura y los conos compuestos están constituidospor basaltos alcalinos sódicos, hawaiitas y mugearitas.

Las lavas basálticas que rodean al cerro Colo-rado, al nordeste de la sierra de Apas, son basaltosolivínicos de grano fino a medio. Los derrames másextensos situados al norte del cerro, son de texturaintergranular de grano fino, en la cual se destacanmicrofenocristales de olivina con reborde de idding-sita y muy fracturados. Están formados principal-mente por plagioclasa, clinopiroxeno augítico, olivi-na y parches vítreos color castaño oscuro. Una ca-racterística de estas lavas es la presencia de vesí-culas con diseño dicktytaxítico. Aparentemente enun nivel estratigráfico superior hay derrames vin-culados a aparatos de poca altura asignados a even-tos póstumos dentro de la evolución local de la se-cuencia volcánica. Éstos corresponden a basaltosolivínicos de textura intergranular más gruesa conplagioclasa, clinopiroxeno augítico, olivina comple-tamente iddingsitizada con un sobrecrecimiento lim-pio, ilmenita y abundante vidrio intersticial. La oli-vina y la plagioclasa alcanzan tamaño de microfe-nocristales. Además son detectables algunos cris-tales anhedrales de plagioclasa cribada, que pare-cen corresponder a composiciones en desequilibriocon el líquido.

En el rincón de Comicó, en la huella que ascien-de a la meseta de Somún Curá y casi llegando altope de la misma, sobre el relieve elaborado en losbasaltos de la Formación Somún Curá, aflora unatufita de color ladrillo. Es una roca con abundantematriz en la cual aparecen esporádicos clastos devulcanitas oscuras (de composición basáltica) y deescoria básica (que pueden alcanzar aproximada-mente 1 cm). Por arriba de la volcanoclastita hayuna colada con un llamativo bandeamiento por flujo.Al microscopio se observan variaciones granulo-métricas que definen el bandeamiento. La roca estáformada por un mosaico de plagioclasa muchas ve-ces anhedral sobre el cual cristalizan pequeños grá-nulos de piroxeno (con formas mejor desarrolladasen las bandas gruesas), los mayores tamaños casicomo microfenocristales se destacan en los minera-les opacos y la olivina. Toda la roca muestra unaimportante oxidación siendo la olivina uno de los mi-nerales más afectados. El muestreo de esta coladapermite inferir variaciones tales como el porcentajede vesículas, el grado de oxidación y el espesor delas bandas. El perfil se completa con un depósitoestromboliano, con abundantes bombas y salpicadurasaglutinadas, en las cuales se destaca la oxidación dela lava. La secuencia correspondería a un aparatovolcánico del tipo que caracteriza a las VulcanitasCorona Chico.

Cona Niyeu 43

Algunas efusiones menos comunes de esta uni-dad, situadas en el ámbito de la Alta Sierra, son aqué-llas compuestas por basaltos foidíferos. Estas rocasmencionadas por Corbella (1985) para los cerrosLoma Bola y Puntudo Oeste, aparecen también enel bajo del puesto Buñuelo y forman un pequeñovolcán situado a unos 2 km al norte de la laguna LaSalitrosa. Se destacan por una coloración oscura yuna composición semejante, aunque más alcalina, ala de las rocas básicas que componen muchos de losconos estrombolianos, con evidencias de mezcla demagmas y actividad de volátiles en las etapas fina-les de la erupción.

Petrología de las rocas básicas

En una observación megascópica, estas rocasse destacan por su alto contenido de megacristales(megacristales/pasta: 30/70, en promedio) y por sucoloración generalmente gris oscura, que pasa amorado o rojizo intenso por oxidación. En la descrip-ción microscópica se reconocen pastas de texturaspilotáxicas, fluidal o afieltrada, con extremos que vandesde vitrofíricas hasta intersertales. Son típicas lastexturas brechosas por aglutinación de piroclastos.En general, son rocas de granulometría muy fina,destacándose megacristales y nódulos de orto yclinopiroxeno, olivina, plagioclasa, ilmenita, en todoslos casos con fuertes indicios de desequilibrio yrebordes de reacción. La petrografía y el quimismode las rocas muestreadas permiten asignarlas a unaasociación basalto alcalino-hawaiita-mugearita. Enellas se destacan las evidencias de mezcla demagmas como lo son clinopiroxenos y plagioclasascon abruptos cambios composicionales, cristales debiotita en desequilibrio, entre otros.


Estas rocas yacen sobre la Formación SomúnCurá. La relación con los Complejos Apas y AltaSierra no son claros. Se supone que las VulcanitasCorona Chico tienen una dispersión temporal relati-vamente amplia y por lo tanto habría efusiones ante-riores como posteriores a la Superunidad Quiñelaf.


Núñez et al. (1975) fecharon en el Pleistocenoa la Formación Curriqueo, que en parte está incluidaen esta unidad, basados fundamentalmente en laasignación al Plioceno de la Formación Coyocho,

actualmente redefinida como Formación SomúnCurá, de edad oligocena.

Por su posición estratigráfica, posterior al de-rrame de los basaltos de la Formación Somún Curáy con relaciones no bien definidas con la SuperunidadQuiñelaf, y por el variable grado de erosión de losconos y coladas, fundamentalmente de los primeros,se asigna a estas rocas una edad correspondiente allapso oligoceno superior - plioceno inferior.

2.4.3. NEÓGENO

2.4.3.1. Plioceno

Basaltos Dos Cerros (16)

Con este nombre se identifican las lavas básicasaflorantes en el paraje Dos Cerros, próximas a laruta provincial 8 que conduce de Cona Niyeu haciaPuerto Madryn y Trelew, muy cerca del límite aus-tral de la Hoja.

Constituyen dos elevaciones que sobresalen delrelieve circundante, y que le dan el nombre a la lo-calidad. La roca aparece siempre muy fracturadaen pequeños prismas y cuesta obtener muestras deroca in situ. Son basaltos de grano fino y color os-curo. Microscópicamente son vitrofíricos, compues-tos por cristales subhedrales de olivina que alcanzantamaños de microfenocristales. El clinopiroxeno, laplagioclasa y los minerales opacos forman peque-ños cristales en una muy abundante mesostasis ví-trea de color castaño morado, con índice de refrac-ción menor que el bálsamo.

Aparentemente están en discordancia sobre de-pósitos del Grupo Chubut, que aflora en la parte bajade los faldeos de los cerros, aunque la gran cobertu-ra de regolito que tapiza las laderas no permite laobservación de los contactos.

La asignación al Plioceno de estas lavas es pu-ramente tentativa, y se estimó sobre la base de suinserción en el pronunciado relieve elaborado en lasunidades cretácicas y terciarias con posterioridad alderrame de los basaltos de la Formación Somún Curáy de las Vulcanitas Corona Chico.

Formación Pampa Sastre (17)Conglomerados, areniscas

Antecedentes

El nombre Formación Pampa Sastre fue insti-tuido por Ardolino y Franchi (1996) para los depósi-


tos de conglomerados y areniscas que constituyenla geoforma homónima, situada al sur de la sierra delos Chacays y al poniente de Bajada del Diablo, enla provincia del Chubut. Dichos autores también in-cluyeron en esa unidad a los depósitos psefíticos dela vertiente oriental de la sierra de Apas, que Ardo-lino (1987) describiese bajo la denominación “Depó-sitos de pie de monte”.

Distribución areal, litología y relaciones estra-tigráficas

En la Hoja Cona Niyeu sólo afloran en el rincónsudoccidental y constituyen la continuación de losque, en la Hoja Telsen, están situados en el pie orientalde la sierra de Apas. Forman depósitos de pie demonte derivados de la erosión de la sierra, por lo quelos componentes clásticos son fundamentalmentetraquíticos y basálticos del Complejo Volcánico Sie-rra de Apas. Siguiendo a Ardolino (1987) y Ardolinoy Franchi (1996), los depósitos están constituidos poralrededor de seis metros de estratos granocrecientesde pelitas en la parte inferior, seguidas por intercala-ciones de areniscas y estratos de hasta 10 cm deconglomerados. En la parte superior hay areniscascon bloques de vulcanitas incluidos, de 10 cm de diá-metro. Cubren a los basaltos de la Formación So-mún Curá.


Se asignan al Plioceno superior, según Ardolinoy Franchi (1996), sobre la base de las relaciones es-tratigráficas en la región tipo y a la comparación conla edad de los Rodados Patagónicos en la misma.

2.4.4. NEÓGENO - CUATERNARIO

2.4.4.1. Plioceno - Pleistoceno

Formaciones Talcahuala y Cona Niyeu (18)Conglomerados, aglomerados

Antecedentes

La denominación Formación Talcahuala se debea Holmberg (en Holmberg y Methol, 1974), quienasí llamó a un conjunto de estratos arenosos yconglomerádicos aflorantes en el bajo homónimo,situado entre las localidades de Ramos Mexía y Sie-rra Colorada, al norte de la Hoja Cona Niyeu. Sinembargo, fue Caminos (1983) quien efectuó el mapeo

y descripción de varios perfiles de la unidad, así comola interpretación de su ubicación estratigráfica co-rrecta. Los afloramientos situados en la Hoja ConaNiyeu son la continuación austral de los que asomanextensamente en esa región (Caminos, 1983, 1999).

En cuanto a la Formación Cona Niyeu, su indivi-dualización y separación como unidad independien-te se debe a Franchi y Sepúlveda (1979; en Fidalgoy Rabassa, 1984), quienes reunieron en ella a depó-sitos conglomerádicos y aglomerádicos depositadossobre pedimentos elaborados en unidades cretácicasy terciarias de los bordes australes de la meseta deSomún Curá. El nombre proviene de la localidad deCona Niyeu, en cuyos alrededores asoma extensa-mente esta unidad. Para la descripción de la Hoja sehan mantenido ambos nombres formacionales -Tal-cahuala y Cona Niyeu- por entender que son repre-sentativas de dos ambientes diferentes, separadospor la meseta de Somún Curá, una al norte -Talca-huala- y la restante al sur -Cona Niyeu- y con varia-ciones litológicas. Sin embargo, el tratamiento simul-táneo responde a una identidad en su origen, que asítratamos de preservar.

Distribución areal

La Formación Talcahuala aflora en el rincón deComicó. La Formación Cona Niyeu lo hace a lo lar-go del borde sur de la meseta de Somún Curá, desdeel rincón Grande hacia el este, hasta el arroyo Ver-de. Como la zona de aporte principal la constituye lameseta basáltica, se pueden encontrar asomos deesta unidad aún en las márgenes de los pequeñosremanentes de la meseta situados en el sector cen-tro sur de la Hoja. Reducidos afloramientos se ha-llan en los alrededores de Dos Cerros y de la estan-cia Monasa.

Litología y relaciones estratigráficas

La Formación Talcahuala está constituida pordepósitos de conglomerados y areniscas. En el áreatipo, entre las localidades de Ramos Mexía y la es-tancia Talcahuala, en la Hoja Valcheta, está com-puesta por areniscas y areniscas conglomerádicasalternantes rítmicamente, en bancos de dos a cuatrometros de potencia. Las rocas tienen tonalidadesclaras, en la gama de los castaños y grisáceos. Eneste lugar, la proveniencia de los materiales es delGrupo Neuquén. En las cercanías del borde de lameseta, comienzan a aparecer en la unidad clastosde basaltos, que van de tamaño grava hasta bloques

Cona Niyeu 45

de 50 cm en las zonas proximales a las lenguas ba-sálticas (Caminos, 1983, 1999). Este autor distinguióasí las variaciones composicionales de la unidad, deacuerdo a su proximidad con la meseta. Mientras enlos sectores proximales hay una participación im-portante de clastos basálticos, a medida que se alejade aquélla comienzan a dominar los clastos prove-nientes del Grupo Neuquén y aún de las vulcanitasmesozoicas. En general, la unidad tiene como sub-yacente al Grupo Neuquén, pero puede yacer, siem-pre en relación de discordancia erosiva, sobre lasvulcanitas mesozoicas y aún sobre el basamentometamórfico. En la Hoja Cona Niyeu, su naturalezafriable y la falta de buenos cortes naturales impidióobservar el subyacente. Aunque el autor no lo hayaexpresado concretamente, de las descripciones deCaminos (1983, 1999) se puede inferir que el planode discordancia que separa a Talcahuala del GrupoNeuquén es en realidad una superficie de pedimen-tación regional.

La Formación Cona Niyeu está impuesta sobrepedimentos que biselaron las unidades sedimentariasdel Cretácico y el Terciario. Estas superficies estánlevemente inclinadas hacia el sur en la mayoría delos sectores de la Hoja, salvo en la zona de arroyoVerde, al este de la estancia La Chuchu, de PérezCarrero, donde buzan al este y en ocasiones al oes-te. Estos planos erosivos comienzan en el pie de losdepósitos de remoción en masa, en un plano inferiorcon respecto a la superficie de la meseta de SomúnCurá. Por lo general se ha labrado más de un planoerosivo, respondiendo a cambios en el nivel de base.Sobre estas superficies se depositaron desde blo-ques a gravillas de las rocas que la constituyen, ba-saltos en su gran mayoría.

Litológicamente son aglomerados y conglome-rados formados por rodados basálticos y, en muchamenor proporción, por clastos de sedimentitas de lasformaciones Los Alamitos y Roca, de piroclastitasdel Grupo Sarmiento, de ignimbritas, tobas y riolitasdel Complejo Volcánico Marifil y muy escasos decuarzo blanco. El tamaño de los clastos de basaltosvaría entre pocos centímetros hasta alrededor de 1,5m de eje mayor, notándose claramente la gradualdisminución en las dimensiones con la distancia a lazona de aporte. El color de conjunto de estos depó-sitos es negro, por la proporción dominante de clas-tos de basaltos, y por ello son particularmente bienidentificables tanto en fotografías aéreas como enimágenes satelitarias. Esta es una diferencia conrespecto a la Formación Talcahuala, ya que en éstadominan tonalidades claras, aún en sectores

proximales a las áreas de aporte, por la menor pro-porción de materiales detríticos provenientes de ro-cas basálticas. Los depósitos de la Formación ConaNiyeu son muy friables, quizás debido a la elevadaproporción de arcillas que interviene en la matriz,derivada principalmente de la Formación Los Ala-mitos. Es por ello que en los cortes naturales se ob-serva un tapiz de rodados basálticos sueltos que im-piden apreciar las características de los estratos,como geometría, estructuras internas y seleccióntextural y composicional.

El espesor es variable según sea la distancia alos sectores apicales de los niveles. En las cercaníasde esos, la potencia puede llegar a unos 5 metros.En las partes distales la misma decrece a uno o dosmetros.

En las cercanías de Cona Niyeu la unidad apo-ya sobre las sedimentitas de la Formación Los Ala-mitos. En otros sectores lo hace sobre los depósitosdel Grupo Chubut, como en los alrededores de DosCerros.


La Formación Talcahuala fue asignada por Ca-minos (1983, 1999) al Pleistoceno inferior, sobre labase de evidencias composicionales, morfológicas yestratigráficas. Con respecto a la Formación ConaNiyeu, Franchi y Sepúlveda (1979, 1983) propusieronuna edad plio-pleistocena, sobre la base de su posi-ción estratigráfica, del grado de erosión que sufrieronestos depósitos y de la altitud relativa con respecto ala actual red de drenaje, profundamente excavada enellos y en las unidades terciarias y cretácicas que lossoportan, que en algunos casos puede llegar a 80-100metros. Como no se han hallado nuevos elementosde juicio, se asignan estas dos unidades al Pleistocenoinferior, pudiéndose suponer que hayan comenzadoen el Plioceno superior.

2.4.5. CUATERNARIO

2.4.5.1. Pleistoceno - Holoceno

Depósitos sobre pedimentos en el GrupoChubut (19)Conglomerados

En la región del arroyo Cona, donde aflora másextensamente el Grupo Chubut, se hallan diversosplanos de pedimentación elaborados en dichas sedi-mentitas, cubiertos por material inconsolidado, de un


par de metros de espesor estimado, formado porgravas y mayormente arenas provenientes de la ero-sión de las mismas rocas del citado Grupo. Estosdepósitos son de origen fluvial y de tipo relíctico, yaque las superficies de pedimentación han dejado deser funcionales, por sucesivas reactivaciones de losprocesos erosivos que dieron lugar a nuevos nivelesde base. Es por esto que se les adjudica cierta anti-güedad, asignándolos al Pleistoceno- Holoceno.

2.4.5.2. Holoceno

Depósitos coluviales (20)Gravas, arenas

Se agrupan en este apartado los depósitos degravas y arenas que cubren las laderas de las lomadasconstituidas por las unidades paleozoicas ymesozoicas y las de las mesetas coronadas por losbasaltos terciarios. Forman depósitos más o menosconsolidados de espesor variable.

Depósitos de remoción en masa (21)Megabloques, bloques, gravas, arenas, pelitas

Se incluyen aquí los depósitos derivados de losfenómenos de asentamiento o deslizamientos rota-cionales, que se presentan en forma notable en estaregión.

En la Hoja, la mayor parte del borde de la me-seta de Somún Curá está orlado por una faja de an-cho variable, hasta 4 km en Cona Niyeu, compuestapor bloques de basaltos deslizados y caracterizadapor un relieve sumamente quebrado, aserrado, pro-ducido por la sucesiva generación de terrazuelas.

Los bloques de basalto adquieren gradualmenteen el proceso de remoción todas las posiciones, des-de la levemente inclinada en las partes cercanas alborde actual de la meseta, hasta la vertical en secto-res más alejados. En la parte distal del depósito laerosión ha borrado casi completamente las formasoriginales, quedando sólo un paisaje de lomadas.

La litología de la acumulación es sumamente caó-tica, ya que incluye bloques de basalto y material finode las formaciones sedimentarias infrayacentes, Sar-miento, Roca y Los Alamitos, fundamentalmente. Elespesor es difícil de calcular y expresar, ya que porlas características mismas de génesis y materialesconstituyentes puede variar ampliamente.

González Díaz y Malagnino (1984) vincularon lageneración de los deslizamientos con la disposiciónalternante de estratos competentes e incompetentes

o de dispar resistencia a los agentes erosivos, hori-zontales o levemente inclinados, como subyacente deplanicies estructurales, por lo común basálticas

En cuanto a la edad, la misma es posterior a lade la Formación Cona Niyeu, ya que se han obser-vado deslizamientos de este tipo que afectan a dichaunidad, sobre todo cuando se depositó sobre las se-dimentitas de la Formación Los Alamitos. Se los ubicatentativamente en el Holoceno.

Depósitos aluviales (22)Gravas, arenas, limos, arcillas

En los cauces de la región se hallan depósitosde gravas, arenas y limos provenientes de la erosiónde las formaciones prexistentes.

De acuerdo a la litología del área recorrida porel curso de agua, el depósito resultante variará en suconstitución granulométrica. En la parte sur de laHoja, donde predominan los asomos del ComplejoMarifil, los cauces tienen gravas y arenas de rocasde esa unidad. En el sector donde aflora el GrupoChubut, en cambio, hay una proporción mayor demateriales finos.

El espesor se calcula en unos 20 metros en loscursos mayores, como los arroyos Cona, Verde yVentana.

Depósitos de bajos y lagunas (23)Arenas, limos, costras salinas y/o calcáreas

En los numerosos bajos de la región se hallandepósitos de sedimentos generalmente finos, entrearena fina y arcillas, producto de la erosión y trans-porte de los materiales de las formaciones descriptasanteriormente. Como el régimen de la mayor partede los cursos de la comarca es efímero, en las épo-cas de seca, en algunos bajos se depositan costrascalcáreas y/ salinas, generalmente de escasos cen-tímetros de potencia.

El espesor máximo de estos depósitos se cal-culó en unos 15 a 20 metros. Al igual que los ante-riores, su edad es holocena.

3. TECTÓNICA

La evolución estructural de la región resulta dela superposición de diferentes fases de deformación,cada una generadora de profundas modificacionesque comenzaron a desarrollarse ya desde fines delProterozoico superior. Se reconocieron cuatro gran-

Cona Niyeu 47

des ciclos de deformación, a los que se vinculan otrostantos estilos tectónicos diversos (figura 4).

3.1. DESCRIPCIÓN DE LA ESTRUCTURA YCICLOS DE DEFORMACIÓN

3.1.1. CICLOS PREGONDWÁNICOS.TECTÓNICA COMPRESIVA

A los ciclos Pampeano y Famatiniano(Aceñolaza y Toselli, 1973) fueron asignados losepisodios de deformación que afectaron las unida-des del basamento metamórfico de la región orientaldel Macizo Nordpatagónico (Ramos y Cortés, 1984;Giacosa, 1994a; 1994b; Busteros et al., 1998). Sinembargo, las ideas sobre la aloctonía de la Patagonia

(Ramos, 1984), sumado a la falta de precisión acer-ca de la edad de las unidades metamórficas involu-cradas y del momento en que ocurrieron los proce-sos que las deformaron, llevaron a Cortés (1987) adiferenciar esas fases diastróficas de las postuladaspara el noroeste argentino. Distinguió a los movi-mientos Nordpatagónicos como los responsables dela deformación y el grado metamórfico bajo queafectaron a las rocas leptometamórficas de esta re-gión del Macizo. Es aún incierta la vinculación entreéstas y las unidades de grado metamórfico mayor,representadas en este sector por las rocas del Com-plejo Mina Gonzalito, ya que resta dilucidar si co-rresponden a episodios de diferente edad o bien a unevento único, correspondiendo las variaciones a di-ferentes posiciones en la corteza (Busteros et al.,

Figura 4. Bosquejo estructural de la Hoja 4166-III, Cona Niyeu.Referencias. Ciclos Pregondwánicos (Tectónica compresiva): 1. Metamorfitas proterozoico – cámbricas. Ciclo Gondwánico (Tec-tónica transcurrente y extensional): 2. Granitoides gondwánicos. 3. Vulcanitas triásicas. Ciclo Patagonídico (Tectónica extensio-

nal): 4. Vulcanitas principalmente ácidas de edad jurásica (a– probables centros efusivos, b- fracturas, c- faja de fracturación). 5.Sedimentitas cretácicas. Ciclo Ándico (Tectónica extensional): 6. Sedimentitas cretácico superior – cenozoicas. 7. Lavas básicaspaleógenas. 8. Lavas mesosilícicas y ácidas mayormente neógenas (d- centros efusivos, e- lineamientos de probable control es-

tructural, f- dirección de flujo de coladas, g- grandes centros volcánicos traqúítico- basálticos).

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41º 00´

66º 00´67º 30´


1998). Es por ello muy difícil la asignación a unafase de deformación determinada los movimientosque estructuraron estas rocas.

Las rocas del Complejo Mina Gonzalito sufrie-ron una compleja historia polideformacional, defini-da como tectónica compresiva y sintetizada poresquistosidad y microplegamiento, inyeccionesgraníticas que originaron las rocas migmatíticas yplegamiento en sinformas y antiformas de rumbogeneral nor- noroeste (Giacosa, 1993; 1994b).

3.1.2. CICLO GONDWÁNICO. TECTÓ-NICA TRANSCURRENTE Y EXTEN-SIONAL

En esta región del Macizo Nordpatagónico elciclo Gondwánico (Keidel, 1921) se manifestó a partirdel Pérmico y hasta el Triásico, con la intrusión ydeformación de los granitoides del Complejo Pailemány la efusión de las Vulcanitas Treneta. Los primerosfueron afectados por cizalla frágil-dúctil, evidencián-dose en la Hoja por pequeñas zonas de cizalla derumbo general N 30° O y esporádicos E-O que pro-dujeron cataclasis y milonitización en las rocas delPlutón La Verde (Giacosa, 1993, 1994a, 1994b;Busteros et al., 1998).

Las Vulcanitas Treneta constituyen una de lasexpresiones australes del vulcanismo gondwánicoque tiene extraordinario desarrollo en el sectornoroccidental del Macizo Nordpatagónico (Llambíaset al., 1984). Fue relacionado con procesos exten-sionales vinculados con etapas de pre-rift (Bruhn etal., 1978; Ramos et al., 1982) o bien con los estadíosmagmáticos post-colisionales derivados de la posi-ble convergencia Patagonia-Gondwana (Ramos,1984).

3.1.3. CICLO PATAGONÍDICO.TECTÓ-NICA EXTENSIONAL

El ciclo de deformación Patagonídico (Keidel,1921) tuvo una importancia capital en la evolucióngeológica y estructural de la Patagonia (Ramos yCortés, 1984), con variaciones significativas de oes-te a este. En el sector extrandino oriental se inicia-ron en el Liásico movimientos extensionales vincu-lados al margen pasivo atlántico, en concomitanciacon la apertura del Atlántico sur a causa de lafracturación del Gondwana. Estos movimientos co-rresponden a la fase diastrófica Somuncúrica (Cor-tés, 1981 b) y se caracterizaron por la reactivaciónpor fallamiento normal y transtensivo de estructuras

previas gondwánicas (Ramos y Cortés, 1984; Cor-tés, 1987), que dieron lugar a la formación dehemigrábenes limitados por fallas lístricas normales(Ciciarelli, 1990). Por esas vías ascendieron enor-mes volúmenes de magmas ácidos y mesosilícicossubordinados, cuya magnitud se aprecia al advertirque los afloramientos de vulcanitas del ComplejoMarifil se registran a lo largo de 600 km en direc-ción norte-sur y casi 300 km de este a oeste.

A fines del Jurásico la estructura de la regiónextraandina patagónica fue reactivada por una nue-va deformación extensional o transtensiva corres-pondiente a los movimientos Araucánicos (Stipanicicet al., 1968; Stipanicic y Rodrigo, 1969). A raíz deellos se produjeron grandes cambios en el relieve dela Patagonia Extraandina, cuyo resultado principalfue la formación de cuencas continentales de mag-nitud regional y elevación de bloques, controlandoambos la depositación de las sedimentitas cretácicas.La posibilidad de la existencia de una discordanciaen la base de los depósitos del Cretácico superior(Andreis, 1987; Andreis et al., 1989; González yArdolino, 1996) revelaría la acción de movimientosposiblemente extensionales en la base del Senoniano,como ya lo indicaran Ramos y Ramos (1979).

Los estudios estructurales realizados por Franchiet al. (1977), Lapido y Page (1979) y Cortés (1987)en distintas áreas del sector oriental del MacizoNordpatagónico, analizados por Ardolino y Franchi(1996), revelan la existencia de dos sistemas defracturación principales, el N 50°-60° E denomina-do Abdala, y el conjugado N 50°-60° O, el sistemaTelsen. Mientras que el primero fue considerado elmás importante en la región del bajo de la TierraColorada (Lapido y Page, 1979) principalmente porel peso de los lineamientos en la ponderación es-tructural, el sistema Telsen es el dominante en laregión de afloramientos de vulcanitas del ComplejoMarifil de la zona del este de Telsen (Cortés, 1987;Ardolino y Franchi, 1996) y también en la de la HojaCona Niyeu.

La continuación norte de la faja de fracturaciónTelsen Norte distinguida en la región de Telsen (Ar-dolino y Franchi, 1996), limita por el oeste un bloqueestructural alto. Esta faja es importante en la evolu-ción estructural de la región ya que constituye el lími-te occidental de los afloramientos del vulcanismojurásico, considerándose que a su vez representa unode los posibles bordes de cuenca de las sedimentitascretácicas. Hacia el este el bloque está segmentadopor fosas y pilares internos determinados por fallas yfracturas de rumbo N 15°-40° O. Entre ellas, una de

Cona Niyeu 49

las más importantes es la del curso medio del arroyoVerde que limita un sector del bloque elevado jurásicohacia el este y parte de la cuenca cretácica, coronadapor las sedimentitas y vulcanitas paleógenas al oeste.En general, tanto los bloques elevados principalescomo los pilares internos están basculados al nordes-te, inversamente a lo observado por Ciciarelli (1990)en la región de Sierra Grande.

Elementos correspondientes al sistema Abdalason poco manifiestos en la región y, al igual que enotros sectores, se trasuntan más en lineamientos dedifícil evaluación estructural que en fallas compro-badas. De este tipo es el que está situado entre losarroyos Cona y Verde y que sirve de límite noroesteal plateau volcánico jurásico.

En Campana Mahuida se determinó la probableexistencia de un centro eruptivo jurásico, entre otrascausas por el diseño semicircular de fracturas quelo marginarían por el este y oeste.

Parte de la enorme región cubierta por los ba-saltos oligocenos se considera que está enmasca-rando a cuencas del Grupo Chubut elaboradas du-rante los movimientos Araucánicos. Como vimos,sectores de borde de cuenca están determinados porestructuras del sistema Telsen, como la faja defracturación Telsen Norte y la falla del curso mediodel arroyo Verde, mucho más conspicuos que los delsistema Abdala.

3.1.4. CICLO ÁNDICO. TECTÓNICA EX-TENSIONAL

Durante este ciclo, en la región oriental del Ma-cizo Nordpatagónico se produjeron movimientosepirogénicos de ascenso y descenso que en la prácti-ca se vieron reflejados en sucesivas ingresiones y re-gresiones marinas y esfuerzos extensionales y en partetranstensivos que posibilitaron el ascenso de grandesvolúmenes de magmas basálticos y alcalinos.

Aproximadamente a los 60 Ma movimientoshomologables con la fase Mapúchica (González Díaz,1982) ocasionaron, en la Patagonia Extraandina, elretiro del mar maastrichtiano-daniano. La modifica-ción del relieve fue tan significativa que las sucesi-vas ingresiones posteriores tuvieron un alcance res-tringido.

Los movimientos generados por la fase Incaica(Steinman, 1929) fueron correlacionados por Cortés(1987) con el cese de la ingresión eocena. En estesector del Macizo, dicha fase se reflejó en la continen-talización definitiva y en la generación de esfuerzosdistensivos que fracturaron profundamente la corte-

za. Este fallamiento controló el ascenso y emplaza-miento de un vulcanismo basáltico de alcance regio-nal durante el Oligoceno, vinculado a un punto ca-liente efímero (Kay et al., 1993), y el desarrollo máslimitado de series volcánicas alcalinas (Ardolino yFranchi, 1996).

Hacia el Oligoceno tardío-Mioceno temprano, enel área extraandina se produjeron nuevos esfuerzostraccionales y fisuración profunda que conllevó a lageneración de un renovado vulcanismo basáltico yalcalino. A principios del Mioceno tardío, hacia los10-8 Ma, coincidente con la fase Quéchuica (Cha-rrier y Vicente, 1972), responsable de la configura-ción actual de la cordillera, se produjo un ascensoregional en el sector oriental del Macizo Nordpata-gónico, que trajo aparejado el inicio de un fuerte ci-clo erosivo que permitió la exposición de la penepla-nicie exhumada y la formación de niveles de pedi-mentación. Este ascenso continuó durante el Cua-ternario en toda la región (Ramos y Cortés, 1984;Cortés, 1987; Ardolino y Franchi, 1996).

Algunas estructuras que se observan en la su-perficie basáltica terciaria, correspondientes alineamientos determinados principalmente por vallesrectilíneos y bajos alineados, podrían estar reflejan-do antiguas fracturas cubiertas débilmentereactivadas, como las situadas al noroeste y surestede la Alta Sierra de Somún Curá.

4. GEOMORFOLOGÍA

En la Hoja se diferenciaron varios sectores concaracterísticas geomorfológicas propias, que se enu-meran a continuación:

• Peneplanicie exhumada• Planicies estructurales por arrasamiento• Planicie estructural lávica• Ambiente de deslizamientos• Pedimentos de flanco• Paisaje con morfología volcánica primaria en vul-

canismo traquítico• Paisaje con morfología volcánica primaria en vul-

canismo basálticoa.Volcanes de lavas muy viscosas

• Bajos• Bajadas

Todos estos sectores están incluidos en el “Am-biente de mesetas y planicies”, una de las grandesunidades geomórficas de la provincia de Río Negro


descriptas por González Díaz y Malagnino (1984), elcual caracteriza la Patagonia Extraandina.

Peneplanicie exhumada

El área de afloramientos de las rocas ígneas ymetamórficas precretácicas de la Hoja está carac-terizado por un relieve ondulado, con lomadas re-dondeadas, de escasa altura relativa y valles y cuen-cas centrípetas de pendientes suaves. Forma la par-te sur de la peneplanicie exhumada de Río Negro(González Díaz y Malagnino, 1984)

Este ambiente comenzó a originarse a partir delJurásico inferior a medio y perduraron las condicio-nes de erosión, o no sedimentación, hasta mediadosdel Cretácico, previamente a la depositación de lasrocas del Grupo Chubut. En ese lapso, de alrededorde 50 a 70 Ma, se erosionaron fuertemente las uni-dades previas, originándose una superficie regular,aún sobre rocas de distintas litologías y estructuras,y caracterizada por la homogeneidad de las cum-bres.

Algunas áreas, sin embargo, fueron más resis-tentes a la denudación, sobresaliendo entre 50 y 200m del suavemente ondulado paisaje general, en res-puesta a ciertas características, como la presenciade probables centros volcánicos y cuerpos hipabisalesjurásicos, ejemplificados en la Hoja por la región deCampana Mahuida. Algunos bloques estructuraleslevantados homoclinalmente también constituyenáreas elevadas, como el sector del rincón del arroyoVerde. En estos sectores de relieve más pronuncia-do los valles son estrechos y profundos y de laderasempinadas. Áreas con intensa silicificación, comolos cerros Blancos situados al norte de Arroyo de laVentana y la sierra Nevada en Campana Mahuida,sobresalen en el paisaje debido a la mayor resisten-cia de las rocas a la erosión.

La peneplanicie fue sepultada por las sedimen-titas cretácicas y paleógenas y, en parte, por las la-vas básicas cenozoicas. Su exhumación se produjodurante el Neógeno, hacia el Mioceno superior, alremoverse la cubierta sedimentaria por efectos deascenso regional, con posterioridad al retiro de laingresión correspondiente a la Formación PuertoMadryn (Busteros et al., 1998). La peneplanicie aúnpermanece sepultada en vastas áreas cubiertas porlas sedimentitas cretácicas y cenozoicas y éstas asu vez protegidas por los basaltos cenozoicos.La red de drenaje en este ambiente tiene dos secto-res con características diferentes. En la región orientalhay una red integrada, con colectores importantes,

los arroyos Verde, de la Ventana y los Berros. Soncursos efímeros en casi todo su recorrido, salvo enunos pocos kilómetros en la transición entre el pasa-je de la meseta basáltica a la peneplanicie, dondetienen agua permanente a semipermanente, alimen-tados por manantiales situados al pie de las coladas.El diseño de la red es dendrítico a estructural, con-trolado por las fracturas que afectan a las rocas pre-cretácicas. En el otro sector, la red muestra una casicompleta desintegración, y consiste en una serie decuencas endorreicas desconectadas entre sí, convariable tamaño y número de afluentes. La mayoríade las veces la ubicación de los bajos está controla-da por la estructura, hallándoselos normalmente con-tra el labio alto de las fallas. Cuando éstas son degran extensión pueden formarse cadenas de bajos,semejando los lagos en rosario de la morfología gla-ciaria, aunque los aquí descriptos están por lo co-mún a alturas similares, separados por pequeñas di-visorias de aguas. Tanto los bajos como sus afluen-tes son de régimen efímero. Como casi siempre es-tán secos, la deflación aventa el material fino, re-puesto en mayor o menor medida durante las aveni-das de agua.

Planicies estructurales por arrasamiento

En la región sudcentral de la Hoja, al sur deCona Niyeu, en un área drenada por el arroyo Conay sus tributarios, se hallan geoformas vinculadas conprocesos erosivos sobre las sedimentitas del GrupoChubut. A favor de la presencia de estratos semiho-rizontales competentes y resistentes a la erosión, sehan originado planicies estructurales, muchas vecescubiertas por delgados mantos arenolimosos de ma-terial en tránsito. En general son formas de peque-ñas dimensiones, ya que las mayores no llegan a los10 km cuadrados. Cerros aislados por erosión deestas planicies adoptan la forma de mesas y mesi-llas. Su origen, conservación, relación con el nivelde base regional y otras características son simila-res a las descriptas por González Díaz y Malagnino(1984) para la región occidental de la provincia deRío Negro.

Planicie estructural lávica

En este apartado se describen las característi-cas geomórficas de una de las más extensas, sino lamayor, planicie estructural lávica de Argentina, lameseta de Somún Curá. De sus casi 25.000 kilóme-tros cuadrados, el 40 % está incluido en la Hoja Cona

Cona Niyeu 51

Niyeu, donde ocupa más de la mitad norte. Una pro-longación hacia el sudeste sigue aproximadamenteel curso del arroyo Verde, y relictos de este granplateau quedan, como cerros testigo, entre el citadoarroyo y la estancia Los Alamitos.

El paisaje característico es el de una altiplaniciesuavemente ondulada, formada por el derrame deamplias coladas basálticas de la Formación SomúnCurá sobre un substrato generalmente constituidopor depósitos piroclásticos del Grupo Sarmiento, queposiblemente ya formaban planicies más o menosamplias. El derrame de los sucesivos mantos lávicosno hizo más que cubrir dicha superficie. Aparatosvolcánicos traquíticos y basálticos y sus manifesta-ciones conexas, posteriores a la elaboración de laplanicie basáltica, interrumpen la monotonía del pai-saje (foto 16).

La generación de la meseta tal como se obser-va en la actualidad se produjo por fenómenos de ero-sión diferencial. Los depósitos piroclásticos mencio-nados y las sedimentitas paleógenas y cretácicas sonfácilmente erosionables, en contraposición con lasáreas cubiertas por los basaltos, mucho más resis-tentes. El ascenso regional neógeno acentuó el pro-ceso, removiéndose el conjunto de sedimentitas post-jurásicas que no estaban protegidas por la cubiertade basaltos. Se formó así la escarpa de erosión quemargina la planicie estructural. Para dar una ideaaproximada de la magnitud del material erosionadobasta con advertir las diferencias de altura entre lameseta y la peneplanicie exhumada circundante (480m en el rincón Grande, 250 m al oeste de la estanciaLos Alamitos y 100 m en Arroyo Los Berros).

La meseta constituye también una gigantescacabecera de una red de drenaje radial centrífuga,como lo puntualizaran González Díaz y Malagnino(1984). En nuestra región, la erosión fluvial labró ex-tensos, aunque escasos cañadones, que constituyenlas cabeceras de los arroyos Cona, Verde y de laVentana y hacia el norte, de todos los arroyos situa-dos entre el este de Sierra Colorada y Aguada Ce-cilio. Todos estos cursos, a partir de las nacientes,van profundizando su cauce a medida que se acer-can al borde de la planicie, donde llegan a tener has-ta un centenar de metros de profundidad. La gene-ración de meandros encajonados sobre la meseta envarios de estos cursos fue explicada por GonzálezDíaz y Malagnino (1984) por la acción combinadade control estructural en el origen de los cauces,redondeamiento paulatino de los ángulos y cambiosen el nivel de base que provocaron un progresivoencajonamiento.

En la superficie de la planicie estructural se la-braron numerosos bajos, por lo común de formasemicircular o elipsoidal, de hasta unos 2 km de diá-metro y de profundidades también variables, de has-ta 50 metros.

El régimen de la red de drenaje en la meseta esde tipo efímero, por alimentación pluvial y nival.

Tanto en los bajos como en los cañadones, cuandoestán secos, actúa activamente la deflación, profun-dizándolos por eliminación de las particulas finas. Esteproceso es tan activo e importante que se manifies-ta en las imágenes satelitarias como zonas de colo-res claros al oriente del lugar afectado.

Todos los procesos erosivos son favorecidos porla meteorización de las rocas por congelifraccióndurante gran parte del año, por las diferencias entrelas temperaturas diurnas y nocturnas.

Ambiente de deslizamientos

A lo largo de casi toda la escarpa de erosiónque marca el borde de la planicie estructural lávicaabarcada por la superficie de la Hoja, existen desli-zamientos rotacionales que, en algunos sectores, for-man una faja de hasta 6 km de ancho, lo que hablade la magnitud del fenómeno.

En un perfil transversal a la escarpa se puedenadvertir, en la parte cuspidal, las terracetas oterrazuelas apenas dislocadas, con un leve hundi-miento del orden del metro en el contacto con lasuperficie de la meseta e inclinaciones apenas per-ceptibles. Desde esta posición inicial hacia abajo, losbloques adquieren cada vez mayor inclinación, has-ta culminar con las terracetas en posición vertical.Sincrónico con este proceso se produce la frac-turación de las rocas involucradas, particularmentemanifiesta en los mantos de basaltos, que comien-zan a fragmentarse por los planos de diaclasas deenfriamiento preexistentes. A partir de la posiciónvertical los mantos de basaltos comienzan a desin-tegrarse y ya en los sectores distales del desliza-miento han quedado transformados en montículosde rocas sueltas con una escasa matriz arcillo-limosaproveniente de las sedimentitas cretácico-paleógenas.Queda así formado un relieve de lomadas bajas máso menos redondeadas. Cabe destacar que, general-mente, las sedimentitas que infrayacen a los basal-tos comienzan a aflorar en la mitad inferior de lafaja de deslizamientos. En la parte superior su pre-sencia queda oculta por el derrubio basáltico.

El origen de estas geoformas se debe buscar enla inestabilidad de las rocas subyacentes a la cubier-


ta basáltica. Dicha inestabilidad puede ser productode la acción de las aguas sobre horizontes arcillosos-presentes en las formaciones Los Alamitos, Rocay Arroyo de las Pinturas- las que hacen las veces delubricante y, a favor de la sobrecarga, motiva quetodo el bloque comience a deslizarse rotacionalmente,moviéndose la base hacia arriba y adelante y la par-te superior hacia abajo. También se observó una re-lación directa entre el espesor de la cubiertasedimentaria post-jurásica y la magnitud de losdeslizamientos.

Pedimentos de flanco

Estas geoformas están ubicadas en la parte su-doeste de la Hoja, en los alrededores de Cona Niyeuy del valle del arroyo Cona y fueron reseñadas porGonzález Díaz y Malagnino (1984) como pedimen-tos marginales a las mesetas estructurales lávicas.

Los depósitos de la Formación Cona Niyeu,como se explicó en la descripción de la unidad, re-presentan un material en tránsito que cubre un pedi-mento labrado en las sedimentitas cretácicas ycenozoicas. Las superficies que se observan son nofuncionales y constituyen los remanentes de áreasmayores, que están erosionándose en la actualidada favor de la fácil remoción de las sedimentitas quela soportan. En ese sentido, el límite inferior o másbajo de los pedimentos es una escarpa de erosiónelaborada en dichas sedimentitas.

La formación del plano de pedimentación origi-nal se produjo por erosión preferentemente hídrica apartir del área elevada constituida por la meseta deSomún Curá.

Gran parte de esta región está drenada por elsistema del arroyo Cona. Los sectores este y oestecorresponden a cuencas cerradas.

Pedimentos semejantes a los descriptos, elabo-rados en sedimentitas cretácicas y de mucho menortamaño, se advierten entre las mesetas basálticasque quedaron como remanentes al norte de la es-tancia Los Alamitos.

Paisaje con morfología volcánica primaria envulcanismo traquítico

Como se analizó en el capítulo de Estratigrafía,en la sierra de Apas y en la Alta Sierra existe unvulcanismo traquítico en las postrimerías delPaleógeno y en el Neógeno. Esta actividad volcáni-ca ha generado un relieve particular y característi-co, en el que llama la atención la conservación y

espectacularidad de las geoformas, aunque cabeaclarar que de éstas sólo han perdurado las lavas eintrusivos, en tanto que han sido erosionadas casi ensu totalidad las debidas a acumulacionespiroclásticas.

En las coladas de traquitas se manifiestan cla-ramente las crestas de presión, transversales a ladirección de avance de la lava, producto de la visco-sidad de la misma. Es notable el espesor de estascoladas, tanto en su parte distal como en los latera-les. Se pueden apreciar distintos tipos de coladasentre las comunes o normales, como las de los ce-rros Peñón de los Cóndores y Media Luna, en laAlta Sierra y las de la sierra de Apas, que tienen unrecorrido más o menos extenso en relación con suespesor, y la de los cerros Pancho y Mimbre, magní-ficos ejemplos de coladas dómicas, notablementeespesas y de desarrollo longitudinal exiguo, tal comolas descriptas por González Díaz (1970) y GonzálezDíaz y Malagnino (1984).

Otras formas debidas a este vulcanismo son dosprobables cráteres producidos por hundimiento, losbajos La Plaza y Hondo. El primero bien podría res-ponder a la coalescencia de dos cráteres hundidos,por la forma de su contorno. En el occidental aúnperduran los remanentes de la chimenea, formandoun neck de pequeñas dimensiones, y un dique radialal mismo.

Otras formas notables son los cuerpos intrusivosde los cerros Somún Curá Grande, Somún Curá Chicoy Chara. Este último, durante su ascenso y al atra-vesar la cubierta basáltica, la plegó previamente ha-cia arriba, por lo que en la actualidad aparece el cuer-po intrusivo rodeado por el basalto abovedado.

Paisaje con morfología volcánica primaria envulcanismo basáltico

El vulcanismo basáltico posterior al derrame delas lavas de la Formación Somún Curá, si bien hasufrido el desmantelamiento de la mayoría de losconos, conserva aún formas características. Este tipode relieve es mucho menos espectacular que el an-terior. Los remanentes de los volcanes que se ob-servan en la actualidad son cerros bajos con pen-dientes tendidas, que en general sobresalen entre 20a 50 m de la superficie de la meseta. La mayoría delos conos son lávico-piroclásticos y conservan res-tos de estos depósitos. Las coladas, inversamente alas traquíticas, son poco destacables en el terrenopor su escaso espesor, no más de 5 m, y por su lito-logía, semejante al sustrato. En las fotografías aé-

Cona Niyeu 53

reas, en cambio, se observa perfectamente su tra-zado. Aparecen como pequeñas elevaciones alar-gadas, en algunos casos con extensiones de hasta30 km, que siguen la paleopendiente regional haciael norte, este, oeste y sur desde la Alta Sierra.

a. Volcanes de lavas muy viscosas

En los alrededores de la Alta Sierra se han reco-nocido dos centros volcánicos diferentes a los ante-riores. El cerro Medio y los Cuatro Cerros son volca-nes de unos 100 a 150 m de altura, de laderas dependientes muy abruptas y empinadas. Casi todosconservan parte de las formas originales del cráter.Salvo en uno de los Cuatro Cerros, en que se observauna colada de unos 800 m de largo con material piro-clástico intercalado, en el resto no se han podido apre-ciar lavas asociadas. Podrían ser clasificados comobulbos lávicos, de acuerdo con la nomenclatura deGonzález Díaz (1970), originados por el ascenso demagma muy viscoso o hasta semi rígido.

Bajos

Bajos de diverso origen se hallan en la superfi-cie abarcada por la Hoja. En general, se podríanagrupar en tres grandes tipos: los de la planicie es-tructural lávica, los vinculados a la peneplanicieexhumada y los situados en el límite entre esta últi-ma y la zona de deslizamientos.

Los bajos situados en la planicie estructural lávicade la meseta de Somún Curá tienen dimensiones yformas variables, como resultado de orígenes dife-rentes (foto 17). Depresiones grandes en las cerca-nías de los bordes de la meseta, como los bajos Pla-tero y Hondo en el sector sudeste, que tienen alre-dedor de 10 km², se deberían a erosión diferencial einversión del relieve. Habrían sido en su momentoventanas lávicas convexas constituidas por lomadasde sedimentitas cenozoicas no cubiertas por los de-rrames de basaltos. La erosión eliminó fácilmenteesas rocas friables, profundizándose las incipientesdepresiones por combinación de factores concurren-tes, como meteorización, deflación y sublavado, su-mándose más tarde los deslizamientos. Avala estateoría el reducido espesor del basalto en los bordesde estos bajos. Una variante de este origen está dadapor la presencia de áreas elevadas no cubiertas porbasalto compuestas por rocas del Complejo Marifil,como acontece en el bajo Hondo del sector nordes-te de la meseta. La diferente respuesta a los proce-sos erosivos entre los basaltos paleógenos y las

vulcanitas ácidas jurásicas, éstas mucho más resis-tentes, y la acumulación de agua en el contacto en-tre ambas litologías serían en estos casos losdisparadores en la generación del bajo (Methol, 1967;González Bonorino y Rabassa, 1973; Franchi ySepúlveda, 1983). La laguna Honda debería su ori-gen a sublavado y posterior hundimiento de la cu-bierta basáltica, de acuerdo con Franchi y Sepúlveda(1983).

Algunos bajos situados en el interior de la plani-cie estructural se habrían originado en bordes decoladas, por acumulación de agua en el punto decoalescencia de pendientes de direcciones opues-tas. Se produciría en esos sitios una mayormeteorización física y química y la deflación poste-rior de las partículas finas. Las depresiones que seinterpreta fueron originadas por estas causas songeneralmente menos profundas y más pequeñas quelas anteriores.

Otro origen de algunos bajos dentro de la mesetaestaría vinculado directamente a las característicasde centros eruptivos lávico-piroclásticos, ya que va-rias depresiones se hallan marginadas en uno de suslados por la parte más elevada de los restos de estoscentros. En estos casos, la posición actual podría de-berse a primitivas acumulaciones piroclásticas queocupaban una parte de conos mixtos, removida pos-teriormente por erosión diferencial. Los bajos atribui-dos a esta génesis son de dimensiones variables quepodrían llegar, en el caso de la laguna Azul, a superfi-cies de 2 km² y profundidades de 50 metros.

Algunos de los bajos reconocidos en la planicieestructural se caracterizan por sus contornos sub-circulares, a veces desdibujados por la acción hídri-ca, por sus paredes verticales de varias decenas demetros y por dimensiones del orden de 500 m a 1 kmde diámetro. Estos rasgos son característicos de losdenominados cráteres de explosión genéticamenterelacionados con explosiones gaseosas y/o colapsoen coladas extensas y potentes. Remesal (1988)postuló ese origen para parte de los bajos de la me-seta, en particular aquellos del entorno de la AltaSierra de Somún Curá.

Algunos sectores de la peneplanicie exhumadatienen múltiples depresiones en general pequeñas yalargadas, de no más de 2 km de largo, poco profun-das, vinculadas con fallas y fracturas, como se ex-plicara en el primer apartado de este capítulo.

El salitral Grande y un bajo innominado situadoal este de Cona Niyeu están en una posición margi-nal de la peneplanicie exhumada, en el límite con lazona de deslizamientos, límite quizás vinculado con


fallas que segmentaron la peneplanicie. Contra ellabio alto de estas fallas, ambos son el centro decuencas centrípetas que drenan parte de los bordesde la meseta de Somún Curá. Su origen se podríadeber a deflación de los sedimentos cretácicos, unavez que la erosión los arrasara hasta el nivel de lapeneplanicie jurásica.

Bajadas

La sierra de Apas se eleva unos 400 m sobre elnivel de la meseta de Somún Curá. En el flanco orien-tal de la sierra los múltiples cauces efímeros que ladrenan han generado depósitos pedemontanos quecubren los basaltos oligocenos y que constituyen elambiente de bajadas. Esta forma tiene una suavependiente hacia el sur, controlada por el sistema delarroyo Telsen, y hacia allí tiene su mejor desarrollo,llegando hasta 20 km del frente serrano.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

Los primeros acontecimientos geológicos quese pueden registrar en la superficie abarcada por laHoja se remontan al Precámbrico tardío, cuando sedepositaron en una cuenca marina sedimentosepiclásticos que fueron intruidos por cuerposfilonianos o bien se intercalaban con rocas eruptivasmesosilícicas. Este conjunto fue posteriormente afec-tado por metamorfismo regional moderado, trans-formándose en una asociación esquistosa de gneisesy anfibolitas. Por último, el aumento del grado meta-mórfico llegó a niveles de anatexis, durante los cua-les se originaron cuerpos de granitoides concordantescon la esquistosidad.

En áreas vecinas se produjeron importantesacontecimientos geológicos que no se manifiestanen esta región, como la intrusión de granitoidespostectónicos en el Paleozoico inferior y el desarro-llo de la cuenca marina que alberga a las sedimenti-tas ferríferas de la Formación Sierra Grande en elSilúrico tardío a Devónico temprano. Sí ha quedadoregistro de la intrusión de granitoides generalmenteepizonales durante el Pérmico y el Triásico, repre-sentantes orientales del profuso magmatismogondwánico desarrollado en el occidente y norte delMacizo Nordpatagónico, que fueron deformados porfallamiento transcurrente sincrónicamente con su em-plazamiento y posteriormente al mismo. En el citadomagmatismo se incluye también el vulcanismo ácidoy mesosilícico que cubrió gran parte del norte del

Macizo, y que está representado en la Hoja por pe-queños remanentes australes. El magmatismogondwánico ha sido vinculado con un episodiocolisional entre la Patagonia y Gondwana y en espe-cial el vulcanismo ácido ha sido adjudicado tanto aetapas distensivas posteriores a la colisión, como afases de rifting cortical asociado al fracturamientogondwánico.

El área, particularmente la oriental, sufrió luegoun intenso proceso erosivo durante el que se elimi-naron importantes espesores de rocas, quedandoexpuestos los plutones gondwánicos y sus cajasmetamórficas.

A principios del Jurásico comenzaron a mani-festarse las evidencias del desmembramiento deGondwana con la apertura del Atlántico sur, tradu-cidos en la región en un profundo fallamiento, enmuchos casos por reactivación transtensional desistemas previos, con formación de hemigrábenesque abrieron el camino a la irrupción de un vulca-nismo inicialmente mesosilícico a básico en algu-nos sectores pero preponderantemente ácido, ca-racterizado por el predominio de la actividadvolcanoclástica, cuyos productos cubrieron todo elsudeste del Macizo.

Todo el conjunto rocoso antes descripto funcio-nó a partir de entonces como un basamento rígido,que fue fuertemente erosionado hasta el grado depeneplanización regional. La reactivación de las es-tructuras previas por esfuerzos distensivos produci-dos durante los movimientos Araucánicos dio lugara un nuevo cambio significativo en la fisiografía re-gional, con la formación de bloques elevados y de-presiones continentales, generándose las condicio-nes para el origen y acumulación de los sedimentoscretácicos del Grupo Chubut, que sumado al aportede material piroclástico extra cuencal, colmataronlas cuencas y hasta traslaparon, en parte, algunasáreas elevadas. Estas condiciones persistieron has-ta el Cenomaniano.

Hay indicios de nuevos movimientos que afec-taron la región hacia el Senoniano temprano, épocaen la que se inició un período de subsidencia regio-nal caracterizado por depósitos de grano fino enambientes lacustres y marino marginales, hasta eladvenimiento de la masiva ingresión del Maastri-chtiano- Daniano.

Los movimientos de la fase Mapúchica causa-ron el retiro del mar por un levantamiento regionalimportante, al punto que las ingresiones posterioresse circunscribieron más y más a la porción orientaldel Macizo. En la región abarcada por la Hoja, el

Cona Niyeu 55

último avance marino se produjo en el Eoceno, elque cesó a raíz de los movimientos relacionados conla fase Incaica. Se inició a partir de allí la continen-talización que perdura hasta la actualidad.

En este ambiente comenzaron a depositarsemantos de cenizas provenientes de las efusiones quetenían lugar en el arco volcánico occidental. Era esteun proceso discontinuo que permitió la generaciónde procesos formadores de suelos en las piroclas-titas. Las sucesivas acumulaciones habrían origina-do un ambiente de llanuras semejante a la regiónpampeana actual.

Durante el Oligoceno, este sector del Macizofue afectado por un fallamiento distensivo profundo,el que asociado a la probable instalación de un puntocaliente efímero posibilitó la efusión de grandes vo-lúmenes de lavas basálticas alcalinas que cubrieronalrededor de 25.000 km² y que constituyen la mese-ta de Somún Curá. Parcialmente sincrónico con esteacontecimiento se produjeron erupciones localizadasde vulcanitas traquíticas. En la Hoja, los restos deun aparato volcánico de ese tipo constituyen la sie-rra de Apas. En la misma región de Somún Curá, elvulcanismo continuó algo atenuadamente durante elMioceno, con el desarrollo de cientos de pequeñosvolcanes basálticos y un nuevo centro traquítico enlo que es hoy la Alta Sierra.

Hacia el Mioceno tardío, la fuerte fase com-presiva Quéchuica de la cordillera se tradujo en unascenso regional del Macizo, inaugurándose un pe-ríodo de erosión muy activo en el que se eliminaronprácticamente la totalidad de los depósitos de sedi-mentitas y piroclastitas cretácicas y paleógenas, conexcepción de aquéllas cubiertas por las lavas bási-cas. Se generó así el fuerte relieve positivo de lameseta de Somún Curá y a su vez la exhumaciónde la antigua peneplanicie jurásica. Los movimien-tos relacionados con la fase mencionada aparente-mente también marcan el final de la historiamagmática de la región, ya que no se registran erup-ciones posteriores.

En los bordes del plateau basáltico, la superpo-sición de rocas sedimentarias de distinta competen-cia, el predominio entre ellas de pelitas y areniscasfinas, el peso de la sobrecarga de las rocas eruptivasy el espacio disponible al eliminarse toda la columnapost jurásica no cubierta por las lavas, creó las con-diciones para la formación de una ancha faja de de-pósitos de remoción en masa.

Otra de las consecuencias de la erosión postquéchuica fue el desarrollo de pedimentos margina-les a la meseta de Somún Curá, elaborados en las

sedimentitas cretácicas y paleógenas y cubiertos pormaterial en tránsito derivado principalmente de lacubierta basáltica. Estas superficies hoy no funcio-nales, fueron disectadas por erosión fluvial, que indi-ca la persistencia de los procesos erosivos hasta laactualidad.

6. RECURSOS MINERALES

En la Hoja existen manifestaciones y yacimien-tos de minerales metalíferos e industriales únicamenteen la faja oriental, la que se extiende de norte a surcon un ancho aproximado de veinticinco minutos,representados por minerales de manganeso, plomo,cobre y fluorita, aragonita, bentonita y piedra laja,que se asocian a rocas de diferentes edades quevan desde el Pérmico hasta el Cretácico superior.

En el área solamente se tiene constancia, histó-ricamente, de explotaciones de fluorita y aragonita.A la fecha está en producción una mina de fluorita ycon posibilidades de reiniciar sus actividades doscanteras de aragonita.

En el cuadro 1 se reseñan las principales carac-terísticas de los indicios mineros de la Hoja.

DEPÓSITOS DE MINERALES METALÍFEROS

Cobre

En el sector centro oriental de la Hoja se hallandos manifestaciones cupríferas, sin existencia legala la fecha (a la que por tal razón se identifica con elprefijo ex seguido por el término mina y por el nom-bre que la definía), asociadas a rocas graníticas delPérmico-Triásico; ellas son la ex- mina Santa Mar-garita, y la ex -mina La Cautiva.

La ex -mina Santa Margarita, según consta en elDiagnóstico Minero de la provincia de Río Negro (Es-tudios y Servicios de Geología y Minería S.R.L., 1982),consiste en una veta con rumbo N15ºO que buza 45ºal SO; presenta hábito bolsonero, y sus afloramientosdiscontinuos tienen una longitud de 1.350 metros. Losminerales de mena son cuprita, bornita, covelina, ga-lena y cobre en ganga de cuarzo y fluorita; entre losminerales oxidados se marca la presencia de azurita.

Manganeso

Si bien existen cuatro indicios de mineralizaciónde manganeso, se cuenta con información sobretres de ellos: Mastarna, Pelikán y Turán. Estas tres


minas se ubican a unos 20 km al oeste de la locali-dad de Arroyo de la Ventana. El cuarto indicio, lamina Manga, se localiza a 5 km al nordeste de ElTembrao.

Las minas Mastarna, Pelikán y Turán (Parisi yBernabó, 1978 b) consisten en planchones de are-niscas de muy variada granulometría, cementadasy en parte reemplazadas por minerales de manga-neso, apoyados en discordancia erosiva sobrevulcanitas ácidas jurásicas del Complejo VolcánicoMarifil. El mineral de manganeso podría serpsilomelano, de acuerdo al estudio de sus caracte-rísticas ópticas.

Los citados autores estimaron las reservas enalrededor de 115.000 t y consideraron que las reser-vas potenciales parecerían ser mayores.

Dentro del ámbito de la Hoja existía la mina Sie-rra Ventana ubicada a unos 70 km al oeste de SierraGrande (Malvicini y Llambías, 1974 b). Se carecede precisiones sobre su exacta localización. Estosautores describieron la presencia de criptomelano,nsutita y litioforita entre los minerales de mangane-so y goethita y ópalo (hialita) en venillas o drusas,que reemplazan a una arenisca silicificada, conglo-merados y troncos fósiles que forman parte de unadelgada cubierta sedimentaria que yace sobre elplateau ignimbrítico jurásico.

De acuerdo a los autores de este capítulo, lassedimentitas en ambos casos podrían pertenecer alGrupo Chubut descripto para la Hoja.

Plomo

En el sector nororiental de la Hoja se presentantres minas de minerales de plomo denominadasTeodorito, Don Justo y Carloncho.

Según el Diagnóstico Minero de la provinciade Río Negro (Estudios y Servicios de Geología yMinería S.R.L., 1982), Teodorito es una veta derumbo S70ºE que buza 35ºal NO; tiene entre 25 y70 m de corrida (dato orientativo), una potencia de0,40 m y está alojada en una fractura de la Forma-ción Marifil (Complejo Volcánico Marifil l.s. paralos autores de la Hoja). La mineralización consisteen minerales de plomo y pirita en ganga de cuarzocon hematita, malaquita y azurita entre los minera-les oxidados.

La mina Carloncho, de acuerdo a los datosobrantes en el expediente de concesión, consiste enuna veta con mineralización de plomo, cobre y plataen ganga de cuarzo. Ninguna de las tres minas cita-das ha sido explotada.

DEPÓSITOS DE MINERALESINDUSTRIALES

Aragonita

En el esquinero nordeste de la Hoja, histórica-mente (según consta en el Diagnóstico Minero de laprovincia de Río Negro realizado por la empresaEstudios y Servicios de Geología y Minería S.R.L.,1982) existieron por lo menos una veintena de mani-festaciones de aragonita que nunca fueron explota-das. A la fecha, sólo la cantera Cayuqueo o ex -cantera Fallu Cura (aquí el prefijo ex indica cambiode concesionario y de nombre) ha estado en pro-ducción en forma discontinua hasta 1996.

La aragonita es de tonalidad anaranjada en cortefresco y se torna blanquecina cuando se la somete ala intemperie. Pulida y en lugar protegido del sol, man-tiene perfectamente el color original del corte. Lamineralización está alojada en depósitos de la Forma-ción Roca. De acuerdo a los datos aportados por elSr. Oscar Galván, ex concesionario de la cantera, setrata de un banco explotable de unos 0,30 m promediode espesor, arrosariado, con bandeamientos blanque-cinos. El suprayacente está constituido por 1 a 7 m dearenisca cementada con carbonato de calcio, de grantenacidad y de color castaño. El infrayacente y hastalos 21 metros de profundidad (según sondeo que nollegó al piso), está constituido por una arenisca seme-jante a la del encape.

Otra cantera de la Hoja es la actual canteraGalván. La aragonita, según el concesionario, es decolor castaño y bandeada; se trataría de un depósitode unos 0,30 m de potencia promedio, arrosariado yde gran extensión areal. El suprayacente estaría re-presentado por una arenisca cementada por carbo-nato de calcio de tonalidad rojiza.

Bentonita

Sólo se citará como dato orientativo que en elámbito de la Hoja existieron cuatro manifestacionesde descubrimiento por bentonita; se carece de datostécnicos de los mismos.

Fluorita

De las dos minas de fluorita presentes en el área,sólo una de ellas, El Verde, está en producción a lafecha.

La mina El Verde, según Parisi y Bernabó (1978a), es un yacimiento constituido por dos vetas

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subparalelas cuya roca de caja está representadapor un conglomerado oligomíctico escasamente con-solidado, asignado al Grupo Chubut.

La veta Sur tiene rumbo S65-70ºE y buzamien-to de 70º al norte, con una corrida de 85 m y unespesor variable entre 0,85 y 0,80 metros.

La veta Norte tiene rumbo N85ºE e inclinaciónde 70º al sur, con una corrida de 140 m y un espesorde 0,25 a 0,45 metros.

El color de la fluorita varía desde blanco y ám-bar hasta diversas tonalidades de verde y violeta.

Las reservas estimadas por los autores para laveta Norte fueron de 5.600 t de fluorita con unaley media de 75,53% de Ca F2 y una potencia me-dia de 0,33 m, y para la veta Sur 5.900 t con unaley media de 66,42 % de Ca F2 y una potencia de0,66 metros.

Según el geólogo Renzo Bonuccelli (comunica-ción verbal), concesionario de la mina, se trata delúnico yacimiento de fluorita conocido en la provin-cia de Río Negro que responde a este modelo (vetasen conglomerados), a diferencia de los ubicados másal este, en el distrito fluorítico adyacente de SierraGrande, que son vetiformes pero emplazados envolcanitas del Complejo Volcánico Marifil.

Su aspecto translúcido obtenido a través delcorte y pulido, la hace apta para su comercializacióncomo fluorita para uso artesanal.

La mina Maroma (Ciciarelli, 1988) consiste enuna veta de unos 1.000 m de corrida con rumboaproximado S45ºE, en cuyo trayecto medio presen-ta una zona en donde sólo son observables, espo-rádicamente, delgadas guías con fluorita. Según elcitado autor, el espesor con mineral puede superarlos 10 m de potencia en los mejores sectores peroen general existen “caballos de piedra” entre la es-tructura mineralizada; la ganga está compuesta porcalcedonia, otras variedades de sílice amorfa y tro-zos de roca generalmente argilizados y silicificados.La roca de caja está representada por el ComplejoVolcánico Marifil.

Mármol ónix

La única cantera de mármol ónix de la que setiene referencia fue la descripta por Parisi y Bernabó(1978 c). Estos autores reseñan el depósito como demármol tipo ónix, de textura bandeada y tonalidadesdesde parda y amarilllenta hasta blanquecina. Elcuerpo mineralizado se encuentra en una cajaandesítica y rellenando fracturas y diaclasas, tieneun rumbo que varía entre N-S y N20ºO, y espesor

entre 0,30 y 1,00 metros. En la época en que la can-tera fue descripta por los autores, tenía un frente deexplotación de 30 metros.

Piedra laja

Se trata de dos canteras probablemente de lavariedad denominada comercialmente “pórfido”,perteneciente al Complejo Volcánico Marifil.

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLOGICO

Se identificaron en la Hoja diversos sitios de in-terés geológico, la mayoría vinculados con la activi-dad del vulcanismo cenozoico.

Meseta de Somún Curá

La meseta de Somún Curá es el apilamientovolcánico más importante de la Patagonia Extra-andina. Las lavas cubren una superficie de más de25.000 km², la mayor parte incluidos en la HojaCona Niyeu. La singularidad de este sitio se basaen la formidable extensión que alcanzaron los ba-saltos oligocenos, en las característicasgeomorfológicas de esta planicie estructural lávica(altura relativa con respecto al paisaje circundan-te, paisaje desértico suavemente ondulado, multi-plicidad de pequeños conos volcánicos más o me-nos desmantelados, identificación de coladas postmeseta) y peculiaridades fisiográficas, ya que secomporta como el centro de una gran red de dre-naje radial centrífuga. A esto se suma el aislamien-to, la ausencia de población y de caminos y el cli-ma más riguroso que el entorno, para conformarun ambiente de salvaje belleza natural.

En el interior de la meseta se han individualizadootros sitios de interés, que si bien participan en lí-neas generales de algunas de sus características ,tienen particularidades propias destacables que sedescriben seguidamente.

Alta Sierra de Somún Curá y sierra de Apas.Ambas sierras constituyen los restos de centros vol-cánicos principalmente traquíticos. Se conservan, yrepresentan ejemplos espectaculares por tamaño ypreservación, coladas, coladas dómicas y domos.

Cerro Chara. Domo traquítico extremadamen-te viscoso, intruido en las rocas de la FormaciónSomún Curá, a las que plegó hacia arriba hasta rom-

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per la cubierta basáltica, y dejar al descubierto in-clusive las unidades previas, como las rocas del GrupoSarmiento y de la Formación Roca.

Cerro Corona Chico. Volcán basáltico poste-rior a la meseta. En la ladera oriental se destaca unacolada formada por piroclastos aglutinados.

Cerros Las Novecientas y Mata Niyeu. Estoscerros, ubicados en el sector nordoccidental de laHoja, constituyen los restos de volcanes basálticosedificados con posterioridad al derrame de los ba-saltos de meseta. Los conos, hoy erosionados, posi-blemente hallan sido piroclásticos. Se proponen comositios de interés por la perfección de sus coladas,que habrían emanado desde bocas adventicias alconducto central.

Cuatro Cerros. Como su nombre lo indica, soncuatro volcanes basálticos que sobresalen netamentede la superficie de la meseta por su altura y laderasescarpadas. Salvo uno de ellos, no emitieron cola-das fluidas.

Bajos de las lagunas Azul, La Maciega y ElLeón. Son estos los bajos más grandes en el ámbitode la meseta abarcado en la Hoja. En sus márgenesestá expuesta parte de la sucesión de coladas su-perpuestas que originaron la meseta. Son profun-dos, alrededor de 40-50 m, y su régimen efímerodepende de las precipitaciones.

Rincón Grande

Este sitio de interés geológico se destaca porvarias razones. Están muy bien expuestos, y conacceso relativamente sencillo, los deslizamientos ro-tacionales que marginan la meseta a lo largo de suborde suroriental hasta la zona del arroyo Verde. Enel rincón Grande la faja afectada por los desliza-mientos tiene alrededor de 5 km de ancho. En unperfil transversal se aprecia claramente la evoluciónde este tipo de depósitos, desde la zona proximalcon una mínima inclinación de las terrazuelas, hasta

la distal, formada por un depósito caótico de bloquesde basalto y material semi o no litificado provenientede las unidades sedimentarias subyacentes.

En la subida del Naciente está expuesto un per-fil completo de la sucesión volcánica de la meseta,con alrededor de 70 m de coladas basálticas super-puestas, y donde aflora también el Grupo Sarmien-to. El interés de este sitio radica en el espesor de lapila volcánica, uno de los mayores en todo el ámbitode Somún Curá, y en que se observa su base, singu-lar característica del perfil, ya que por lo común estácubierta.

Otra de las particularidades del rincón Granderadica en que es el lugar donde hay mayor diferen-cia de altura entre el borde de la meseta y las zonasaledañas, con casi 500 m de desnivel en el salitralGrande. Ilustra sobre la magnitud de la erosión pro-ducida en la región oriental del Macizo Nordpatagó-nico a partir del último ascenso regional, durante elMioceno tardío, que fue capaz de eliminar en ella lacubierta sedimentaria cretácico-terciaria.

Cerro Cuadrado – Estancia Los Alamitos

Este sitio fue escogido porque es el único lugaren la Hoja donde aflora un perfil completo de lassedimentitas del Cretácico superior, representadaspor la Formación Los Alamitos, y por el número yvariedad de fósiles exhumados de los estratos, conrestos de quelonios, anuros, peces, ofidios, dinosauriostitanosáuridos y hadrosáuridos y de mamíferos, losprimeros hallados en el Cretácico argentino.

Canteras de aragonita en Los Berros y ElTembrao

Al sur de la localidad de Arroyo Los Berros yen el paraje El Tembrao hay manifestaciones dearagonita explotadas artesanalmente. El mineral estáen forma de bochones arriñonados alojados en elComplejo Marifil en el primer caso y en la Forma-ción Roca en el segundo. Es destacable en ambos lacalidad de la mineralización y la agradable gama decolores, en tonos de castaños y amarillentos.


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Recibido el 14 de octubre de 1998Arbitrado por José Cortés en abril de 2000

FOTOGRAFÍAS

SEGEMAR

Cona Niyeu 71

Foto 1. Rincón de Tambelén. Sedimentitas del Cretácico superior, aflorantes en el sector distal de la faja de deslizamientosrotacionales que marginan la meseta de Somún Curá (a la izquierda, nótense las terrazuelas). La parte superior de la

meseta está constituida por los basaltos oligocenos de la Formación Somún Curá.

Foto 2. Estancia El Rincón. Apilamiento de unidades de flujo compuestas de basaltos de la Formación Somún Curá.


Foto 3.Vesículas de segregación en los basaltos de la Formación Somún Curá.

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Foto 4. Detalle del contacto entre tufitas del Grupo Sarmiento y basaltos de laFormación Somún Curá en el cerro Chara.


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Foto 6.Cerro Colorado, domo exógeno de traquitas alcalinas del Complejo Volcánico Apas en el nordestede la sierra de Apas.


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Foto 8. Alta Sierra de Somún Curá desde el sudoeste. A la derecha, el cuerpo subvolcánico traquítico del cerro Somún CuráGrande. En el centro, el cerro Peñón de los Cóndores y sus potentes coladas de traquitas.

Foto 9. Cerro Mimbre, volcán traquítico alcalino situado al sur de la Alta Sierra de Somún Curá.


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Cona Niyeu 79

Foto 11. Vista del cerro Corona desde el nordeste, en el extremo norte de la Alta Sierra de Somún Curá.Coladas de traquitas alcalinas descienden por los faldeos. En la cumbre, cúpula de flujo traquítica.

Foto 12. Alta Sierra de Somún Curá, al este del puesto Aragolaza. Coladas de traquítas alcalinasclaras sobre flujos ignimbríticos traquíticos.


Foto 14. Vista del cerro Corona Chico, desde el norte. Restos de un cono de salpicadura estromboliano de launidad homónima. En los faldeos, nótese la disposición de los “mantos” de escoria soldada.

Foto 13. El cerro Chara, visto desde el nordeste. Domo traquítico extrusivo, intruido en los basaltos de laFormación Somún Curá, que constituyen las lomadas más oscuras que lo rodean.

Cona Niyeu 81

Foto 15. Túnel de lava en colada proveniente del centro volcánico situado al sur del cerro Corona Chico,3 km al norte de la laguna El León.

Foto 16. Vista panorámica de la meseta de Somún Curá desde el cerro Negro. En el horizonte, a la derecha,se divisa el cerro Corona y a la izquierda el Puntudo.


Foto

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Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 4166-III

Cona Niyeu

Provincia de Río Negro

Mario Franchi, Alberto Ardolino y Marcela Remesal

Recursos Minerales: Ricardo Caba y Marcelo DalponteSupervisión: Antonio Lizuain

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 262Buenos Aires - 2001

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Referencia bibliográfica

FRANCHI, M., A. ARDOLINO y M. REMESAL, 2001. HojaGeológica 4166-III, Cona Niyeu. Provincia de Río Negro.

Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio GeológicoMinero Argentino. Boletín 262, 83 p. Buenos Aires.

ISSN 0328-2333Es propiedad del SEGEMAR • Prohibida su reproducción

CONTENIDO

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

ABSTRACT ......................................................................................................... 3

1. INTRODUCCIÓN ......................................................................................................... 5

2. ESTRATIGRAFÍA ......................................................................................................... 6

2.1. Precámbrico-Paleozoico inferior (?) ......................................................................................... 7

2.1.1. Proterozoico-Cámbrico (?) ............................................................................................... 7

Complejo Mina Gonzalito ................................................................................. 7

2.2. Paleozoico - Mesozoico ......................................................................................................... 8

2.2.1. Pérmico - Triásico ......................................................................................................... 8

Complejo Putónico Pailemán ........................................................................... 8

2.3. Mesozoico ......................................................................................................... 9

2.3.1. Triásico – Jurásico inferior ............................................................................................... 9

Complejo Plutónico–Volcánico Treneta ........................................................... 9

Vulcanitas Treneta ........................................................................................... 9

2.3.2. Triásico superior – Jurásico medio ................................................................................... 10

Complejo Volcánico Marifil .............................................................................. 10

Facies mesosilícica – básica .................................................................... 10

Facies ácida ............................................................................................. 12

2.3.3. Cretácico ......................................................................................................... 16

Grupo Chubut ................................................................................................... 16

Formación Los Alamitos .................................................................................. 19

2.4. Cenozoico ......................................................................................................... 21

2.4.1. Paleógeno ......................................................................................................... 21

2.4.1.1. Paleoceno ......................................................................................................... 21

Formación Roca ............................................................................................... 21

2.4.1.2. Eoceno - ¿Oligoceno inferior? ................................................................................. 25

Formación Arroyo de las Pinturas ................................................................... 25

2.4.1.3. Oligoceno - Mioceno ................................................................................................ 26

Grupo Sarmiento .............................................................................................. 26

2.4.1.4. Oligoceno ......................................................................................................... 29

Formación Somún Curá ................................................................................... 29

2.4.2. Paleógeno-Neógeno ......................................................................................................... 32

2.4.2.1. Oligoceno-Mioceno .................................................................................................. 32

Superunidad Quiñelaf ....................................................................................... 32

Complejo Volcánico Apas ................................................................................ 33

Rocas piroclásticas .................................................................................. 33

Traquitas oscuras ..................................................................................... 34

Traquitas claras ....................................................................................... 35

Pórfiros traquíticos alcalinos .................................................................... 35

Basaltos y traquibasaltos ......................................................................... 36

Complejo Volcánico Alta Sierra ....................................................................... 37

Facies lávica traquítica ............................................................................ 38

Traquitas oscuras ..................................................................................... 38

Traquitas claras ....................................................................................... 38

Basaltos y traquibasaltos ......................................................................... 39

Basaltos olivínicos .................................................................................... 39

Tobas traquíticas ...................................................................................... 39

Cuerpos subvolcánicos y domos traquíticos ............................................ 40

Vulcanitas Corona Chico ................................................................................. 41

2.4.3. Neógeno ......................................................................................................... 43

2.4.3.1. Plioceno ......................................................................................................... 43

Basaltos Dos Cerros ........................................................................................ 43

Formación Pampa Sastre ................................................................................. 43

2.4.4. Neógeno - Cuaternario ..................................................................................................... 44

2.4.4.1. Plioceno - Pleistoceno .............................................................................................. 44

Formaciones Talcahuala y Cona Niyeu ........................................................... 44

2.4.5. Cuaternario ......................................................................................................... 45

2.4.5.1. Pleistoceno - Holoceno ............................................................................................ 45

Depósitos sobre pedimentos en el Grupo Chubut ............................................ 45

2.4.5.2. Holoceno ......................................................................................................... 46

Depósitos coluviales ......................................................................................... 46

Depósitos de remoción en masa ...................................................................... 46

Depósitos aluviales ........................................................................................... 46

Depósitos de bajos y lagunas ........................................................................... 46

3. TECTÓNICA ......................................................................................................... 46

4. GEOMORFOLOGÍA ......................................................................................................... 49

5. HISTORIA GEOLÓGICA ........................................................................................................ 54

6. RECURSOS MINERALES ....................................................................................................... 55

Depósitos de minerales metalíferos .......................................................................................... 55

Cobre ......................................................................................................... 55

Manganeso....................................................................................................... 55

Plomo ......................................................................................................... 56

Depósitos de minerales industriales .......................................................................................... 56

Aragonita ......................................................................................................... 56

Bentonita ......................................................................................................... 56

Fluorita ......................................................................................................... 56

Mármol oníx ..................................................................................................... 58

Piedra laja ........................................................................................................ 58

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO ..................................................................................... 58

BIBLIOGRAFÍA ......................................................................................................... 60

FOTOGRAFÍAS ......................................................................................................... 69

Documents

hoja cona niyeu - repositorio.segemar.gov.ar