Paso de Indios - repositorio.segemar.gov.ar

Boletin Nº 267Buenos Aires - 2005

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

ISSN 0328-2333

Hoja Geológica 4369-IIIPaso de Indios

Provincia del Chubut

Recursos Minerales: Marcelo Márquez

Supervisión: Alberto Ardolino y Mario Franchi

Diego G. Silva Nieto

1:250.0001:250.000

Cerro Gorro Frigio, chimenea volcánica de la Formación El Buitre, queintruye sedimentitas de la Formación Los Adobes del Grupo Chubut.

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 4369-III

Paso de IndiosProvincia del Chubut

Diego G. Silva Nieto

Recursos Minerales: Marcelo Márquez

Supervisión: Alberto Ardolino y Mario Franchi

Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 267Buenos Aires - 2005

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

Presidente Ing. Jorge MayoralSecretario Ejecutivo Lic. Pedro Alcántara

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Director Lic. Roberto F. N. Page

DIRECCIÓN DE GEOLOGÍA REGIONAL

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Referencia bibliográfica

SILVA NIETO, D. y M. MÁRQUEZ, 2005. Hoja Geológica 4369-III, Paso de Indios. Provincia del Chubut. Instituto de Geolo-gía y Recursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argen-

tino. Boletín 267, 64 p. Buenos Aires.

CONTENIDO

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

ABSTRACT ...................................................................................................... 2

1. INTRODUCCIÓN ...................................................................................................... 3

Ubicación de la Hoja y área que abarca ................................................................................... 3

Naturaleza del trabajo ...................................................................................................... 3

Investigaciones anteriores ...................................................................................................... 4

2. ESTRATIGRAFÍA ...................................................................................................... 4

Relaciones generales ...................................................................................................... 4

2.1. Precámbrico - Paleozoico inferior ........................................................................................... 5

Formación Cushamen ................................................................................... 5

2.2. Paleozoico ...................................................................................................... 5

2.2.1. Paleozoico inferior (Ordovícico-Silúrico?) ........................................................................ 5

Granitos Eopaleozoicos (formaciones Notao y Mamil Choique

y Granito Catreleo) ........................................................................................ 5

2.2.2. Carbonífero - Pérmico ...................................................................................................... 7

Grupo Tepuel ...................................................................................................... 7

2.3. Mesozoico .................................................................................................... 10

2.3.1. Jurásico .................................................................................................... 10

2.3.1.1. Jurásico inferior .................................................................................................... 10

Sedimentitas liásicas indiferenciadas .......................................................... 10

Formación Puntudo Alto ............................................................................. 11

Formación El Córdoba ................................................................................ 11

Formación Osta Arena ............................................................................... 12

2.3.1.2. Jurásico inferior a medio .......................................................................................... 13

Formación Cresta de los Bosques .............................................................. 13

2.3.1.3. Jurásico medio (Aaleniano - Calloviano) .................................................................. 15

Formación Lonco Trapial ............................................................................ 15

2.3.1.4. Jurásico medio a superior (Calloviano - Oxfordiano, Kimmeridgiano?) ................... 17

Formación Cañadón Asfalto ....................................................................... 17

2.3.2. Cretácico .................................................................................................... 21

2.3.2.1. Cretácico inferior .................................................................................................... 21

Formación Don Juan ................................................................................... 21

Grupo Chubut .................................................................................................... 21

Formación Los Adobes ............................................................................... 22

Formación Cerro Barcino ........................................................................... 23

2.3.2.2. Cretácico superior ..................................................................................................24

Formación Paso del Sapo ......................................................................... 24

Formación Lefipán ...................................................................................25

Formación Tres Picos Prieto .....................................................................26

Formación Aleusco ...................................................................................28

2.4. Cenozoico ....................................................................................................29

2.4.1. Terciario ....................................................................................................29

2.4.1.1. Paleoceno - Eoceno................................................................................................29

Formación La Cautiva ..............................................................................29

Formación El Buitre ..................................................................................30

2.4.1.2. Eoceno - Oligoceno ...............................................................................................32

Grupo Sarmiento .............................................................................................32

2.4.1.3. Oligoceno ....................................................................................................33

Complejo Ígneo de la Tapera de Burgos ................................................33

Formación Cañadón Pelado .....................................................................33

Formación Mesa Chata .............................................................................35

Formación La Vasconia ............................................................................36

2.4.1.4. Mioceno superior ....................................................................................................... 39

Formación El Mirador ...............................................................................39

2.4.1.5. Plioceno ....................................................................................................40

Formación Epulef ...................................................................................... 40

2.4.2. Cuaternario ....................................................................................................41

2.4.2.1. Pleistoceno ....................................................................................................41

Depósitos del primer nivel .......................................................................41

Depósitos del segundo nivel ....................................................................41

2.4.2.2. Pleistoceno - Holoceno ..........................................................................................41

Cordones psefíticos ..................................................................................41

2.4.2.3. Holoceno ....................................................................................................41

Basaltos holocenos ...................................................................................41

Depósitos salinos ...................................................................................... 42

Depósitos de asentamientos .....................................................................42

Depósitos aluviales y coluviales .............................................................42

3. ESTRUCTURA .................................................................................................... 42

Sector nordeste .................................................................................................... 42

Sector de las sierras de Cutancunué y Lonco Trapial ........................................................... 42

Sector occidental .................................................................................................... 44

4. GEOMORFOLOGÍA .................................................................................................... 46

5. HISTORIA GEOLÓGICA .................................................................................................... 48

6. RECURSOS MINERALES .................................................................................................... 49

6.1. Depósitos de minerales metalíferos ................................................................................... 49

Cobre .................................................................................................... 49

Oro y plata .................................................................................................... 49

Plomo - Cinc - Cobre - Plata - Oro .............................................................................. 51

Uranio .................................................................................................... 53

6.2. Depósitos de minerales industriales ................................................................................... 54

Baritina .................................................................................................... 54

Cuarzo .................................................................................................... 54

Sal (NaCl) .................................................................................................... 54

Piedra laja .................................................................................................... 54

6.3. Combustibles sólidos .................................................................................................... 57

Petróleo y gas .................................................................................................... 57

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO ..................................................................................... 57

Cerro Gorro Frigio .................................................................................................... 57

Quebrada El Córdoba .................................................................................................... 57

BIBLIOGRAFÍA .................................................................................................... 58

Paso de Indios 1

RESUMEN

La Hoja 4369-III, Paso de Indios, está ubicadaen la región centro occidental de la provincia delChubut.

Los únicos centros poblacionales son Paso deIndios, situado en el rincón suroriental de la Hojasobre la ruta nacional 25, Colán Conhué en el cen-tro norte de la Hoja, sobre la misma ruta, y AldeaEpulef al sur de la sierra de Colán Conhué. Es lacría de ovinos la principal actividad económica dela región. El río Chubut la atraviesa en su porciónnororiental.

Las rocas más antiguas de la comarca sonesquistos y filitas de edad precámbrico-paleozoicainferior, asignadas a la Formación Cushamen. Estánintruidas por granitos eopaleozoicos, los que son cu-biertos, en disconformidad, por sedimentitascarbonífero-pérmicas del Grupo Tepuel, las que a suvez están cubiertas en discordancia angular porsedimentitas marinas y continentales de edad liásica.Diabasas y gabros de la Formación Cresta de losBosques, del Jurásico inferior a medio, intruyen alas sedimentitas paleozoicas y liásicas.

Tienen gran distribución rocas mesosilícicas abásicas asignadas a la Formación Lonco Trapial(Jurásico medio), las que son sucedidas por unaimportante secuencia constituida por sedimentitas,principalmente lacustres con intercalacionesbasálticas, correspondiente a la Formación CañadónAsfalto.

Para el período Cretácico se han reconocidovulcanitas ácidas a mesosilícicas denominadas For-mación Don Juan (Cretácico inferior), una impor-tante sucesión de sedimentitas continentales corres-pondiente al Grupo Chubut (Cretácico inferior) y,

mediando una discordancia angular, sedimentitas flu-viales y marinas litorales de las formaciones Pasodel Sapo y Lefipán (Cretácico superior). Asimismo,para este período se identificaron granitos de la For-mación Aleusco que intruyen sedimentitascarboníferas y liásicas, y basaltos y tobas agrupadosen la Formación Tres Picos Prieto.

Se asignaron al Paleógeno rocas derivadas deuna intensa actividad volcánica, de composición pre-dominantemente mesosilícica, denominadas Forma-ción La Cautiva y cuerpos hipabisales básico-alcalinos correspondientes a la Formación El Buitre(Paleoceno superior-Eoceno), conjuntamente consedimentación piroclástica perteneciente al GrupoSarmiento (Eoceno superior – Oligoceno inferior).Dentro del Oligoceno se ubicó un conjunto de con-glomerados, areniscas y tobas denominado Forma-ción Cañadón Pelado, granitos del Complejo Ígneode la Tapera de Burgos, lavas alcalinas de la Forma-ción Mesa Chata y basaltos de la Formación LaVasconia. En el Neógeno se reconocieron basaltosde la Formación El Mirador (Mioceno superior) y dela Formación Epulef (Plioceno).

Extensos depósitos de agradación y cordonespsefíticos de la laguna de Agnia se asignaron alPleistoceno, y derrames basálticos más modernos,depósitos salinos, de asentamientos y aluviales ycoluviales al Holoceno.

Los recursos minerales son escasos, hay mani-festaciones vetiformes de Pb-Zn-Cu±Ag±Au en lasierra de Lonco Trapial, de baritina en la sierra delos Pichiñanes y de uranio en el área de Cerro Cón-dor. Se han descubierto vestigios de hidrocarburosen la zona de Gorro Frigio y Paso de Indios.

2 Hoja Geológica 4369-III

ABSTRACT

Sheet 4369-III, Paso de Indios, is located in thecentral western area of Chubut Province.

Chubut river crosses the northeastern part of thequadrangle. There are no important cities in the areaand the most populated centres are villages like Pasode Indios, Colán Conhué, Aldea Epulef and AldeaCerro Cóndor. These villages have some facilitiessuch as elementary school, medical center, policestation and telephone cabin.

The main economic activity of the region consistof ovine breeding.

From the geological point of view, the oldest outcropsof the region are represented by metasedimentites ofCushamen Formation assigned a Precambrian to EarlyPalaeozoic age. This sequence is crossed over by highlydeformed biotitic migmatites and biotitic-moscoviticgranites, of Ordovicic-Siluric age, assigned to the MamilChoique Formation. Above the mentioned rocks,sedimentites belonging to Tepuel Group (Carboniferous-Permian) and Liassic marines and continentalsedimentites, lay in uncomformity, both intruded bygabbros of Cresta de los Bosques Formation (EarlyJurassic), Aleusco Granite (Cretaceous) and Taperade Burgos Complex (Oligocene).

Mesosilicic and basic volcanics rocks have a widedistribution and are assigned to the Lonco TrapialFormation, belonging to Middle Jurassic (Aalelian-Callovian) age. They are covered by an importantlacustrine and fluvial sedimentation, interbedded withbasalts, corresponding to Cañadón Asfalto Formationof the upper Jurassic (Callovian-Oxfordian).

An important fluvial sedimentation withimportant pyroclastic participation, correspondingto the Chubut Group has been recognized withinthe Cretaceous period (Aptian-Albian). It coversin angular discordance the Jurassic units, and isunderlaid in angular unconformity by Paso del SapoFormation (Campanian-Maastrichtian). These con-tinental deposits show a transitional passage withthe marine sediments of the Lefipán Formation(Maastrichtian).

Mesosilicic lavas and basic-alkaline bodies(basalts and basanites) were assigned to thePaleogene period corresponding to La Cautiva andEl Buitre Formations (Eocene) respectively, togetherwith the sedimentation of pyroclastic material of theSarmiento Group (Eocene-Oligocene) and CañadónPelado Conglomerate (Oligocene).

In this area were also recognized Neogenebasalts belonging to La Vasconia Formation(Oligocene), El Mirador Formation (Miocene) andEpulef Formation (Pliocene)

Large piedmont deposits are assigned to thePleistocene as well as alluvial, colluvial and remotionin mass deposits, to the Holocene period.

The mineral resources are scarce in the region.In the Sierra de Lonco Trapial there are lead, zinc,copper, silver and gold vein type deposits. In the Sie-rra de los Pichiñanes uranium and barite depositsare found, but these are inactive at present. In thearea of Cañadón Asfalto there are vestiges ofhydrocarbons.

Paso de Indios 3

1. INTRODUCCIÓN

UBICACIÓN DE LA HOJA Y ÁREA QUE ABARCA

La Hoja 4369-III, Paso de Indios, se ubica en laregión centro - occidental de la provincia del Chubut,abarcando parte de los departamentos Gastre, Pasode Indios, Languiñeo y Tehuelches.

Está delimitada por los paralelos 43° y 44° S ylos meridianos 69° y 70°30´ O (figura 1).

La superficie que ocupa es de aproximadamen-te 14.400 km2. Comprende las siguientes Hojas es-cala 1:200.000 de la antigua división del MapaGeológico-Económico de la República Argentina: 44dColán Conhué y 45c Pampa de Agnia completas ylas mitades occidentales de las Hojas 44c Tecka y45b Sierra de Tepuel.

NATURALEZA DEL TRABAJO

La memoria y mapa de la presente HojaGeológica han sido confeccionados de acuerdo con

las normas del Servicio Geológico Minero Argentino(SEGEMAR) para el Programa Nacional de CartasGeológicas de la República Argentina, a escala1:250.000.

Se utilizó como base del trabajo la informa-ción geológica generada durante el levantamientode las Hojas de la antigua división a escala1:200.000, 44d Colán Conhué (Turner, 1983), 45cPampa de Agnia (Nullo, 1983), 44c Tecka (Turner,1982) y 45b Sierra de Tepuel (Page, 1982). Losmapas correspondientes fueron adecuados a lanueva escala, la forma y contactos de los aflora-mientos y estructura fueron modificados en algu-nos casos, gracias a la utilización de imágenessatelitales TM, escala 1:100.000, provistas porYPF S.A., que cubren casi toda la superficie dela Hoja y fotografías aéreas escala 1:50.000. Sedispuso también de mapas topográficos escala1:100.000 del IGM.

El trabajo de campo fue de carácter expediti-vo, tendiente a unificar los diferentes criterios enaquellos lugares donde existían diferencias o con-

Figura 1. Mapa de ubicación de la Hoja 4369-III, Paso de Indios.

42º00’00’’

43º00’00’’

44º00’00’’

45º00’00’’

67º30’00’’

67º30’00’’69º00’00’’

25

40

20

4

27

53

P R O V I N C I AD E L

C H U B U T

24

62

25

12

Los AltaresPaso de Indios

El Sombrero

Paso del Sapo

Gan Gan

67

Río Chubut

Río

Chubut

Sierra Cuadrada

0 50 100 km

42º00’00’’

43º00’00’’

44º00’00’’

45º00’00’’

Gastre

69º00’00’’

José de San Martín

Tecka

Gobernador Costa

Esquel

Trevelin

Colán Conhué

70º30’00’’

70º30’00’’72º00’00’’

72º00’00’’

CH

ILE

El Molle

Pampa de Agnia

CHILE


tradicciones entre los autores previos. Se efectua-ron en algunos casos perfiles de detalle y muestreode las unidades.

INVESTIGACIONES ANTERIORES

Muchas fueron las investigaciones de índolegeológica, tanto expeditivas como de detalle, reali-zadas en la comarca y regiones vecinas, siendo lasprincipales las que se detallan a continuación:

Piatnitzky (1933a y b, 1936) realizó tareasexploratorias en el tramo medio del valle del ríoChubut.

Groeber (1942) interpretó, en forma general laestratigrafía y estructura de la región.

El hallazgo de sedimentitas carboníferas, tantomarinas como continentales, fue debidamente docu-mentado por Suero (1948, 1953).

Feruglio (1949, 1950) efectuó una descrip-ción general de la Patagonia en la cual hizo unaamplia mención sobre datos geológicos de la co-marca.

Perrot (1960) hizo una considerable contribuciónestudiando la estratigrafía del área de El Molle yalrededores.

Herbst (1966, 1968) concretó valorables cono-cimientos en la investigación paleontológica de la flo-ra liásica del área de Pampa de Agnia, cuyaestratigrafía fue estudiada por Mussacchio (1972,1975, 1981) y por Musacchio y Riccardi (1975).

Lesta y Ferello (1972) hicieron importantes apor-tes sobre el marco regional de la comarca y su co-rrelación con áreas vecinas.

Stipanicic et al. (1968), Tasch y Volkheimer(1970) y Robbiano (1971) elaboraron trabajos dedetalle en la zona de Pampa de Agnia.

Franchi y Page (1980) aportaron sobre el vulca-nismo del área occidental de la Hoja.

Turner (1982, 1983), Nullo (1983) y Page (1982)realizaron el levantamiento geológico regional de todala comarca.

Gabaldón y Lizuain (1982) hicieron perfiles de de-talle y un estudio paleoambiental de las sedimentitascarboníferas y liásicas en la zona de Pampa de Agnia.

Page et al. (1984) efectuaron un trabajo sobrelas sedimentitas carboníferas del Grupo Tepuel enlas zonas de El Molle y Pocitos de Quichaura.

Spikermann (1975), Spikermann et al. (1988,1989, 1994) y López de Luchi et al. (1992) inves-tigaron los cuerpos intrusivos de edad cretácica yoligocena ubicados en el sector noroeste de laHoja.

Figari y Courtade (1993) realizaron una inter-pretación de la evolución tectosedimentaria de lacuenca de cañadón Asfalto.

2. ESTRATIGRAFÍA

RELACIONES GENERALES

Las características geológicas y estructuralesde la Hoja 4369-III, Paso de Indios, no presentangrandes complicaciones en sus lineamientos gene-rales. En el sector oriental se observa un predomi-nio de rocas sedimentarias, pasando a prevalecerlas rocas ígneas en la región central y occidental.

Las rocas aflorantes más antiguas sonsedimentitas de grano fino metamorfizadas por laintrusión de rocas graníticas eopaleozoicas. A conti-nuación se disponen sedimentitas marinas delCarbonífero-Pérmico.

Durante el Mesozoico hubo una intensa acti-vidad volcano – sedimentaria en la región, quedio como resultado la formación de varias enti-dades. Las más antiguas corresponden asedimentitas, continentales y marinas (Liásico)que fueron intruidas, al igual que las sedimentitasneopaleozoicas, por cuerpos básicos de la For-mación Cresta de los Bosques. A continuaciónse reconoce el producto de erupciones cuyo ma-terial constituye la Formación Lonco Trapial, laque fue cubierta por sedimentitas de la Forma-ción Cañadón Asfalto y del Grupo Chubut, mien-tras que hacia el occidente de la Hoja ocurría elvulcanismo que dio lugar a la Formación DonJuan, culminando esta Era con una ingresiónmarina, que dio origen a las formaciones Pasodel Sapo y Lefipán, y con la intrusión de rocasgraníticas de la Formación Aleusco.

En el Cenozoico, continuó la profusa activi-dad volcánica, con episodios sedimentarios inter-calados. La unidad más antigua corresponde avulcanitas ácidas a mesosilíceas de la FormaciónLa Cautiva, a la que le siguen en edad los cuer-pos básicos alcalinos de la Formación El Buitre,las tobas del Grupo Sarmiento, intrusivosgraníticos del Complejo Ígneo de la Tapera deBurgos y efusiones volcánicas que dieron lugara las formaciones Mesa Chata, La Vasconia, ElMirador y Epulef, con un evento sedimentarioprevio correspondiente a la Formación CañadónPelado. El Cuarternario está representado poracarreos, basaltos, depósitos aluviales, salinos yde remoción en masa.

Paso de Indios 5

2.1. PRECÁMBRICO - PALEOZOICO IN-FERIOR

Formación Cushamen (1)Esquistos, filitas, ortocuarcitas micáceas

Antecedentes

Se distingue con esta denominación a rocasmetamórficas que constituyen la entidad aflorantemás antigua de la comarca, a las que Turner (1983)incluyera en la Formación Cushamen definida porVolkheimer (1964) en la zona del arroyo de ese nom-bre en el NO de la provincia del Chubut.

Distribución areal y litología

Corresponden a esquistos y filitas que asomanen un pequeño afloramiento de 5 km de longitud y100 m de ancho en el flanco occidental de la sierrade Cutancunué, 5 km al este de Aldea Epulef. Pe-queños retazos de ortocuarcitas micáceas y esquistosbiotíticos que constituyen la caja del Granito Catreleoen la quebrada El Córdoba, al sur de Cajón de Gine-bra Chico, estudiados por Robbiano (1971) y Nullo(1983) también se incluyen en esta formación.

Se han observado transiciones entre los esquistosy las filitas. Los esquistos, poco foliados, son de gra-no mediano a fino dispuestos en camadas de 5 a 10cm de potencia y están compuestos por sericita,clorita, cuarzo y óxido de hierro. En contacto con elplutón granítico la textura deviene a granoblásticafina. Las filitas, de tonalidad algo más oscura quelos esquistos, son macizas y de grano muy fino,dominantemente micáceas con cuarzo subordinado.

Relaciones estratigráficas

Esta unidad está intruida por granitoseopaleozoicos (formaciones Notao y Catreleo) ycubierta por vulcanitas mesosilíceas de la Forma-ción Lonco Trapial (Jurásico medio)

Edad

Distintos autores ubicaron a las metamorfitasaflorantes en el centro del Chubut desde elPrecámbrico hasta el Paleozoico inferior (Wichmann,1918; Groeber, 1942; Petersen, 1946; Feruglio, 1949-1950; Volkheimer, 1964; Stipanicic et al., 1968;Proserpio, 1978; Volkheimer y Lage, 1981; Turner,1983).

Sobre la base de las relaciones estratigráficasen el área de estudio, puede considerarse una edadpaleozoica inferior o precámbrica para estas rocas.

2.2. PALEOZOICO

2.2.1. PALEOZOICO INFERIOR(ORDOVÍCICO-SILÚRICO?)

Granitos Eopaleozoicos (2) (formacionesNotao y Mamil Choique y Granito Catreleo)Granitos de grano mediano a grueso, migmatitas,granitoides migmatíticos, granitoides tonalíticos

Con este nombre informal se reunieron a losgranitoides de las formaciones Notao y MamilChoique y del Granito Catreleo. Las rocas graníticasque afloran principalmente en el flanco occidentalde la sierra de Cutancunué, 5 km al este de AldeaEpulef, en una faja meridiana de 30 km de largo por7 km de ancho, fueron denominadas FormaciónNotao por Turner (1983). Predominan los granitosrosados de grano grueso a mediano y en menorproporción los granitos porfiroideos de color gris claro,rosado y blanquecino. Es común observar fajas decizalla y el redondamiento de los cristales defeldespatos y ruptura y deformación de cristales decuarzo. En aquellas muestras de textura más grue-sa, los cristales de feldespato potásico son los demayor desarrollo, alcanzando hasta 2 cm de longi-tud, la biotita suele agruparse en nidos de hasta 1 cmde diámetro y el cuarzo es de menor tamaño. En elcañadón de Los Loros, hay un pequeño afloramien-to de granitoides de grano medio, con cristales defeldespato de hasta 1 cm de diámetro, con abundan-te biotita y cristales de cuarzo, que fueron exhumadospor medio de una falla. En general los afloramientosde esta unidad están muy alterados, por lo que lasmuestras suelen desgranarse con facilidad.

Por otra parte, los granitos aflorantes en la que-brada de El Córdoba, 15 km al sur de Cajón de Gi-nebra Chico, fueron denominados Granito Catreleopor Robbiano (1971) y Nullo (1983), y ya habían sidomencionados por Piatnitzky (1936), Suero (1948),Feruglio (1949), Herbst (1968) y Stipanicic (1967).Se trata de granitos rosados de textura granosa grue-sa a mediana en parte aplítica, holocristalina,hipidiomorfa, con abundantes cristales de cuarzo,nidos de biotita y escasa muscovita; están atravesa-dos por venillas de cuarzo.

Al oeste del Mallín Blanco y algo al sureste deCañadón Pelado, Nullo (1983) mencionó un peque-


ño afloramiento que asimiló al Granito Catreleo. Setrata de un granito de textura muy gruesa tipopegmatoide, con grandes cristales de feldespatopotásico y muscovita, estos últimos suelen agrupar-se formando nidos. También se reconocen cristalesde epidoto como mineral de alteración.

En el flanco oriental de la sierra de Pichiñanes,límite oriental de la Hoja, afloran rocas afines a lasdescriptas que fueron asimiladas por Proserpio (1978)a la Formación Mamil Choique, predominan lasmigmatitas tonalíticas foliadas, grises, de grano fino amediano y en menor proporción los granitos de tama-ño mediano que suelen gradar a fino o aplítico, decolor gris claro, rosado y blanquecino, biotíticos ybiotítico–muscovíticos. En las migmatitas el paleosomaestá compuesto por cristales de biotita orientados enforma paralela y que constituye en algunos casos es-tructuras en schlieren, aplastadas y a veces plega-das, de tamaño centimétrico. El neosoma está con-formado principalmente por cuarzo y plagioclasa(oligoclasa) con textura granular; la plagioclasa a ve-ces presenta rasgos incipientes de deformación,maclas deformadas y extinción ondulosa con bordesalterados e irregulares de sericita; el cuarzo suele te-ner extinción irregular. Lateralmente estas rocas pue-den pasar en forma gradual a granitos de textura másgruesa, en donde los cristales de feldespato potásicoson los de mayor desarrollo, alcanzando hasta 1,5 cmde longitud; la biotita suele agruparse en nidos de has-ta 1 cm de diámetro con gran dispersión y el cuarzoes de menor tamaño. Los afloramientos, principalmentelos de la facies migmatítica, están muy alterados porlo que las muestras suelen desgranarse con facilidad.

Pueden distinguirse fajas de cizalla en la que se ob-servan venillas de cuarzo de aproximadamente 1cm pro-medio de espesor, replegadas en pliegues aplastados, conboudinage y ocelos de cuarzo orientados y rotados, asícomo enclaves de esquistos verdosos muy micáceos.

Estas rocas en general suelen estar atravesadaspor diques aplíticos de escasa potencia, unos 30 cmcomo máximo, color rosado claro y diquespegmatíticos algo más escasos, compuestos porcuarzo y feldespato muy desarrollados con concen-traciones de muscovita más escasas. Suelen versetambién vetas de cuarzo lechoso que pueden tenerpotencias de hasta 40 centímetros.


En la quebrada de El Córdoba, el GranitoCatreleo intruye a rocas adjudicadas a la FormaciónCushamen, de la que sólo se observan retazos, de

edad precámbrico-paleozoica inferior y está cubier-to por sedimentitas neopaleozoicas del Grupo Tepuel,mientras que en la sierra de Cutancunué, la Forma-ción Notao intruye a esquistos y filitas de la Forma-ción Cushamen y es cubierta por vulcanitasmesosilícicas de la Formación Lonco Trapial delJurásico medio, dacitas y riolitas de la Formación LaCautiva de edad paleocena superior-eocena y porbasaltos de la Formación El Mirador de edad miocenasuperior .

Edad

Lesta y Ferello (1972) y Turner (1983)correlacionaron los granitos de la Formación Notaocon los del Granito Catreleo. Herbst (1966) asignó aeste último al Paleozoicp inferior, edad que sostuvie-ron Robbiano (1971) y Nullo (1983).

Proserpio (1978) asignó al Carbonífero a las ro-cas aflorantes en la sierra de los Pichiñanes, que secorrelacionan con las aquí descriptas, sobre unadatación radimétrica de una muestra de la zona delalmacén El Mirador, en la vecina Hoja Gastre, quedio una edad de 280±10 Ma, que actualmente co-rresponde al Pérmico inferior.

Llambías et al. (1984) debido a los fenómenosde cataclasis que presentan estas rocas en la Sierradel Medio, al norte de la comarca estudiada, infirie-ron que son pre-carboníferas, pues rocas de esa edaden el Macizo Nordpatagónico no tienen, en general,texturas cataclásticas.

López de Luchi et al. (1992) obtuvieron datosisotópicos que les permitieron sugerir una edad de325 Ma y 302 Ma para series oxidadas y reducidasrespectivamente de los granitoides de la sierra deMamil Chioque.

González et al. (1998) estimaron para esta uni-dad una edad ordovícica interpretando que las eda-des más jóvenes (Carbonífero a Triásico) que acu-san muchas dataciones radimétricas no representa-rían las edades de cristalización de la FormaciónMamil Choique, sino que correponderían al recalen-tamiento sufrido por esta entidad durante la intru-sión de los granitoides del Paleozoico superior (For-mación Lipetrén).

Del área de estudio se hizo una dataciónradimétrica K/Ar sobre roca total de un granitoporfiroideo de la sierra de Cotancunué, que acusóuna edad de 340±20 Ma.

Dalla Salda et al. (1999) mencionaron para lagranodiorita de Mamil Choique una datación median-te isocrona Rb/Sr con una valor de 439±10 Ma

Paso de Indios 7

(Ordovícico-Silúrico). Datos adicionales U/Pb die-ron edades de 390 Ma (Ostera com. pers.)

En la comarca, por sus relaciones estratigráficas,estos granitos son posteriores a la FormaciónCushamen y anteriores a las sedimentitas del GrupoTepuel, por lo que su edad sería pre-carbonífera. Sualto grado de deformación interna sugiere, de acuerdocon lo propuesto por Llambías et al. (1984), consi-derarlos del Paleozoico inferior, posiblementeOrdovícico-Silúrico, pudiendo extenderse hasta elDevónico inferior, criterio que se comparte.

2.2.2. CARBONÍFERO - PÉRMICO

GRUPO TEPUEL (3)

Lutitas, arcilitas, areniscas, diamictitas, conglome-rados

Antecedentes

Estas sedimentitas fueron debidamente documen-tadas por Suero (1948, 1953). Estudios posteriores fue-ron llevados a cabo principalmente por Perrot (1960),Freytes (1971), González (1972), Lesta y Ferello (1972)y Page et al. (1984). Para los afloramientos de la sie-rra de Agnia, la nomenclatura propuesta por los dife-rentes autores esta simplificada en el cuadro de la pá-gina 11.

Desde los primeros estudios este conjunto seseparó en dos unidades que posteriormente recibie-ron nombres formales. Suero (1948) dividió esta se-cuencia en una parte inferior y otra superior sobre labase de la presencia de capas glacimarinas ygrauvacas en la parte inferior. Lesta y Ferello (1972)le asignaron a las mismas los nombres formales deFormación Pampa de Tepuel y Formación Mojón deHierro. González (1972) propuso la denominaciónFormación Las Salinas para las sedimentitascarboníferas aflorantes en las inmediaciones del pues-to Munro, al noroeste del la Hoja. Page et al. (1984)dividieron a este grupo en tres formaciones, Jaramillo,Pampa de Tepuel y Mojón de Hierro, prescindiendode los niveles de diamictitas y conglomerados comoelemento de separación, utilizando el criterio de tipi-ficar cada formación sobre la base de las caracte-rísticas litológico ambientales del conjunto.

En el mapa adjunto se designa a estas rocas comoGrupo Tepuel lato sensu, pues no se dispuso de elemen-tos seguros como para cartografiar en forma confiablelas formaciones que lo componen, aunque se reconocie-ron puntualmente y se describen en el informe.

Distribución areal

Las mejores exposiciones de este grupo se pre-sentan en la mitad occidental de la Hoja, principal-mente en los alrededores del paraje El Molle (crucede las rutas provinciales 19 y 62) donde afloran enuna faja de 20 km de longitud y 7 km de ancho, enPocitos de Quichaura al norte y al sur de la rutaprovincial 62, y en el extremo septentrional de la sie-rra de Languiñeo desde la estancia La Cumbre has-ta la ruta nacional 25, y hacia el norte de esta ruta enla Cuesta del Paisano y nordeste de la estancia LasSalinas.

Afloramientos menores se observan en la sierrade Colán Conhué, en la quebrada El Córdoba, en elcerro Bayo al sur de cajón de Ginebra Chico, al po-niente de la laguna de Agnia y al sur del estableci-miento La Rosada, en el límite sur-occidental de laHoja.

Litología

Esta unidad está constituida por: areniscas decolor gris verdoso de grano fino a grueso, con pobreselección, con ondulitas y laminación entrecruzada;conglomerados de color gris verdoso, polimícticos,con clastos subangulosos a angulosos de hasta 20cm de diámetro y por pelitas y lutitas de color verdeoscuro a grisáceo, en ocasiones con concrecioneslimosas.

En el área del paraje El Molle, los mejores aflo-ramientos están situados en el cañadón Lefiú, dondese reconocen desde la base areniscas medianas decolor gris verdoso; pelitas verdes con clastos aisla-dos de cuarcitas de hasta 20 cm, muy redondeadosque gradan hacia un conglomerado de matriz areno-sa, areniscas, tipo wacke, de color gris; pelitas y are-niscas conglomerádicas con clastos redondeados dehasta 20 cm de cuarcita; granitos y escasos esquistosmicáceos. Page et al. (1984) levantaron en esta lo-calidad un perfil de detalle asimilando la secuenciaallí aflorante a la Formación Pampa de Tepuel por elpredominio de areniscas y pelitas, la abundancia deniveles de ortoconglomerados y diamictitas y las es-casas estructuras sedimentarias tractivas. Todo elconjunto se halla intensamente deformado en plie-gues casi en echelón (foto 1).

Al noroeste de El Molle, sobre la ruta provin-cial 19, en las inmediaciones del puesto Jaramilloaflora una alternancia de areniscas feldespáticasde color pardo rojizo a gris, pertenecientes a laFormación Mojón de Hierro, y bancos plano para-


lelos con lentes de ortoconglomerados polimícticosy restos de plantas, asimilables a la Formación Pam-pa de Tepuel.

En Pocitos de Quichaura las sedimentitasneopaleozoicas se presentan en asomos aislados,plegados y dislocados tectónicamente. En el puestoCalfú, Page et al. (1984) describieron areniscasmacizas, de grano mediano y color verde, que late-ralmente pasan a ortoconglomerados polimícticos conintercalaciones de lutitas fosilíferas, con artejos decrinoídeos y briozoarios, en tanto que en La Angos-tura cerca del puesto de Segundo Fernández, próxi-mo a la ruta 62, hallaron areniscas arcósicas conestratificación entrecruzada, y bancos deortoconglomerados polimícticos con una potencia dehasta 1,5 m con intercalaciones de pelitas. Estos aflo-ramientos son incluidos en la Formación Pampa deTepuel.

En la sierra de Languiñeo, la Formación Pampade Tepuel tiene gran desarrollo. Turner (1982) lacaracterizó por tener amplias camadas de diamictitasde geometría lenticular, con un espesor de hasta 30metros, con una matriz arcillo-limosa o areniscosa,en la que están diseminados aleatoriamente clastospulidos y estriados, la mayoría de origen sedimentario

aunque pueden reconocerse algunos de granito quetienen en algunos casos una incipiente orientación.En las proximidades de la estancia La Herraduraafloran limolitas y lutitas verdosas a negras, de gra-no fino, físiles, en alternancia con areniscascuarzosas gris claro a verdosas, granocrecientes aconglomerados, con clastos redondeados de cuarcitasy pizarras verdosas, con intercalaciones de cama-das diamictíticas en las que se han advertido espo-rádicos clastos caídos. En las cercanías del puestode Marrilef, al sur del almacén La Esperanza, afloranpsamitas y pelitas, color pardo amarillento a verdo-sas con laminación entrecruzada y ondulitas conintercalaciones diamictíticas observándose en la se-cuencia varios niveles fosilíferos con Fenestella,mencionados por Suero (1953) y González (1972).La secuencia en parte está afectada pormetamorfismo de contacto por efectos de la intru-sión del Complejo Ígneo de la Tapera de Burgos.

La Formación Mojón de Hierro tiene su mayordesarrollo en el sector norte de la Hoja al norte de laruta nacional 25, en las inmediaciones del almacénLa Esperanza y en la estancia Las Salinas, donde lasecuencia es en general granocreciente, predomi-nando areniscas micáceas gris verdosas, lajosas, de

Foto 1. Diamictitas del Grupo Tepuel (Carbonífero-Pérmico) fuertemente plegadas en echelón. CañadónLefiú.

Paso de Indios 9

grano mediano a grueso, en parte lutíticas; arenis-cas cuarzosas de color gris; lutitas gris oscuras quealternan con areniscas que pasan finalmente a unconglomerado mediano. Se encuentran restos deplantas.

En la quebrada El Córdoba hay un pequeño aflo-ramiento de una secuencia clasto sostén, estrato ygranodecreciente, que comienza con un conglome-rado polimíctico con clastos graníticos, migmatíticosy cuarcíticos en forma subordinada, la matriz es are-nosa y el cemento silíceo. Continúa hacia el techocon areniscas arcósicas muy consolidadas color ro-sado claro y cuarcitas grisáseas macizas culminan-do con fangolitas de color gris oscuro con clastostamaño grava dispersos y de naturaleza esencial-mente cuarcítica y granítica y concreciones de has-ta 2 cm de diámetro teñidas de óxido de hierro.Robbiano (1971) midió un espesor de 86 m para estasección.

En el cerro Bayo, al sur de Cajón de GinebraChico, hay un pequeño afloramiento de areniscasmedianas a finas, cuarzosas, grisáceas, con cemen-to silíceo, muy consolidadas en la que se observanfragmentos de valvas de pelecípodos. El espesor nosupera los 2 metros.

En la quebrada Honda, al oeste de la laguna deAgnia y noroeste del cerro Redondo del Pedrero,Nullo (1983) describió un afloramiento desedimentitas asignadas a esta unidad, limitado porfracturas. Distinguió tres secciones, una inferior de30 m, granocreciente, que comienza con una secuen-cia de lutitas verde oscuras, con estratificación pla-no paralela en la que se observan marcas de fondo,con la base bastante perturbada tectónicamente. Ha-cia el techo las fangolitas se hacen más importantesy conglomerádicas, la fracción fina es limo arena yla fracción gruesa llega a tener clastos tamaño gra-

va de composición granítica y metamórfica, pobre-mente seleccionados y bien redondeados. Se hallanaquí restos de invertebrados marinos en buen esta-do de conservación. Blasco (1975) describiópelecípodos (Cyprycardinia sp., Paleoyoldia sp.),braquiópodos (Orbiculoidea sp.) y crinoideos(Cytacrinus sp.). Continúa una sección intermediade aproximadamente 30 m constituida por bancosde areniscas gruesas feldespáticas, granocrecientesque culminan en un conglomerado con clastosgraníticos de hasta 5 cm de diámetro, conintercalaciones de areniscas color negro muysilicificadas con fragmentos de invertebrados mari-nos, como briozoarios y crinoideos. Por último lasecuencia culmina con una sección superior de 65m de espesor, compuesta por lutitas color gris ver-doso, con estratificación planar poco marcada, enbancos de 10 cm de potencia, con intercalacionesde bancos fosilíferos con braquiópodos, crinoideos,gastrópodos y concreciones ferruginosas.

Dentro de la Hoja, Suero (1953) estimó un es-pesor máximo para el Grupo Tepuel de 2100 m enla inmediaciones del almacén La Esperanza, al no-roeste de la Hoja. González (1972) le asignó un es-pesor de 1770 m y Turner (1983) estimó una poten-cia de 1200 m para la misma sección.

A continuación, se detallan en el cuadro 1, toma-do de Page et al. (1984), las principales característi-cas de las tres secciones definidas para este grupo.

Ambiente sedimentario

Desde los primeros estudios llevados a cabo porSuero (1948), Frakes y Crowell (1969) y Turner(1983), entre otros, fueron reconocidos diferentesambientes sedimentarios en esta unidad. Se definióun ambiente marino litoral en la base, en función de

Cuadro 1. Principales características de las secciones definidas para el Grupo Tepuel (Page et al., 1984).

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los fósiles que contiene (Fenestella, crinoideos ybraquiópodos), con influencia continental. La exis-tencia de clastos caídos y estriados fue interpretadacomo evidencia de actividad glaciaria cercana y lapresencia de diamictitas bien estratificadas, conjun-tamente con arenas deformadas, como vinculadas acorrientes de turbidez.

Estudios con técnicas modernas de interpreta-ción de ambientes sedimentarios fueron llevados acabo por Page et al. (1984) dentro del área de laHoja y por López Gamundi y Limarino (1984) en lasierra de Tepuel, al oeste, fuera del ámbito de la mis-ma. De las comparaciones de los diferentes perfileslevantados por dichos autores surge que las secuen-cias marinas muestran una evolución hacia lacontinentalización y un marcado caráctergranocreciente, en donde la Formación Jaramillo fueinterpretada como la sedimentación arenosa ocurri-da en áreas litorales. La Formación Pampa de Tepuelcorrespondería a un ambiente de abanico submari-no, en el que los niveles psefíticos pertenecerían afacies de canal, y finalmente la Formación Mojón deHierro indicaría la culminación de la progradación,con indicios de depósitos netamente continentalescon restos de plantas en el techo del mismo. Asimis-mo, la presencia de clastos caídos y estriados sonevidencia de una influencia indirecta de la glaciacióngondwánica en la sedimentación del Grupo Tepuel.


Dentro de la Hoja, sólo en la quebrada El Córdobase observa la base del Grupo Tepuel que se apoya so-bre el Granito Catreleo. Por encima de este grupo ya-cen indistintamente sedimentitas liásicas, como en lazona de Pocitos de Quichaura, quebrada El Córdoba oel cerro Bayo; vulcanitas jurásicas de la Formación Lon-co Trapial, en el paraje El Molle; la Formación La Cau-tiva, de edad paleocena superior-eocena, en las sierrasde Languiñeo y Colán Conhué y la Formación CañadónPelado, de edad oligocena, entre la estancia La Emilia,Loma Marola y norte del cerro Boina. Las sedimentitasdel Grupo Tepuel son intruidas por el Complejo Ígneode la Tapera de Burgos en proximidades del puesto LaArdilla (ex Munro) y por la Formación Cresta de losBosques en el cañadón Lefiú en la zona de El Molle yen el cerro Bayo, al sur de Cajón de Ginebra Chico.

Edad

Por su contenido paleontológico de Levipústula,Beecheria, Fenestella, gastrópodos, etc. estudia-

dos principalmente por González (1972) y Amos etal. (1973), las sedimentitas del Grupo Tepuel se asig-naron al Carbonífero-Pérmico inferior.

2.3. MESOZOICO

2.3.1. JURÁSICO

2.3.1.1. Jurásico inferior

Sedimentitas liásicas indiferenciadas (4)

Antecedentes

Las primeras referencias sobre los depósitosliásicos en la región, se deben a Keidel (1920) y aPiatnitzki (1933b; 1936). Posteriormente se ocuparonde ellas Suero (1948), Feruglio (1949, 1950), Perrot(1960), Herbst (1966), Robbiano (1971), Musacchio(1975), Lesta y Ferello (1972), Nullo (1974), Blascoet al. (1978), Gabaldón y Lizuain (1982), Turner (1983)y Nullo (1983). Fue precisamente este último autorquien hizo una minuciosa descripción cronológica so-bre la evolución del conocimiento sobre estassedimentitas para el área de Pampa de Agnia, cuyacomplejidad, por tener malas exposiciones y careceren general de continuidad física por complicacionestectónicas, se pone de manifiesto en el cuadro 2, re-sumido por Gabaldón y Lizuain (1982).


Dentro de los límites de la Hoja los afloramientosde sedimentitas liásicas tienen su mayor desarrollo enla zona de Pampa de Agnia, en la sierra homónima alsur de la meseta Catreleo, en el cerro Bayo, en la que-brada El Córdoba y aguas arriba del puesto Meschio;al sur de la ruta provincial 19, en la estancia El CojudoBlanco en el cerro Mojón Camino; en las inmediacio-nes de El Molle; en Pocitos de Quichaura, sierra deLanguiñeo, en cañadón Pelado y al sur de Colán Conhué,próximo a la ruta nacional 25. En general las exposicio-nes de las sedimentitas liásicas no son buenas carac-terizándose por tener grandes y bruscas variacioneslaterales y estar afectadas tectónicamente, lo que difi-culta establecer con claridad sus relaciones, a lo que sesuma sus similares litologías. Pese a esto se separó enel mapa a estas sedimentitas en las distintas formacio-nes que fueran definidas para el área de estudio, cuan-do sus exposiciones y relaciones de campo lo permitie-ron, caso contrario se identificaron simplemente comosedimentitas liásicas lato sensu.

Paso de Indios 11

Siguiendo el criterio general, para las sedimentitasliásicas se distinguieron las tres formaciones definidaspara el área de Pampa de Agnia, cuyas característicaslitológicas y distribución areal son las siguientes:

Formación Puntudo Alto (4a)Conglomerados, areniscas, tobas, tufitas, fanglo-merados

Estas sedimentitas fueron denominadas inicial-mente como “Facies Oriental del Liásico” por Sue-ro (1948). Fue Herbst (1968) quien le dio el nombreformacional del epígrafe, nominación que mantuvie-ron Robbiano (1971) y Nullo (1983). Para el área dela sierra de Languiñeo, Turner (1983) las identificócomo Formación Velásquez.

La Formación Puntudo Alto está constituida prin-cipalmente por conglomerados y areniscas conintercalaciones de tobas y tufitas, verdosas a blan-quecinas que pasan a brechas. En el cerro Bayo, enla quebrada de El Córdoba y en las cabeceras delcañadón de la Menta, aguas arriba del puestoMeschio afloran fanglomerados con matriz arenosacolor gris, que engloban clastos irregulares de hasta50 cm de diámetro; areniscas finas a medias con

estratificación flaser y cruzada de gran escala, conintercalaciones de pelitas grises que hacia arribapasan a areniscas blanco amarillentas a rojizas, degrano medio a grueso, con estratificación cruzadade gran escala o ripples de corriente, con restos debivalvos. También es común observar depósitos decarga residual constituidos por restos de bivalvos.

Afloramientos menores se hallaron al sur de ColánConhué, al oeste de la ruta nacional 25. Están com-puestos por conglomerados oligomícticos con clastosbien redondeados de hasta 8 cm de diámetro en unamatriz arenosa, tobas y areniscas tobáceas con estrati-ficación entrecruzada, areniscas finas y limolitas colorgris con algunas intercalaciones arcillosas. Culmina conun banco limolítico color rojizo con abundante óxido dehierro. En esta sección se han reconocido abundantesrestos de vegetales en buen estado de conservaciónque han sido clasificados por Herbst (1966).

Formación El Córdoba (4b)Fanglomerados, pelitas

Esta unidad fue inicialmente definida por Sue-ro (1948) como “Serie Porfirítica Liásica, Com-plejo Inferior”. Robbiano (1971) le asignó carác-

Cuadro 2. Nomenclatura de las sedimentitas del Jurásico inferior en la región de Pampa de Agnia, segúnlos diferentes autores (tomado de Gabaldón y Lizuain, 1982).

Edad

Autor Herbst(1968)

Robbiano(1971)

Nullo(1974)

Blasco et al.

(1978)Musacchio

(1981)

Fm.CARNERERO

Fm.LONCO TRAPIAL

Fm. CAJÓN DEGINEBRA

Fm. CERROCARNERERO

Dogger

Lías

PÉRMICOCARBONÍFERO

Fm.LA TRANQUERA

Fm. MENUCONEGRO

Fm. MENUCONEGRO

GRUPO TEPUEL

SEDIMENTITASDEL

PALEOZOICOSUPERIOR

Fm. PUNTUDOALTO

Fm. PUNTUDOALTO

Fm. PUNTUDOALTO

Fm.EL CÓRDOBA

Fm. PUNTUDOALTO

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ter formal con el nombre del epígrafe, denomi-nación que mantuvo Nullo (1983).

Tiene su máximo desarrollo en la sierra de Agniaal sur de la meseta Catreleo hasta el límite australde la Hoja. Su localidad tipo está en la quebrada ElCórdoba al sur de Cajón de Ginebra Chico. Aflora-mientos menores se observaron al norte de Cajónde Ginebra Chico en Mallín Redondo.

Está constituida principalmente por una monóto-na y maciza sucesión de fanglomerados de color vio-láceo a rojizo, con clastos angulosos de rocas volcáni-cas, y en menor proporción graníticas, clasto sostén,a veces matriz sostén, cuyo tamaño varía desde are-na hasta bloques de 2 m de diámetro, la matriz esareno tobácea, de color pardo grisácea (foto 2). Lapresencia de clastos de rocas graníticas y micacitases un rasgo distintivo. Puede contener delgadosmantos de pelitas con restos de plantasindeterminables y en ocasiones suelen encontrarsevalvas enteras o fragmentos de bivalvos (Vola) comobioclastos. En su localidad tipo, Robbiano (1971) mi-dió un espesor de 181 metros.

Formación Osta Arena (4c)Areniscas, conglomerados, pelitas

Las primeras referencias sobre la existencia desedimentitas marinas de edad liásica en la sierra deel Cerro Negro se deben a Piatnitzky (1936) que lasdenominó “Liásico Marino”. Posteriormente Suero(1948) las nominó “Facies oriental del Liásico” yFeruglio (1949, 1950) las identificó como “Sedimen-tos Liásicos marinos”. Fue Herbst (1966) quien ledio el nombre formal de Formación Osta Arena equi-valente a la Formación Lomas Chatas de Robbiano(1971). Turner (1983) las llamó Formación Lepá(Rolleri, 1970) para el área de la sierra de Tecka yNullo (1983) las denominó con el nombre del epígra-fe en la comarca de Pampa de Agnia.

En general esta unidad está constituida por are-niscas de grano fino a medio, blanco amarillentas,bien estratificadas en finas capas con base plana ytecho ondulado, con restos de macroflora, bivalvosy amonites. Su localidad tipo es la quebrada El Cór-doba, al sur de Cajón de Ginebra Chico.

Tiene sus mejores exposiciones en el flancooccidental de la sierra de Agnia. Al sur de la que-brada El Córdoba hasta el puesto Meschio aflora enforma casi continua constituyendo lomadas de orien-tación meridiana, afectadas tectónicamente, com-puestas por limolitas y areniscas finas de color par-do amarillento con abundantes ejemplares de

amonites, pelecípodos y corales, cubiertas por un con-glomerado con clastos de hasta 2 cm, de color pardoclaro. En la inmediaciones del puesto Rechene, alsur de la ruta provincial 19, en el paraje El Molle,aflora una monótona sucesión de arenicas tobáceas,de grano fino a mediano, color amarillentas, porta-doras de restos de amonites, bivalvos y gran canti-dad de improntas de hojas y tallos vegetales. EnPocitos de Quichaura, en la cantera Martínez,afloran areniscas cuarzo feldespáticas medianas afinas, amarillentas, con concreciones calcáreas yrestos de amonites, con intercalaciones de pelitasnegras y rojizas de hasta 20 cm de espesor. En elcañadón Pelado asoma una secuencia granocre-ciente que comienza con areniscas finas a media-nas, que son cubiertas por un ortoconglomeradopolimíctico, con clastos bien redondeados en unamatriz de arena gruesa. Pequeños afloramientosse observan en las márgenes e inmediaciones de lalaguna La Dulce. En la localidad tipo, Robbiano(1971) estimó un espesor medio de 284 m, y en

Foto 2. Detalle de una sucesión clastocrecientedel fanglomerado de la Formación El Córdoba,

aflorante en la quebrada homónima. Son clastosangulosos mayoritariamente de rocas volcánicas y

en menor proporción de rocas graníticas.

Paso de Indios 13

Mallín Redondo, pocos kilómetros al norte de Ca-jón de Ginebra Chico un espesor de 45 metros.

En el cerro Bayo se levantó la sección ilustradaen la figura 2.

La sucesión comienza con una brecha volcánicaandesítica, de color rojizo, perteneciente a la Forma-ción Lonco Trapial. Sobre ella se apoyan por contac-to de falla inversa, aproximadamente 25 m de arenis-cas y 35 m de conglomerados finos con clastos decuarzo y plutonitas pobremente consolidados. Las are-niscas son finas, de color castaño oscuro, conlaminación paralela y portadoras de restos carbonososde tallos y hojas no determinables, en las que se inter-calan areniscas medianas cuarzosas con estratifica-ción cruzada en artesa algo bioturbadas y niveles deconglomerados matriz sostén con clastos blandos asig-nadas a la la Formación Puntudo Alto. Los conglo-merados se ubicaron en la Formación El Córdoba.Aproximadamente 1000 m al sur afloran 2 m de are-niscas conglomerádicas arcósicas con clastos de cuar-zo, feldespato y algunos líticos con cemento silíceo,muy consolidadas, en ella se reconocieron restos depelecípodos y se asignó al Grupo Tepuel de edadcarbonífero-pérmica que yacen por contacto de fallainversa sobre la Formación Puntudo Alto. Hacia elsur se observó que sobre las sedimentitas carbonífero-pérmicas yacen, mediando discordancia, unos 60 mde sedimentitas de la Formación Puntudo Alto, seme-jantes a las anteriormente descriptas, las que son cu-biertas por 30 m de conglomerados de la FormaciónEl Córdoba, todo este último tramo está intruido porrocas hipabisales básicas de la Formación Cresta deLos Bosques.

Ambiente de sedimentación de las sedimen-titas del Jurásico inferior

El ambiente de sedimentación de las sedimentitasliásicas ha sido determinado mediante la observa-

ción de la geometría de las capas y estructurassedimentarias hecha por Gabaldón y Lizuain (1982).La Formación Puntudo Alto correspondería a unmedio marino de transición con evidencias de ac-ción de oleje y mareas, con canales distributariossubmareales de sistemas deltaicos de carácter des-tructivo. El fanglomerado de la Formación El Cór-doba significaría una reactivación del área de apor-te, acompañado posiblemente con una actividad vol-cánica, y la Formación Osta Arena sería un indiciode la reanudación de la sedimentación en un am-biente mareal, en condiciones de baja profundidad.

Edad

La edad jurásica inferior de la FormaciónPuntudo Alto fue determinada por el estudio de losniveles con flora fósil estudiados por Herbst (1966,1968), Otozamites hislopi, Equisetites sp. y Cla-dophelbis oblonga.

Nullo (1974) le asignó a la Formación El Córdo-ba una edad liásica l.s. en función de la flora fósilque contiene.

Para la Formación Osta Arena, sobre la basedel estudio de numerosas formas de pelecípodos, rea-lizadas por Blasco y Levy (1976) y de amonites,efectuadas por Blasco et al. (1978), se concuerdaen dar a la misma una edad liásica superior(Pliensbachiano-Toarciano).

2.3.1.2. Jurásico inferior a medio

Formación Cresta de los Bosques (5)Gabros, dioritas, diabasas

Antecedentes

Se denomina con este nombre a un conjunto decuerpos básicos que, dentro del ámbito de la Hoja,

Figura 2. Perfil esquemático norte-sur del cerro Bayo.


constituyen pequeños cuerpos intrusivos de formairregular. Fueron reseñados por primera vez en lasierra de Tepuel, al oeste de la Hoja, por Suero (1948)como “Diabasas Jurásicas”. Perrot (1960) las des-cribió para la zona de El Molle como “Intrusivos postLiásicos”. Freytes (1971) les dio el nombre formacio-nal de Cresta de los Bosques, y Turner (1983) losdenominó Formación Tecka. Franchi y Page (1980)propusieron otorgarle el rango de Complejo. Poste-riormente Page (1982) reseñó afloramientos de es-tas rocas al este de la sierra de Tepuel y Quichaura,así como Irigoyen (1983) y Nullo (1983). Corres-ponde a Page (1982) y a Poma (1986) la descrip-ción y caracterización petrológica de estas rocas.


Se trata de cuerpos pequeños e irregulares, cons-tituidos por rocas de composición intermedia a bási-ca, principalmente gabros, dioritas y diabasas conplagioclasa básica, piroxeno y olivina. Son de colorgris a negro, homogéneas y granosas, de grano medioa fino. Por alteración de las plagioclasas pueden lle-gar a presentar un aspecto moteado verdoso. Dentrode la Hoja afloran en el paraje El Molle, en la quebra-da de Lefiú, donde se reconoce un pequeño asomode diabasas moteadas, de textura mediana, color grisque intruyen a sedimentitas del Grupo Tepuel. EnPocitos de Quichaura, al oeste del puesto Tacumán,sedimentitas liásicas son intruidas por un pequeñocuerpo gábrico de grano mediano color gris oscuro ymoteado. En la ladera oriental de la sierra deQuichaura, al sur de la ruta 18, aflora un cuerpo gábricolimitado por fallas y en relación con sedimentitasliásicas y carboníferas. Cerca del puesto de S.Lavayen y al nordeste del cerro Camino, rocasgábricas de textura gruesa, gris claro a verdosas, deaspecto moteado, intruyen a sedimentitas liásicas.

Para el área de Pampa de Agnia, en PeñaVelásquez, Nullo (1983) citó un afloramiento aisla-do de rocas afines a esta unidad mientras que en laquebrada Honda, Cortés (1976) y Nullo (1983) des-cribieron un afloramiento de un importante filóncapa en rocas del Grupo Tepuel que tiene una ex-tensión de 8 km, con un espesor de 50 m, de unadiabasa piroxénica leucocrática de grano gruesoque se extiende hasta el norte del cerro redondo deEpul donde intruye discordantemente a sedimentitasliásicas. Entre el cañadón Culero y el puestoMeschio, al pie del flanco occidental de la sierra deAgnia, se destacan unos cuerpos negros de diabasa,de grano fino, muy compactos, elongados en senti-

do norte-sur, que aparentan intruir a sedimentitasliásicas, semejantes a los observados algo más alnorte en el cerro Bayo, donde están más alteradosy son más leucocráticos. En el rincón noroeste dela Hoja, en la zona de la laguna La Dulce y en lasierra de Languiñeo, pequeños cuerpos afloranintruyendo sedimentitas liásicas o carbonífero-pérmicas, los que por sus reducidas dimensionesno han sido marcados en el mapa. Unos 5 km alsudoeste del puesto Rojo, Turner (1983) describióun pequeño afloramiento de diabasas de color ver-de oscuro a grisáceo, de grano mediano a fino, aun-que algunas de grano grueso. Estas últimas tienentextura granosa hipidiomorfa y están compuestasprincipalmente por plagioclasa y piroxeno en canti-dades equivalentes. En la loma Marilaf, unos 12km al sur de Colán Conhué, afloran diabasas colorverde oscuro a verde grisáceo, de grano mediano afino, cubiertas por la Formación La Cautiva.

Marco tectónico

Sobre la base de consideraciones geoquímicasPoma (1986) y Page y Page (1993, 1999) postula-ron que estas rocas son producto de un magmatoleítico magnesiano con un alto grado de fusión abaja presión, emplazado en un ambiente extensionalen el manto o en la parte inferior de la litosfera, po-siblemente en una corteza adelgazada con una fuer-te influencia del arco en la composición del magmaparental.

Edad

Por sus relaciones estratigráficas, al intruirsedimentitas carboníferas y liásicas y al estar cu-bierta por las vulcanitas de la Formación LoncoTrapial, sólo puede datarse a esta formación comoperteciente al post Liásico-pre Jurásico medio(Aaleniano-Calloviano).

Perrot (1960) le asignó una edad post liásica enfunción de sus relaciones estratigráficas.

Turner (1983) ubicó a estas rocas en el Cretácicopor sus dataciones radimétricas.

Franchi y Page (1980) consideraron que la in-trusión de estos cuerpos básicos correspondería ados episodios, fundamentados en cinco datacionesradimétricas cuyas edades se ubican entre 171±5 y243±10 Ma, es decir entre el Pérmico y el Jurásicoinferior.

A partir de rever las relaciones estratigráficasy estructurales de estas rocas, Page y Page (1999)

Paso de Indios 15

ponderaron los valores isotópicos, descartaron aque-llos que no concordaban con dichas relaciones y conel aporte de nuevas dataciones obtenidas por Poma(1986) y Feraud et al. (en Page y Page, 1999) cu-yos valores varían entre los 182,7±1 y 165 Ma, asig-naron a la intrusión de estas rocas a la culminacióndel Lías (Toarciano) e inicio del Dogger. Este crite-rio se comparte en este trabajo.

2.3.1.3. Jurásico medio (Aaleniano-Calloviano)

Formación Lonco Trapial (6)Andesitas, andesitas brechosas, basaltos, aglomera-dos, tobas, areniscas tobáceas, conglomerados

Antecedentes

Con el nombre del epígrafe se denomina a unapotente secuencia volcánica compuesta por una fa-cies lávica y otra piroclástica.

Piatnitzky (1936) la describió brevemente.Feruglio (1949) la incluyó en la parte inferior delComplejo de la Sierra de Olte. Herbst (1966) creó elGrupo Pampa de Agnia, integrado por dos forma-ciones: Cerro Carnerero y Cañadón Puelman.Stipanicic et al. (1968) presentaron la denominaciónFormación Pampa de Agnia para la parte inferiordel Complejo de la Sierra de Olte. Robbiano (1971)definió, entre otros, los términos Formación CañadónPuelman y Formación Cajón de Ginebra y redefinióla Formación Cerro Carnerero. La FormaciónCañadón Puelman sería la facies volcánica y las otrasdos, facies sedimentarias de un mismo ciclo volcano-sedimentario. Lesta y Ferello (1972) reunieron en elGrupo Lonco Trapial las tres unidades definidas porRobbiano (1971) en dos formaciones: CañadónPuelman y Cajón de Ginebra. Turner (1983) trató aesta unidad como Formación Lonco Trapial siguien-do a Nullo y Proserpio (1975). En este informe seadopta esta última denominación.

Distribución areal

Las rocas de esta formación tienen una am-plia distribución en la mitad oriental de la comarca,constituyendo el cuerpo principal de las sierras deLonco Trapial, Cajón de Ginebra y de Agnia. Aflorana lo largo del valle del río Chubut, desde la sierrade Pichiñanes hacia el norte. En la región central,aflora a ambos lados de la ruta nacional 25 entrePampa de Agnia y Colán Conhué y en la zona deEl Molle, al norte y sur de la ruta provincial 19.

Litología

La facies volcánica está integrada por andesitas,andesitas brechosas y brechas andesíticas. Lapiroclástica por tobas primarias y retrabajadas, tobasdacíticas y andesíticas, areniscas tobáceas media-nas a finas y aglomerados volcánicos que en gene-ral son brechas y autobrechas con escasasintercalaciones de tobas, que se encuentran en ge-neral en los tramos superiores de la secuencia. Porlo común, las rocas extrusivas y piroclásticas estáninterdigitadas o en lentes de espesores variables,predominando las facies lávicas y brechosas sobrela piroclástica. El conjunto suele estar atravesadopor diques andesíticos afaníticos o porfíricos congrandes fenocristales de anfíbol.

En la sierra de Lonco Trapial, a la latitud decañadón Bagual, esta unidad está constituida porbancos de hasta 20 m de aglomerados color rojizo averdoso, con una matriz arenosa fina, con clastos decomposición andesítica de tamaño variable, en partemuy propilitizados. Alternan con coladas de andesitasde hasta 10 m de potencia y en menor proporcióncon tobas de color verdoso a pardo rojizo, convitroclastos alterados, totalizando la secuencia aproxi-madamente 450 m de espesor.

En las cabeceras del cañadón Lonco Trapial, flan-co occidental de la sierra homónima, aflorandominantemente andesitas color verde oscuro, detextura porfírica con fenocristales de plagioclasa yortopiroxenos de hasta 10 cm de largo y en formasubordinada brechas y aglomerados de composiciónandesítica de colores pardo a verde oscuro.

En la sierra de Pichiñanes se localiza una bre-cha andesítica verde grisácea con bloques de hasta50 centímetros, angulosos de composición andesítica.Su matriz, de igual composición, está muypropilitizada y los clastos están orientados. La se-cuencia está atravesada por venillas de carbonatode calcio de 3 mm y se observan intercalaciones delavas andesíticas de 6 m de potencia con estratifica-ción de flujo de hasta 2 cm de espesor, eintercalaciones de bancos de brecha fina de 60 cmde potencia, con clastos de 3 mm hasta 13 centíme-tros (foto 3).

En el sector central de la Hoja, al poniente de laruta nacional 25, afloran aglomerados de color ver-doso, con litoclastos de andesitas moradas a verdeoscuro. En la Loma Guacha, sobre la ruta 25 al nor-te de Pampa de Agnia, asoman bancos de andesitascolor verde oscuro, alteradas y atravesadas por di-ques hipabisales .


En las inmediaciones de la Loma Negra, próxi-mo al puesto Milhué se observa la facies piroclásticarepresentada por tobas grises a pardo amarillentas,de grano fino, vítreas y finamente estratificadas ycubiertas por aglomerados y brechas tobáceas, conclastos angulosos a subangulosos, poco selecciona-dos que llegan a tener 30 cm de diámetro.

En Cajón de Ginebra Chico afloran potentes ban-cos, bien estratificados, de aglomerados polimícticoscon clastos de un diámetro promedio de 10 a 20 cm,ocasionalmente pueden llegar a divisarse bloques dehasta un metro, dispuestos en forma caótica en unamatriz arenosa de grano grueso, de colores rojizo, mo-rado, pardo y verdoso. Entre los aglomerados hayintercalaciones de areniscas. Hacia el sur, en el flan-co oriental de la sierra del Cerro Negro se hallan con-glomerados color rojizo con estratificaciónentrecruzada y estructuras de canal tipo corte y relle-no, y mantos de andesitas similares a los que estánmás al norte sobre la sierra de Lonco Trapial. En lasierra de Cajón de Ginebra, en el Mallín Redondo,Nullo (1983) midió un espesor de 320 metros.

En el paraje El Molle, al norte y al sur de la rutaprovincial 19, afloran andesitas moradas y verdes,

intercaladas con potentes bancos aglomerádicos,brechosos, con clastos de composición andesítica ymuy baja selección cuyo tamaño llega hasta los 60centímetros, están groseramente estratificados ypropilitizados, muy semejantes a los observados enlas proximidades de Cajón de Ginebra Chico, con unespesor visíble de 250 metros. El conjunto está atra-vesado por diques de composición andesítica, colorgris, textura porfírica, subverticales, de rumbo este-oeste, con una potencia de 2 metros. Al sur del esta-blecimiento El Cojudo Blanco asoman andesitas yaglomerados volcánicos con clastos hasta 2 m dediámetro, angulosos, muy alterados, de coloresborravino y verdoso, cubiertos por un manto lávicode composición basandesítica de 2 m de espesor.

Sobre la margen occidental del río Chubut sehallan brechas andesíticas con intercalacionessedimentarias. La secuencia se inicia con un bancomacizo de brechas andesíticas al que siguen arenis-cas y areniscas tobáceas bien estratificadas, conestratificación cruzada en artesa y ondulitas de co-rriente hacia la parte superior de los bancos. Enmenor proporción hay paquetes de conglomerados,con una geometría canalizada, matriz sostén, con

Foto 3. Aglomerados andesíticos de la Formación Lonco Trapial en la sierra de Pichiñanes. Los bloquespueden llegar a tener hasta 70 cm de diámetro. Al fondo, calizas y areniscas tobáceas bien estratificadas

de la Formación Cañadón Asfalto.

Paso de Indios 17

clastos de cuarzo, metamorfitas y granitoides, dehasta 3,5 cm de diámetro, y granoselección regular-mente desarrollada. También se observan intercala-ciones de tobas, tufitas y areniscas finas tobáceasde color rojizo y marcas vermiformes. El tramo cul-mina con vulcanitas de composición andesítica yestructura brechosa.

En muchos de los afloramientos visitados, prin-cipalmente en la facies lávica, es común verceladonita (mineral arcilloso color verde) rellenandovesículas o recubriendo los clastos de los aglomera-dos y brechas.

Marco tectónico

Page y Page (1993) consideraron a estas rocascomo típicas de facies de estratovolcanes de arcosmagmáticos. Aragón et al. (2000), por estudios reali-zados en proximidades de Paso del Sapo, al norte de lacomarca fuera de la zona de estudio, concordaron conque son producto de estratovolcanes ubicados sobrelos lineamientos más septentrionales del sistema Gastre.

Estas rocas, químicamente han sido definidas porelementos mayoritarios como andesitas orogénicascalcoalcalinas potásicas o como una asociación in-termedia entre calcoalcalina y alcalino cálcica. Lospatrones de elementos traza señalan una asociacióncaracterística de ambiente de subducción.

En cuanto a la petrogénesis de estas rocas, Pageet al. (1994) señalaron a este vulcanismo como elproducto de procesos ocurridos en cámarasmagmáticas de poca profundidad, con bajos porcen-tajes de agua y una permanencia prolongada en eltiempo del arco magmático.


En la zona de Cajón de Ginebra y El Molle, laFormación Lonco Trapial se dispone por encima delGrupo Tepuel (Carbonífero-Pérmico) y de las for-maciones El Córdoba, Puntudo Alto y Osta Arena(Jurásico inferior). En el flanco occidental de la sie-rra de Cutancunué yace sobre granitoseopaleozoicos, mientras que en el flanco oriental ysobre el valle del río Chubut es cubierta, mediandodiscordancia angular, por la Formación CañadónAsfalto (Calloviano-Oxfordiano), el Grupo Chubut(Cretácico inferior), la Formación Paso del Sapo(Cretácico superior) y la Formación Mirador(Mioceno). En el flanco nororiental de la sierra dePichiñanes se dispone por encima de granitoseopaleozoicos e infrayace, en relación de discordan-

cia angular, a la Formación Cañadón Asfalto(Calloviano-Oxfordiano) y a el Grupo Chubut(Aptiano-Albiano). La Formación Tres Picos Prieto(Cretácico superior) la cubre al este de la estanciaLa Cautiva, lo mismo que los Basaltos Holocenosen el cerrito Miche y al oeste de la laguna de Agniaen los afloramientos de Loma Alta, cerro Epul ycerro Redondo de Epul.

Edad

Existe una coincidencia por parte de los diversosautores, en asignar a esta unidad una edad jurásicamedia (Bajociano-Bathoniano). Nullo (1983) hizo unanálisis de las dataciones radimétricas hechas sobrerocas de esta formación en la comarca (Stipanicic yBonetti, 1969; Lesta et al., 1980; Franchi y Page, 1980y Page, 1980) las que involucran el lapso entre 176 y146 Ma, ubicándola en el Aaleniano–Oxfordiano.

Sobre la base de criterios composicionales,petrográficos y geoquímicos, Aragón et al. (2000) se-pararon lavas andesíticas aflorantes en el área de Pasodel Sapo y Piedra Parada como una unidad aparte dela Formación Lonco Trapial a la que denominaronAndesitas Alvar. Algunas de las lavas de la zona deCerro Cóndor muestran una petrografía equivalente aestas vulcanitas, sin embargo, al momento no se dispo-nen de datos geoquímicos que permitan realizar com-paraciones. Los estudios volcanoestratigráficos efec-tuados en el área de la Hoja no presentan argumentosque favorezcan la división propuesta por Aragón et al.(2000). La edad determinada por Aragón et al. (2000)es de 161,4 ± 7,3 Ma que correspondería al Calloviano.Asimismo, una muestra de andesita tomada durante ellevantamiento de la Hoja en la zona de El Molle, acusópor el método K/Ar una cifra de 173,1 ± 9,4 Ma. Eneste trabajo se adhiere a la idea que estas rocas tienenuna edad entre aaleniana-calloviana (Jurásico medio)en función de las dataciones radimétricas citadas y lasrelaciones estratigráficas observadas.

2.3.1.4. Jurásico medio a superior (Calloviano– Oxfordiano, Kimmeridgiano?)

Formación Cañadón Asfalto (7)Areniscas, areniscas y limolitas calcáreas, areniscastobáceas, tobas, conglomerados, calizas, basaltos

Antecedentes

Piatnitzky (1936) llamó a estas sedimentitas«Capas con Estheria», Flores (1948) las describió


como Sección Esquistosa en la Serie Porfirítica.Feruglio (1949) las incluyó en la sección superior delComplejo de la Sierra de Olte y parte del Chubutense.Stipanicic et al. (1968) la definieron formalmentecon el nombre del epígrafe, denominación que man-tienen Tasch y Volkheimer (1970), Nakayama (1972),Nullo y Proserpio (1975), Proserpio (1978), Turner(1983) y Nullo (1983). Fígari y Courtade (1993) yCortiñas (1996) caracterizaron la cuenca dedepositación de la entidad y su evolución tectosedi-mentaria, en tanto que Cabaleri y Armella (1997) yCabaleri et al. (1999 a y b) definieron las condicio-nes ambientales de esta asociación volcano-sedimentaria.

Distribución areal

Las rocas asignadas a esta formación afloranprincipalmente a lo largo del valle del río Chubut,desde la sierra de Pichiñanes hasta límite norte de laHoja. La localidad tipo se halla en el cañadón delmismo nombre ubicado aproximadamente a la lati-tud de Aldea Cerro Cóndor. Asomos menores pue-den ubicarse en el flanco occidental de la sierra deLonco Trapial en las proximidades del puesto deBraulio Fernández y del cerro Calavera 15 km alsudeste de Aldea Epulef.

Litología

La unidad está constituida por limolitas calcáreascon abundante presencia de estherias; areniscascalcáreas medianas a gruesas; areniscas medianas agruesas con estratificación cruzada en artesa; arenis-cas tobáceas finas a medias bien laminadas; tobas fi-nas a medias macizas y laminadas; areniscas media-nas con granoselección y tramos intercalados de con-glomerados en general matriz sostén, con clastossubredondeados a redondeados. Algunos bancos con-tienen abundantes clastos de andesitas y, en forma su-bordinada, clastos de vulcanitas ácidas, otros muestranhasta un 90% de clastos de vulcanitas ácidas. Tambiénse observan calizas con laminación algal, calizas ho-mogéneas silicificadas, en algunos sectores las calizaslaminadas exhiben láminas rotas y grietas de deseca-ción; areniscas finas calcáreas laminadas con escasasondulitas y niveles pisolíticos. En general, los tramoscon mayor aporte carbonático presentan colores grisblanquecinos, en cambio cuando predominan las tobas,tobas arenosas y areniscas laminadas, muestran colo-res rojizos. En algunos sectores se adviertenintercalaciones de basaltos color verde oscuro.

En la localidad tipo, en la base hay basaltosolivínicos de color verde oscuro a negro, que haciael techo comienzan a tener intercalaciones de tobascolor pardo amarillento, conglomerados con clastosde basaltos redondeados, subesféricos, en una ma-triz arenosa bien cementada por sílice. Hacia el te-cho continúan 60 m de lutitas y limolitas color grisverdoso a negro, finamente laminadas en banquitosde 1 a 2 cm de espesor, con abundantes escamas depeces y conchostracos. Estas rocas son cubiertaspor bancos de calizas silicificadas de 50 m prome-dio de espesor muy tectonizados con intercalacionesde areniscas calcáreas, algunas oolíticas, otras féti-das con vestigios de hidrocarburos color pardo ama-rillento. Esta secuencia es cubierta discordantementepor sedimentitas del Grupo Chubut.

En el cañadón Colán Conhué, margen derecha delrío Chubut, se observó una alternacia de tobassilicificadas, muy finas y macizas color gris amarillentoa blanquecino; areniscas tobáceas de grano fino, bienseleccionadas y arcilitas limosas pardo amarillentas; elconjunto alcanza un espesor aproximado de 400 me-tros. Algo más al sur, en el cañadón Bagual, esta for-mación se apoya discordantemente sobre la Forma-ción Lonco Trapial y está integrada por areniscascalcáreas blanco amarillentas, de grano grueso a me-diano, macizas, bien estratificadas en bancos de 1m depotencia y una alternancia de areniscas, areniscastobáceas y tobas blancuzcas, que hacia el techo pasana areniscas finas a medianas de color rojizo, totalizan-do el conjunto aproximadamente 120 m de espesor.

Dentro de los límites de la Hoja, Nakayama(1972) estimó para esta unidad un espesor máximode 400 metros.

Estructura

Esta formación presenta una importante defor-mación sinsedimentaria, está plegada y fallada es-pecialmente en los afloramientos al norte de la sie-rra de Pichiñales. Conforma sinclinales y anticlinalescuyos ejes tienen rumbos N-S y NNO-SSE (foto 4).

Contenido paleontológico

Fue Piatnitzky (1936) el primero en dar a cono-cer el hallazgo de peces en lutitas y tobas finamentelaminadas en las proximidades del puesto Almada, alnorte de Aldea Cerro Cóndor sobre la margen dere-cha del río Chubut En las cercanías del puestoLimonao, situado sobre la margen izquierda del ríoChubut, se reconocieron afloramientos semejantes a

Paso de Indios 19

Foto 4. Vista hacia el oeste desde la margen izquierda del río Chubut, en la desembocadura de loscañadones Bagual (izquierda) y Carrizal (derecha). Las serranias están constituidas por un conjunto profun-damente deformado de calizas estromatolíticas del miembro inferior de la Formación Cañadón Asfalto, con

intercalaciones de basaltos.

Foto 5. Vista hacia el este del cañadón Asfalto. En primer plano se observan areniscas tobáceas y calizasestromatolíticas con cobertura detrítica de la Formación Cañadón Asfalto. Al fondo se aprecia la discordan-

cia angular entre estas últimas y conglomerados de la Formación Los Adobes del Grupo Chubut.


los del puesto Almada en las proximidades del caminoque conduce al campamento Los Adobes de la Comi-sión Nacional de Energía Atómica. Inicialmente lospeces fueron recolectados por Groeber y Feruglio yclasificados por Bordas (1943), quien determinóTharrias feruglioi Bordas y Oligopleurus groeberiBordas asignándolos al Cretácico. PosteriormenteBocchino (1967) identificó ejemplares que denominóLuisiella inexcutata. Frenguelli (1949) estudió unaflora que fuera recolectada por Flores en el cañadónLahuincó, al sur del cerro Cóndor. Tash y Volkheimer(1970) citaron Cyzicus sp. y gasterópodos del géneroPotamolithus. Mussachio (1995) señaló la presenciade ostrácodos dulciacuícolas de la Asociación deDarwinula del Lías tardío?-Dogger y reconoció ejem-plares, a los que asignó a la Zona local deBarrancalensis del Jurásico medio (Calloviano?)-Jurásico superior. Bonaparte (1986) estudió asocia-ciones típicas de reptiles terrestres (Patagosaurusfariasi, Piatnitzskysaurus floresi y Volkheimeriachubutensis.) hallados en las proximidades del cerroCóndor, cuya presencia ya fuera reportada por Flores(1948). En la quebrada las Chacritas, Rich et al.,(1999) reconocieron restos de saurópodos (Theuel-chesaurus), junto con piñas y troncos.

Ambiente tecto-sedimentario

Las observaciones realizadas en los diferentes aflo-ramientos de la Hoja y comarcas vecinas, permitieroninterpretar que las rocas de esta unidad son productode sedimentación lagunar, de climas templados,

semiáridos, de relativa profundidad donde se deposita-ron bancos de calizas algales. Estas rocas sugierenperíodos de exposición subaérea (láminas rotas y grie-tas de desecación) con desarrollo de plataformas y for-mación de niveles pisolíticos a partir de la progradaciónde la zona costera. El sistema lagunar recibió aportesfluviales de diferente energía (areniscas finas a grue-sas y conglomerados) vinculados con la evolucióntectónica de la cuenca, acompañado por episodios vol-cánicos (tobas y lavas) ubicados en diferentes tramosde la unidad. La secuencia muestra evidencias deciclicidad, debido a la repetición de tramos calcáreoscon laminación algal y presencia de Estherias.

La asociación de facies, su distribución y suscomplejos atributos estructurales inducen a pensarque el marco tectónico donde se habría desarrolladoesta unidad correspondería a cuencas de tipo pull-apart, cuencas transtensionales que se caracteri-zan por desarrollarse a lo largo de fracturas con unaimportante componente de rumbo en aquellos sec-tores que presentan sinuosidades o cambios en elrumbo (Kearey y Vine, 1992) (figuras 3a y b).


La secuencia se apoya en discordancia angularsobre las vulcanitas de la Formación Lonco Trapial(Aaleniano-Calloviano) e infrayace en dicordancia an-gular al Grupo Chubut (Cretácico inferior) (foto 5, enpág. 19), a la Formación Paso del Sapo (Campaniano-Maastrichtiano) y al Grupo Sarmiento. (Eoceno-Oligoceno).

Figura 3. a) Esquema idealizado de la apertura de una cuenca de tipo pull-apart. b) Esquema en elárea del río Chubut medio.

A B

Paso de Indios 21

Edad

El contenido paleontológico de la FormaciónCañadón Asfalto, definido sobre la base de asociacionesde palinomorfos y microfósiles calcáreos indican unaedad calloviano-oxfordiana para la sección inferior(Stipanicic et al. 1968; Stipanicic y Bonetti, 1970; Tach yVolkheimer, 1970). Mussachio (1995) la asignó al Líastardío?-Dogger por la presencia de ostrácodosdulciacuícolas de la Asociación de Darwinula magna.En los “Estratos de Almada” con Tharria ferugli (LópezAlbarello, en revisión), Mussachio (1995) reconocióostrácodos lacustres de la Zona local de Barrancalensisdel Jurásico medio (Calloviano?)-Jurásico superior.Bonaparte (1986) basado en la presencia de asociacio-nes típicas de reptiles terrestres, la ubicó en el Calloviano.Los datos de tafofloras, si bien no son determinativos dela edad debido a que no hay fósiles guía, aunados conotras evidencias paleontológicas, sugieren una edadjurásica media para los afloramientos ubicados al sur dela localidad tipo (Baldoni, 1986).

Masiuk (en Fígari y Courtade, 1993), sobre labase de la bioestratigrafía y el hallazgo de nuevosfósiles describió una secuencia sedimentaria con ini-cio en el Berriasiano y fin en el Hauteriviano. Viña ySeiler (en Fígari y Courtade, 1993) mencionaron unaedad jurásica superior para la secuencia.

En este trabajo, debido a las consideracionesanteriores y relaciones estratigráficas se adhiere ala idea de ubicarla en el Jurásico medio alto a tardío(Calloviano-Oxfordiano).

2.3.2. CRETÁCICO

2.3.2.1. Cretácico inferior

Formación Don Juan (8)Andesitas, dacitas, tobas y brechas volcánicasdacíticas

Antecedentes

Esta formación fue definida por Franchi y Page(1980) para denominar a un conjunto efusivo lávicoy piroclástico, ácido a mesosilíceo aflorante en elsector sudoeste de la Hoja. Sería correlacionable conla Formación Divisadero y correspondiente a la par-te superior del Complejo Volcánico Jurásico supe-rior - Cretácico inferior (Franchi y Page, 1980). Lalocalidad tipo de esta unidad se encuentra en el es-tablecimiento Don Juan ubicado en la comarca ve-cina, en la sierra de Putrachoique, al oeste de la Hoja.

Distribución areal

La Formación Don Juan aflora, en una faja con-tinua, en el sector sudoccidental de la Hoja, desde elcerro Cacique, al sur de la ruta provincial 62, hastael establecimiento La Rosada, sobre la ruta provin-cial 19, y en el paraje La Cautiva en el cerro Zapatay la estancia La Escondida.

Litología

Esta unidad está constituida por una alternanciade andesitas, dacitas, tobas y brechas volcánicasdacíticas.

En el flanco norte de cerro Cacique, Page (1982)describió andesitas verdes, afaníticas, intruidas pordiques riolíticos, con un rumbo aproximado este-oes-te; también observó brechas gruesas asociadas conandesitas color verde y de textura porfírica, y en elflanco este de la sierra de Quichaura unapredominancia de andesitas sobre dacitas y bre-chas dacíticas.


Al occidente de la comarca, en la sierra dePutrachoique, esta unidad yace sobre la FormaciónChacay del Jurásico superior. Dentro de los límitesde la Hoja yace sobre sedimentitas liásicas, rela-ción visible al sudeste del cerro Cacique.

Está cubierta por las formaciones Tres PicosPrieto, del Cretácico superior y La Cautiva, delPaleoceno superior-Eoceno, en el cerro Cacique yen el área del cerro La Cautiva, estancia La Es-condida.

Edad

Por las relaciones estratigráficas la edad deesta formación puede definirse como postjurásica superior - pre cretácica superior, o seaCretácico inferior. Esta edad es coherente conalgunas dataciones radimétricas citadas porFranchi y Page (1980) para rocas de esta for-mación.

GRUPO CHUBUT (9)

Antecedentes

Las primeras observaciones sobre estassedimentitas en la comarca fueron hechas por


Piatnitzky (1936), que las denominó SerieSupracretácea, posteriormente Feruglio (1949) lasllamó Chubutense, incluyendo sedimentos que con-tienen restos de peces, que hoy corresponden a laFormación Cañadón Asfalto. El nombre de GrupoChubut fue propuesto por Lesta (1968) reemplazan-do al de Chubutense.

Stipanicic et al. (1968) definieron a la For-mación Los Adobes para las sedimentitascretácicas del río Chubut medio en la zona decerro Cóndor, que se encuentran en discordan-cia sobre la Formación Cañadón Asfalto, nom-bre que fue mantenidao por Tasch y Volkheimer(1970), quienes precisaron sus característicaslitológicas. Robbiano (1971) denominó, asedimentitas análogas, Formación Cerro Fortíny Nakayama (1973) las llamó Formación GorroFrigio; ambas formaciones se incluyen en el Gru-po Chubut. Chebli et al. (1976) propusieron parael área del Chubut central, aguas abajo del cododel río Chubut, dividir al Grupo Chubut en tresformaciones: Gorro Frigio, Cañadón de las Ví-boras y Puesto Manuel Arce. Codignotto et al.(1978) definieron para el Grupo Chubut, en elárea central de la provincia, dos formaciones, LosAdobes y Cerro Barcino, divididas en variosmiembros.

Estudios de detalle de este grupo fueron reali-zados dentro de los límites de la Hoja y comarcasadyacentes por Fuente (1985), Zarco (1985), Landiy Fuente (1988), Fígari y García (1992), Geuna etal. (1993) y Manassero et al. (2000). En el pre-sente informe se optó cartografiar el Grupo Chubutsiguiendo el criterio formal de Codignotto et al.(1978) prescindiendo de los miembros debido a laescala de trabajo.

Formación Los Adobes (9a)Conglomerados, areniscas conglomerádicas, arenis-cas tobáceas, arcilitas y tobas

Distribución areal

Las sedimentitas correspondientes a esta for-mación afloran principalmente al nordeste de lacomarca en la zona de Gorro Frigio y de la sierrade Huaranca Mahuida y al nordeste de Aldea Ce-rro Cóndor, oriente del r ío Chubut enpróximidades del cerro Planchada y el yacimien-to uranífero Cerro Cóndor; también coronan lasserranías del tramo medio del cañadón Bagual alsur del cerro Cóndor y al sur de la sierra de

Pichiñanes y a lo largo del flanco oriental de lassierras de Lonco Trapial, Cajón de Ginebra y deAgnia.

Litología

En general los afloramientos están constituidospor conglomerados polimícticos de color pardo ama-rillento a gris, de grano grueso a mediano, conclastos mal seleccionados de granitos, andesitas ybasaltos; areniscas tobáceas castaño oscuras, degrano mediano a grueso, con estratificación cruza-da y algunas intercalaciones delgadas, de 5 a 10cm, de arcilitas y tobas medianas a finas de colorblanco a rosado. La parte clástica presenta secto-res desiguales estrato y granocrecientes con ban-cos de tobas intercaladas. En los sectores superio-res de cada tramo las areniscas muestran estratifi-cación cruzada en artesa y los bancos tienen unespesor de 1 a 5 metros. Nakayama (1972) midióen el zanjón del Gorro Frigio, margen izquierda delrío Chubut, espesores de hasta 1600 m y describiótres miembros separados en función de su litologíay color. Uno inferior con predominio de camadasconglomerádicas, color pardo amarillento, otro in-termedio de aspecto terroso, poco estratificado, decolor pardo a gris rojizo y uno superior en el quepredominan tobas y limolitas alternadas de colorespardo amarillento, pardo muy claro y gris blanque-cino.

En el flanco oriental de la sierra de LoncoTrapial, al sur del cañadon Bagual se reconocendos secciones: una inferior constituida por conglo-merados polimícticos, mal seleccionados, medianosa gruesos, color pardo amarillento y otra secciónsuperior donde dominan areniscas conglomerádicasde grano mediano a fino, tobas, cineritas y arcilitas.Más hacia el sur, en el tramo medio del cañadónBagual se observa una secuencia similar que co-mienza con bancos conglomerádicos que alternancon areniscas de grano mediano, con laminaciónentrecruzada; remata con tobas y pelitas blanque-cinas y grisáceas.

En las nacientes del cañadón La Primavera, enel área del cerro Fortín, se midieron espesores tota-les de hasta 550 m de potentes conglomeradospolimícticos color pardo amarillento con matriz arenotobácea; areniscas de grano grueso a mediano conestratificacion entrecruzada, con lentesconglomerádicas de color morado, rojo fuerte a ro-sado de hasta 10 cm de potencia. Estas característi-cas se mantienen a lo largo del flanco oriental de la

Paso de Indios 23

sierras de Cajón de Ginebra y de Agnia hasta el lí-mite sur de la Hoja.

Formación Cerro Barcino (9b)Tobas, tobas arenosas, areniscas tobáceas, arcilitas

Distribución areal

Esta formación de naturaleza esencialmentepiroclástica aflora, principalmente, sobre la Forma-ción Los Adobes, a lo largo del flanco oriental de lassierra de Lonco Trapial al sur del cañadón Bagual,en todos los cañadones que bajan hacia el río Chubut,especialmente en los cañadones de Los Loros, Ba-gual y La Primavera. En el sector NE de la Hoja, aleste del río Chubut en el cerro Planchada y peque-ños relictos en la sierra de Pichiñanes, también alsur de Cajón de Ginebra Grande, al este de la sierradel Cerro Negro y en los alrededores de la localidadde Paso de Indios.

Litología

Está constituida por tobas, tobas areniscosas,tobas riodacíticas, areniscas tobáceas y arcilitas, decolor verde claro a grisáceo, bien estratificadas conalgunos bancos muy macizos. Los bancos arenososposeen estratificación entrecruzada y los tobáceoslaminación paralela.

En el tramo superior del cañadón Bagual afloranbancos areno tobáceos muy silicificados y bienestratificados color verde pálido que forman corni-sas que se destacan en el perfil, con delgadasintercalaciones arenosas principalmente en la base.El espesor es de aproximadamente 100 metros. Es-tas rocas se extienden hacia el este por debajo delos depósitos pleistocenos antiguos aflorando en susmárgenes y en el bajo del Diablo. Coronando el ce-rro Planchada, en la margen izquierda del río Chubutal norte del cerro Cóndor, aflora una secuencia es-trato y grano decreciente constituida por tobas ytufitas, de grano fino a mediano, con estratificaciónlaminar y entrecruzada planar, que hacia el techo sehacen más finas llegando a ser chonitas. En la basesuele haber intercalaciones de areniscasconglomerádicas y conglomerados arenosos, matrizsostén y con imbricación de clastos, presentando elconjunto una tonalidad verdosa a blanquecina y es-pesores de hasta 25 metros.

En proximidades de la estancia La Primavera semidieron 120 m de potencia de una secuencia de setsgrano y estrato - decrecientes de areniscas gruesas a

medianas con estratificación entrecruzada color grisverdoso, castaño a morado, con intercalaciones quepueden llegar a los 3 m de tobas arenosas grisáceas,de grano fino, bien estratificadas en banquitos de 0,5a 1 m de espesor y arcilitas de tonalidad morada agris oscura, finamente laminadas en banquitos de 2 a3 cm, que pueden llegar a tener 3 m de espesor. En eltramo superior del cañadón de Los Loros se observóuna secuencia que en la base tiene 4 m de areniscastobáceas, macizas, con estratificación plano paralela,cubiertas por 3 m areniscas tobáceas, blanco amari-llentas muy friables, con intercalaciones de delgadosbancos de tobas blancas de hasta 10 cm de potencia,continuando hacia el techo con 5 m de areniscastobáceas moradas, dispuestas en bancos de geome-tría plano-cóncava, incluso internamente, con estrati-ficación cruzada en artesa mal conservada, que late-ralmente se acuñan y en las que se intercalan bancosduros de areniscas tobáceas finas de coloración ver-dosa, de 30 cm de potencia.

Ambiente tectosedimentario del GrupoChubut

La depositación del Grupo Chubut representa laetapa de subsidencia térmica en la evolución de unacuenca de hemigraben que se desarrolló como con-secuencia de esfuerzos tensionales que fracturarony reactivaron las estructuras del basamento.

El ambiente de sedimentación del Grupo Chubutes continental. La Formación Los Adobes caracteri-za un medio fluvial de ríos anastomosados con alter-nancia de alta energía a baja energía cinética con pe-queños cuerpos lacunares, asociados a la participa-ción de material piroclástico predominantemente fino.Asimismo la Formación Cerro Barcino, caracterizauna importante sedimentación de cenizas volcánicassobre planicies de tipo fluvial con alternancia de bajaa alta energía. Las pelitas intercaladas indican cuer-pos de agua poco profundos, limpios, tranquilos y deambiente alcalino, esto último confirmado por la pre-sencia de ostrácodos y charofitas (Chebli et al., 1976).

Edad del Grupo Chubut

Al norte de la sierra de la Manea en las cabece-ras del cañadón General Racedo, aproximadamente60 km al NE del cerro Cóndor, fuera de los límitesde la Hoja, Chebli et al. (1976) encontraron asocia-ciones de microorganismos que de acuerdo conMusacchio (com. epist. en Chebli et al., 1976) fue-ron clasificadas como géneros y especies nuevas de


ostrácodos junto con Cypridea sp. y carófitas delgénero Mesochara y comparadas con el materialencontrado en el Barremiano de Neuquén con losque presenta afinidades morfológicas según este au-tor. Codignotto et al. (1979) consideraron que estematerial proviene en parte y en forma subordinadade los términos superiores del Miembro Bardas Co-loradas de la Formación Los Adobes, por lo que ledieron también una edad barremiana.

Por las relaciones estratigráficas, en la comarca es-tudiada, esta secuencia sedimentaria puede ubicarse enel lapso post Jurásico superior-pre Campaniano, al yacersobre la Formación Cañadón Asfalto y estar cubiertapor la Formación Paso del Sapo. Lesta y Ferello (1972)asignaron la entidad al Cretácico inferior. Volkheimer(1966) le adjudicó una edad cretácica superior-premaastrichtiana. Tasch y Volkheimer, (1970), Musacchioy Chebli, (1975), Codignoto et al. (1978), Turner (1983)y Nullo (1983) asignaron esta entidad al Barremiano-Cenomaniano. Chebli et al. (1976) citaron una edadaptiana-albiana. Más recientemente Geuna et al. (1993)por estudios paleomagnéticos restringieron la edad alAptiano-Albiano, edad a la que se adhiere en el presenteinforme.

2.3.2.2. Cretácico superior

Formación Paso del Sapo (10)Areniscas gruesas a finas, areniscas conglomerádicas,conglomerados finos, limolitas y arcilitas

Antecedentes

Estas sedimentitas fueron consideradas porPiatnitzky (1936) como integrantes del «Chubutense»,pero posteriormente Petersen (1946) las diferencióen dos secciones del Cretácico superior. Una seccióninferior compuesta por areniscas hasta areniscasconglomerádicas y una sección superior, concordantecon la inferior, formada por una alternancia de are-niscas y arcillas a menudo fosilíferas.

Flores (1956) dividió la secuencia aflorante enel sector de Paso del Sapo en dos secciones, lla-mando a la inferior «Estratos de Paso del Sapo».

Bracaccini (1968) postuló la existencia de unadiscordancia entre el Chubutense y las capas deLefipán, incluyendo en estas últimas a las dos sec-ciones que Petersen (1946) había descripto y asig-nado al Cretácico superior.

Lesta y Ferello (1972) le dieron carácterformacional a las dos secciones, llamando Paso delSapo a la inferior y Lefipán a la superior.

Irigoyen y Lizuain (1990) hicieron una caracte-rización paleoambiental de la Formación Paso delSapo.

Distribución areal

La secuencia aflora al nordeste de la comarcaen ambas margenes del río Chubut. Pequeños aso-mos se presentan en la región central de la Hoja enlas nacientes y al este del cañadón Pelado en lascercanías del puesto Milhué.

Litología y estructura

La unidad está integrada por areniscas cuarzosasde diferente granulometría, con granos subredon-deados a subangulosos, buena selección, escasa ma-triz limosa y cemento calcáreo-ferruginoso. El ce-mento es el responsable de la coloración rojiza quepresentan parte de los estratos y de su dureza; enforma local se detectó cemento silíceo. La secuen-cia muestra intercalaciones de areniscasconglomerádicas y conglomerados finos, cuarzosos,clastos subredondeados a redondeados, con más del90% de cuarzo lechoso y abundante matriz arenosa.Se identificaron capas con estratificación cruzadade surco y ondulitas de corriente del tipo linguoide,formas positivas y negativas que se interpretan comobarras, rellenos de canal y facies de desbordamien-to. Se observan intercalaciones de limolitas y arcilitasgrises a castañas, con espesores que no superan los50 cm, con restos carbonosos y tallos mal conserva-dos.

Iñiguez et al. (1988) efectuaron estudios pordifracción de rayos X y químico, sobre 16 mues-tras de rocas pelíticas de las formaciones Paso delSapo y Lefipán, en el río Chubut medio. Describie-ron una asociación mineralógica de caolinita y cuar-zo; como mineral autígeno más importante citaronla hematita, cuya presencia sugeriría la persisten-cia de medios depositacionales oxidantes por im-portantes períodos.

Mediciones hechas por Lizuain y Silva Nieto(1991), al norte de la comarca, evidencian que ladirección dominante de las paleocorrientes indica unaproveniencia del N-NE, con variaciones máximasentre N10º y N130º.

Sobre la margen derecha del río Chubut se loca-lizan las mejores exposiciones de esta formación.Afloran conglomerados blanco amarillentos, bien se-leccionados, integrados dominantemente por clastosredondeados a subredondeados de cuarzo, en una

Paso de Indios 25

matriz arenosa cuarzosa, su potencia varía entre 0,5y 10 metros; areniscas amarillentas a rojizas, de gra-no grueso a fino, moderadamente seleccionadas, enbancos de 1 a 15 m de potencia. Las areniscas pre-sentan frecuentemente nódulos ferruginosos, estra-tificación cruzada en artesa y ondulitas. En esta lo-calidad el espesor máximo calculado para esta uni-dad es de 200 metros.

En el rincón nordeste de la comarca, sobre lamargen izquierda del río Chubut, afloran areniscas fi-nas a gruesas castaño amarillentas con estratifica-ción cruzada, ondulitas de corriente, bioturbación, yconglomerados finos cuarzosos de color rojizo, matrizarenosa y óxido de hierro como cemento. Los bancostienen un rumbo N30°O e inclinan 6° a 7° al SE.

Ambiente de sedimentación

Los niveles inferiores de esta formación corres-ponderían a un ambiente marino litoral conprogradación de un ambiente continental sobre ba-rras y/o cordones de playa, mientras que los nivelessuperiores pertenecerían a un sistema de ríos entre-lazados que actuaron en una llanura deltaica (Irigoyeny Lizuain, 1990).


Al NE de la Hoja, en la margen derecha del ríoChubut, esta entidad cubre en discordancia a lasvulcanitas de Lonco Trapial y es cubiertaconcordantemente por la Formación Lefipán. Enla margen izquierda sobreyace a la FormaciónCañadón Asfalto, en este sector la Formación Pasodel Sapo subyace tectónicamente a las vulcanitasde la Formación Lonco Trapial y a las sedimentitasdel Grupo Chubut, que la cubren mediante un co-rrimiento.

Edad

Por las relaciones de campo, por apoyarse sobresedimentitas del Grupo Chubut, relación visible al norteen la vecina Hoja Gastre, y estar cubierta por la For-mación Lefipán, la entidad puede ubicarse en el lapsopost Aptiano-Albiano - pre Maastrichtiano.

Turner (1983) le asignó una edad campaniano-maastrichtiana basándose en los trabajos de Lesta yFerello (1972) para los asomos situados en la Hoja44d (Colán Conhué).

Nakayama (1972), por consideraciones regiona-les ubicó la entidad en el Campaniano-Maastrichtiano.

Proserpio (1978), por estudios palinológicos rea-lizados por Archangelsky (com.verb. en Proserpio,1978) consideró una edad campaniana para la for-mación.

Esta última edad se adopta para la FormaciónPaso del Sapo, teniendo en cuenta la posibilidad deque la misma pueda extenderse hasta elMaastrichtiano muy bajo.

Formación Lefipán (11)Arcilitas, limolitas, areniscas finas a medianas, are-niscas conglomerádicas

Antecedentes

Piatnitzky (1936) investigó y caracterizó a es-tas sedimentitas, recolectando abundante materialpaleontológico marino, que fue estudiado porFeruglio (1937), el cual estableció la existencia deformas comunes al Rocanense. Piatnitzky (1936)denominó a la secuencia Capas de Lefipán, inclu-yendo a sedimentitas que posteriormente fuerondiferenciadas como Formación Paso del Sapo, comose explicara al tratar los antecedentes de ésta. Lalocalidad tipo de la Formación Lefipán está ubica-da en las cercanías del puesto Ibarra (ex Lefipán)en la margen derecha del río Chubut medio, pocoskilómetros al norte de la Hoja.


En la margen derecha del río Chubut afloranpsamitas y pelitas. Las areniscas son amarillo ver-dosas a violáceas, de grano mediano a fino, conintercalaciones de pelitas con restos de pelecípodos,y arcilitas gris verdosas, con hojuelas de yeso. Elespesor estimado es de 170 m, disponiéndose lascapas en forma horizontal a subhorizontal.

En el centro de la Hoja, al sur de Mesa Chata,próximo al puesto Milhué, se observaron abundantesrestos de Ostreas en material de derrubio producto delasentamiento de mesetas basálticas, integrado funda-mentalmente por arcilitas color verde a gris pertene-cientes a esta formación. Idéntica situación se da enlas nacientes del cañadón Pelado al norte de la estan-cia la Escondida, bajo una colada de basalto plioceno,que por razones de escala no fueron mapeados.


La Formación Lefipán sobreyace a las capasde la Formación Paso del Sapo (Campaniano-


Maastrichtiano inferior) e infrayace, dentro de loslímites de la Hoja, al Grupo Sarmiento y a la Forma-ción El Mirador (Mioceno).


Corresponde a un ambiente litoral con desarro-llo de barras. Se aprecia una evolución de depósitosde la zona sublitoral superior (shoreface) a depósi-tos de zona de batida (foreshore).

Edad

Petersen (1946) y Camacho (1967) ubicaron laentidad en el Maastrichtiano, el último de los nom-brados debido a la presencia de Eobaculitesargentinicus (Weaber). Proserpio (1978) a partirdel material paleontológico recolectado en aflora-mientos situados en la Hoja 42d (Gastre) le otorgóuna edad daniana, sin descartar una edadmaastrichtiana para los términos inferiores de la for-mación.

Por las relaciones de campo observadas en sulocalidad tipo, la entidad podría situarse en el lapsopost Campaniano-pre Eoceno.

El material paleontológico hallado en la vecinaHoja, Gastre, señalaría una edad campaniana supe-rior - maastrichtiana inferior.

Formación Tres Picos Prieto (12)Basaltos, tobas, psefitas e ignimbritas

Antecedentes

Esta formación fue definida por Franchi y Page(1980) para una asociación lávico piroclástica quetiene su mayor desarrollo en la meseta de Tres Pi-cos Prieto, ubicada en el rincón sudoccidental de laHoja al sur de la ruta provincial 19 y del paraje ElMolle. Di Tomasso (1978) en un estudio del área

comprendida entre el paraje El Molle y el cerro TresPicos Prieto describió a esta unidad y contribuyó condataciones radimétricas de la misma. Franchi y Page(1980) dividieron a esta formación en cinco miem-bros cuyas nombres y litologías se resumen en elcuadro 3, ordenado cronológicamente de abajo ha-cia arriba.

En el presente informe se excluyen a los con-glomerados del Miembro Cañadón Pelado,nominándolo como una formación aparte, por con-siderar que tienen un origen y edad diferentes yaque estratigráficamente yacen sobre elementos dela Formación La Cautiva del Paleógeno. Asimis-mo, los basaltos columnares del Miembro Pocitosde Quichaura se los indica como un episodio vol-cánico más joven ya que en realidad no se en-cuentran en la base de la secuencia sino adosadoso intruyendo a los conglomerados de Cañadón Pe-lado. Se los señala parte de la Formación LaVasconia.


Los afloramientos de esta formación se res-tringen a la amplia meseta de Tres Picos Prieto enel sector sudoeste de la Hoja, al sur del Paraje ElMolle. Su localidad tipo se localiza en las laderasdel cerro homónimo ubicado al sur del estableci-miento Tres Picos donde afloran aglomerados yconglomerados basálticos con intercalaciones are-nosas; basaltos dispuestos en mantos de 6 a 7 m deespesor, de color gris oscuro a negro, de grano fino,algo fluidal, en ocasiones muy lajoso, cubiertos portobas brechosas pumíceas, con fragmentos depumicita de hasta 50 centímetros. Culmina conmantos de basaltos superpuestos y vesiculares ha-cia el techo (foto 6).

En el paraje La Cautiva, en la estancia La Es-condida, afloran tobas blanquecinas que se apo-yan en discordancia angular sobre vulcanitas de

Cuadro 3. Miembros propuestos por Franchi y Page (1980), para la Formación Tres Picos Prieto.

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Paso de Indios 27

Foto 6. Vista de la meseta Tres Picos Prieto, en el sector sudoeste de la Hoja. Localidad tipo de los basal-tos de la formación homónima.

la Formación Don Juan. Se encuentran en posi-ción subvertical con un rumbo aproximado NO-SE. El conjunto está cubierto por una potente su-cesión de mantos basálticos macizos que hacia eltecho se tornan vesiculares, entre los que se in-tercalan aglomerados dominantemente basálticos,matriz sostén, con clastos que pueden tener hasta1 m de diámetro, angulosos, sin selección y unespesor de 3 metros. En las secciones donde losbasaltos cubren a las tobas, estás tienen un colorrojizo debido al “cocinamiento” producido por laslavas la derramarse.

En la región de la laguna Verde, Franchi y Page(1980) describieron tobas e ignimbritas pardas, blan-cas o grises constituidas por vitroclastos de colornegro con estructuras perlíticas, dispuestos parale-lamente con un tamaño de hasta 5 mm; se hallancristaloclastos de cuarzo y sanidina y litoclastos nomuy abundantes de basaltos olivínicos.


Esta unidad yace sobre sedimentitas de edadliásica y vulcanitas de las formaciones Lonco

Figura 4. Sección geológica entre el cerro La Cautiva y la meseta Tres Pico Prieto.

Meseta Tres Picos Prieto

Fm. Tres Picos Prieto

Ea. La Escondida

Fm. La Cautiva

Cerro La Cautiva

Fm. Don Juan

Ruta 19

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Trapial (Jurásico medio) y Don Juan (Cretácicoinferior). En el área de La Cautiva se levantó unperfil expeditivo entre el cerro La Cautiva y laestancia La Escondida, que muestra las relacio-nes entre las unidades aflorantes en el área (véa-se figura 4, en página anterior).

Edad

Por sus relaciones estratigráficas, su edad sólopuede estipularse como post cretácica por cubrira elementos de la Formación Don Juan. Sin em-bargo, se han hecho numerosas datacionesradimétricas (cuadro 4) cuyos resultados varíanentre 80±3Ma y 62±3Ma concluyendo que estaformación se acumuló durante el Cretácico supe-rior, criterio que se comparte en la presente me-moria.

Formación Aleusco (13)Granodioritas, granitos, tonalitas

Antecedentes

Esta formación fue definida por Turner (1982)para caracterizar a varios cuerpos de rocasintrusivas de dimensiones variables integrada prin-cipalmente por granodioritas y granitos, aflorantesen las inmediaciones de la laguna Aleusco, al no-roeste de la Hoja. Estos cuerpos fueron estudiadosy caracterizados desde el punto de vista petrológicoprincipalmente por Spikermann (1975), Spikermannet al. (1988, 1989), López de Luchi et al. (1992) ySpikermann et al. (1994).

Distribución areal

Dentro de la Hoja aflora en las serranías al oes-te de la estancia El Camaruco, en el cerro Menucoy en los alrededores de la laguna Aleusco, todos so-bre el borde noroccidental de la Hoja. Afloramien-tos menores se observan al SO de la loma de la Es-cuela, en ambas márgenes del arroyo Quichaura, yal N-NO del cerro Colorado.

Litología

De acuerdo con Spikermann (1975) esta uni-dad está constituida por granodioritas, granitos contendencia a términos monzoníticos, tonalíticos ydioríticos, de color rosado a grisáceo, de texturagranosa mediana a porfiroide, con cristales deplagioclasa (oligoclasa - andesina media), cuarzo,feldespato alcalino y en menor proporción biotita yhornblenda. Como minerales accesorios se reco-nocieron circón, apatita, titanita, opacos y turmali-na. Se han observado xenolitos de sedimentitas dela caja (a las que los granitos intruyeron), los quellegan en algunos sitios a medir hasta 1 m de longi-tud, en los que se preservan la estratificación pri-maria. También se vieron enclaves vulcanógenosbásicos y ácidos alterados, de hasta 10 cm de lon-gitud.

Spikermann et al. (1989) reconocieron para es-tos granitos una fase principal de composicióngranodiorítica con tendencia a términos graníticosy una fase tardíomagmática, de menor desarrollo,representada por aplitas, leucomicrogranitos gráfi-cos y escasas pegmatitas. Establecieron que estasplutonitas son sobresaturadas, calcoalcalinas y mo-deradamente peraluminosas. Son cuerpos de em-plazamiento epizonal de contactos netos con desa-rrollo de aureolas metamórficas en la cajapaleozoica o liásica.


Estas plutonitas intruyen a sedimentitas delPaleozoico superior y del Jurásico inferior, relaciónpuesta en evidencia por la composición de losxenolitos. Normalmente el contacto no es muy visi-ble por hallarse cubierto por una espesa capa dedetritos.

Edad

Turner (1983) asignó para estas plutonitas una edadcretácica superior en base a dataciones radimétricasK/Ar que varían entre los 103±5 y 75±3 Ma.

Cuadro 4. Dataciones radimétricas sobre muestras de la Formación Tres Picos Prieto.

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Paso de Indios 29

2.4. CENOZOICO

2.4.1. TERCIARIO

2.4.1.1. Paleoceno - Eoceno

Formación La Cautiva (14)Dacitas, riodacitas, riolitas, traquitas, traquian-desitas, andesitas, tobas, aglomerados volcánicos,basaltos e ignimbritas

Antecedentes

La Formación La Cautiva constituye una aso-ciación de rocas volcánicas conocida tambiéncomo Serie Andesítica (Feruglio, 1949),Cautivalitense (Groeber, 1954), Serie de la lagunade Hunco y Serie Liparítica (Petersen, 1946). Page(1980b) postuló nominar esta unidad con rangoformacional y replantear su edad terciaria al con-siderar que está cubierta por basaltos de edadcretácica superior criterio que mantuvieron Franchiy Page (1980).

Turner (1983) llamó a esta asociación Com-plejo La Cautiva, dándole carácter formal a lasseries propuestas por Petersen (1946); Volkheimer(1972) denominó Formación Huitrera a la SerieAndesítica extraandina que se encuentra debajode la Serie del Mirador, en el área de Gualjainahasta Ing. Jacobacci.

Distribución areal

Los principales afloramientos se ubican en lassierras de Cutancunué, Colán Conhué, Languiñeo yen el paraje La Cautiva, al sudoeste de la Hoja.

Litología

En el tramo septentrional de la sierra deCutancunué afloran traquiandesitas pardo moradas,de textura porfírica y pasta afanítica. Al suroestedel cerro Neira se intercalan, a las traquiandesitas,basaltos olivínicos gris oscuros a morados, macizos,en parte vesiculares, con amígdalas silíceas ocarbonáticas; la textura es porfírica, siendo la pastaafanítica con fenocristales de plagioclasa bien desa-rrollados y olivina, en este sector también es comúnencontrar amplios afloramientos de tobasignimbríticas, color pardo, textura vitrofírica confenocristales de plagioclasa, cuarzo y fragmentoslíticos de vulcanitas vítreas. La matriz es holohialina,

compuesta por vidrio color pardo con bandas de flu-jo. Ocasionalmente pueden encontrarse bombas vol-cánicas de hasta 20 centímetros.

En el sector norte de la sierra de Colán Conhuéafloran tobas lapillíticas, color amarillento a rosado, enocasiones con fluidalidad muy marcada, constituidaspor partículas tamaño lapilli a ceniza, de texturaporfiroclástica con fenocristales de líticos dominantesy matriz vítrea, riodacitas de color morado y rosado pormeteorización y gris claro a verdoso en corte fresco,de textura porfírica a glomérulo-porfírica, matriz vítreacon marcada fluidalidad y traquitas blancas a rosadas.Hacia el sur de la misma sierra se reconocen lavas decomposición riodacítica, color rosado pálido, en las quese distinguen abundantes fenocristales de cuarzo,feldespato potásico y plagioclasa.

En el norte de la sierra de Languiñeo y en el ex-tremo oriental de las lomas Las Salinas hay ampliosafloramientos de aglomerados, compactos, abigarra-dos, color gris verdoso claro, con clastos de hasta 1 mde diámetro, predominando los de vulcanitas ypiroclastitas de hasta 10 cm de diámetro; la matriz estobácea. También afloran tobas vítreas pardo amari-llentas muy claras, estratificadas en bancos de hasta3 cm conformando paquetes de hasta 12 m de poten-cia, que en ocasiones pueden ser lajosas, riolitas dis-puestas en bancos alternantes pardo rojizos y blancoamarillentos, que suelen estar autobrechados en frag-mentos de hasta 10 cm y riolitas de color rosado ablanco, muy duras y compactas, con marcadafluidalidad. Es común observar concreciones silíceassubesféricas de 1 a 10 cm de diámetro.

Al norte de la cuesta del Paisano hay pequeñosy escasos asomos de andesitas color gris verdoso,con textura porfírica en la que se ven fenocristalesde plagioclasa (andesina) y anfíboles alterados, enuna pasta afanítica. Además se hallan basaltos co-lor negro con abundantes fenocristales de un mafitoalterado en una pasta afanítica.

En las inmediaciones de la estancia La Herra-dura esta unidad está representada por dacitas colorgris claro a blanquecino, que alternan con areniscasde color pardo con abundantes clastos de cuarzo.

En el cerro Quichaura afloran andesitas de co-lor gris verdoso muy alteradas, de textura porfíricacon fenocristales de plagioclasa de 1 a 2 cm delongitud. Estas rocas continúan aflorando en direc-ción a la estancia La Cumbre situada al nordeste.En este sitio se advierten areniscas cuarzofeldespáticas, finas, bien consolidadas y tobas co-lor verde, afaníticas, de fractura irregular, muy al-teradas de escasa potencia.


Desde los alrededores de las estancias La Cauti-va y Arrondo hasta la estancia La Subida, a lo largode la ruta provincial 19, afloran dacitas y riodacitascon intercalaciones de bancos ignimbríticos asocia-dos con tobas y tobas arenosas de coloración amari-llento a blancuzca, portadoras de restos de plantasequivalentes a los hallados en la zona del río Chubutmedio en la Formación Huitrera.

Próximo al cañadón Lefiú, sobre la ruta 19, hay unpequeño asomo de dacitas rosadas que yacen sobresedimentitas del Grupo Tepuel, que por lo reducido seomitió marcarlo en el mapa por razones de escala.

El espesor estimado por Turner (1982) para estaunidad es de 1200 m en la sierra de Languiñeo.


Al norte y occidente de la comarca en estudio, es-tas rocas yacen sobre el Grupo Tepuel (Carbonífero-Pérmico) o sobre sedimentitas liásicas y son cubiertaspor la Formación Cañadón Pelado (Oligoceno) o porlos basaltos de la formaciones Vasconia (Oligoceno),El Mirador (Mioceno) o Epulef (Plioceno).

En el área de La Cautiva, cubren a la FormaciónDon Juan (Cretácico inferior) y sobre la ruta 19, yproximas al cañadón Lefiú yacen sobre sedimentitasdel Grupo Tepuel del Cabonífero-Pérmico.

Edad

La mayoría de los autores que han estudiado estaformación coinciden en ubicarla en el Paleógenotemprano.

Archangelsky (1974), estudió la flora fósil, se-mejante a la recolectada en la zona de La Cautiva,hallada en rocas equivalentes en la zona del ríoChubut medio e hizo una datación radimétrica sobreuna riolita que acusó una edad absoluta de 57 Ma,correspondiente al Paleoceno superior.

Page (1980b) y Franchi y Page (1980) asignarona esta formación una edad cretácica superior, al con-siderar que en la zona de La Cautiva esta unidad seapoya sobre vulcanitas del Cretácico inferior (For-mación Don Juan) y es cubierta en discordancia an-gular por basaltos Cretácico superior de la Forma-ción Tres Picos Prietos.

Turner (1982) sobre la base de datacionesradimétricas (52±2 Ma) de basaltos correspondien-tes a esta unidad la ubicó en el Eoceno temprano.

Lizuain y Silva Nieto (1996) por consideracio-nes estratigráficas, asignaron a rocas equivalentesuna edad paleocena superior - eocena.

En este trabajo, las relaciones estratigráficas ob-servadas en proximidades de la estancia La Cautiva,que se grafican en el perfil esquemático de la figura4, difieren de las dadas por Page (1980 b) y Franchi yPage (1980) al considerar que los basaltos de la For-mación Tres Picos Prietos no cubren a las vulcanitasy piroclastitas de la Formación La Cautiva, sino queal igual que esa unidad, yacen sobre el complejo vol-cánico de la Formación Don Juan del Cretácico infe-rior, no habiendo en consecuencia superposición físi-ca entre ambas. Asimismo, los estudios realizados porSuero y colaboradores (en Feruglio, 1950) y por elMuseo Paleontológico Egidio Feruglio (Escapa, com.pers) sobre la flora fósil hallada en La Cautiva, similaren especies y edad a las descriptas para la laguna delHunco, y las numerosas dataciones radimétricas he-chas sobre el complejo volcánico que la contienen(Mazzoni et al.,1991) en el área del río Chubut me-dio, que se puede seguir hacia el sur sin solución decontinuidad hasta el área de La Cautiva, confirmanpara esta formación una edad paleocena superior –eocena, criterio que se comparte en este trabajo.

Formación El Buitre (15)Basaltos alcalinos, gabros, basanitas

Antecedentes

Esta formación fue propuesta por Ardolino yFranchi (1993) para caracterizar a cuerpossubvolcánicos de naturaleza gábrica situados al surde la sierra de los Chacay, en Bajada Moreno, fuerade la comarca en estudio. Ardolino et al. (1995) hi-cieron una síntesis de las numerosas menciones decuerpos de naturaleza similar en la provincia delChubut. Esta entidad sería equivalente a las forma-ciones Cerro Negro y La Primavera propuestas porAlric (1996) para particularizar desde el punto devista geoquímico y geocronológico a cuerpossubvolcánicos básico alcalinos aflorantes en el áreacomprendida entre Paso de Indios y Cerro Cóndor.


Aflora en el cerro Gorro Frigio en el nordeste dela Hoja, a escasos 5 km al este del río Chubut y cons-tituye el núcleo de la sierra de Hurranca Mahuida,situada pocos kilómetros al este del Gorro Frigio.

El cerro Gorro Frigio conforma un domo intrusivoque afecta al Grupo Chubut. Las rocas que componenel cerro Gorro Frigio son basaltos de color gris oscuro,muy tenaces y duros, están muy diaclasados y presen-

Paso de Indios 31

tan disyunción columnar. Basaltos semejantes se obser-varon en el límite nordeste de la Hoja, en los alrededoresdel puesto Rozas donde se muestreó un neck, color ne-gro de composición basáltica, con abundantes fenocristalesde olivina y con disyunción columnar (foto 7).

En la estancia La Primavera, en las proximidadesdel casco, hay un pequeño afloramiento de rocasbasálticas de color negro con superficies de altera-ción pardo rojizas, muy fracturadas, que intruyen asedimentitas de la Formación Cerro Barcino. Alric(1996) reconoció basanitas que tienen una texturaofítica, granular de grano medio a grueso con nódulosperidotíticos y granulíticos de hasta 5 cm, fenocristalesde piroxeno y globulitos de vidrio que alcanzan los 5mm de diámetro. Al microscopio se caracterizan portener una textura hialocristalina vitrofírica, conxenocristales de olivina y piroxeno, en una matriz deolivina, augita, vidrio, feldespatoides y opacos.

En el cerro Mesa, ubicado en la margen norte deltramo medio del cañadón La Primavera, afloran rocasbásicas alcalinas, correspondientes a un pequeño domoelongado en sentido NS, cubierto por depósitospleistocenos antiguos. Son basanitas, sienitas nefelínicasy foiditas (Alric, 1996) de color gris claro a oscuro, conesporádicos nódulos fibrosos; presentan disyuncióncolumnar y poseen intercalaciones de tobas blancas.

En el cañadón Lahuincó afloran basaltos alcalinosque conforman dos cuerpos subcirculares, de aproxima-damente 7 m de diámetro que por razones de escala no

fueron marcados en el mapa, que intruyen sedimentitasde la Formación Cañadón Asfalto. Son rocas de colorgris oscuro autobrechadas, con nódulos de formassubredondeadas y tamaños entre 5 y 7 cm, compuestospor olivina, clinopiroxeno, ortopiroxeno y espinelos. Sedistinguen piroxenos xenolíticos de 1 y 3 cm de longitud.La textura de la roca es seriada dada por cristales entamaños gradacionales de olivina, clinopiroxeno(titanoaugita), plagioclasa en tamaños microlíticos finosy, en baja proporción, minerales opacos y mica flogopítica.La mesostasis es de fedespatoides (nefelina).

En el paraje Corral de Piedra, al suroeste de laEstancia La Primavera, aflora un dique basáltico,color negro, pardo en cara de alteración, de texturaporfírica con pasta afanítica, con nódulos peridotíticosque pueden llegar a tener 1 cm de diámetro (Alric,1996). Este dique tiene rumbo este-oeste e intruye asedimentitas de la Formación Los Adobes.

En el cerro León en el límite este de la Hoja, hayun pequeño asomo de una basanita (Alric, 1996) connódulos de olivina de hasta 20 cm de diámetro, se-mejante a los anteriormente descriptos para la es-tancia La Primavera y Corral de Piedra.

En el cerro Cortadera, 6 km al noroeste de Pasode Indios, aflora una basanita color gris, con nódulosolivínicos y piroxénicos (Alric, 1996).

Finalmente, al sur del paraje El Pajarito se obser-va una colada basáltica, que con un espesor de 5 myace sobre la Formación Los Adobes. La roca tiene

Foto 7. Vista del cerro Gorro Frigio, chihuido o chimenea volcánica perteneciente a la Formación El Buitre(Eoceno), que intruye sedimentitas de la Formación Los Adobes del Grupo Chubut (Cretácico).


una textura porfírica con una pasta afanítica de granofino a medio en la que suelen encontrarse nódulos deperidotitas de hasta 1 cm de diámetro, en la base seadvierten vesículas de ceolitas, Estas rocas fuerondescriptas como basanitas por Alric (1996).

Ambiente tectónico

El origen de estas vulcanitas ha sido encuadradopor Alric (1996) en un ambiente de intraplaca dondese habrían generado fenómenos extensivos como re-sultado del desplazamiento casi paralelo entre placasoceánica y continental (Pacífica-Farellón-Sudameri-cana), dando lugar a un atenuamiento cortical y undomamiento de la astenosfera en donde la interacciónlitosfera-astenosfera habría generado un mantoconvectivo tipo plum pudding que pudo haber ac-tuado como fuente magmática de los basaltos.

Edad

Son numerosas las dataciones radimétricas he-chas sobre rocas semejantes que afloran en el ámbitode la provincia, las que fueron enumeradas porArdolino et al. (1995). Según esas dataciones, la edadde estas rocas es variable y abarca desde el Paleocenohasta el Plioceno, con una importante concentraciónen el Eoceno, por lo que dichos autores estimaronesta edad como muy probable lo que es coherentecon las relaciones estratigráficas observadas en losdistintos afloramienos en la provincia del Chubut. Alric(1996) realizó estudios geocronológicos Ar/Ar sobrerocas de esta unidad en la región, que arrojaron comoresultado la individualización de dos agrupamientos co-rrespondientes a dos secuencias volcánicas, la másantigua entre 62,73±0,20 Ma y 61,64±0,2 Ma (For-mación Cerro Negro) y la más moderna entre 52 ±0,09 Ma y 48,82±0,41 Ma (Formación La Primave-ra). En este trabajo se ha optado por agrupar todasestas rocas en la Formación El Buitre y adjudicar laedad de las mismas al rango Paleoceno – Eoceno.

2.4.1.2. Eoceno - Oligoceno

GRUPO SARMIENTO (16)

Tobas, tobas arenosas, areniscas, limolitas tobáceas

Antecedentes

Simpson (1941) dio a las sedimentitaspiroclásticas terciarias portadoras de mamíferos

aflorantes, principalmente en el centro de la provin-cia del Chubut, la categoría de Grupo, dividiéndolasen cuatro formaciones: Casamayor, Musters, De-seado y Colhué Huapi. En el presente trabajo nofueron reconocidas estas unidades debido a que esmuy difícil individualizarlas por lo pequeño y disper-so de los afloramientos, mapeándose la unidadcomplexivamente como grupo.

Para la comarca, a estas sedimentitas las cita-ron principalmente Piatnitzky (1936), Feruglio (1949,1950), Robbiano (1971), Page (1982), Turner (1982)y Nullo (1983).


Litológicamente, esta unidad se caracteriza por estarconstituida por tobas, tobas arenosas, areniscas ylimolitas tobáceas de color gris blanquecino, que se dis-ponen a distintas altitudes rellenando un relieve previo.

Sus afloramientos más importantes están lo-calizados en el sector nororiental de la Hoja, enlos cañadones que bajan a la margen derecha delrío Chubut y en el flanco oriental de las sierras deLonco Trapial y de Agnia, desde el cerro Corralde Piedra hacia el sur y hacia el este, por debajode los depósitos pedemontanos más antiguos.

Afloramientos menores se observan en las na-cientes del cañadón Antileo en la zona de El Molle, alSO de Laguna Blanca sobre la ruta provincial 19; enla zona de Pocitos de Quichaura y bajo la mesetaCatreleo al sur de Cajón de Ginebra Chico; en el áreadel cerro redondo del Pedrero; al sur y sureste delcerro Bayo Epul y al E-NE de Pampa de Agnia.

Sobre la margen derecha del río Chubut, pocos ki-lómetros al oeste del puesto Ibarra, afloran tobas par-do amarillentas, groseramente estratificadas, con clastosde pumicita, feldespato alterado y restos indeterminablesde mamíferos y moldes de raíces y bioturbación.

En la zona de El Pajarito asoman tobas amari-llentas a blancuzcas, con nidos de véspidos, restosde mamíferos, paleosuelos con moldes de raíces yestratificación entrecruzada poco visible, estos aflo-ramientos se extienden hacia la localidad de Pasode Indios al naciente.

En las áreas de El Molle, Laguna Blanca y Pocitosde Quichaura hay pequeños asomos de tobas blan-quecinas, muy friables, que forman estratos macizosen los que es muy difícil reconocer estructurassedimentarias o bioturbación; se pueden encontrarrestos de vertebrados indeterminables.

En toda esta comarca los máximos espesoresno superan los 30 metros.

Paso de Indios 33


La entidad se apoya sobre las formaciones Lon-co Trapial, Cañadón Asfalto, Paso del Sapo y Lefipány el Grupo Chubut. Es cubierta por las formacionesEl Mirador y La Vasconia y por depósitospedemontanos más antiguos y Basaltos holocenos.

Ambiente tectónico

Estudios realizados por Mazzoni (1985) más al surfuera del área de estudio, evidenciaron que sus grandesvolúmenes, yacencia, continuidad y composición deno-tan la existencia de fenómenos magmáticos explosivos,de carácter dacítico y/o andesítico, genéticamente vin-culados a arcos magmáticos, de los cuales el Grupo Sar-miento sería su manifestación distal, y su afinidad dacíticatípica de vulcanismo ligado a subducción.

Edad

Lesta y Ferello (1972), Nullo (1983) y Turner(1983) asignaron a estas sedimentitas, para la co-marca Paso de Indios-Cerro Cóndor, al Eoceno su-perior - Oligoceno inferior, edad a la que se adhiereen el presente trabajo.

2.4.1.3. Oligoceno

Complejo Ígneo de la Tapera de Burgos (17)Dioritas cuarzosas, monzodioritas, tonalitas,granodioritas

Antecedentes

Turner (1982) al definir la Formación Aleusco,consideró al plutón de la tapera de Burgos como unevento magmático diferente, y lo relacionó con elvulcanismo de la Formación La Cautiva por acusaredades radimétricas oligocenas las muestras estu-diadas por Spikermann (1975).

Fueron Spikermann et al. (1994) quienes defi-nieron el Complejo Ígneo de la Tapera de Burgos alque López de Luchi et al. (1992) caracterizaron desdeel punto de vista geoquímico.

Distribución areal

Este complejo ígneo aflora solamente en el sectornoroeste de la Hoja, al este de la laguna Dulce o Aleusco,en proximidades del actual puesto Ardilla (ex Munro);intruye a las sedimentitas del Grupo Tepuel.

Litología

De acuerdo con Spikermann et al. (1994) la com-posición petrográfica del complejo varía entre dioritacuarzosa, monzodiorita, tonalita y granodiorita. Enestas rocas son comunes los enclaves oscuros, deforma esferoidal de hasta 50 cm de diámetro; enmenor proporción suelen observarse venas aplíticas,filones y cuerpos pegmatítiticos que fueron interpre-tados como facies tardíomagmáticas.

Edad

Sobre la base de dataciones radimétricas K/Ar(33±2 Ma), Turner (1983) le otorgó una edadoligocena a este complejo ígneo.

Formación Cañadón Pelado (18)Conglomerados, areniscas tobáceas y tobas

Antecedentes

Esta unidad corresponde a un conjuntoconglomerádico, arenoso y tobáceo que fue descriptopor Feruglio (1949) como Conglomerados de CañadónPelado y como Conglomerado Las Peñas por Perrot(1960). Page (1980a) replanteó su origen, edad y signi-ficado geológico; Franchi y Page (1980) lo redefinieroncomo un miembro de la Formación Tres Picos Prieto.Fue Turner (1983) quien le dio carácter formacional,criterio que se comparte en el presente trabajo por con-siderarlo una entidad independiente, genética y tempo-ralmente, de la Formación Tres Picos Prieto.

Distribución areal

Esta formación tiene su mayor desarrollo en elárea del cañadón Pelado al oeste de la ruta nacional25 y en Pocitos de Quichaura (foto 8).

Litología

Turner (1982) reconoció dos miembros. Uno infe-rior constituido por conglomerados polimícticos, conclastos de 0,25 a 25 cm, dominantemente de naturalezabasáltica, subangulosos y subredondeados, no seleccio-nados, en una matriz arenosa tobácea de grano medianoa fino; son de carácter friable aunque por sectores sonmuy compactos y consistentes; el color es pardo grisá-ceo. Poseen estratificación plano paralela y es frecuen-te observar estructuras de corte y relleno, con lentesarenosas con estratificación entrecruzada (foto 9).


Foto 9. Formación Cañadón Pelado, detalle de losconglomerados del miembro inferior, donde se ob-

servan estructuras tractivas canalizadas, conintercalaciones de lentes arenosas, típico de la

porción apical de abanicos aluviales. Estancia LosManantiales.

El miembro superior está compuesto por are-niscas de grano mediano a fino y tobas,estratificadas en bancos plano paralelos,granodecrecientes de hasta 50 cm de potencia,estratificación entrecruzada en artesa. Suelen en-contrarse bioclastos correspondientes a troncosfosilizados.

Para los miembros inferior y superior se ha esti-mado un espesor de 200 m y 250 m respectivamente.


Por su litología y estructuras sedimentarias sededuce que el ambiente de sedimentación corres-pondería a facies proximal de abanico aluvial queevolucionan a distales por retroceso de un frentemontañoso, como área de aporte a partir de lavas ymaterial piroclástico, posiblemente la correspondientea la Formación La Cautiva.


Esta unidad sobreyace en discordancia a lassedimentitas del Grupo Tepuel (Carbonífero-Pérmico), a las Sedimentitas Liásicas y a la For-mación La Cautiva de edad paleocena superior-eocena. Infrayace a traquitas de la FormaciónMesa Chata y a basaltos de la Formación LaVasconia de edad oligocena.

Foto 8. Conglomerados, areniscas tobáceas y tobas de la Formación Cañadón Pelado, aflorantes en elcañadón homónimo.

Paso de Indios 35

Edad

No se han encontrado fósiles para poder pre-cisar su edad, pero por sus relaciones estratigrá-ficas puede acotarse al Oligoceno, posiblementeinferior.

Formación Mesa Chata (19)Basaltos, pórfiros gábricos

Antecedentes

Con el nombre del epígrafe se propone definir aun conjunto de mantos lávicos y pequeños intrusivosaflorantes en el área de cañadón Pelado, a los queTurner (1982, 1983) describió como Formación Mi-rador y que Franchi y Page (1980) incluyeron en laFormación Tres Picos Prieto.

En la presente descripción se separa a esteconjunto como una nueva formación por presen-tar una litología diferente a la de la Formación ElMirador, por sus relaciones estratigráficas quesugieren una edad más joven que la FormaciónTres Picos Prieto y por ser un elemento mapeablea la escala de trabajo.


Afloran en el área del cañadón Pelado, coronando ala formación homónima. Su localidad tipo se encuentraal este del establecimiento Los Manantiales, en el cerroMesa Chata donde afloran lavas de composición basálticade color rosado a pardo amarillento, que componen co-ladas de corto recorrido con pendiente hacia el sudestelimitadas por paredones verticales; en aquellos lugaresdonde se encuentran los centros efusivos suelen tenerdisyunción columnar constituyendo verdaderas chime-neas pudiendo llegar a tener una composición gábrica(foto 10). Se ven también cuerpos discordantes, diques,de composición basáltica, alineados en sentido noroeste-sudeste al sur del cañadón Pelado (foto 11). En la basede las coladas es común observar lavas de bloques, condiámetros de hasta 30 cm, redondeados, conintercalaciones de tobas blanquecinas que por sectorespresentan una coloración rojiza por efecto térmico de laslavas con las que se intercalan, como se advierte en laMesa Chata (foto 12). Los afloramientos situados al sury suroeste del cañadón Pelado están parcialmente cu-biertos por los basaltos de la Formación La Vasconia, yforman parte de una importante caldera volcánica concentro en el cerro Indio.

Foto 10. Colada de composición gábrica con disyunción columnar de la Formación Mesa Chata , que yacesobre la Formación Cañadón Pelado, en el cañadón homónimo.


Foto 11. Dique basáltico perteneciente a la Formación Mesa Chata (Oligoceno superior), que intruye a con-glomerados de la Formación Cañadón Pelado (Oligoceno inferior), en el cañadón homónimo.

Foto 12. Vista de la base de coladas basálticaspertenecientes a la Formación Mesa Chata

(Oligoceno). Se observan bloques, con diámetrosde hasta 30 cm, redondeados, e intercalaciones de

tobas blanquecinas que por sectores presentanuna coloración rojiza por efecto térmico de las la-

vas. Cerro Mesa Chata (Cañadón Pelado).

Edad

Las rocas de esta unidad cubren y/o intruyen alas sedimentitas y piroclastitas de la FormaciónCañadón Pelado de edad oligocena inferior y soncubiertas o rodeadas por basaltos de la FormaciónLa Vasconia del Oligoceno, por lo que estas rocasse asignan a esa época.

Formación La Vasconia (20)Basaltos

Antecedentes

Con este nombre Nullo (1983) caracterizó a unconjunto de coladas basálticas aflorantes en el áreade Pampa de Agnia, nombre que en este trabajo sehizo extensivo a coladas semejantes aflorantes enotros sectores de la Hoja.

Distribución areal

Este basalto tiene una distribución muy amplia envarios sectores de la Hoja, siendo sus principales aflo-ramientos los de la meseta Catreleo, al sur de Cajónde Ginebra Chico; cañadón de Epul, al oeste de Pam-pa de Agnia; en el área de El Molle se lo reconoce enestablecimiento Los Tres Hermanos, Loma Oeste ycerro Puntudo; en la zona de La Cautiva, al norte dela ruta 19; en el área de Pocitos de Quichaura, al

Paso de Indios 37

Foto 13. Vista del cerro Boina. Meseta constituida en la base por conglomerados de la Formación CañadónPelado (Oligoceno inferior) y coronada por basaltos de la Formación La Vasconia (Oligoceno).

Foto 14. Chimenea volcánica o chihuido con marcada disyunción columnar de la Formación La Vasconia,que intruye a conglomerados de la Formación Cañadón Pelado, en el cañadón homónimo.


Foto 15. Chimenea volcánica de la Formación La Vasconia, que intruye a conglomerados de la FormaciónCañadón Pelado, en el cañadón homónimo.

Foto 16. Chimenea volcánica con disyunción columnar de la Formación La Vasconia, que intruye a conglo-merados de la Formación Cañadón Pelado, en el cañadón homónimo.

Paso de Indios 39

norte y al sur de la ruta provincial 62 destacándose lameseta de Pocitos y el cerro Camino; al nordeste delcañadón Pelado en la meseta Negra, cerro Negro ycerro Boina (foto 13). También se consideran perte-necientes a esta formación los pequeños cuerposdómicos subvolcánicos, con marcada disyuncióncolumnar, que por razones de escala no se incluyeronen el mapa, aflorantes en el área del cañadón Pelado(estancia Los Manantiales) (fotos 14/15/16).

Litología

Los basaltos son de color verde oscuro a negro encorte fresco y pardo rojizo en sus caras de alteración,suelen ser vesiculares y poseer amígdalas carbonáticaso ceolíticas. Tienen textura porfírica, con fenocristalesde olivina de hábito anhedral y escasos de plagioclasaalterada; la pasta es intergranular constituida pormicrolitas de plagioclasa, augita alterada a clorita y es-casos minerales opacos.


Los basaltos de la meseta Catreleo yacen sobre elGrupo Sarmiento y la Formación El Córdoba; en la mesaRaquileo, en la sierra del Cerro Negro, sobre la Forma-ción El Córdoba; en el cañadón de Epul sobre el GrupoSarmiento y la Formación Lonco Trapial; en la zona deEl Molle sobre el Grupo Tepuel o Formación LoncoTrapial; en Pocitos de Quichaura sobre el Grupo Tepuely Formación Cañadón Pelado y en la meseta Negra,cerros Negro y Boina sobre las formaciones LoncoTrapial, Cañadón Pelado y el Grupo Tepuel.

Cuando yacen sobre sedimentitas del Grupo Sar-miento generalmente las mesetas están rodeadas pordepósitos de asentamientos, situación que se da enlas mesetas Catreleo y Negra, cerro Negro y en ladesembocadura del cañadon de Epul.

Edad

Nullo (1983) asignó a los basaltos de la Forma-ción La Vasconia, para el área de Pampa de Agnia,una edad oligocena superior, al considerar que losmantos basálticos se intercalan con sedimentitas delGrupo Sarmiento al que terminan cubriendo y el cuales portador de una profusa fauna de mamíferos asig-nados al Oligoceno inferior. En este trabajo se com-parte ese criterio y se hizo extensivo a otros basaltosubicados al oeste de la comarca que inicialmente fue-ron incluidos en la Formación Tres Picos Prieto deedad cretácica tardía por Franchi y Page (1980).

2.4.1.4. Mioceno superior

Formación El Mirador (21)Basaltos, tobas

Antecedentes

Se utiliza esta denominación para tipificar a ro-cas volcánicas y piroclásticas de composiciónbasáltica que afloran en el sector oriental de la co-marca, al oeste del río Chubut.

Petersen (1946) llamó a esta rocas «Serie delMirador», nombre que utilizó Volkheimer (1964) paraformalizar la entidad.


Se desarrolla en la sierra de Cutancunué, donde cons-tituye un amplio afloramiento que se extiende desde elcerro Boquete hasta el límite norte. Afloran basaltos decolor gris oscuro a verdoso, de grano fino a mediano, enalgunos sectores son afaníticos y en otros presentan unatextura porfírica, con fenocristales de plagioclasa, olivinay piroxenos de hasta 2 mm, estando los primeros gene-ralmente alterados. Tienen en general una disposiciónmantiforme con una potencia individual que oscila entre8 y 12 m y pueden tener disyunción columnar; en losniveles superiores se observan niveles de flujo de hasta30 m de espesor, con una grosera estratificación que semanifiesta por variaciones en el grado de alteración en-tre las variedades macizas con textura porfírica y lasvariedades lajosas a veces vesiculares o con amígdalasde calcita o sílice. Los basaltos se intercalan con tobasvitrocristalinas, blanco amarillentas, de grano fino, confragmentos de pumicitas y líticos de vulcanitas.

Han sido asignados a esta unidad pequeños aflo-ramientos de basaltos de color gris claro en caras fres-cas y morado en caras alteradas, muy lajosos,aflorantes en flanco occidental de la sierra de LoncoTrapial, al norte de Cajón de Ginebra Chico, sobre laescarpa de falla que limita a esa sierra en ese flanco.

El espesor estimado por Turner (1983) para estacomarca es de 600 metros.


La Formación El Mirador yace dentro de los límitesde la Hoja sobre rocas graníticas del Paleozoico inferior,sobre vulcanitas de las formaciones Lonco Trapial (Jurásicomedio) y La Cautiva (Paleoceno–Eoceno) y sedimentitasde la Formación Lefipán (Cretácico superior) y del GrupoSarmiento (Eoceno-Oligoceno).


Edad

Diferentes autores coincidieron en asignar a estaformación una edad miocena (Petersen, 1946; Turner,1983). En este informe se la sitúa en el Miocenosuperior debido a las relaciones estratigráficas ob-servadas.

2.4.1.5. Plioceno

Formación Epulef (22)Basaltos

Antecedentes

Con este nombre Turner (1983) caracterizó a aque-llos basaltos de meseta con intercalaciones de piroclastitas,equiparables al Basalto II de Groeber (Groeber, 1929),luego llamado Coyocholitense (Groeber, 1946).


Aflora principalmente en el extremo austral dela sierra de Colán Conhué donde los basaltos tienenun color negro a morado, textura porfírica con

fenocristales de piroxeno y olivina en una pastapilotáxica de plagioclasa, vidrio y opacos (foto 17).

Afloramientos atribuidos a esta formación se re-conocieron al norte del puesto la Escondida en la sie-rra de Languiñeo, donde se distinguió un centro efusi-vo a partir del cual fluyeron coladas hacia el sudeste,que se encauzaron en el relieve preexistente, llegan-do a cubrir a la Formación Cañadón Pelado.


Estos basaltos yacen sobre la Formación La Cau-tiva (Paleoceno-Eoceno) en el extremo austral de lasierra de Colán Conhué y en los afloramientos de lasierra de Languiñeo. En este último sitio además cu-bren a depósitos de la Formación Cañadón Pelado(Oligoceno superior).

Edad

Turner (1983) por las relaciones estratigráficasobservadas dentro de la Hoja y por sus característicasmorfológicas, que lo diferencian de los basaltos de laFormación El Mirador (Mioceno), le asignó una edadpliocena, criterios que se comparten este informe.

Foto 17. Vista del extremo austral de la sierra de Colán Conhué, en proximidades de la Colonia ManuelEpulef. Corresponden a basaltos de la Formación Epulef (Plioceno).

Paso de Indios 41

2.4.2. CUATERNARIO

2.4.2.1. Pleistoceno

Depósitos del primer nivel (23)Gravas, fanglomerados y areniscas gruesas

Distribución areal

Estos depósitos constituyen potentes acumulacio-nes de gravas, fanglomerados y areniscas gruesas.

Dentro del ámbito de la Hoja forman los exten-sos depósitos de bajada más antiguos, situados enambos flancos de las sierras de Cutancunué, Lon-co Trapial, Cajón de Ginebra y de Agnia principal-mente, aunque también pueden observarse conmenor desarrollo areal en ambos flancos de las sie-rras de Colán Conhué y Languiñeo y en el sectorsudoeste de la Hoja, en los alrededores del cerroLa Cautiva.

Tienen una superficie muy plana, con un ángulode reposo que varía entre los 5º y 7º, cuya inclina-ción varía de acuerdo al flanco donde se apoyen,ahogando a la litología preexistente.

Litología

Litológicamente están constituidos por clastos re-dondeados, subesféricos, de granitos, andesitas o ro-cas ácidas y basaltos cuya naturaleza varía de acuer-do al área de aporte. El color general de los asomoses gris a pardo. Nullo (1983) citó espesores de hasta18 m en el área de El Pajarito.

Edad

La edad de estos amplios depósitos se ubica enel Pleistoceno. Nullo (1983) estableció que se for-maron con posterioridad al hundimiento de la fosatectónica de Pampa de Agnia.

Depósitos del segundo nivel (25)Gravas, fanglomerados y areniscas gruesas

Estos depósitos tienen una composición litológicasemejante a la de los depósitos pleistocenos más an-tiguos, ocupan un nivel topográfico inferior.

Tienen su mayor desarrollo en el sectorsudoriental de la Hoja hacia el sur del cañadón LaPrimavera, en ambos flancos de la sierra de ColánConhué y a lo largo del flanco occidental de las sie-rras de Languiñeo y Quichaura.

Edad

La edad de estos depósitos es posterior a la de losdepósitos pedemontanos pleistocenos antiguos y ante-rior a la de los basaltos holocenos, estimándose por lotanto que se originaron en el Pleistoceno superior.

2.4.2.2. Pleistoceno - Holoceno

Cordones psefíticos (24)Conglomerados, areniscas

Los cordones psefíticos son aquellos ubicadosal oriente de la laguna de Agnia, y marcan la evolu-ción del nivel de agua de la misma a lo largo deltiempo.

Nullo (1983) reconoció seis cordones, cuatro delos mismos muy bien desarrollados, ubicándose losmás jóvenes topográficamente más bajos que los másantiguos.

Litológicamente están constituidos por conglome-rados y areniscas gruesas con una matriz arenosa alimosa; los clastos provienen dominantemente de lasformaciones El Córdoba y Lonco Trapial y escasaslimolitas, todos poco cementados. La granulometríadisminuye hacia los cordones más jóvenes.

Edad

La edad de estos depósitos se puede ubicar enel lapso Pleistoceno medio-Holoceno. Los cordonesexternos, más antiguos, podrían se coetáneos a losdepósitos pedemontanos pleistocenos, mientras quelos más jóvenes podrían ser de edad holocena, aun-que más antiguos que los basaltos holocenos, puesson cubiertos por estos.

2.4.2.3. Holoceno

Basaltos holocenos (26)Basaltos olivínicos vesiculares

Con este nombre informal Nullo (1983) carac-terizó a un conjunto de basaltos muy jóvenes que sederramaron sobre depósitos pleistocenos y otros másantiguos, en forma encauzada.

Tienen su mayor desarrollo al oeste de la lagunade Agnia desde la ruta provincial 19 hasta el cañadónde Epul; en las proximidades de la estancia NuevaMiche; en el cerrito Guacho; en el sector central dela Hoja sobre la ruta nacional 25 y al SE del cerroBoina.


Los derrames lávicos se apoyan en general so-bre la Formación Lonco Trapial o sobre depósitospleistocenos. Al oeste de la laguna de Agnia se dis-ponen sobre los basaltos de la Formación LaVasconia y sobre el Grupo Sarmiento.

La superficie de las coladas está constituida porbloques a modo de escorial, es de color negro, detextura rugosa y marcada fluidalidad. Es común ob-servar centros eruptivos vinculados con los derra-mes más antiguos.

Por sus relaciones estratigráficas la edad de es-tos basaltos se asignó al Holoceno.

Depósitos salinos (27)Limos salinos, evaporitas

Este tipo de depósitos están ubicados en gene-ral en áreas deprimidas, que constituyen cuencassin salida, siendo los más importantes los de la la-guna de Agnia, los de Mallín Blanco, dos Lagunas,los salitrales de la zona de Pocitos de Quichaura,La Dulce y los que están en las cercanías de laestancia Las Salinas al noroeste de la Hoja. Estánformados por delgadas capas de evaporitas cuyoprincipal componente es el cloruro de sodio con ves-tigios de carbonatos de potasio y calcio y clorurode magnesio.

La edad de estos depósitos es con seguridadholocena aunque su depositación pudo haber comen-zado a fin del Pleistoceno y continuado en la actua-lidad.

Depósitos de asentamientos (28)Bloques, arcillas, limos

Son aquellos que se observan en los bordes delas mesetas basálticas cuando las rocasinfrayacentes están constituidas por materialesfriables. Están compuestos por bloques irregularesde basaltos y sedimentitas desagregadas, productode la destrucción mecánica de los frentes de me-setas lávicas.

Depósitos aluviales y coluviales (29)Gravas, arenas, limos, arcillas

Constituyen los depósitos de sedimentos que re-llenan los lechos de los ríos, arroyos y cauces secos,ubicándose también en las laderas cubriendo aflora-mientos de rocas más antiguas. Los más significati-vos son los del río Chubut, arroyo Languiñeo y ColánConhué.

Son depósitos de granulometría muy variada,desde tamaño grava a arcilla, de poco espesor, pu-diendo alcanzar los 30 metros.

3. ESTRUCTURA

El estilo y características estructurales de la HojaPaso de Indios varían considerablemente de acuer-do al sector que se considere. Es por ello que se handistinguido tres sectores con aspectos estructuralesdistintivos, los que se analizan a continuación.

Sector nordeste

En esta área afloran principalmente sedimentitasde edad cretácica pertenecientes al Grupo Chubut ya las formaciones Paso del Sapo y Lefipán y jurásicasde la Formación Cañadón Asfalto, esta última poseeen general una deformación interna muy importan-te, representada por plegamiento disarmónico másintenso en la sección inferior, que se observa princi-palmente en la sierra de los Pichiñanes, a diferenciadel Grupo Chubut que en posición homoclinal incli-na, en general, hacia el este aunque también eviden-cia una deformación plástica, representada por plie-gues anticlinales y sinclinales, con ejes de rumboNNO, buzantes hacia norte (foto 18).

Todas estas unidades se hallan afectadas por laprolongación austral de gran corrimiento que limitael flanco occidental de la sierra de Taquetrén, el cualtiene un rumbo N30°O y su plano de falla inclinahacia el nordeste, a través del cual la Formación LosAdobes se sobreimpone a la Formación Paso delSapo (foto 19). Este mismo corrimiento afecta a lasformaciones Lonco Trapial y Cañadón Asfalto, ob-servándose que por medio del mismo la FormaciónLonco Trapial se sobreimpone a las formaciones Pasodel Sapo y Lefipán en la margen izquierda del ríoChubut, en el límite norte de la Hoja. También seadvierten corrimientos menores paralelos al yadescripto, y fallas transcurrentes de rumbo N60°Oque desplazan a los anteriores.

El curso del río Chubut que atraviesa este sec-tor se halla controlado por estas estructuras.

Sector de las sierras de Cutancunué y Lonco Trapial

Las sierras de Cutanconué y Lonco Trapial cons-tituyen uno de los rasgos orográficos más importan-tes de la comarca, estando su cuerpo principal com-puesto fundamentalmente por vulcanitas de la For-mación Lonco Trapial, la cual es cubierta al norte

Paso de Indios 43

Foto 19. Proximidades del cerro Gorro Frigio. Corrimiento de rumbo N30°O, con su plano de falla inclinadohacia el nordeste, a través del cual la Formación Los Adobes se sobreimpone a la Formación Paso del

Sapo.

Foto 18. Vista hacia el sur en las cabeceras del cañadón La Primavera. Estructura homoclinal, con unainclinación de aproximadamente 15° E, constituida por areniscas de la Formación Los Adobes (inferior) ytobas de la Formación Cerro Barcino (superior) yaciendo sobre volcanitas mesosilícicas de la Formación

Lonco Trapial.


por basaltos de la Formación El Mirador y hacia eleste y sur por las formaciones Los Adobes y CañadónAsfalto principalmente.

Esta sierra es un bloque de orientación NS quefue sometido a esfuerzos compresionales por loque está limitada en su flanco occidental, muy es-carpado, por un sistema de fallas inversas de altoángulo, de rumbo dominantemente NS que inclinaal ESE, por medio del cual quedan expuestos gra-nitos eopaleozoicos de las formaciones Notao yCatreleo con escasos retazos de de basamentometamórfico y pequeños asomos de sedimentitaspaleozoicas. Estas fallas están afectadas a su vezpor fallas menores de rumbo N 50°O de despla-zamiento de rumbo levógiras principalmente quelas cortan y desplazan; la cubierta sedimentaria alcontrario de la volcánica, tuvo un comportamien-to más plástico por lo que fue plegada y fallada,principalmente en el sector austral, donde hay plie-gues y corrimientos de bajo ángulo, como los quese observan al sur del puesto El Pajarito (foto 20),donde las fracturas constituyeron zonas de debili-dad a partir de las cuales extruyeron las lavaspaleocenas-eocenas cuyos afloramientos se ad-vierten en los alrededores del citado puesto. Frac-turas menores de rumbo este-oeste se ven al sur

de Cajón de Ginebra Chico. En el flanco orientalde las sierras de Lonco Trapial y de Agnia, mástendido, las sedimentitas, principalmente el GrupoChubut, están menos dislocadas, presentando unadisposición homoclinal con un rumbo dominanteNS, e inclinación al este.

En la quebrada El Córdoba, como resultado deesfuerzos compresionales, se observan fallas inver-sas, de rumbo NS e inclinación hacia el este, quelimitan escamas donde a semejanza de lo visto másal norte, quedan expuestas sedimentitas carboníferasy granitos eopaleozoicos con escasos retazos debasamento metamórfico que se sobreimponen a lassedimentitas liásicas (Fig.5). Esta situación se repiteen muy pequeña escala en el cerro Bayo y hacia elsur en la sierra de Agnia.

Sector occidental

En este sector se destaca la sierra de Languiñeo,la cual se halla limitada por dos grandes lineamientosde orientación meridiana, coincidentes con los valleso depresiones de Laguiñeo al este y Quichaura porel oeste. Fracturas de orientación NO-SE y su con-jugada NE-SO afectan el cuerpo principal de la sie-rra. Los esfuerzos compresivos predominantes en

Foto 20. Vista hacia el sur desde la ruta nacional 25, a la altura del paraje El Pajarito. Se observa un corri-miento con vergencia al oeste de la Formación Los Adobes del Grupo Chubut (Cretácico inferior).

Paso de Indios 45

la comarca, generan pliegues de rumbo N10°E,buzantes hacia el sur y pequeños corrimientos queafectan principalmente a las sedimentitascarboníferas y generalmente son los limitantes delos pequeños y dispersos afloramientos de depósitosliásicos. Estas últimas estructuras son un verdaderocondicionante en el emplazamiento de lo que se in-terpreta como una caldera volcánica ubicada entrecañadón Pelado y Pocitos de Quichaura.

Movimientos diastróficos

Las características estructurales de la Hoja son con-secuencia de la superposición de varias fases diastróficasque han actuado a lo largo de su evolución geológica.

La intrusión de granitos eopaleozoicos estaríarelacionada a los movimientos correspondientes a laFase Oclóyica del ciclo eruptivo Famatiniano. A fi-nales del Paleozoico se produjo el relleno paulatinode una gran cuenca de sumersión, en la que impera-ba el régimen marino, representada por el GrupoTepuel. La intrusión de granitos de edad carboníferainmediatamente al norte de la Hoja, estaría vincula-da a los movimientos correspondientes a la FaseHuárpica del ciclo eruptivo Gondwánico, que marcael comienzo del desmembramiento del Gondwana,en el que el emplazamiento de los mismos habríaestado controlado en zonas de transtensión vincula-das a la transcurrencia del lineamiento Gastre(Rapela et al., 1991, Coira et al., 1975).

A partir del Triásico superior - Jurásico inferiorcomenzó un proceso evolutivo de las cuencasmesozoicas muy bien explicado por Fígari y Courtade(1993) que se iniciaría con el adelgazamiento de lacorteza litosférica, cuyo relleno sedimentario se dis-pone en discordancia sobre el basamento ígneo me-tamórfico dando lugar a la sedimentación de los de-pósitos liásicos, y en el desarrollo de un sistema dehemigrabenes limitados por fallas lístricas normalesque señalarían el comienzo del importante ciclo efu-sivo del Jurásico medio (Formación Lonco Trapial)

lo que también podría estar relacionado con el iniciode la convergencia del borde occidental de la placasudamericana desde el Paleozoico inferior (Page yPage, 1993).

En coincidencia con Aragón et al. (2000) laextrusión de las vulcanitas mesosilícicas de la For-mación Lonco Trapial se habría producido a travésde estratovolcanes localizados sobre los lineamientosregionales en un régimen extensional-transtensionaldurante el Jurásico medio a superior. Estoslineamientos responderían a antiguas direccionesregmáticas del basamento (Sistema Gastre, Coiraet al., 1975) las que controlaron el emplazamientode fracturas de desplazamiento de rumbo y la trazadel río Chubut medio entre la sierra de Taquetrén yel codo de Paso de Indios como río subsecuente. Alo largo de la traza de esas fracturas se desarrolla-ron cuencas transtensionales en aquellos sectoresdonde hubo sinuosidades en el rumbo, cuencas queson denominadas de tipo strike-slip basins o pull-apart (rhombs grabens) (Kearey y Vine, 1992).En estas cuencas se desarrollaron los basaltos ysedimentitas jurásicas pertenecientes a la FormaciónCañadón Asfalto.

En el Kimmeridgiano, nuevos esfuerzostensionales produjeron la fracturación, reactivacióny nueva subsidencia del basamento, reactivando laestructura de hemigrabenes que regularon ladepositación del Grupo Chubut (formaciones LosAdobes y Cerro Barcino) durante el Cretácico, me-diando discordancia sobre la Formación CañadónAsfalto.

Durante el Cretácico superior los movimientosintersenonianos fueron los responsables de la dis-cordancia existente entre el Grupo Chubut, conti-nental y la Formación Paso del Sapo, de caráctercontinental y costero. A partir de este último eventose registró una subsidencia de la comarca, posible-mente debida a los movimientos de la fase póstumadel Ciclo Patagonídico, que provocó una ingresiónmarina que culminó en el Daniano, representada

Figura 5. Sección esquemática este-oeste, quebrada El Córdoba.


por la Formación Lefipán, la que yaceconcordantemente sobre las sedimentitas de la For-mación Paso del Sapo.

A partir del Paleoceno superior se inició un nue-vo período de convergencia más activa entre las pla-cas de Nazca y Sudamericana que se tradujo en unintenso vulcanismo calcoalcalino de arco asociado ala subducción (Formación La Cautiva). Simultánea-mente se emplazaron gabros calcoalcalinos de laFormación El Buitre, generados a gran profundidad,fuera del arco magmático.

Durante el Oligoceno inferior a medio, esfuer-zos traccionales fueron causantes de una impor-tante actividad basáltica y series volcánicasalcalinas.

Durante el Oligoceno superior-Mioceno basal,sobrevienieron intensos esfuerzos compresivos quesobreimpusieron sobre las estructuras tensionalesprevias corrimientos y plegamientos, fenómeno quefuera definido por Fígari y Courtade (1993) comoetapa de inversión tectónica, producto de ello se de-sarrollaron de importantes depósitos en su pie demonte, correspondintes a la Formación CañadónPelado. En el Mioceno superior la comarca estuvosometida a esfuerzos tensionales que favorecieronla fracturación profunda y la efusión de lavasbasálticas alcalinas al final de esa época (Forma-ción El Mirador). Hacia el Plioceno se instauró unnuevo ciclo tectomagmático que se tradujo en lasefusiones de los basaltos de las Formación Epulef.

Los movimientos del Cuaternario fueron los res-ponsables de los niveles de agradación pleistocenosy de las efusiones basálticas holocenas.

4. GEOMORFOLOGÍA

Los rasgos geomorfológicos de la comarca sonprincipalmente el producto de la acción modeladorafluvial y la actividad volcánica, de la acción eólica ylos procesos de remoción en masa en forma subor-dinada. La estructura geológica ha tenido un papeldestacado como condicionante de las diferentes for-mas resultantes.

El río Chubut es de tipo alóctono y atraviesa laHoja por el rincón nordeste con un rumbo dominan-te noroeste sudeste. El valle por donde escurre secaracteriza por ser un valle subsecuente controladopor fallas regionales que limitan las sierras deTaquetrén y Pichiñanes, y actualmente de acuerdoal caudal de agua que escurre surge que es un cur-so desproporcionado en menos. Posee un diseñomeandriforme y sobre su llanura aluvial, cuyo ancho

varía entre 300 y 2500 m, se observan meandrosabandonados y lagunas en collera. En aquellas sec-ciones donde atraviesa rocas sedimentarias, comolas formaciones Cañadón Asfalto, Los Adobes y Pasodel Sapo, el ancho del río es mayor, angostándose enaquellas secciones donde las rocas son más duras,como las vulcanitas de la Formación Lonco Trapialo la facies volcánica de la Formación Cañadón As-falto. A lo largo de su valle y en ambas márgenes seven terrazas que se encuentran a una altura relativaentre 4 y 15 m sobre el curso actual del río, comoclaros indicios de rejuvenecimiento. Al pie de lasterrazas suelen observarse conos de deyección, yconos aluviales en las bocas de los cañadones quedesembocan en el valle del río, los que en ocasionessuelen estar disectados como se advierten en loscañadones de Los Loros, Santa Máxima y Bagual.

La margen oriental del valle del río Chubut, ensu tramo austral, corresponde a una escarpa de fa-lla, vinculada al levantamiento de la sierra dePichiñanes la que puede ser definida morfológica ylocalmente como un paisaje tectónico, en vista de laposibilidad del reconocimiento de su paisaje inicial,derivado de una incidencia tectónica. Compone unelongado bloque norte-sur, el que por basculamientomuestra una marcada asimetría este-oeste con unapendiente occidental muy abrupta, expresión de laescarpa de falla aludida y otra oriental más tendidao pendiente de inclinación del bloque. En su paisajese reconoce una antigua superficie de erosión(peneplanicie), desarrollada sobre basaltos y calizasde la Formación Cañadón Asfalto y en menor pro-porción sobre vulcanitas de la Formación LoncoTrapial. Su regular superficie trunca rocas de resis-tencia variada tanto litológica como estructuralmenteya que está caracterizada por fallas y pliegues. Lospliegues son de pequeña escala y con ejes de rumboNO-SE, fracturados por una serie de fallas de des-plazamiento de rumbo E-O y NO-SE, en generallevógiras. La peneplanicie además de caracterizar-se por su regular relieve, se halla en un período deexhumación a consecuencia de su ascenso durantetiempos post cretácicos. Una delgada y continuacubierta cretácica (Grupo Chubut, Formación LosAdobes) la cubre en la porción norte de lapeneplanicie y en tanto que aislados remanentes deella aparecen más al sur, sobre vulcanitas jurásicas.Su edad se puede estimar como pre-cretácica yaque su superficie bisela rocas del Jurásico superior

Hacia el oeste del río Chubut la morfología esde cuencas y cordones meridionales, observándosesucesivamente hacia el oeste los cordones de

Paso de Indios 47

Cutancunué - Lonco Trapial - Cerro Negro, sierrade Colán Conhué y sierra de Languiñeo - Quichauralos que están separados por las cuencas de dos La-gunas, Epulef y Mallín Blanco. Al norte de la sierrade Colán Conhué se halla la cuenca de Laguna Blan-ca. En general estas cuencas son endorreicas, tal elcaso de la cuenca de Dos Lagunas la que presentados salinas que en épocas de lluvia se inundan for-mando lagunas estacionales. La cuenca de Epulefestá conectada al valle del Mallín Blanco el que re-cibe también, como principales afluentes, al cañadónPelado por el oeste y al Lonco Trapial por el este. Elvalle de Mallín Blanco tiene una orientación NS ypor él y sus afluentes circulan arroyos efímeros, ex-tendiéndose entre Colán Conhué y la Laguna deAgnia siendo esta última el resumidero de la cuencaendorreica de Pampa de Agnia, situada al sur de laHoja, al oeste de la sierras de Agnia y del CerroNegro. Esta laguna se caracteriza por tener suelossalinos en el sector occidental y cordones psefíticosal este, relacionados con las variaciones del nivel deagua de la misma, debido a los cambios climáticosacontecidos desde el Pleistoceno.

La sierra de Cutancunué es una amplia mesetabasáltica, con una superficie irregular y escarpada,afectada por procesos de remoción en masa, del tipoasentamiento, principalmente en el flanco oriental.Hacia el sur, este cordón recibe sucesivamente losnombres de sierra de Lonco Trapial hasta el límitesur de la Hoja, y a partir de allí el nombre de sierradel Cerro Negro. Todo este conjunto serrano se hadesarrollado a partir de bloques fallados e inclinadosque poseen un perfil transversal asimétrico, siendosu flanco occidental escarpado, posiblemente unaescarpa de línea de falla, y el oriental más tendido.El núcleo principal de este conjunto está constituidopor vulcanitas jurásicas, con una coberturasedimentaria cretácica que posee una disposiciónhomoclinal con inclinación hacia el este - sudeste.Hacia el sur pasa a dominar el fallamiento y plega-miento, en donde la erosión diferencial de las capasfuertes y débiles impuso una topografía compleja decrestas sinclinales y anticlinales falladas. El diseñode la red de drenaje es subdendrítico cuando escu-rre sobre rocas volcánicas y sedimentariaspreterciarias, pasando a subparalelo cuando pasanal piedemonte. En el primero de los casos los vallesson sinuosos con un perfil transversal en V, mientrasque en el segundo los valles son más abiertos. Alnaciente y poniente de este cordón serrano hay am-plias y tendidas bajadas por antiguos depósitos depiedemonte, recortados por profundos cañadones

como El Bagual, La Primavera, de Los Loros, conpendiente hacia el este y los de la Escuela y LoncoTrapial hacia el oeste.

Al poniente del Mallín Blanco se observan ele-vaciones suaves con un diseño de drenaje dendrítico,con cañadones que poseen un perfil transversal enV, si las rocas son vulcanitas y algo más abiertos,tendidos y con resaltos si se trata de sedimentitasestratificadas y más suaves cuando se trata de sedi-mentos actuales.

En aquellas sectores donde afloran sedimentitasdel Grupo Tepuel, como en la cuesta del Paisano oen el norte de la sierra de Languiñeo, los bancos degranometría mayor y más resistentes a la erosiónforman pequeñas bardas y superficies planas incli-nadas que a veces protegen a pelitas menos compe-tentes, formando pequeñas mesas o crestas.

Al nordeste del cañadón Pelado se reconocenmesetas basálticas como la Negra, la Chata y elcerro Boina. También se observan al norte de laruta provincial 19 entre El Molle y La Cautiva, enPocitos de Quichaura y al sur de Cajón de GinebraChico donde está la meseta Catreleo. En generalestas mesetas poseen asentamientos adosados o alpie de las bardas basálticas, debido a que los man-tos basálticos se apoyan sobre sedimentitas muydeleznables pertenecientes al Grupo Sarmiento o ala Formación Lefipán principalmente. Un rasgo quese destaca por su magnitud es la meseta de TresPicos Prieto, que cubre el sector sudoccidental dela Hoja, alcanzando una altura de 1490 m, caracte-rizada por sus bordes altos, abruptos y su ásperorelieve.

En el área de cañadón Pelado se observa unaparticular forma que se interpreta como un antiguodomo o cono volcánico, donde se impuso un drenajede diseño distributario. En su parte central deprimi-da posee una morfología que podría ser interpretadacomo una caldera, en la que se ven tapones o pito-nes volcánicos producto de la solidificación de lavasde alta viscosidad en los conductos de salida, los queluego por posteriores efusiones basálticas menos vis-cosas quedaron rodeadas formando en algunos ca-sos ventanas lávicas.

En aquellos sectores donde afloran basaltosholocenos, sus coladas en general presentan un for-ma linguoide, aspecto fluido, de escaso espesor, su-perficie muy rugosa y áspera, ahogando el relievepreexistente. En algunos casos forma ventanaslávicas, como en el caso de la colada que se extien-de al suroeste de Pampa de Agnia, entre la ruta 19 yel cerro bayo de Epul.


En el sector sudoccidental, en la zona de Quichaura,y al oeste de Paso de Indios son comunes las bajos consuelos salinos, con superficies planas, donde la deflaciónes uno de los procesos dominantes.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

El registro geológico más antiguo de la comarcacorresponde a una cubierta sedimentaria que luegofue metamorfizada y deformada por la intrusión de unmagma granítico durante el Paleozoico temprano.

Posteriormente, tal vez como consecuencia delos movimientos del Ciclo Famatiniano, la comarcafue ascendida implantándose un ciclo erosivo queexhuma el basamento. Sobre esta superficie de ero-sión se depositaron sedimentitas clásticas a finalesdel Paleozoico, rellenando paulatinamente una grancuenca de sumersión, en donde secuencias mari-nas muestran una evolución hacia lacontinentalización. Asimismo, la presencia declastos caídos y estriados evidencian una influen-cia indirecta de la glaciación gondwánica en lasedimentación del Grupo Tepuel.

La intrusión de granitos de edad carbonífera in-mediatamente al norte de la Hoja, estaría vinculadaa los movimientos correspondientes a la FaseHuárpica del ciclo eruptivo Gondwánico, que marcael comienzo del desmembramiento del Gondwana,en el que el emplazamiento de los cuerpos habríaestado controlado por zonas de transtensión vincu-ladas la trancurrencia del lineamiento Gastre.

A partir del Triásico superior - Jurásico inferiorcomenzó un adelgazamiento de la corteza litosférica,cuyo relleno sedimentario se dispone en discordan-cia sobre el basamento ígneo metamórfico dandolugar a la sedimentación, a comienzos de Liásico, enun medio marino de transición-deltaico, de la For-mación Puntudo Alto. Posteriormente hay eviden-cias de reactivación del área de aporte, acompaña-do posiblemente por una intensa actividad volcánicaregistrada por la Formación El Córdoba, y un indiciode la reanudación de la sedimentación de la cuencaen condiciones de baja profundidad que da lugar a laFormación Osta Arena. Paralelamente se produjola intrusión de cuerpos básicos de naturaleza alcalinacorrespondientes a la Formación Cresta de los Bos-ques, que intruyen a las sedimentitas carboníferas yliásicas.

Hacia el Jurásico medio comenzó un importan-te ciclo efusivo (Formación Lonco Trapial) que po-dría estar relacionado con el inicio de la convergen-cia del borde occidental de la placa Sudamericana

desde el Paleozoico inferior. Luego de la efusión deestas vulcanitas jurásicas se desarrollaron, en unambiente transtensional, cuencas del tipo pull-apartgenerándose las condiciones para el relleno de lasmismas con los sedimentos de la Formación CañadónAsfalto, en un ambiente de sedimentación lacustre,de clima templado, semiárido, de relativa profundi-dad con períodos de exposición subaérea con desa-rrollo de plataformas y formación de nivelespisolíticos, a partir de la progradación de la zona cos-tera. El sistema lacustre recibió aportes fluviales dediferente energía vinculados con la evolucióntectónica de la cuenca, acompañados por episodiosvolcánicos (tobas y lavas) ubicados en diferentestramos de la unidad.

Con el advenimiento de la Fase Araucánica enel Kimmeridgiano, nuevos esfuerzos tensionales pro-dujeron la fracturación, reactivación y nuevasubsidencia del basamento, reactivando la estructu-ra en hemigrabenes que regularon la depositacióndel Grupo Chubut (formaciones Los Adobes y Ce-rro Barcino) durante el Cretácico en un ambientecontinental, fluvial de alta energía, retrogradante confacies de desbordamiento y gran aporte de materialpiroclástico, con evidencias de paleosuelos. Parale-lamente se generó un evento volcánico efusivo lávicorepresentado por la Formación Don Juan, vinculadoa los movimientos Patagonídicos.

Durante el Cretácico superior los movimientosintersenonianos son los responsables de la discor-dancia existente entre el Grupo Chubut continentaly la Formación Paso del Sapo, de carácter continen-tal y costero. A partir de este último evento se regis-tra una subsidencia de la comarca, posiblementedebida a los movimientos de la fase póstuma del Ci-clo Patagónidico, que provoca una ingresión marinaque culmina en el Maastritchiano, representada porla Formación Lefipán la que yace concordantementesobre las sedimentitas de la Formación Paso del Sapo.A fines del Cretácico sucede un evento magmáticode importancia evidenciado por la potente acumula-ción de lavas y piroclastitas de la Formación TresPicos Prieto y por la intrusión de los granitos de laFormación Aleusco.

A partir del Paleoceno superior, como consecuen-cia de la prefase Incaica del Ciclo Ándico, se inició unnuevo período de convergencia más activa entre lasplacas de Nazca y Sudamericana que se tradujo en unintenso vulcanismo calcoalcalino de arco asociado a lasubducción (Formación La Cautiva), de la que se des-prendieron grandes volúmenes de piroclastitas que sedispersaron regionalmente rellenando un relieve pre-

Paso de Indios 49

vio, simultáneamente se emplazaron gabroscalcoalcalinos de la Formación El Buitre, generados agran profundidad, fuera del arco magmático.

En el Oligoceno superior, esfuerzos traccionalesfueron los causantes de una importante actividadbasáltica (Formación La Vasconia), de series volcá-nicas alcalinas (Formación Mesa Chata) y de la in-trusión del Complejo Ígneo de la Tapera de Burgos.

Durante la primera Fase Pehuénchica del CicloÁndico, en el Oligoceno superior-Mioceno basal,sobrevienieron intensos esfuerzos compresivos quesobreimpusieron, sobre las estructuras tensionalesprevias, corrimientos y plegamientos, producto de elloson los importantes depósitos de pie de monte repre-sentados por la Formación Cañadón Pelado. Segui-damente, en el lapso Mioceno inferior a medio, la co-marca estuvo sometida a esfuerzos tensionales quefavorecieron la fracturación profunda y la efusión delavas basálticas alcalinas (Formación El Mirador). Conla Fase Quéchuica del Ciclo Ándico (Plio-pleistoceno)se instauró un nuevo ciclo tectomagmático que se tra-dujo en las efusiones de los basaltos de la FormaciónEpulef y se produjeron acomodamientos de bloquesdel basamento, con la reactivación de antiguas fallasque son las que controlarían luego el emplazamientodel valle del río Chubut. Comenzaron a depositarselos sedimentos que darían origen a los depósitos delprimer nivel debido a un ascenso general de la co-marca, acentuando las depresiones longitudinalespreexistentes en la que se depositarán luego los depó-sitos más recientes.

Los movimientos del Cuaternario (IV movimien-to del Ciclo Ándico) son los responsables de los de-pósitos del segundo nivel, de las efusiones basálticasholocenas, y del desarrollo de los cordones psefíticosde la laguna de Agnia, continuando recientementecon la acumulación de depósitos salinos, deasentamientos, aluviales y coluviales.

6. RECURSOS MINERALES

La actividad minera actual de la región es muyescasa y se caracteriza por explotacionesartesanales, con extracción de pequeñas cantidadesde rocas, que se utilizan para construir viviendas,pisos o revestimientos.

En coincidencia aproximada con la SegundaGuerra Mundial, se efectuaron exploraciones e in-tentos de explotación en sistemas vetiformespolimetálicos (Pb-Zn-Cu±Ag±Au), localizados en lassierras de Lonco Trapial y en el borde oriental delrío Chubut.

En la década del 70 y motivado por el desarrollonuclear argentino se efectuó una intensa exploraciónpor minerales de uranio y se explotó el yacimientouranífero Cerro Cóndor. Durante los últimos años sedescubrieron yacimientos de baritina en el flanco oc-cidental de la sierra de Los Pichiñanes, que son losúnicos en explotación industrial en la actualidad.

En cuanto a la distribución de manifestaciones yyacimientos, se destaca la concentración de los mi-nerales metalíferos sobre la mitad oriental de la Hoja,mientras que en el sector occidental sólo se locali-zan pequeñas manifestaciones cuarzosas, zonas desilicificación, canteras de piedra laja y una salina deescasa dimensión.

6.1. DEPÓSITOS DE MINERALESMETALÍFEROS

Cobre

Cateo Olte (Atalaya)

Esta manifestación está situada en el extremonorte del faldeo oriental de la sierra de Lonco Trapial,a donde se accede siguiendo una huella vecinal quesale desde el paraje Cerro Cóndor.

Es una pequeña estructura vetiforme dispuestaen sentido general este-oeste, que se emplaza enuna falla de rumbo en rocas volcaniclásticasmesosilícicas jurásicas. Posee una corrida de 130metros, su posición es vertical y las potencias osci-lan entre 0,05 y 0,15 metros. En los destapes se ob-serva cuprita, malaquita, azurita, crisocola, hematitay limonitas, rodeando a núcleos de calcosina ycovellina, originados probablemente como reempla-zo de calcopirita primaria. Al microscopio se hanidentificado cobre y plata nativos (Dawson, 1967), yla roca hospedante tiene alteración arcillosa débil,restringida al borde de la veta.

Oro y plata

En este apartado se incluyen manifestacionesvetiformes cuarzosas que poseen registros anóma-los de oro - plata y pequeñas concentraciones desulfuros de metales base.

Distrito Cajón de Ginebra

Se reúne bajo esta denominación a un conjuntode pequeñas manifestaciones vetiformes y áreas dealteración localizadas en la zona centro sur de la Hoja,


cuya mineralogía es esencialmente cuarzo con ano-malías geoquímicas de metales nobles. El conjuntoreúne a las manifestaciones Cajón de Ginebra (ce-rro Trompo), Catreleo y al área de alteración ubica-da en los alrededores de la estancia Meschio, en elflanco occidental de la sierra del Cerro Negro.

Cajón de Ginebra (Cerro Trompo)

Esta mineralización se ubica en el extremo aus-tral de la sierra de Lonco Trapial y se accede a ellasiguiendo una huella vecinal que sale desde la rutanacional 25, frente a la estancia Cajón de GinebraGrande.

Está integrada por un grupo de estructurasvetiformes localizadas en el extremo suroriental dela sierra de Agnia, que se asocian con una reducidazona de alteración hidrotermal.

Las vetas se alojan en una secuencia bienestratificada de flujos piroclásticos de tonalidad roji-za, que muestra variaciones granulométricas entrebrecha-conglomerado volcánico y toba fina. En ge-neral, la composición de los clastos y matriz esandesítica a basandesítica, aunque localmente incor-pora clastos de granitoides. Esta unidad ha sido de-signada por Nullo (1983) como Miembro Cajón deGinebra, en facies conglomerádica y arenosa, de laFormación Lonco Tapial.

Márquez (1995) identificó tres sectores princi-pales: a) formado por varias vetas, con una corridamáxima individual de 850 m, potencias promediopróximas a 1 m que alcanzan máximos de 5 m, rum-bo general norte 40º a 65º oeste y posiciónsubvertical. Son rellenos de fisuras con intenso re-emplazo de la roca encajante lo que dificulta la se-paración entre la veta y la roca alterada. Están inte-gradas por cuarzo microcristalino blanco con esca-sos sulfuros (pirita), y menor participación de fluorita,adularia, ceolita y calcita; b) ubicado 1 km al sur delanterior, con similares características pero de me-nor magnitud, y c) situado a 2,5 km al norte del pri-mer sector, donde aflora una veta de 200 m de corri-da discontinua, con rumbo, inclinación y potenciasimilares al resto de las vetas, pero con mayor abun-dancia de pirita, pequeñas geodas y drusas con cris-tales euhedrales de cuarzo y agregados fibrosos atabulares semejantes a seudomorfos silíceos de cal-cita. El sector c) se asocia con alteración arcillosadispuesta como delgadas franjas paralelas a las ve-tas; algo más al norte, en un cruce de estructuras, selocaliza una zona de alteración hidrotermal arcillosade 400 m2 de superficie con escasa pirita.

El resultado del muestreo litoquímico indica anoma-lías bajas de Au (máximo 50 ppb) y Ag (máximo 3 ppm)y valores puntuales elevados de Pb-Zn-Cu. El control delas vetas es netamente estructural y en algunas puedenobservarse lazos sigmoides, lo que sugiere importantescomponentes de rumbo en el movimiento de las fallas.No se han reconocido cuerpos intrusivos en el entorno.

Catreleo

La manifestación está localizada en el flancooccidental de la sierra del Cerro Negro, en la que-brada El Córdoba y se llega a ella utilizando una huellavecinal que se aparta de la ruta nacional 25, frente ala estancia Cajón de Ginebra Chico. Muestra un gru-po de pequeñas vetas y guías controladas por fallasde rumbo nornoroeste y las rocas encajantes son losgranitos de la Formación Catreleo, las sedimentitasdel Grupo Tepuel y los fanglomerados de la Forma-ción El Córdoba.

Las vetas son de escasa corrida (menor a 100metros) y de potencias inferiores a 1 m, poseen unamineralogía compuesta por cuarzo microcristalino,adularia y menor proporción de fluorita y calcita. Enocasiones aparecen vetas constituidas exclusivamen-te por calcita alojadas en los fanglomerados.

La similitud de las características mineralógicasy de emplazamiento de estas manifestaciones conlas de Cajón de Ginebra, permite plantear la posibili-dad de un comportamiento geoquímico semejante,con bajas anomalías de Au y Ag.

Hacia el sur de la sierra las estructurassilicificadas aparecen en forma discontinua, dispues-tas como vetas y guías delgadas, como puede ob-servarse en los alrededores de la estancia Meschio,ubicada a 10 km al sur de la manifestación Catreleo.

Pocitos de Quichaura

La manifestación muestra un conjunto de estruc-turas vetiformes alojadas en rocas sedimentariaspertenecientes al Grupo Tepuel del Neopaleozoico,que se localizan a 1000 m al sur de la ruta provincial62, frente al paraje Pocitos de Quichaura. En el en-torno de las vetas, las areniscas y pelitas original-mente grises, están parcialmente afectadas por pro-cesos de alteración hidrotermal silícea, que cambiael color de las rocas a tonalidades rojizas.

Las vetas se distribuyen sobre una superficieaproximada de 2 km2 ; las de mayor potencia -entre3 y 5 m - tienen rumbo este-oeste, norte 60° este ynorte 75° oeste, inclinación vertical a subvertical y

Paso de Indios 51

corridas individuales que superan los 500 metros. Lasvetas menores yacen en forma subparalela y se adel-gazan rápidamente.

Tienen cuarzo microcristalino blanco con abun-dantes y pequeñas geodas rellenas con cristales decuarzo y no se observan limonitas. En las estructu-ras más delgadas se reconocen boxworks de piritay se identifican escasos cristales de galena y blenda,además de oxidados de cobre. No se conoce la res-puesta geoquímica de estas estructuras (Márquez yParisi, 1996).

Plomo - Cinc - Cobre- Plata - Oro

Distrito Cañadón Bagual

Incluye cuatro depósitos mayores localizadosen el sector oriental de la sierra de Lonco Trapial,a los que se accede siguiendo una huella vecinaldesde el paraje Cerro Cóndor, que se denominanCañadón Bagual, Cerro Risquero, Stella Maris(Calafate) y Del Mallín. Un quinto depósito deno-minado Santa Máxima, se ubica unos 30 km alnordeste en proximidades del río Chubut, al quese llega por medio de una huella vecinal que atra-viesa la sierra de Pichiñanes desde el este y quesale de la estancia Los Mimbres en la Hoja LosAltares.

Poseen características comunes tales como: a)formar sistemas vetiformes de diversas corridas ypotencias, con un claro control estructural; b) tienenuna composición mineralógica integrada por sulfurosdiversos, con dominio de galena, esfalerita,pirita±calcopirita y ±Ag±Au en gangas baritínicas ycuarzosas; c) se alojan en rocas volcánicasandesíticas jurásicas de la Formación Lonco Trapialy d) se asocian con escasos fenómenos de altera-ción hidrotermal y anomalías de color menores.

En estos depósitos sólo se han desarrollado acti-vidades de exploración, con extracción y transportede escasos volúmenes para su análisis o eventualesintentos de comercialización y en ninguno de ellosexisten vestigios de planta de beneficio.

Cañadón Bagual

Este sistema vetiforme es el mayor depósito deldistrito y se emplaza en rocas volcaniclásticasmesosilícicas jurásicas (Formación Lonco Trapial)atravesadas por diques supuestamente comagmáticos.Consiste en varias vetas subparalelas con rumbo ge-neral noroeste 45º, que se extienden con algunos cam-

bios e interrupciones a lo largo de 1150 m con inclina-ciones variables hacia el suroeste (60º).

Posee el mayor laboreo del área y en su sectorcentral hay tres cortavetas superpuestos, separadospor desniveles de 20 m a 35 m, con galerías sobreveta de hasta 100 m de largo. Se pueden observarvetas con potencias entre 2 y 2,50 m, con valoresmáximos en zona brechada de 17 metros.

En estudios calcográficos, Saulnier (1975) reco-noció: pirita, pirrotina, galena, esfalerita, tetraedrita,tenantita, calcopirita, oro nativo, hematita, ceolitas,adularia, cuarzo y baritina, acompañados por sus pro-ductos de oxidación. La textura dominante esbrechosa, pero también hay cocardas, geodas y sec-tores crustificados. Identificó asimismo tres pulsosmineralizantes: el primero con sulfuros y cuarzo, elsegundo con sulfuros, cuarzo, baritina y calcita y elúltimo compuesto por ceolitas y adularia. Destacó laalteración propilítica por su gran extensión e identifi-ca alteración arcillosa y sericítica (?) en sectoresreducidos.

Se han determinado valores de oro de hasta 10ppm y frecuentes registros de plata del orden de20 ppm, el contenido de plomo llega a valores me-dios del orden de 3%, mientras que el cinc alcanza2% y el cobre siempre es menor a 1%. Los efec-tos de la oxidación y lixiviación son notables, conaparición de abundantes boxworks, minerales se-cundarios en superficie, e incrementos en profun-didad de los contenidos de los elementos lixiviados(Pb-Zn-Cu).

Cerro Risquero

Está ubicado a unos 2 km al norte de CañadónBagual y está compuesto por varias vetas, que pa-recen ser continuación de las vetas de CañadónBagual o disponerse en forma paralela. En total sehan localizado cinco vetas principales, con rumbonorte 60º oeste, tienen importantes inclinaciones alsur, corridas del orden de los 200 m y potencias va-riables con valores medios próximos a 1,5 m y máxi-mos que llegan a 5 metros (Riveros, 1991).

El contexto geológico es similar al de los depósi-tos Cañadón Bagual y Stella Maris, muestran un con-trol estructural dominante y se observan brechashidrotermales y texturas bandeadas y en cocarda.Se determinó cuarzo cristalino y microcristalino, es-casa pirita y calcopirita, al igual que baritina y calci-ta. Aparecen minerales oxidados en superficie ydébiles franjas de alteración arcillosa apareadas conlas vetas.


Los análisis químicos muestran la presencia decontenidos anómalos de Au-Ag-Cu, con registros me-nores de Pb y Zn. Los valores máximos de Au llegan a30 partes por millón (Riveros, 1991). Posee laboreosmenores con destapes, trincheras y algunos sondeos.

Stella Maris (Calafate)

Se encuentra a 3 km al sur-suroeste del yaci-miento Cañadón Bagual y consiste en un grupo deestructuras vetiformes alojadas en un pequeñointrusivo y en las rocas volcaniclásticas que lo ro-dean. El cuerpo principal es un pórfiro gabroico, mien-tras que los otros intrusivos menores y lasvolcaniclastitas asociadas poseen una composiciónandesítica a basandesítica y constituyen un conjuntode rocas parcialmente coetáneas y cogenéticas.

Las ocho vetas aflorantes tienen un arrumba-miento general noroeste-sureste; algunas presentanfuerte inclinación hacia el suroeste y muestran co-rridas máximas discontinuas del orden de 100 m y1,5 m como potencia máxima puntual.

La identificación mineralógica realizada porUrbina (1992) establece la presencia de: esfalerita,galena, pirita, pirrotina, calcopirita, tetraedrita y mar-casita, en ganga de baritina, cuarzo y calcita. El es-tado de lixiviación de los sulfuros es avanzado; ensuperficie pueden observarse con frecuenciaboxworks de esfalerita y galena con limonitas es-casas o ausentes y otros minerales secundarios comosmithsonita y anglesita.

Se reconocen varios pulsos de formación deminerales: el primero compuesto por cuarzo ysulfuros, el segundo con abundantes cristaleseuhedros de baritina, galena y esfalerita y el últimocon dominio de calcita. En general los pulsos estánbien diferenciados, con algunos sectores brechososy diques de rodados de pequeñas dimensiones. Losprocesos de alteración relacionados no provocananomalías de color destacadas y se reconoce alte-ración arcillosa, silícea, carbonática y propilítica, estaúltima de distribución más regional (Márquez, 1987).

Rossi (1964) efectuó un muestreo selectivo dealgunas de las vetas, que arrojó los siguientes resul-tados máximos: Pb 67 %, Zn 12 %, Ag 384 ppm y Bi2,7 %. Estos valores deben considerarse sólo indi-cativos de los elementos presentes, ya que corres-ponden a muestras puntuales no representativas dela totalidad del depósito. Como posee idénticas ca-racterísticas mineralógicas y de contexto geológicoque Cañadón Bagual, esto permite esperar conteni-dos auríferos en la mineralización.

Unos 1200 m hacia el este del depósito Stella Maris,siguendo aguas abajo el cauce del arroyo, aflora unaveta denominada del Mallín; tiene unos 100 m de corridaestimada de acuerdo con el laboreo y una potencia entre0,60 m y 1 metro. El rumbo de la estructura es norte 56ºoeste y la posición subvertical; está alojada cortando lasecuencia volcaniclástica, que en el sector presentaarrumbamiento norte sur y suave inclinación al este.

En ella se reconocen dos pulsos de minera-lización con la misma distribución y composiciónmineralógica que en el depósito Stella Maris (gale-na, blenda, pirita, calcopirita, baritina y cuarzo). Elfactor de control de la mineralización es estructuraly sobre el plano de falla que aloja a la veta se desta-can abundantes estrías subhorizontales.

La alteración hidrotermal vinculada a la veta estárestringida a su borde inmediato y se manifiesta comouna coloración amarillenta y blanquecina(¿caolinización?), aunque existen en el entorno otrossectores menores con alteración lineal pero sinmineralización asociada.

Posee una trinchera a lo largo de la veta de unos2 m de profundidad promedio y en la parte centralun pique cuya profundidad se desconoce.

Santa Máxima

Es un sistema vetiforme localizado sobre el bordeoriental de un centro volcánico jurásico, que está inte-grado por lavas, piroclastitas y diques mesosilícicos quehospedan la mineralización. Tanto las rocas volcánicascomo las mineralizaciones están cubiertasdiscordantemente por las sedimentitas de la sección su-perior de la Formación Cañadón Asfalto (Márquez etal., 1988).

El depósito está compuesto por una veta principaly algunas menores subparalelas, distribuidas en formadiscontinua a lo largo de 1000 a 1300 m con rumbonorte 50º oeste. En general las potencias son inferioresa un metro; destaca el carácter brechado de la veta yel desarrollo de texturas en cocarda. Localmente seobservan jogs dilatacionales, donde la veta alcanza los3 m de ancho, que definen un carácter dextrógiro parala falla de rumbo que controla el emplazamiento.

Se identifican galena, esfalerita, hematita,calcopirita y covellina en ganga de cuarzo con escasabaritina y calcita (Toubes y Spikerman, 1969) distri-buidos en varios pulsos mineralizantes. El primero,localizado en el borde de las vetas, tiene escasossulfuros y cuarzo, mientras que el pulso posterior re-llena la brecha que incluye fragmentos demineralización y presenta mayor abundancia de

Paso de Indios 53

sulfuros con escasa baritina. Las vetas registran con-tenidos anómalos aunque bajos de Au y Ag y se aso-cian a leve silicificación y carbonatización en las in-mediaciones de las estructuras.

Dos mil metros hacia el oeste y sobre la mar-gen derecha del río Chubut, aflora un área de alte-ración que recibe la denominación de Río ChubutMedio (Márquez, 1993). La manifestación estaríavinculada con la mineralización de Santa Máxima,ya que su ubicación coincide con el rumbo de algu-nos de los intrusivos diqueformes que afloran enese depósito.

Cubre una superficie aproximada de 800 m por200 m, en donde la roca volcaniclástica original hasido transformada en un agregado blanquecino pococoherente, cruzado por venillas en stockwork deyeso que en forma local constituyen vetas de 0,10m de potencia. Los feldespatos magmáticos estánreemplazados por arcillas y por sectores hay débilalteración silícea acompañada por pirita disemina-da (Márquez, 1993).

Área de alteración Colán Conhué

Unos 10 km al NNE de la localidad de ColánConhué y en proximidades de la huella que une estalocalidad con Paso del Sapo, aparecen reducidasáreas de alteración silícea acompañadas por débilpiritización. Afectan a riolitas eoterciarias con abun-dantes filetes de flujo, pertenecientes a la Forma-ción La Cautiva.

Otras manifestaciones

Unos 14 km al sur-suroeste de la localidad deColán Conhué, Mateos y Ubaldón (1996) menciona-ron la existencia de antiguos laboreos, con presenciade galena y calcopirita en las escombreras; esta ma-nifestación se denominaría La Buena Piedra y las ro-cas hospedantes son sedimentitas del Grupo Tepuel.

Se incluyen aquí a numerosas vetas de calcitaque afloran en el curso superior del cañadón TresAmores o sobre la ruta provincial 12 cerca del puenteBerwyn, tienen potencias que alcanzan 1,20 m ycorridas de hasta 100 m, se alojan en las rocas de laFormación Lonco Trapial y no han sido identificadasen el mapa.

Uranio

El área de trabajo cubre el borde occidental delas cuencas cretácicas de la región, al este del río

Chubut, donde se localizan numerosas anomalíasuraníferas y el yacimiento Cerro Cóndor, ya agota-do. Se accede al mismo desde el este, por una huellavecinal que sale de la estancia Los Mimbres en laHoja Los Altares sobre la ruta provincial 40 y atra-viesa la sierra de Pichiñanes.

Cerro Cóndor

Este yacimiento se emplaza en la base de laFormación Los Adobes, que yace cubriendodiscordantemente a las rocas volcánicas de la For-mación Lonco Trapial. Los niveles basales sonpelitas, areniscas, conglomerados y limos que con-tienen restos orgánicos y constituyen un paquetesedimentario denominado Unidad A de la Forma-ción Los Adobes, en la terminología geológica lo-cal (Berizzo, 1971).

Los conglomerados, areniscas y limos son losportadores del mineral de mena y se identificancomo Nivel Principal y Nivel Secundario. Suslitologías y estructuras permiten establecer un ori-gen fluvial en facies anastomosada proximal paralas sedimentitas. Se identificaron los siguientes mi-nerales: uranofano, tyuyamunita, ranquilita, beta-uranofano, gastunita y cerianita; la mineralizaciónes epigenética y de tipo oxidado, vinculada gene-ralmente con los restos orgánicos o emplazada enespacios abiertos en las sedimentitas, en condicio-nes áridas con extrema evaporación. Lamineralización se dispone con diseño de lentes pa-ralelos al lecho fluvial y elongados siguiendo loscanales, tiene dimensiones muy irregulares -mor-fología ameboidal- con potencias entre 0,50 y 7 my largos entre 1 y 40 metros (Maloberti, 1989;Berizzo, 1976).

De acuerdo con la información de Gallucci(1980) la explotación del yacimiento se realizó acielo abierto y se extrajeron 57.340 t con una leyaproximada de 0,92 por mil de U3O5, y con un con-tenido fino de 53.007 kg de U3O5. Finalizada la ex-plotación la cantera fue cubierta en su totalidad conmaterial del entorno.

Otros sectores portadores de anomalíasuraníferas aparecen en la parte occidental de laCuenca Norte y son Gorro Frigio A y B. Para elprimero de ellos Maloberti (1989) indicó una asocia-ción con facies piroclásticas del Grupo Chubut. Zar-co (1983) destacó la presencia de minerales de ura-nio alojados en los diferentes niveles tobáceos o con-trolados por falla como producto de removilizaciónde los depósitos primarios.


6.2. DEPÓSITOS DE MINERALES INDUS-TRIALES

Baritina

Se describen aquí las mineralizaciones de bariti-na que afloran sobre el borde este de la Hoja y lascaracterísticas de una manifestación cuarzosa loca-lizada en el sector suroeste, a la que no se le atribu-ye potencialidad económica.

Distrito de la sierra de los Pichiñanes

Este distrito está compuesto por numerosas mani-festaciones portadoras de baritina, entre las que se des-tacan los yacimientos Piedra Blanca, La Remisa y ElMapuche, aunque sólo los dos últimos están ubicadasen la Hoja Paso de Indios. Se accede a ellas por unahuella minera que se aparta de la ruta provincial 40 enlas proximidades de la estancia La Madrugada.

El Mapuche

Es un sistema vetiforme que aflora en la partealta de la sierra de los Pichiñanes compuesto poruna veta principal de rumbo norte 50º oeste conuna corrida de 700 a 800 m y ramificaciones me-nores de rumbo norte 70º oeste. La posición de laveta es vertical a subvertical y sus potencias sonvariables, con valores promedio de 2 m y máximospuntuales de 4 metros.

La roca hospedante es la Formación CañadónAsfalto. La mineralogía de las vetas muestra bariti-na dominante, libre de sulfuros y óxidos, con escasaparticipación de calcita concentrada en los bordes.

Posee un laboreo con cortavetas, plano inclina-do y galerías sobre veta que alcanzan a 60 m pordebajo del nivel de la superficie, la extracción esmecanizada y se encuentra activa.

La Remisa

A unos 4 km al oeste de la anterior manifes-tación y en similar roca encajante, aflora una vetade baritina de rumbo norte 75º oeste, que tieneuna potencia variable entre 0,20 y 0,30 m e inclina60º al sur. Está formada por baritina cristalina finaa sacaroide con textura brechosa. La tectónicapost mineral ha triturado y mezclado parcialmen-te los minerales de la veta con la roca encajonante,lo que disminuye la potencialidad económica deldepósito.

En la misma sierra hacia el este pero fuera de laHoja, afloran otras vetas de baritina alojadas en ro-cas del basamento (mina Piedra Blanca) o en rocasvolcaniclásticas mesozoicas.

Cuarzo

Veta de estancia La Subida

Al borde de la ruta provincial 19, entre el paraje ElMolle y la localidad de José de San Martín, en las proxi-midades de la estancia La Subida, aflora una estructu-ra cuarzosa de unos 40 m de corrida, de diseño leve-mente curvado, con una potencia máxima de 2 metros.La roca encajante es un plutón de composición tonalíticaque se presenta muy alterado (¿meteorización?) en losbordes de la veta. No se conoce con precisión la edadde la roca, aunque tentativamente se lo asigna a unmagmatismo posterior al Jurásico.

El cuarzo que compone la veta es totalmentecristalino, de coloración blanca y está libre de óxidosy boxworks; estas características sugieren que setrata de un cuerpo de tipo pegmatoideo más que unaveta hidrotermal.

Sal (NaCl)

En el borde norte de la Hoja y en una depre-sión que constituye el final del sistema endorreicodenominado salina La Dulce, se identifican acu-mulaciones de delgadas costras salinas. Algo simi-lar ocurre al nordeste de la sierra de Colán Conhuédonde se localiza la salina denominada MarianoEpulef.

Piedra laja

Todas las extracciones de piedra laja se efec-túan de manera artesanal y para cubrir las necesi-dades locales. Se trabaja sobre rocas sedimentariasy piroclásticas redepositadas con delgados y marca-dos niveles de estratificación o fuerte diaclasamiento.

Las canteras ubicadas al suroeste de la locali-dad de Colán Conhué se denominan Laja Mohuana,La Laguna, La Mascota y San Carlos, y correspon-den a niveles de areniscas cuarcíticas grisáceas delGrupo Tepuel. Se accede a ellas a través de unahuella vecinal que se aparta de la ruta provincial 25un kilómetro al sur de la localidad mencionada.

Hacia el oeste, en los alrededores del parajePocitos de Quichaura y al norte de la ruta provincial62, se localizan numerosas canteras denominadas:

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Paso de Indios 57

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Allí se explotan areniscas cuarzosas de colora-ción blanca con tonalidades amarillentas, pocolitificadas, que integran las secuencias sedimentariasmarinas de la Formación Osta Arena. Sobre las mis-mas rocas se desarrolla la cantera ubicada al oestede la sierra del Cerro Negro, en las cercanías delcañadón del Menuco Negro.

6.3. COMBUSTIBLES SÓLIDOS

Petróleo y gas

Desde mediados de siglo se conoce la existen-cia de afloramientos de esquistos bituminosos y pe-queñas vetas (0,10 m) de asfaltita, en el contactoentre lutitas y lavas basálticas. Estas rocas integranla base de la Formación Cañadón Asfalto, asignadaal Jurásico superior, y afloran en el cañadón homó-nimo, sobre la margen derecha del río Chubut(Feruglio, 1949-1950).

En los últimos años YPF ha realizado intensostrabajos de exploración geológica (Fígari y Courtade,1993) y geofísica para delimitar y caracterizar laCuenca de Cañadón Asfalto. El objetivo es localizarnuevos yacimientos de hidrocarburos, lo que ha cul-minado con la ejecución de dos pozos de explora-ción, uno de ellos próximo al borde oriental de Hoja,

al este del río Chubut y norte de Cerro Cóndor y elrestante ubicado unos 10 km al nordeste de la loca-lidad de Paso de Indios, fuera del área de trabajo.En el primero se ha determinado petróleo en bajasconcentraciones, mientras que en el último no sedetectaron indicios de hidrocarburos.

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO

Dentro de la Hoja existen varios puntos que sedestacan por su valor científico, didáctico y turístico.

Cerro Gorro Frigio

Corresponde a un cuerpo subvolcánico de ba-salto calco-alcalino asignado a la Formación El Bui-tre de edad eocena, que intruye al Grupo Chubut y asedimentitas del Cretácico superior. Se destaca enforma notable en el terreno circundante, tiene unamarcada disyunción columnar y posee un alto valordidáctico y paisajístico.

Quebrada El Córdoba

Situada al sur de Cajón de Ginebra Chico, enla sierra de Agnia, tiene un alto interésestratigráfico y didáctico porque se despliega todala secuencia de sedimentitas liásicas, sedimentitascarboníferas, el granito Catreleo y las vulcanitasjurásicas de la Formación Lonco Trapial. Es im-portante también desde el punto de vista estruc-tural, pues a lo largo de ella pueden observarse elfallamiento inverso característico de este cordónserrano.


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Entregado: marzo de 1998Validado: agosto de 2004

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