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Tesis de Grado

Geología de las Sierras Baya y de LasGeología de las Sierras Baya y de LasVacas, provincia de Santa Cruz,Vacas, provincia de Santa Cruz,

ArgentinaArgentina

Ronda, Gonzalo

2015

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Ronda, Gonzalo. (2015). Geología de las Sierras Baya y de Las Vacas, provincia de Santa Cruz,Argentina. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires.https://hdl.handle.net/20.500.12110/seminario_nGEO001036_Ronda

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Ronda, Gonzalo. "Geología de las Sierras Baya y de Las Vacas, provincia de Santa Cruz,Argentina". Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. 2015.https://hdl.handle.net/20.500.12110/seminario_nGEO001036_Ronda

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Gonzalo Ronda Trabajo Final de Licenciatura 2015

FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES

UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES

Departamento de Ciencias Geológicas

GEOLOGÍA DE LAS SIERRAS BAYA Y DE LAS VACAS,

PROVINCIA DE SANTA CRUZ, ARGENTINA

Trabajo Final de Licenciatura

GONZALO RONDA

Directores: Dr. MATIAS GHIGLIONE y

Dr. MAXIMILIANO NAIPAUER

2015


Resumen

El objetivo del presente Trabajo Final de Licenciatura fue caracterizar la geología de las

sierras Baya y de las Vacas, las cuales comprenden el frente cordillerano de la provincia de Santa

Cruz a los 48° de latitud sur. Para cumplir con este objetivo se elaboraron un mapa geológico, una

sección estructural y se levantó un perfil estratigráfico.

La estratigrafía de la zona comprende un basamento paleozoico, compuesto por

metasedimentitas de bajo grado de la Formación Río Lácteo. Dichas rocas constituyen las

secuencias de prerift posteriormente afectadas en el Jurásico por deformación extensional.

Asociadas a la extensión jurásica se encuentran las volcanitas y depósitos volcaniclásticos jurásicos

del Complejo El Quemado, los cuales componen las secuencias de sinrift de la fase inicial de

subsidencia mecánica de la cuenca Austral. Continúan sedimentos cretácicos inferiores, marinos a

continentales, los cuales corresponden a depósitos de las fases de sag a antepaís de acuerdo con

el ciclo regresivo que registran, de las formaciones Río Mayer, Río Belgrano, Kachaike, y los

depósitos fluviales de la Formación Cardiel. El perfil estratigráfico incluye un intervalo marino a

continental característico y exclusivo del sector desde el techo de los depósitos marinos de la

Formación Río Mayer, atravesando los depósitos deltáicos de la Formación Río Belgrano, y

alcanzando la sección basal de los depósitos continentales de la Formación Kachaike.

Culmina la estratigrafía con depósitos cenozoicos asociados a la fase de antepaís de la

cuenca, entre los cuales se registra una transgresión oligo-miocena regional reconocida en toda la

Patagonia, y que en la localidad de estudio se conoce como Formación Centinela.

Se caracterizó la estructura de la zona y se proponen modelos de inversión tectónica para

explicarla. Se diferenció un dominio de basamento ubicado al oeste, donde afloran

metasedimentitas paleozoicas y volcanitas jurásicas, y uno de faja plegada y corrida, donde afloran

secuencias cretácicas a cenozoicas hacia el este. El límite entre ambos dominios se encuentra en la

sierra de las Vacas, a partir de la cual el basamento se profundiza y la deformación se evidencia en

unidades más jóvenes hacia el este.


Índice

Resumen .............................................................................................................................. i

Índice .................................................................................................................................. ii

Capítulo 1. Introducción ..................................................................................................... 1

1.1 Objetivos ................................................................................................................... 1

1.2 Ubicación geográfica ................................................................................................ 2

1.3 Metodología ............................................................................................................. 3

1.4 Antecedentes ........................................................................................................... 5

Capítulo 2. Marco geológico y geodinámico ...................................................................... 8

2.1 Marco geológico ....................................................................................................... 8

2.2 Marco geodinámico ................................................................................................ 12

Capítulo 3. Estratigrafía .................................................................................................... 15

3.1 Formación Río Lácteo ............................................................................................. 18

3.2 Complejo El Quemado ............................................................................................ 23

3.3 Formación Río Mayer ............................................................................................. 30

3.4 Formación Río Belgrano ......................................................................................... 40

3.5 Formación Kachaike ............................................................................................... 48

3.6 Formación Cardiel .................................................................................................. 58

3.7 Terciario indiferenciado ......................................................................................... 60

3.8 Formación Centinela .............................................................................................. 60

Capitulo 4. Estructura ....................................................................................................... 63

4.1 Marco Regional ....................................................................................................... 63

4.2 Estructura de la zona de estudio ............................................................................ 66

Capítulo 5. História geológica ........................................................................................... 76

Capítulo 6. Resultados y conclusiones ............................................................................. 78


Agradecimientos ............................................................................................................... 79

Bibliografía ........................................................................................................................ 80

Anexo ................................................................................................................................ 89


1

Capítulo 1. Introducción

El presente Trabajo Final de Licenciatura tiene como fin cumplir con los requisitos para

optar al título de Licenciado en Ciencias Geológicas de la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales

de la Universidad de Buenos Aires.

El estudio comprende parte del ámbito de las sierras Baya y de las Vacas (Fig. 1.1 y 1.2),

sobre el actual frente orogénico que marca el alcance de la deformación andina a la latitud de

estudio. Las labores de campo se desarrollaron durante el mes de Febrero del año 2014, e

incluyeron una recorrida geológica regional.

1.1 Objetivos

El objetivo general y principal fue el relevamiento geológico de la Sierra Baya, y zonas

aledañas, ubicada en el ámbito de la Cordillera Patagónica en la provincia de Santa Cruz. El estudio

involucró el relevamiento de la estratigrafía y la estructura del área con el fin de colaborar al

conocimiento geológico de base de la misma.

Un objetivo particular fue el estudio del intervalo Barremiano-Albiano, de características

muy particulares, en el que se desarrolla una cuenca de ambientes litorales a continentales

restringidos al segmento entre el lago Pueyrredón y los cerros Hatcher y Dos Cuernos (Fig. 1.1). La

Formación Río Belgrano caracteriza las secuencias basales de dicha cuenca (véase la Sección

Estratigrafía), y la región bajo estudio cuenta con una de sus secciones estratigráficas más

australes y marginales.

Otros objetivos específicos:

• Realización de un mapa geológico escala 1:80.000 representativo de la zona de estudio.

• Levantamiento de un perfil estratigráfico a escala 1:200, en el intervalo Barremiano-

Albiano. Incluye la descripción de fósiles, muestras de rocas y cortes petrográficos.

• Elaboración de una sección estructural y modelos cinemáticos que ilustren el estilo de

deformación y el frente orogénico a esta latitud.

Estos resultados se integraron en el presente manuscrito para describir el sector de

estudio y elaborar una historia geológica del mismo.


2

1.2 Ubicación geográfica

El área relevada se ubica en el centro-oeste de la provincia de Santa Cruz (Fig. 1.1), entre

48° 09’ 49’’ y 48° 23’ 00’’ S, y 72° 11’ 50’’ y 71° 51’ 49’’ O, a unos 15 km del límite con Chile (Fig.

1.1). En el sector sudoeste es atravesada por el río Mayer (Fig.1.2). Toponímicamente incluye a la

Sierra de las Vacas y la Sierra Baya. Se accede desde la ruta nacional 40, tomando la ruta provincial

35 unos 100 km al norte de la localidad de Gobernador Gregores. Tras 50 km por dicha ruta se

debe tomar la ruta provincial 81 hacia el oeste, alcanzando de esta manera los faldeos sur de las

contiguas sierras Baya y de las Vacas (Fig. 1.2).

Fig. 1.1: Ubicación de la zona de estudio a escala regional, detalle de los accesos a la misma. El

cuadro rojo representa la zona de estudio.


3

La zona se caracteriza por el desarrollo de actividades ganaderas, en particular la bovina,

incluyendo producción de carne y lana. Los asentamientos humanos corresponden a estancias

ganaderas avocadas a este propósito, las cuales dominan el acceso a los afloramientos y el tránsito

por la zona a partir de caminos no consolidados cercados por tranqueras. En cercanías del Río

Mayer se encuentra el paso fronterizo hacia Chile, guardado por el destacamento de gendarmería

denominado " El Bello", ubicado próximo al Puesto Pirámides (Fig. 1.2).

1.3 Metodología

El desarrollo del trabajo constó de tres etapas metodológicas: (1) etapa preliminar, (2)

toma de datos y trabajo de campo, y (3) análisis de datos en gabinete.

(1) La etapa preliminar incluyó:

• Planeamiento logístico a partir de la compilación cartográfica, se ubicaron accesos,

caminos existentes, establecimientos ganaderos, zonas propicias para el acampe, y zonas

de acceso a los afloramientos.

• Análisis de imágenes satelitales de detalle, determinaciones estructurales preliminares,

ubicación de puntos de interés.

• Recopilación y análisis de antecedentes bibliográficos sobre la geología general,

estratigrafía, estructura, y evolución tectónica de la zona de estudio.

(2) Las tareas de campo incluyeron la toma de datos estructurales para la confección del mapa

y sección estructural. A su vez, se levantó un perfil estratigráfico de detalle, donde se recolectaron

6 muestras para estudios petrográficos. Todas las observaciones, toma de muestras, y toma de

datos estructurales se encuentran respaldadas por datos GPS de ubicación.

(3) Por último se procedió al tratamiento de los datos obtenidos. Se construyó un perfil

estratigráfico, un mapa geológico y una sección estructural representativa del frente orogénico. La

elaboración del presente manuscrito forma parte de las tareas de análisis de datos.


4


5

1.4 Antecedentes

Las expedicion de la Universidad de Princeton a la Patagonia en 1897, dirigidas por John

Bell Hatche, fue la primera en alcanzar la cuenca del Río Mayer, denominada en honor a Edelmiro

Mayer, gobernador de Santa Cruz para ese entonces. Hatcher reconoció las areniscas portadoras

de ostras de la Formación Centinela, fuertemente inclinantes hacia el este de acuerdo a su

descripción, bautizando el paso a través del cual accedió a la denominada “Cuenca del Río Mayer”

como “Shell Gap”. A su vez definió los “Río Mayer Beds” (Hatcher, 1897) posteriormente

formalizados como Formación Río Mayer. Una síntesis de las expediciones naturalistas que

alcanzaron la provincia de Santa Cruz puede encontrarse en Rolleri y de Barrio (2002).

Durante la segunda mitad del siglo XX tiene lugar un importante desarrollo del

conocimiento sobre la cuenca Austral y la Cordillera Patagónica Austral asociado al interés

prospectivo en la Patagonia. Durante estos años se establece formalmente, y de manera

integrada, la estratigrafía de la cuenca Austral, a partir de trabajos como los de Feruglio (en Fossa

Mancini et al., 1938; 1949-1950), Thomas (1949), Riccardi (1971), Furque (1971), Nullo et al.

(1978) alcanzándose una síntesis integradora al respecto en Riccardi y Rolleri (1980). El interés

posterior apunta al reconocimiento de ciclos sedimentarios y relaciones espaciales entre las

formaciones descriptas previamente encontrándose una síntesis en Arbe (2002).

En la década de 1980, V.A. Ramos lleva adelante, por orden del ex-Servicio Geológico

Nacional, el mapeo geológico escala 1:200.000, y la descripción correspondiente, a las hojas Cerro

San Lorenzo y Monte Belgrano. Las hojas geológicas Lago Belgrano y Lago Posadas 1:250000

(Giacosa y Franchi, 2001) se basan parcialmente en dichos datos. Varios trabajos muestran los

conocimientos adquiridos a lo largo de una serie de campañas de verano a esta zona como ser

Aguirre Urreta y Ramos (1981), Ramos (1982, 1989), comunicaciones personales de V.A. Ramos, y

una serie de material inédito al que pudo acceder el autor del presente trabajo. En Ramos (1989)

figura el único mapa geológico publicado, a excepción de bosquejos geológicos regionales,

precedente al presente trabajo, que abarca la zona de estudio.

Con respecto a la paleontología de la cuenca Austral, colecciones como la de los hermanos

Ameghino (Ameghino, 1893) despertaron el interés del mundo paleontológico. Cabe mencionar

como antecedentes estrictos de la zona de estudio a Hatcher (1897, 1903); Stanton (1901) y

Ortmann (1902), en base a la colección de Hatcher, Blasco (1980a y 1980b) en los cuales hace

referencia a fósiles encontrados por Hatcher, y Aguirre-Urreta (1983, 1985). Han contribuido a la


6

síntesis del conocimiento general de la paleontología de la cuenca Austral trabajos como: Leanza

(1968, basado en la colección Feruglio; 1970), Aguirre Urreta (2002) y Riccardi (2002).

El relevamiento estructural de la Cordillera Patagónica Austral comienza, una vez

establecida la estratigrafía regional a mediados del siglo pasado a partir de trabajos e informes

internos inéditos, orientados a la prospección de carbón e hidrocarburos por parte de YCF y YPF

(Casas, 1957; Turic, 1967). Posteriormente son las tareas asociadas al mapeo 1:200.000 llevado

adelante por el ex Servicio Geológico Nacional los que producen los primeros mapas sistemáticos

incluyendo la geología estructural (Furque, 1971; Ramos, 1979, 1982; Nullo et al., 1978, 1981;

Proserpio, 1984). De acuerdo a la literatura, la Cordillera Patagónica Austral fue tradicionalmente

interpretada como una serie de fajas en las que se exponen rocas progresivamente más jóvenes

hacia el antepaís (Leanza, 1972). Los trabajos más modernos están orientados a la evolución de la

faja plegada y corrida, por ejemplo en función de estructuras extensivas jurásicas asociadas a la

apertura de la cuenca Austral. A través del modelado estructural, autores como Ghiglione et al.

(2009), y Likerman et al. (2013) han explicado las diferencias estructurales existentes a lo largo de

la faja plegada y corrida (FPyC). Kraemer (1994) reconoce diferencias geofísicas las cuales asigna a

estructuras del rift jurásico. Una síntesis integradora al respecto de la geología estructural general

de los Andes Patagónicos Australes puede encontrarse en Kraemer et al. (2002). El trabajo que

mayor detalle estructural alcanza de la zona de estudio es Ramos (1989).

La evolución geológica de la Patagonia fue objeto de reflexión ya por parte del Perito

Moreno en 1882 (Moreno, 1882). Pioneros fueron los trabajos de Keidel (1925) y Windhausen

(1931) sobre la evolución geológica de la Patagonia. Tras la definición de la estratigrafía, ciclos

sedimentarios, geología estructural, tiempos de deformación, tomó impulso la generación de

conocimiento al respecto de la evolución tectónica de la cuenca Austral. En la década de los 80,

con un paradigma de tectónica de placas ya bien establecido, ven la luz trabajos como Forsythe

(1982), Ramos (1984) sobre la aloctonía potencial de Patagonia, Cande y Leslie (1986) sobre la

tectónica cenozoica de la trinchera chilena, Biddle et al. (1986) sobre la evolución estratigráfica y

estructural de la cuenca de Magallanes (Austral). Trabajos posteriores, como Ramos y Kay (1992)

hablan de la estructuración andina vinculando el desarrollo de procesos asociados a ventanas

astenosféricas en la Cordillera Patagónica. Los trabajos más modernos tratan de arrojar luz sobre

la interacción de la subducción con otros procesos tectónicos en la estructuración. Haschke et al.

(2005) levantan uno de los primeros perfiles termocronológicos, a escasos kilómetros de la zona


7

de trabajo, asociando un incremento en la exhumación al desarrollo de una ventana astenosférica.

Autores como Fosdick et al. (2013) hablan de una aceleración del levantamiento asociado a la

evolución de la cuña crítica dado por la exposición de secuencias más lábiles, mientras que

Thomson et al. (2010) asignan al clima un rol importante en el levantamiento de la Cordillera

Patagónica.


8

Capítulo 2. Marco geológico y geodinámico

El presente capítulo tiene como fin brindar un marco geológico regional desde el cual

integrar la información específica asociada al desarrollo de este trabajo final de licenciatura. Se

encuentra subdividido en Marco Geológico, sobre las rocas aflorantes en la Cordillera Patagónica

Austral, y Marco Geodinámico que hace hincapié en los procesos tectónicos que tuvieron lugar en

la región.

2.1 Marco geológico

La zona de estudio se ubica en la provincia geológica de Cordillera Patagónica Austral

definida por Leanza (1972), por la característica sedimentación marina cretácica. De acuerdo a

esta definición inicial, esta provincia comprende la faja orogénica que se extiende desde el Lago

Fontana al norte, hasta el Monte Stokes al sur. Desde un punto de vista regional se encuentra

incluida dentro de la Cordillera Patagónica (Fig. 2.1 y 2.2), caracterizada por la existencia de un

batolito cretácico continuo, que se extiende entre los 39°S y los 56°S (Windhausen, 1931; Feruglio,

1949-1950). En base a criterios litológicos, estructurales y topográficos, la Cordillera Patagónica se

encuentra subdivida en tres segmentos: Norte, Central, y Austral (Fig. 2.1), diferenciados según su

historia geológica (Gansser, 1973; Ramos, 1989; Ramos y Ghiglione, 2008). De acuerdo a esta

subdivisión, el límite norte del segmento austral de la Cordillera Patagónica serían los 46°30’,

latitud dada por el punto triple de Aysén y la subducción de la dorsal de Chile (Figs. 2.1 y 2.2).

El basamento de la Cordillera Patagónica Austral está conformado por una secuencia de

metapelitas y metapsamitas, de bajo grado metamórfico y altamente deformadas

correspondientes a la Formaciones Río Lácteo y, a la no deformada, Formación Bahía La Lancha

(Fig. 2.2). Estas rocas han sido tradicionalmente interpretadas como secuencias turbidíticas

asociadas a un prisma de acreción pacífico (Forsythe y Mpodozis, 1983) devónico-carbonífero

(Hervé et al., 2008) con edad de metamorfismo que alcanza el Pérmico (Forsythe y Mpodozis,

1983; Giacosa y Marquez, 2002).


9

Fig. 2.1: Localización del Batolito Patagónico y la Cordillera Patagónica, junto a sus subdivisiones, según Ramos y Ghiglione, 2008.

Posteriormente pueden reconocerse secuencias asociadas a extensión durante el Jurásico,

a una fase de subsidencia térmica (sag) cretácico temprana y a una fase de cuenca de antepaís

(foreland) a partir del Cretácico tardío (Wilson, 1991).


10

Fig. 2.2: Mapa geológico regional del sector norte de la Cordillera Patagónica Austral.

Por encima del basamento prejurásico se encuentran potentes secuencias volcánicas y

volcaniclásticas ácidas del Jurásico medio a superior del Complejo El Quemado. Las rocas de esta

unidad se encuentran rellenando depocentros extensionales, que afectan al basamento

paleozoico, y presentan claras evidencias de génesis sinextensional (Kraemer, 1998; Ghiglione et

al., 2009). De acuerdo a Ramos (1989) el volcanismo jurásico en el ámbito de Cordillera Patagónica

Austral es de naturaleza mesosilícica a ácida, mientras que hacia el interior del Macizo del

Deseado (Fig. 2.3) es de naturaleza ácida debido a la lejanía de la zona de subducción jurásica.

Sruoga et al. (2010) describen un sistema de caldera vinculado a este volcanismo. Panza y Haller

(2002) vinculan el volcanismo jurásico del Complejo El Quemado al régimen subducción jurásico.

La extensión jurásica alcanza un atenuamiento cortical máximo en la cuenca de Rocas Verdes (Fig.

2.3) hacia el extremo suroeste del continente americano (Dalziel, 1981; Calderón et al., 2007). Esta


11

unidad y sus equivalentes marcan el inicio del registro litoestratigráfico de la cuenca Austral (Fig.

2.3), en su fase de subsidencia mecánica (Rossello et al., 2008).

Hacia el Tithoniano-Cretácico temprano tiene lugar un evento transgresivo regional

marcado por la progradación de la cuña clástica de la Formación Springhill, primeros depósitos

asociados a subsidencia termal en la cuenca Austral. Sus depósitos arenosos se asocian a facies

marino-litorales y de plataforma somera. En general los depósitos marinos cretácicos de la cuenca

tienden a ser más espesos y más antiguos hacia el sur (Riccardi, 2002).

Por encima de los depósitos marinos someros iniciales se encuentran las pelitas negras de

la Formación Río Mayer, las cuales representan un estadío de máxima inundación de la cuenca

(Arbe, 2002). Las mismas se asocian a ambientes marinos profundos. Hacia el Barremiano tardío se

inicia un ciclo regresivo marcado por la progradación de norte a sur de facies litorales y

continentales como las de las formaciones Río Belgrano y Río Tarde, cubiertos por tobas y

areniscas tobáceas de la Formación Kachaike. Entre los lagos Buenos Aires y San Martín (Fig. 2.2)

existe un marcado hiato de secuencias cretácico superiores (Ramos, 1989). Al sur del lago Viedma

se mantienen condiciones marinas durante el Cretácico tardío, registradas en miles de metros de

espesor de las formaciones Cerro Toro y Alta Vista.

Finalmente en el intervalo Oligo-Mioceno tuvo lugar una transgresión atlántica, registrada

bajo diversos nombres a lo largo del país, denominándose Formación Centinela en la Cordillera

Patagónica Austral (Furque y Camacho, 1972). Está representada por depósitos arenosos de

plataforma con abundante contenido fósil marino ampliamente estudiado (Ortmann, 1902;

Furque y Camacho 1972; Parras et al., 2008; Cuitiño y Scasso, 2010) y cubierto por los depósitos

sinorogénicos continentales de la Formación Santa Cruz.


12

Fig. 2.3: Principales unidades morfoestructurales de la Cordillera Patagónica Austral y cuenca Austral junto a sus espesores aproximados. FPC=Faja plegada y corrida, ZFMF=Zona de falla

Magallanes-Fagnano, CRV=cuenca de Rocas Verdes, TJ=punto triple de la dorsal de Chile, entre las placas Antártica, Nazca y América del Sur.

2.2 Marco geodinámico

De acuerdo a la geodinámica actual, la zona de trabajo se encuentra ubicada en la cuenca

Austral, que en su zona occidental fue alcanzada por la deformación andina dando lugar a la

estructuración de la Cordillera Patagónica Austral (Ramos et al., 1982; Biddle et al., 1986; Wilson,


13

1991; Fildani et al., 2003) donde se exponen secuencias sedimentarias de dicha cuenca (Fig. 2.3).

La Cordillera Patagónica Austral se considera actualmente una faja plegada y corrida dividida en

diversos dominios estructurales (Kraemer et al., 2002; Ghiglione et al., 2009).

La extensión jurásica se asocia a un regimen de extensión generalizado asociado al

desmembramiento de Gondwana (Biddle et al., 1986; Kraemer y Riccardi, 1997, ; Fildani y Hessler,

2005), registrado tanto en la zona cordillerana como en el macizo del Deseado (Formación Chon

Aike) debido a la actividad del punto caliente de Bouvet (Pankhurst et al., 1998), responsable de la

apertura del Mar de Weddell, y el segmento sur del océano Atlántico Sur durante el Jurásico

(Ghidella et al., 2002; Diraison et al., 2000).

La etapa compresiva cretácica tardía-cenozoica está asociada a la interacción de la placa

de Nazca y la placa Antártica con la placa América del Sur (Fig. 2.4), bajo la cual las primeras

subducen a tasas variables (Pardo Casas y Molnar, 1987; Diraison et al., 2000). Las placas

subducidas se encuentran separadas por la dorsal de Chile, que actualmente colisionan en el

punto triple de Aysén (Fig. 2.4), al sur del cual se encuentran las mayores altitudes de la Cordillera

Patagónica (Ramos, 1989; Coutand et al., 1999).

La subducción de dicha dorsal habría generado una ventana astenosférica miocena

responsable del levantamiento final del segmento norte de la Cordillera Patagónica Austral (Cande

y Leslie, 1986; Forsythe et al., 1986; Ramos y Kay, 1992; Haschke et al., 2005; Guillaume et al.,

2009), de la generación de un extenso volcanismo de retroarco junto a la extrusión de rocas

adakíticas (Ramos y Kay, 1992; Ramos et al., 1994). De acuerdo a Blisniuk y Strecker (2001), el

levantamiento efectivo de la cordillera en el segmento sin arco volcánico (Fig. 2.4), habría tenido

lugar en el Mioceno, superando dicha deformación a la de fases previas como la del Cretácico

tardío y la del ciclo paleógeno (Ramos, 2002). El levantamiento final de la Cordillera Patagónica, en

el segmento donde se ubica la zona de trabajo, sería producto de rápidas velocidades de

convergencia y la apertura de una ventana astenosférica durante el Mioceno (Ramos, 2002).


14

Fig. 2.4: Configuración geodinámica actual de la Cordillera Patagónica, con la ubicación de la zona de estudio (recuadro). Basado en Ramos y Ghiglione, 2008.


15

Capítulo 3. Estratigrafía

En el presente apartado se detallan las unidades litoestratigráficas aflorantes, incluyendo

desde rocas de edad paleozoica hasta sedimentos actuales. Se levantó un perfil de detalle del

Cretácico en el Chorrillo del Medio (Fig. 1.2), incluyendo las formaciones Río Mayer (marino), Río

Belgrano (litoral), y Kachaike (continental). El intervalo estudiado es de gran importancia, dado

que marca el pasaje desde ambientes marinos a continentales durante la finalización de la etapa

de subsidencia térmica, como se discutirá posteriormente.

Las rocas más antiguas de la comarca corresponden a las metasedimentitas de bajo grado

de la Formación Río Lácteo (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938) características del basamento

en el extremo norte de la Cordillera Patagónica Austral. Por encima del basamento se apoyan, en

discordancia angular, las ignimbritas y volcanitas ácidas sinextensionales del Complejo El

Quemado (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938) que en la región posee una edad jurásica tardía

(Pankhurst et al., 1999, Iglesia-Llanos et al., 2003).

Continúan las pelitas negras fosilíferas de la Formación Río Mayer (Hatcher, 1897) (Figs.

3.1; 3.2). Sus depósitos marinos profundos marcan un máximo de inundación en la cuenca Austral,

en un marco de subsidencia térmica. De manera transicional, continúan las psamitas y psefitas de

la Formación Río Belgrano (Hatcher, 1897) (Figs. 3.1; 3.2). Constan de conglomerados, y arenas

verdosas con importantes niveles de concreciones, que representan el inicio de un subciclo

regresivo ya registrado en la sección superior de la infrayacente Formación Río Mayer (Arbe,

2002), dado por la progradación de un sistema deltaico (Aguirre-Urreta y Ramos, 1981). Este

subciclo regresivo culmina con el depósito concordante de los sedimentos arenoso-tobáceos de la

Formación Kachaike (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938), aflorantes en la Sierra Baya (Figs. 1.2;

3.2). Esta última consta de vaques y areniscas tobáceas con intercalaciones de pelitas y depósitos

volcaniclásticos como ser tobas y tufitas de colores blanquecinos. Suprayaciendo, a través de un

contacto transicional se encuentran las pelitas rojizas y verdosas de la Formación Cardiel (Russo y

Flores 1972) de edad cenomaniana (Figs. 3.1; 3.2). La misma aflora en el sector oriental de la Sierra

Baya, y se interpretan como correspondientes a facies aluviales distales (Arbe, 1987).

Por encima se encuentran pelitas grises oscuras observadas en imágenes satelitales pero

que no fueron diferenciadas ni alcanzadas durante las labores de campo. Completan la


16

estratigrafía sedimentitas de plataforma portadoras de ostreidos de la Formación Centinela (Fig.

3.2). Aflora en el extremo oriental de la zona de estudio, en el denominado por Hatcher (1897)

“Shell Gap”. Estos sedimentos de plataforma se asignan a la transgresión registrada en el

Oligoceno-Mioceno en cuenca Austral, y en todo el margen patagónico bajo distintos nombres

formacionales (véase Parras et al., 2008; Cuitiño y Scasso, 2010).

Fig. 3.1: Esquema estratigráfico regional de la cuenca Austral correspondiente al Cretácico (según Arbe, 2002), para la zona de estudio. Zona de estudio en recuadro.


17


18

3.1 Formación Río Lácteo

Antecedentes

El término deriva del “Complejo Esquistoso del Río Lácteo” definido por Feruglio (en Fossa

Mancini et al., 1938) aludiendo a una “serie espesa de pizarras arcillosas y de esquistos filádicos y

cuarcíticos más o menos metamorfoseados...” aflorantes en el río Lácteo (Fig. 1.1). Bianchi (1967,

inédito) utiliza el nombre de Formación Río Lácteo, mientras que Leanza (1972) la formaliza como

tal. Su equivalente al sur del lago San Martín es la Formación Bahía La Lancha. Hervé (1993)

incluye a ambas formaciones en el Eastern Andean Metamorphic Complex.

Distribución areal

Los afloramientos más septentrionales se encuentran en el río Oro, en la márgen sur del

lago Pueyrredón (Fig. 1.1). Hacia el sur, a partir de la Sierra de Sangra (Fig 1.1), las sedimentitas

paleozoicas se asignan a la Formación Bahía de la Lancha, definida en el lago San Martín. Hacia el

este se registra la presencia de estas unidades en los pozos Piedra Clavada 1 (PC.1) a una

profundidad de -758 m s.n.m. (Feruglio, 1949-1950) y Mata Amarilla (SCS.MA.1) (Lesta y Ferello,

1972), mientras que hacia el oeste tienen un importante desarrollo en el territorio chileno

(Formación Cochrane).

En la zona de estudio, afloran en el límite occidental, en la Sierra de las Vacas y en

afloramientos continuos, transversales al curso del Río Ñires (Figs. 1.2 y 3.2).

Litología y espesores

Consta de una secuencia metasedimentaria monótona, de bajo grado metamórfico, en la

que se intercalan metapsamitas y metapelitas (Fig. 3.3), y en menor medida metapsefitas. Las

rocas más comunes que componen esta formación son pizarras, metagrauvacas, y cuarzofilitas,

comúnmente con importantes venas de cuarzo singenético. Las metagrauvacas presentan colores

grises a verdosos y grano fino a medio, mientras que las metapelitas son típicamente oscuras,

negras a grises con fisilidad.

En la zona de estudio se muestreó un nivel metapsamítico correspondiente a esta unidad

(muestra RL2Ñ). En muestra de mano consta de una roca color gris oscuro, de grano fino a medio,

y textura granoblástica que no difiere en gran medida de una arenisca. En corte petrográfico


19

(RL2Ñ), no se reconoció foliación metamórfica de importancia. Aún así, se reconocieron ciertos

sectores con textura lepidoblástica, primando en la muestra descripta la textura granoblástica (Fig.

3.3). Dominan en la misma cristaloblastos de cuarzo, en contactos crenulados, a poligonales por

sectores, los cuales muestran una generalizada extinción ondulosa. Son el principal constituyente

de una serie de venillas que atraviesan la roca, donde su tamaño de grano se ve incrementado.

Como minerales accesorios se encuentran cristaloblastos orientados de filosilicatos e idioblásticos

de plagioclasa. La presencia de fragmentos líticos no se descarta, pero teniendo en cuenta el

metamorfismo sobreimpuesto es difícil su determinación. En base a las características texturales y

mineralógicas, la muestra “RL2Ñ” fue clasificada como una metacuarcita cuyo protolito fue una

arenisca cuarzosa con evidencias texturales, teniendo en cuenta el bajo grado de blastesis, de

haber sufrido un metamorfismo de bajo grado.

Fig. 3.3: Corte petrográfico de la muestra RL2Ñ. Izquierda: nicoles cruzados, se reconocen cristaloblastos de cuarzo con contactos poligonales en una venilla singenética. Derecha: nicoles

cruzados, sector con textura lepidoblástica con filosilicatos orientados (color marrón).

En los niveles metapelíticos, a escala de afloramiento, se reconocen importantes

superficies de distintos órdenes, mientras que los niveles de metapsamitas presentan superficies

difusas (Fig. 3.4).


20

Fig. 3.4: Superficies sedimentarias (S0) y metamórficas (S1 y S2) en rocas de la Formación Río

Lácteo.

La Formación Río Lácteo presenta colores oscuros a escala de afloramiento, dominado por

el color gris claro de las grauvacas y el color negro a gris de las pizarras. En imágenes satelitales se

caracteriza por una textura de erosión fácilmente identificable, dada por el intenso plegamiento

(Fig. 3.5). Es importante mencionar el fuerte desarrollo de clivaje y superficies metamórficas (Fig.

3.4).

Con respecto al metamorfismo que afectó a estas rocas, Giacosa (1987) dice que sólo en

casos extremos se alcanzan las facies de esquistos verdes en la vertiente argentina, mientras que

según Giacosa y Marquez (2002) el grado metamórfico no habría generado esquistos a estas

longitudes y habría finalizado para el Pérmico tardío. El grado metamórfico se incrementa de este

a oeste. La fuerte deformación que ha afectado a estas rocas dificulta el cálculo de un espesor

máximo. En Riccardi y Rolleri (1980) se establece un espesor aproximado en la Sierra de Sangra

(Fig. 1.1) de unos 1000m.


21

Fig.3.5: Metasedimentitas de la Formación Río Lácteo fuertemente plegadas. Afloramiento

ubicado al sur de la ruta provincial 81, entre las estancias Ñires y La Ensenada.


22

Relaciones estratigráficas y edad

La base de esta unidad se desconoce, factor por el cual, teniendo en cuenta su edad

máxima carbonífera, se consideran las rocas más antiguas de la provincia geológica de Cordillera

Patagónica Austral. Se relacionan mediante una discordancia angular con las volcanitas

suprayacentes del Complejo El Quemado. También constituyen la roca de caja regional de

intrusiones cretácicas y terciarias del Batolito Patagónico (Fig. 2.2).

De acuerdo al contenido palinológico, se le asigna una edad de sedimentación devónica

tardía - carbonífera temprana (Shell C.A.P.S.A., 1965), sólo asignable a una porción de la unidad.

Dataciones por SHRIMP en el Complejo Metamórfico Oriental chileno arrojan una edad máxima de

sedimentación en el límite Devónico-Carbonífero (Sepúlveda y Hervé, 2000). Edades U-Pb SHRIMP

en zircones detríticos de la Formación Bahía de la Lancha arrojan una edad máxima de ~345 Ma

(Augustsson et al., 2006).

Ambiente de sedimentación y deformación

El basamento de la Cordillera Patagónica Austral ha sido tradicionalmente interpretado

como un prisma de acreción asociado a subducción durante el Paleozoico tardío en el márgen

gondwánico por autores como Forsythe y Mpodozis (1983) y Godoy et al. (1984). El ambiente de

depósito sería marino profundo, con secuencias turbidíticas (Hervé, 1988). Trabajos posteriores

como Hervé et al. (2008), Bell y Suárez (2000) se contraponen a la idea de que forman parte de un

complejo de acreción y asignan los episodios de deformación y metamorfismo a un ambiente

metamórfico de núcleo orogénico dado por la interacción de microplacas. De acuerdo a

Augustsson y Bahlburg (2003), y en base a estudios de catodoluminiscencia del cuarzo, los

metasedimentos fueron depositados en un ambiente de márgen pasivo con aporte de antiguos

márgenes activos, concluyendo que no existía subducción bajo la Patagonia Austral coetánea con

las rocas de esta formación, gozando esta hipótesis de poca aceptación. Dataciones realizadas en

intrusivos básicos en territorio chileno arrojaron edades de 309 ± 48 Ma en un filón deformado

con las metasedimentitas, y 246 ± 9 Ma en uno no afectado por la deformación que afectó a las

metasedimentitas (K/Ar; Matsuda, 1981). Estas edades permiten especular que el complejo

metamórfico continuaba deformándose durante el Carbonífero tardío, habiendo finalizado el

proceso para el Pérmico tardío (Giacosa y Márquez, 2002).


23

3.2 Complejo El Quemado

Antecedentes

Bonarelli y Nágera (1921) asignan el nombre Serie Porfírica Supratriásica y Serie Eruptiva

Suprajurásica a un conjunto de volcanitas, con escasas intercalaciones sedimentarias, que

posteriormente Feruglio (en Fossa Mancini et al., 1938) denominaría Complejo Volcánico El

Quemado. Riccardi (1971) adopta el nombre ampliamente reconocido de Complejo El Quemado.

Una serie de autores que incluyen a Quensel (1911), Flores y Perrot (1961), Riccardi (1968), Furque

(1973), y Nullo (1978) plantearon distintas divisiones para esta unidad las cuales no han

prosperado a nivel regional.

Distribución areal

La localidad tipo fue definida en la margen noroccidental del lago Argentino (Fig. 1.1), en la

estancia denominada La Unión, ex-estancia El Quemado. Las lavas e ignimbritas de este complejo

y sus equivalentes, presenta amplios afloramientos sobre toda la vertiente oriental de los Andes

Patagónicos Australes. Su equivalente en Chile es la Formación Ibañez, mientras que en Tierra del

Fuego se reconocen productos volcánicos jurásicos similares bajo los nombres Formación Tobífera

y Formación Lemaire.

En el área de estudio las volcanitas jurásicas afloran en la Sierra de las Vacas y en el valle

del río Ñires (Fig. 1.2; Fig. 3.2).


El Complejo El Quemado agrupa una serie de productos volcánicos ácidos, en menor

medida mesosilícicos, que incluyen volcanitas y piroclastitas de colores morados, verdosos, y

blanquecinos. En términos generales incluye riolitas, riodacitas, dacitas, andesitas, tobas vítreas,

cristalovítreas, ignimbritas, y brechas y aglomerados volcánicos (Leanza, 1972; Riccardi y Rolleri,

1980). Pueden encontrarse a su vez intercalaciones sedimentarias. Una publicación reciente

(Ecosteguy et al., 2014) agrupa una serie de depósitos sedimentarios que se encuentran

regionalmente en la base del Complejo El Quemado, bajo el nombre Formación El Bello.

Previamente estos depósitos se incluían en el Complejo El Quemado o bajo nombres diversos

como ser Formación Arroyo de la Mina (Riccardi, 1971) o Estratos del Río Furioso (Ramos, 1982).

El Complejo El Quemado presenta grandes variaciones tanto litológicas como de espesor

en distancias cortas por lo que definir un espesor promedio es dificultoso. De acuerdo a Feruglio


24

(1944) y Furque (1971, 1973) esta unidad presenta entre 400 y más de 1000 m de espesor en su

localidad tipo, mientras que en el subsuelo al norte de Piedra Clavada se registran 388 m de

espesor (Feruglio, 1949-1950). Su espesor entre los lagos San Martín (Riccardi 1968, 1971),

Belgrano (Bianchi, 1967), y Pueyrredón (Riggi, 1958) oscilaría entre dichos 388 m y unos 500 m.

Ramos (1976) midió valores cercanos a 1000 m de espesor en el Lago Fontana para esta unidad.

Durante las labores de campo se levantó un perfil estratigráfico, con un espesor parcial de

50 m para el Complejo El Quemado. El mismo fue levantado en las coordenadas

48°23’10,4’’S/72°01’57,7’’O desde el contacto discordante con el Paleozoico (Fig. 3.6), y sin

alcanzar la base de la suprayacente Formación Río Mayer. Se realizaron las siguientes

observaciones:

• Se reconoce el contacto entre la Formación Río Lácteo y el Complejo El Quemado el cual es a

través de una discordancia angular (Fig. 3.6).

Fig. 3.6: Contacto discordante entre la Formación Río Lácteo y el Complejo El Quemado


25

• Se reconoció en la sección basal, inmediatamente por encima de las metasedimentitas de la

Formación Río Lácteo, rocas de color rojizo con una textura brechosa (Fig. 3.7). Presenta

fragmentos fuertemente angulosos, de tamaños centimétricos. Se reconocen clastos

volcánicos, singenéticos con la brecha, así como también de metamorfitas provenientes del

basamento paleozoico (Formación Río Lácteo). Los fragmentos se encuentran en extensivo

contacto dentro de la brecha. Presenta una estratificación grosera de actitud 300°/13°E.

Intercalaciones de bancos de este tipo alcanzan los 37 metros en el perfil medido. Estos

depósitos podrían corresponderse con un depocentro extensional de la Formación El Bello

recientemente descripta por Ecosteguy et al. (2014) al oeste de la zona de estudio. Si bien

dichos autores reconocieron aproximadamente 200 m de rocas asociadas a esta unidad, la

diferencia existente de espesores podría deberse a la ubicación alejada de los perfiles dentro

de un depocentro extensional, habiendo estado uno en la zona central y otro en una zona

marginal del mismo.

Fig. 3.7: Textura de la brecha descripta y asignada a la Formación El Bello (Ecosteguy et al., 2014).

Se reconocen clastos de metasedimentitas asociados al basamento de la Formación Río Lácteo (R.L.).


26

• Finaliza el perfil con una roca piroclástica verde, de composición dacítica, en la que pueden

reconocerse cristales de cuarzo, plagioclasa, y fragmentos líticos de tamaños variables. Posee

una matriz verdosa, lo cual le otorga una coloración verde a la roca. Presenta una textura

piroclástica fluidal. Se midieron 13 metros de espesor de esta litología. La misma se interpreta

como parte del Complejo El Quemado. Una representación gráfica del perfil puede verse en la

figura 3.8.

Fig. 3.8: Perfil estratigráfico de la Formación El Bello y base del Complejo El Quemado

Se muestreó una piroclastita de esta unidad en la ruta provincial 81, en cercanías de la

estancia Ñires (muestra CQ4Ñ). En muestra de mano la misma presenta textura gradada, en la que

se reconocen cristaloclastos de grano medio inmersos en una matriz de grano muy fino, en una

relación 50%-50% . Los cristaloclastos presentan formas subhedrales a anhedrales, entre los cuales

se reconocen cristales de cuarzo, feldespato potásico, y agregados de color verde. Se reconocen a

su vez litoclastos de colores morados. La roca presenta una coloración grisácea clara dada por el

color de la matriz.

Al observarla al microscopio (Fig. 3.9) consta de una roca de textura hipocristalina, en la

que se reconocen cristaloclastos de grano medio inmersos en una matriz completamente

desvitrificada que por sectores presenta una textura de tipo microgranular, y por otros de tipo


27

felsítica. Se estima que la matriz constituye el 40% y el 60% restante está constituido por

cristaloclastos (20%) y litoclastos de diversa naturaleza (40%).

En la fracción clástica se reconocen cristaloclastos anhedrales a subhedrales de cuarzo;

cristaloclastos de feldespato potásico, de subhedrales a euhedrales, frecuentemente alterados a

minerales arcillosos; cristaloclastos de plagioclasa, de subhedrales a euhedrales, los cuales exhiben

maclas polisintéticas, en algunos casos alterados a carbonatos que extinguen según la macla

original. Los cristaloclastos muestran evidencias de haber sido incorporados mecánicamente al

depósito, lo cual sustenta una génesis piroclástica para esta roca. La abundancia relativa de los

constituyentes de la fracción cristaloclástica es la siguiente: Cuarzo, 40%; feldespato potásico,

30%; plagioclasa, 20%, líticos y accesorios: 10%. Se encuentran a su vez abundantes litoclastos

volcánicos, compuestos por fenocristales de feldespato potásico en una pasta microgranular;

sedimentarios, de composición cuarcítica; y metamórficos. La roca presenta una alteración

sobreimpuesta de tipo propilítica, evidenciada por la presencia mayoritaria de minerales

secundarios como carbonatos y cloritas, tanto alterando a minerales primarios como rellenando

cavidades.

De acuerdo a las modas relativas obtenidas en la fracción clástica y en la matriz vítrea, la

roca se clasifica como una toba lítica.

Fig. 3.9: Corte petrográfico de la muestra CQ4Ñ. Izquierda: nicoles sin cruzar; derecha; nicoles cruzados. Pueden reconocerse fenocristales de cuarzo y feldespato potásico inmersos en una

pasta felsítica.


28

Relaciones estratigráficas y edad

El Complejo El Quemado cubre en discordancia angular a las metasedimentitas

paleozoicas. Este contacto es reconocible en la zona de estudio en la Sierra de las Vacas (Figs. 3.2,

y 3.10), en afloramientos en la zona suroccidental de la misma (Fig. 3.2), y en el punto donde se

levantó el perfil descripto (Fig. 3.8). En determinadas zonas esta unidad se encontraría por encima,

a traves de un contacto transicional, de la recientemente definida Formación El Bello (Ecosteguy et

al., 2014). Por encima, en discordancia, se encuentran los depósitos marinos cretácicos de la

Formación Río Mayer.

Fig.3.10: Contacto entre la Formación Río Lácteo y el Complejo El Quemado en la ladera occidental

de la Sierra de las Vacas. Foto tomada desde la ruta provincial 81, hacia el noreste.

Feruglio (1949-1950) asocia esta unidad parcialmente al Jurásico superior en base al

contenido fosilífero de intercalaciones sedimentarias encontradas en cercanías del Lago

Argentino. Riccardi (1971) les asigna una edad mesojurásica de considerarlo una continuación del

volcanismo del Grupo Bahía Laura en el Macizo del Deseado. Al norte y sur del sector de estudio

fueron datadas en aproximadamente 155 Ma mediante varios métodos. Al sur, las dataciones

arrojan edades de ~155 Ma (edad Rb/Sr, Halpern, 1973), ~158 ± 10 (K/Ar en Sierra de Sangra,

Nullo et al., 1978), y una edad mínima de 136 Ma (Charrier et al., 1978). Al norte, en cercanías del

lago Pueyrredón (Fig. 1.1), fueron datadas por U-Pb en circones en 154 ± 2 Ma (Pankhurst et al.,

2000) y por 40Ar/39Ar en 156 ± 2 Ma (Iglesia Llanos et al., 2003).


29

Interpretación genética

Las primeras menciones sobre la génesis de los depósitos volcaniclásticos y volcanitas del

Complejo El Quemado los vinculan a la extensión asociada a la apertura del Océano Atlántico Sur

(Bruhn et al., 1978; Malumián y Ramos, 1984; Gust et al., 1985). Actualmente existe un consenso

general que establece que este volcanismo está fuertemente ligado a un régimen extensional

(Biddle et al., 1986; Diraison et al., 2000) asociado al desmembramiento de Gondwana (Pankhurst

et al,. 2000) durante el Jurásico superior. Debido a este regimen extensional instaurado durante el

Jurásico en la actual Cordillera Patagónica se generaron una serie de depocentros extensionales de

dirección noroeste (Biddle et al., 1986; Uliana et al., 1986) que fueron rellenados por las

secuencias volcánicas y volcaniclásticas ácidas a mesosilícicas del Complejo El Quemado (Biddle et

al., 1986). Sruoga et al. (2010) reconocen sistemas de caldera asociados a volcanismo explosivo

dentro de esta unidad. Estos depósitos y productos volcánicos constituyen el relleno de sinrift,

dado por subsidencia mecánica, de estos depocentros asociados a la apertura inicial de la cuenca

Austral (Rossello et al., 2008). Las rocas del Complejo El Quemado muestran fuertes evidencias de

haber experimentado a su vez extensión sindeposicional (Kraemer, 1998; Ghiglione et al., 2009) tal

y como puede verse en la Sierra de las Vacas (Fig. 3.11) evidenciado por la existencia de

fallamiento sindeposicional en dichos depósitos (vease capítulo Estructura).


30

Fig. 3.11: Fallamiento normal singenético en el Complejo El Quemado. Vista hacia el faldeo sur de

la Sierra de las Vacas desde la Estancia Ñires.

3.3 Formación Río Mayer

Antecedentes

El nombre proviene del término Rio Mayer Beds utilizado por Hatcher (1897) para referirse

a unos potentes depósitos pelíticos oscuros portadores de amonites que encontró al alcanzar la

zona de la cuenca del río Mayer tal y como figura en los relatos de su expedición a la Patagonia

(“black, very hard, but much fractured slates, with ammonites...”). De acuerdo a Riccardi (1971), el

nombre Formación Río Mayer, y equivalentes, es utilizado para identificar secuencias pelíticas

apoyadas concordantemente sobre la Formación Springhill o discordantemente sobre el

volcanismo jurásico en todo el ámbito de cuenca Austral.


31

Distribución areal y equivalencias

De acuerdo a Riccardi y Rolleri (1980), los depósitos pelíticos de la Formación Río Mayer se

encontrarían de manera generalizada en todo el ámbito de la cuenca Austral tanto expuestos

como en subsuelo. Sus depósitos más septentrionales se encuentran a la latitud del Lago Fontana

donde se conocen como Formación Katterfeld (Ramos, 1976) mientras que los más australes se

encuentran en Tierra del Fuego bajo nombres como Formación Yaghan (Kranck, 1932).

En Chile estos depósitos se conocen como Formación Zapata (Katz, 1963). En subsuelo se

encuentran en el offshore de cuenca Austral bajo nombres como Formación Pampa Rincón,

Formación Inoceramus Inferior (Flores et al., 1973), Formación Palermo Aike entre otros

(Lombard, 1966; Russo y Flores, 1972; Rossello et al., 2008).

En la zona de estudio estos depósitos pueden encontrarse de manera generalizada en la

base de la Sierra Baya (Fig. 1.2) bajo la cubierta boscosa generalmente o en afloramientos como el

ubicado en el Chorrillo del Medio (Fig. 3.12) donde fue levantado un perfil de detalle. Se

encuentran rocas de esta unidad plegadas en la zona ubicada entre las sierras Baya y de las Vacas

(Anexo mapa geológico) y posiblemente en el tope de la Sierra de las Vacas (Ramos, 1989), si bien

esto no pudo corroborarse en el campo.


Esta unidad se compone de potentes bancos pelíticos negros, con intercalaciones variables

de areniscas verdosas (Fig. 3.12) que hacia el tope de la formación marcan el pasaje gradual a la

suprayacente Formación Río Belgrano. Presentan una marcada fisilidad, hecho ya descripto por

Hatcher (1897).


32

Fig. 3.12: Depósitos pelíticos e intercalaciones arenosas de la Formación Río Mayer en el Chorrillo del Medio.

Según Riccardi (1971) se trata de pelitas laminadas de color gris oscuro a negro, con

intercalaciones de bancos calcáreos. Su granulometria se incrementa hacia el tope, así como las

intercalaciones arenosas finas y de concreciones calcáreas de tamaños variables.

Al microscopio se reconoce material arcilloso pigmentado por limolitas, con carbonato

finamente diseminado con presencia de sericita (Riccardi y Rolleri, 1980).

Con respecto a los espesores que muestra esta unidad, según Riccardi y Rolleri (1980), es

de aproximadamente 700 m en el Lago San Martín, de 610 m en el Lago Belgrano, mientras que en

la localidad tipo en la cuenca del Río Mayer tendría aproximadamente 450 m (Hatcher, 1897). En

Ramos y Aguirre-Urreta (2002) se puede encontrar una descripción detallada de los espesores de

esta unidad en diversas regiones de la Cordillera Patagónica Austral.


33

En el área de trabajo, y en particular en el perfil de detalle levantado en el Chorrillo del

Medio (Fig. 1.2) se reconocen los depósitos pelíticos de la Formación Río Mayer, donde se da

comienzo a dicho perfil. Es importante destacar que la base de esta unidad no fue alcanzada

durante las labores de campo. Se obtuvo un espesor parcial de 86,5 m. A continuación se

describen las observaciones realizadas en la sección estratigráfica que corresponde a esta

formación.

• Se da inicio a la sección con la medición de 22 m de pelitas oscuras, con concreciones

dispersas, o concentradas en niveles, e intercalaciones de finos bancos de areniscas finas

bioturbadas. Las concreciones presentan tamaños variables entre los 10 cm y los 20 cm de

diámetro. Con respecto a las intercalaciones arenosas, estas no superan el metro de espesor

en esta porción basal de la sección levantada. Por encima se da cuenta de un banco de 16 cm

de areniscas finas bioturbadas. Continuan 1,4 m de limolitas intercaladas, en bancos de 10 cm

de espesor, con bancos de concreciones. Se registran a continuación 0,9 m de areniscas finas

con restos de troncos carbonizados, seguidas de un banco de 3,7 m de pelitas con

concreciones y amonoideos in situ (Fig. 3.13).

Sección Formación Río Mayer

Fig. 3.13: Amonite in situ encontrado en la sección basal del perfil del Chorrillo del Medio.


34

• Posteriormente se reconocen 40 cm de areniscas finas bioturbadas, seguidas por un banco

pelítico de 4,7 m de espesor con concreciones portadoras de amonites. Tras un fino banco de

30 cm de areniscas finas bioturbadas se reconoce una sucesión de 7,7 m de espesor

compuesta por intercalaciones de niveles pelíticos con niveles de concreciones, en la que se

encuentran amonoideos, por encima de la cual se registra un fino banco de carbón de 10 cm

de espesor. Prosiguen 30 cm de pelitas, 23 cm de areniscas finas y un banco blanquecino

aparentemente tobáceo (Fig. 3.14), de grano arcilloso, de 15 cm de espesor. A continuación

se encuentran intercalaciones de pelitas y areniscas finas grisáceas, en bancos de 10 cm con

concreciones dispersas, que alcanzan un espesor de 5,2 m. Se registra a continuación un

banco de 15 cm de espesor, de arena fina grisácea, con laminación horizontal y estratificación

entrecruzada de bajo ángulo, con trazas indeterminadas (Fig. 3.15), que marcan la aparición

de estructuras tractivas en los bancos arenosos.

Fig. 3.14: Banco tobáceo blanquecino, intercalado entre pelitas de la Formación Río Mayer.


35

• Tras 2,6 m de pelitas oscuras, se reconocen 3,6 m de intercalaciones arenosas de unos 30 cm

de espesor conformadas por areniscas medias con laminación horizontal y entrecruzada de

bajo ángulo. Dicha intercalación marca el aumento del contenido arenoso hacia el tope de la

Formación analizada, reflejando el pasaje transicional a la suprayacente Formación Río

Belgrano. Posteriormente se encuentra un banco de 15 cm de arena media con laminación

horizontal seguido de un fino banco pelítico de 20 cm de espesor. Prosiguen 60 cm de arenas

finas con lentes arenosos que exhiben estratificación entrecruzada de bajo ángulo, seguidas

por un banco pelítico de 30 cm. A continuación se encuentra un banco de 1,6 m de arenas

finas con laminación horizontal, estratificación entrecruzada, niveles de concreciones y

niveles concentrados de restos de bivalvos fragmentados. Por encima se registran 2,1 m de

arenas finas con laminación horizontal y concreciones dispersas.

Fig. 3.15: Estratificación entrecruzada en un banco arenoso de la Formación Río Mayer.

• Los últimos 20 m corresponden a intercalaciones de pelitas con areniscas finas, con amonites,

grisáceas a verdosas, con estructuras tractivas como estratificación entrecruzada, laminación

horizontal, así como también concreciones. Se reconocen finos niveles de carbón. Un detalle

del perfil correspondiente a esta formación puede verse en la figura 3.16.


36

Fig. 3.16: Detalle de la Formación Río Mayer en el Chorrillo del Medio (base no expuesta).


37

Contenido paleontológico, edad y relaciones estratigráficas

Teniendo en cuenta el extenso contenido fósil hallado en las pelitas de la Formación Río

Mayer, y el gran número de académicos que han descripto sus colecciones, sólo se hará un

resumen general del mismo. Las primeras menciones de invertebrados fósiles se deben a Hatcher

(1897), entre los que se encuentran características asociaciones amoníticas que incluyen

ejemplares como Favrella americana (Favre), Favrella wilckensi (Favre), Aioloceras argentinum

(Bonarelli), Sanmartinoceras patagoniensis (Bonarelli), Hatchericeras spp. (Stanton, 1901) entre

otros. Decápodos hallados en la propia zona del presente estudio han sido descriptos por Aguirre-

Urreta (1983, 1989). El contenido de invertebrados fue estudiado históricamente por Stanton

(1901), Favre (1908), Stolley (1912), Bonarelli y Nágera (1921), Leanza (1970), Riccardi (1970),

Aguirre-Urreta y Ramos (1981), Aguirre-Urreta y Klinger (1986), entre otros. A su vez presenta un

importante contenido palinológico, estudiado principalmente por Pothe de Baldis y Ramos (1980).

Malumián (1978) estudió su contenido de foraminíferos, a partir de los cuales definió una série de

pisos de alcance cuencal. Figuran en la bibliografía menciones a restos de plesiosaurios

conservados en esta unidad (Arbe, 2002). Resúmenes exhaustivos sobre la paleontología de esta

unidad pueden encontrarse en Riccardi y Rolleri (1980), Aguirre-Urreta (2002), Riccardi (2002), y

Ramos y Aguirre-Urreta (2002).

Durante el levantamiento del perfil fueron hallados en esta unidad amonites

indeterminados (Fig. 3.17), así como también restos indeterminados de conchillas, y troncos

fósiles (Fig. 3.18). Aguirre-Urreta y Klinger (1986) y Ramos y Aguirre-Urreta (2002) describen la

presencia, en esta localidad, de Colchidites vulanensis australis, Sanmartinoceras africanum

insignicostatum y Phylloceras sp..

La edad variable de esta unidad ha sido definida para regiones distintivas en base a su

extenso contenido fósil. En la comarca del Lago San Martín, y en base a Olcostephanus atherstoni,

los términos más antiguos datarían del Valanginiano (Ramos y Aguirre-Urreta, 2002). Malumián

(1982), en base a contenido de foraminíferos, establece una edad valanginiana-barremiana para

esta unidad. Para Pothe de Baldis y Ramos (1980) se reconoce una edad hauteriviana para los

horizontes portadores de Favrella americana (Favre, 1908).


38

Fig. 3.17: Amonite de afinidad indeterminada hallado en la Formación Río Mayer, en el Chorrillo

del Medio.

Fig. 3.18: Resto indeterminado de tronco hallado en pelitas de la Formación Río Mayer, en el Chorrillo del Medio.


39

En base a las asociaciones amoníticas presentes y las reconocidas por Riccardi y Rolleri

(1980), Riccardi (1984), Riccardi et al. (1987) se asignan los niveles de Favrella americana al

Hauteriviano. El límite superior de esta unidad correspondería al Albiano temprano de acuerdo a

la presencia de Aioloceras a la latitud del lago San Martín (Riccardi et al., 1987; Aguirre-Urreta y

Riccardi, 1988; Riccardi y Medina, 2000). Según Ramos y Aguirre-Urreta (2002) la extensa

evidencia fósil permite acotar la edad de la Formación Río Mayer de la siguiente manera: en la

región del lago Belgrano presenta una edad hauteriviana-barremiana temprana. Hacia el sur el

techo de esta unidad se hace cada vez más joven, alcanzando el Aptiano en Loma Pelada (escasos

kilómetros al sur de la zona de estudio, Fig. 1.2), mientras que en la zona del Lago San Martín llega

al Albiano temprano. De acuerdo a Arbe (2002) se encuentra contenida en el intervalo de 117,5

Ma – 112 Ma, Hauteriviano-Aptiano temprano. De acuerdo a Aguirre-Urreta (2002) en la zona de

estudio, y en base al contenido fósil, afloran términos barremianos superiores a aptianos

inferiores.

En general las pelitas de la Formación Río Mayer se apoyan concordantemente sobre las

arenas litorales de la Formación Springhill, y conforman ambas un importante sistema petrolero

en cuenca Austral, siendo Springhill reservorio de hidrocarburos migrados desde la Formación Río

Mayer (Sistema Inoceramus Inferior) de acuerdo a Rosello et al. (2008). En la zona de estudio esta

unidad se apoya discordantemente sobre las rocas jurásicas de el Complejo El Quemado en la

Sierra de las Vacas (Ramos, 1989). Dicho contacto no fue alcanzado durante las labores de campo.

Hacia el techo grada transicionalmente a los depósitos litorales de la Formación Río Belgrano.

Ambiente de depositación

La depositación de los sedimentos que dieron lugar a las rocas de la Formación Río Mayer

habrían tenido lugar en un ambiente de aguas quietas, ligeramente reductoras y con temperaturas

que oscilarían entre 23,7 °C y 32,7°C (Bowen, 1963). De acuerdo a las evidencias paleontológicas

se infiere para esta unidad un ambiente de depositación anóxico con circulación restringida, fuera

de la acción del tren de olas, que permita la conservación de la materia orgánica que les otorga su

característico color oscuro a las rocas de la misma (Aguirre-Urreta y Ramos, 1981; Malumián,

1982). El ambiente de depositación no habría sido muy lejano a la línea de costa debido a la

presencia de granos de polen en estos sedimentos (Pothe de Baldis y Ramos, 1980). La porción

inferior de esta unidad representaría la máxima inundación registrada en cuenca Austral (Ramos y

Aguirre-Urreta, 2002; Arbe, 2002). De acuerdo a Arbe (2002), la porción superior de esta


40

formación ya registraría el inicio de un subciclo regresivo iniciado en el Hauteriviano. Richiano et

al. (2012) proponen una evolución paleoambiental integral para esta unidad, al sur del Lago San

Martín, describiendo pasaje de condiciones de plataforma externa, a interna, y a ambientes de

prodelta.

3.4 Formación Río Belgrano

Antecedentes

Las primeras menciones de esta unidad corresponden a Hatcher (1897) quien definió sus

Belgrano Beds de su Pueyrredón Series en el cañón del Río Tarde. Posteriormente Ramos (1979)

formaliza la nomenclatura como Formación Río Belgrano, manteniendo la localidad tipo donde la

hubiera definido previamente Hatcher (1903).

Distribución areal

El afloramiento más septentrional de esta unidad se encuentra en las nacientes del río

Ghío, al norte del Paso Roballos (Fig. 1.1). Afloramientos característicos se reconocen en los ríos

Furioso, Belgrano, y Tarde, donde fue definido. En la zona de estudio fue reconocida en el Chorrillo

del Medio (Fig. 1.2), donde fue relevada en detalle durante el levantamiento del perfil realizado.

Según Ramos (1989), se encuentran afloramientos de esta unidad a lo largo de todo el faldeo

oeste de la Sierra Baya, en el mapa geológico confeccionado no se han diferenciado de la

suprayacente Formación Kachaike por una cuestión de escala de mapeo. En Ramos y Aguirre-

Urreta (2002) se establece que su límite sur coincide con la Loma Pelada (Fig. 1.2), pero en Relañez

(2014) se menciona la existencia de depósitos asociados a esta unidad en el Arroyo La Potranquita,

al sur de la Loma Pelada.


Hatcher (1903) reconoce en el cañón del Río Tarde “100 m de areniscas y arcillas verdes

deleznables, reemplazadas en su techo por areniscas más duras y calizas impuras [...] Estos 100 m

de estratos los llamaremos Belgrano Beds” . Esta unidad presenta conspicuas variaciones faciales

en dirección noreste-sudeste (Ramos y Aguirre-Urreta, 2002), variando las litologías halladas

según su localización. Arbe (1986) la subdivide en dos miembros, estando el inferior representado


41

por vaques verdes y arenitas, mientras que el superior incluye a la litofacies de limolitas verdes y

areniscas con laminación entrecruzada en artesa.

En el perfil levantado se registraron 41 m de espesor de esta unidad. A continuación se

detallan las observaciones realizadas.

• Inicialmente se reconocen arenas finas con laminación horizontal, bioturbación y restos de

bivalvos, las cuales alcanzan un espesor de 11,2 m. Por encima se encuentra un banco de 1,7

m de areniscas finas con laminación horizontal y restos de troncos. A continuación se registra

un banco de 30 cm de conglomerado fino (Fig. 3.19) con clastos redondeados de cuarzo

coronado por 1,7 m de areniscas masivas con restos de bivalvos. La aparición de estos

depósitos más gruesos fue utilizada como argumento para marcar la base del pasaje

transicional de la Formación Río Mayer a la Formación Río Belgrano.

Sección Formación Río Belgrano

• Siguen bancos de arenisca fina bioturbada, con un espesor de 7 m. Por encima se registran

4,5 m de areniscas medias con estratificación entrecruzada en artesa, con finos bancos de

carbón intercalados.

• A continuación se encuentra un banco, de 1,9 m de espesor, que marca una fuerte saliente en

el perfil constituido por areniscas medias con nódulos rojizos de diametros de 1 a 1,5 m (Fig.

3.20). Este banco puede seguirse visualmente con facilidad en las cercanías del punto donde

fue levantado el perfil. Se registran a continuación nuevos bancos con concreciones que

alcanzan un total de 6,4 m de potencia. Estos niveles concrecionales fueron a su vez

reconocidos en el Arroyo La Potranquita, al sur de la Loma Pelada (Relañez, 2014, rabajo final

de licenciatura). Finaliza esta unidad con 3 m de areniscas medias a gruesas, con

estratificación entrecruzada en artesa, y finos niveles sabulíticos de 1 cm de espesor. Una

representación de esta sección puede verse en la Fig. 3.21.


42

Fig. 3.19: Delgados niveles de conglomerados finos, cuarzosos cerca de la base de la Formación Río

Belgrano, Chorrillo del Medio.


43

Fig. 3.20: Areniscas verdosas e importantes niveles con nódulos de la Formación Río Belgrano,

Chorrillo del Medio.


44

Fig. 3.21: Detalle de la Formación Río Belgrano en el perfil de detalle levantado en el Chorrillo del Medio.


45

Se obtuvo a su vez una muestra de esta unidad, dentro del perfil levantado (Fig. 3.21),

catalogada como “RB 4Ñ”. La misma consta, en muestra de mano, de una roca de color gris

verdoso con textura clasto sostén y descripta como una arenisca fina. En la misma pueden

reconocerse clastos de cuarzo. En corte petrográfico (Fig. 3.22) la muestra constituye una roca con

textura clasto sostén, con contactos entre granos rectos a cóncavo convexos. La fracción clástica

está compuesta por fragmentos monominerales y fragmentos líticos. Entre los primeros se

encuentra cuarzo monocristalino y policristalino, feldespato potásico y plagioclasa, levemente

alterada a sericita. Con respecto a los fragmentos líticos, estos son de origen volcánico y

metamórfico. Las abundancias relativas de estos fragmentos son las siguientes: cuarzo, 20%;

feldespato, 30%, líticos, 50%. El cemento ocupa el 10-15% de la muestra y está compuesto en

primer lugar por óxidos de hierro y luego por carbonatos. De acuerdo a la clasificación establecida

por Folk et al. (1970), la roca se clasifica como Litoarenita feldespática.

Fig. 3.22: Corte petrográfico de la muestra RB4Ñ. Izquierda: nicoles sin cruzar; derecha; nicoles cruzados. Pueden reconocerse clastos de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y abundantes

clastos líticos de origen diverso. Puede reconocerse un cemento de oxidos de hierro.


46

Edad y relaciones estratigráficas

Tal y como sucede con la subyacente Formación Río Mayer, la Formación Río Belgrano

presenta un diacronismo regional relevante. Su edad ha sido establecida en base a su abundante

contenido fósil. De acuerdo a Ramos y Aguirre-Urreta (2002) secuencias correspondientes al cañon

del Río Tarde se asignan al Hauteriviano-Barremiano, debido a la presencia de Favrella americana

y Hatchericeras, mientras que en la zona de estudio estos se encuentran en la Formación Río

Mayer. De acuerdo a la precisa edad definida para la Formación Río Mayer en el Chorrillo del

Medio y en la Loma Pelada (Aguirre-Urreta, 2002), se considera que la Formación Río Belgrano

correspondería al Aptiano.

La Formación Río Belgrano suprayace, en contacto transicional a las pelitas de la

Formación Río Mayer. Por encima, y en pasaje gradual, se encuentran los depósitos de la

Formación Kachaike (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938; Riccardi, 1971). Ambos contactos

pueden reconocerse en el perfil estratigráfico levantado en el Chorrillo del Medio (Fig. 3.25).

Ambiente de sedimentación

De acuerdo a Arbe (1986, 2002) esta unidad se caracteriza por distintas litofacies

asociadas al desarrollo de un canal distributario en un ambiente destructivo. Se intercalan ciclos

de bermas y playa de alta energía con facies de anteplaya subtidal. La presencia aislada de estos

canales permite definir esta asociación como un sistema deltáico. Para Arbe (2002) forma parte de

su subciclo Rio Tarde (SR1) de marcada naturaleza regresiva en el sector noroccidental de la

cuenca Austral.


47


48

3.5 Formación Kachaike

Antecedentes

Esta unidad fue definida por primera vez como “Estratos de Kachaike” por Feruglio (en

Fossa Mancini et al., 1938), y normalizada posteriormente por Riccardi (1971) en el lago San

Martín. Riccardi y Rolleri (1980) redefinen la Formación Kachaike extrapolando su distribución

hacia el norte de la cuenca, donde la homologan con la Formación Piedra Clavada. Este criterio fue

seguido por Aguirre-Urreta y Ramos (1981). Nullo et al. (1981) propusieron la denominación de

Arenisca de la Meseta, término poco aceptado. Por otro lado, Arbe (1981, 1986) postula el

término Formación Arroyo Potrancas para suplantar al término volcaniclástico de la Formación

Kachaike de Aguirre-Urreta y Ramos (1981). En el presente trabajo se utilizará esta última

nomenclatura por gozar de amplia aceptación, pero considerando que existe una importante

discusión al respecto de la nomenclatura de los depósitos aptiano-albianos volcaniclásticos

reconocidos en diversas zonas de la cuenca Austral.

Distribución areal

Las rocas psamíticas, y con aporte piroclástico de la Formación Kachaike y equivalentes se

reconocen desde la región de Tres Lagos hacia el norte, en las cuencas de los lagos San Martín,

Belgrano y Pueyrredón (Riccardi y Rolleri, 1980). De acuerdo a Ramos y Aguirre-Urreta (2002), su

afloramiento más septentrional se encuentra en el Río Belgrano, quienes al norte de dicha región

utilizan el término Formación Río Tarde (Ramos, 1979) para referirse a rocas correlacionables con

esta unidad.

En la zona de estudio aflora extensivamente en la sección media y superior de la Sierra

Baya (Figs. 3.2; 3.26). Esta unidad fue a su vez reconocida en el perfil levantado en el Chorrillo del

Medio (Figs. 1.2; 3.25).


Componen esta unidad rocas psamíticas de tipo vaques, con aporte piroclástico variable, y

areniscas con intercalaciones conglomerádicas de colores blanco verdoso a gris celeste y rocas

piroclásticas del tipo tobas y tufitas de grano muy fino, de color gris claro a oscuro (Riccardi, 1971).

Presenta importantes variaciones litológicas, así como también faciales y paleontológicas, tanto en

su arreglo vertical, así como también a nivel regional en dirección norte-sur (Riccardi y Rolleri,

1980).


49

Fig. 3.26: Sedimentitas con aporte piroclástico de la Formación Kachaike, Sierra Baya.

Con respecto a los espesores, teniendo en cuenta la gran variedad de terminologías

estratigráficas utilizadas, es difícil integrar la información existente y definir el espesor de la

unidad. De acuerdo a Riccardi y Rolleri (1980), el espesor de esta entidad es de 70-100m en Piedra

Clavada; de 245 m en el Lago San Martín; de 304 m en Río Mayer (Hatcher, 1897, hablando de sus

Variegated sandstones), cerca de la zona de estudio; de 200 m en el Lago Belgrano, y de 100 m en

el Lago Pueyrredón (Hatcher, 1903). En la zona de estudio, se obtuvo un espesor parcial en el

Chorrillo del Medio, desde el contacto con la infrayacente Formación Río Belgrano, de 53 m. A

continuación se detallan las observaciones correspondientes a esta unidad realizadas al levantarse

el perfil estratigráfico del Chorrillo del Medio.

• Se reconocen inicialmente un banco de pelitas de 2 m de espesor, a partir del cual se traza el

límite con la infrayacente Formación Río Belgrano. Posteriormente se registran 2,5 m de


50

intercalaciones de arenas gruesas con laminación horizontal con lentes de arenas masivas. A

continuación se miden 21,5 m de intercalaciones de areniscas, de finas a gruesas, y pelitas.

Las primeras muestran estructuras tractivas como laminación horizontal, estratificación

entrecruzada (Fig. 3.27), portadoras de restos de plantas. Con respecto a las pelitas, estas

presentan colores oscuros y contenido carbonoso. Se intercalan niveles de carbón que no

alcanzan el metro de espesor (Fig. 3.28).

Fig. 3.27: Estratificación entrecruzada en areniscas de la Formación Kachaike, Chorrillo del Medio.


51

Fig. 3.28: Niveles de carbón en la Formación Kachaike, Chorrillo del Medio.

• Por encima se encuentran 2 m de areniscas finas a medias, laminadas, de colores

blanquecinos. Siguen 4,3 m de intercalaciones de arenas, algunas con estratificación

entrecruzada en artesa, y pelitas, encontrándose en los bancos arenosos restos de tallos (Fig.

3.29).

Fig. 3.29: Restos de tallos en areniscas de la Formación Kachaike, Chorrillo del Medio

• Prosiguen las intercalaciones de areniscas y pelitas, con mayor preponderancia de bancos

arenosos castaños con estratificación entrecruzada portadoras de plantas (ver Contenido

paleontológico).

Con estas descripciones finaliza el perfil de detalle levantado en el Chorrillo del Medio (Fig.

3.30), el cual atraviesa parcialmente la sección cuspidal de la Formación Río Mayer, totalmente la

Formación Río Belgrano, y parcialmente la sección basal de la Formación Kachaike. En la Fig. 3.31

se integra el perfil levantado a un marco regional propuesto por Aguirre-Urreta y Ramos (1981).


52


53


54

En el propio perfil se tomó una muestra para descripción petrográfica, catalogada como

RB5Ñ (Fig. 3.30). Al microscopio se observa una roca con textura clasto sostén (Fig. 3.32), siendo el

contacto entre los granos recto a cóncavo-convexo. El tamaño de grano promedio es de 0,2 mm,

cayendo en el campo de arenisca fina, de acuerdo a la escala de Udden-Wentworth. La fracción

clástica, la cual constituye un 80% de la muestra, está constituida por clastos monominerales y

fragmentos líticos. La matriz alcanza un 5% del total de la muestra y su reconocimiento es

dificultoso. La selección es moderada, mientras que la porosidad es muy baja. El cemento ocupa el

15% de la muestra, y se encuentra compuesto por filosilicatos, y en segundo lugar por carbonatos.

Los clastos monominerales están constituidos por cuarzo monocristalino y policristalino;

feldespato potásico, levemente alterado a arcillas; y plagioclasas que exhiben maclas

polisintéticas. Minerales accesorios son muscovita, clorita, biotita y minerales opacos. Los

fragmentos líticos son de origen volcánico, reconociendose pastas con texturas pilotáxicas,

afieltradas, y microgranosas; metamórficos, reconocidos por la presencia de cristales de cuarzo

con contactos poligonales a crenulados, y extinción ondulosa; y sedimentarios que corresponden a

areniscas muy finas. De acuerdo a las abundancias relativas, dentro de la fracción arenosa, de

cuarzo, 10%; feldespato potásico, 35%; y fragmentos líticos, 55%, la roca se clasifica como una

Litoarenita feldespática de acuerdo a la clasificación de Folk et al. (1970).

Fig. 3.32: Corte petrográfico de la muestra RB5Ñ. Izquierda: nicoles sin cruzar; derecha; nicoles cruzados. Pueden reconocerse clastos de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y abundantes

clastos líticos de origen diverso.


55

Fuera del perfil se describieron rocas pertenecientes a la sección cuspidal de esta unidad en la Sierra Baya (Fig. 1.2; Fig. 3.26). Allí se reconocieron areniscas con abundantes restos orgánicos y de troncos, restos de plantas, restos de conchillas sumamente fragmentadas; areniscas tobáceas; tobas blanquecinas, tobas verdosas con texturas esferulíticas; e ignimbritas con fiammes y abundantes restos de troncos carbonizados (Fig. 3.33).

Fig. 3.33: Toba con abundantes restos de troncos carbonizados en la sección cuspidal de la Formación Kachaike, Sierra Baya.

Sumando los espesores medidos para esta unidad en el Chorrillo del Medio y los espesores

obtenidos durante un relevamiento expeditivo en el que se alcanzó el tope de la Sierra Baya, se

obtuvo un espesor total aproximado, para la zona de estudio, de la Formación Kachaike de 1460

m.

Contenido paleontológico, edad, y relaciones estratigráficas

Arbe (1986) cita la presencia, en la zona de estudio, de polen de angiospermas en esta

unidad, como ser Asteropollis sp. Cf. A. Asteroides. Archangelsky y Llorens (2009) estudian a su vez

polen de angiospermas de esta formación. A su vez Ramos y Aguirre-Urreta (2002) citan la


56

presencia de frondes muy bien conservadas en el arroyo La Potranquita, localidad lindera con la

zona de estudio. Entre las mismas se encuentran Gleichenites sanmartinii, Sphenopteris

psilotoides, y Ptilophyllum antarcticum.

En la sección terminal del perfil levantado en el Chorrillo del Medio (Fig. 3.30) fueron

halladas frondes bien conservadas de Pseudoctenis sp. (Fig. 3.34).

Fig. 3.34: Frondes de Pseudoctenis sp. halladas en la sección terminal del perfil del Chorrillo del Medio, Formación Kachaike.

A su vez, frondes que se corresponden con Gleicheniaceaephyllum sanmartinii (Halle) han

sido halladas en la Sierra Baya, en la sección cuspidal de la Formación Kachaike, en cercanías del

Chorrillo del Medio (Fig. 3.35).

Tanto Gleicheniaceaephyllum sanmartinii (Halle) como Pseudoctenis sp. forman parte de la

flora cretácica característica descripta en la Formación Kachaike por Longobucco et al. (1985).


57

Fig. 3.35: Frondes de Gleicheniaceaephyllum sanmartinii (Halle) en rocas de la sección cuspidal de la Formación Kachaike, Sierra Baya.

En Ramos y Aguirre-Urreta (2002) se hace mención a un nivel portador de fósiles marinos,

230 m por encima de la base de esta unidad con fragmentos de Tropaeum sp.

En base al contenido paleontológico, principalmente el palinológico descripto por Arbe

(1986) y el hallazgo de Tropaeum sp. (Ramos y Aguirre-Urreta, 2002), se asigna esta unidad al

Aptiano para la zona de estudio. Arbe (1986) obtuvo edades K/Ar en niveles tobáceos de 90 ± 10

Ma y 100 ± 10 Ma, las cuales deben considerarse edades mínimas.

La Formación Kachaike suprayace a las areniscas de la Formación Río Belgrano a través de

un pasaje transicional (Riccardi y Rolleri, 1980), marcado, en el presente trabajo, a partir de la

aparición de los primeros bancos pelíticos en el Chorrillo del Medio (Fig. 3.25; Fig. 3.30).


58


De sur a norte, presenta una gradación de contenido fósil marino a continental, gradación

también existente verticalmente, hecho que permite interpretar depositación en un ambiente

litoral de acuerdo a Riccardi y Rolleri (1980). Según dichos autores, los términos más

septentrionales de esta formación, y su equivalente Formación Piedra Clavada, representarían

ambientes mayoritariamente continentales mientras que hacia el sur serían de naturaleza marina,

pero esta distinción no es tajante debido a la superposición vertical de fósiles marinos a

continentales en zonas tan distantes como el lago San Martín y la zona de estudio de este trabajo

(Fig. 1.1), donde se reconocieron horizontes portadores de troncos y restos vegetales así como

niveles concentrados de conchillas dentro de esta misma formación.

Según Ramos y Aguirre-Urreta (2002) el ambiente de sedimentación es mixto, pasando de

un ambiente litoral costero a uno continental fluvial, con diversas oscilaciones del nivel del mar

registradas en esta unidad (Ramos, 1979; Aguirre-Urreta y Ramos, 1981).

De acuerdo a Arbe (2002), y en su propio esquema estratigráfico, la Formación Kachaike

(sensu Riccardi y Rolleri, 1980), estaría compuesta por sistemas de abanicos deltaicos,

retrogradacionales, en un sistema transgresivo de segundo orden, con una importante actividad

de un arco volcánico ubicado al noroeste de la cuenca.

3.6 Formación Cardiel

Antecedentes

Esta unidad fue definida por Russo y Flores (1972), ubicándose su estratotipo en las

barrancas del Lago Cardiel. Unidades equivalentes según Riccardi y Rolleri (1980) son Estratos de

Pari Aike (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938), Formación Pari Aike (Leanza, 1972), Formación

Puesto El Moro (Turic, 1971). Estos nombres formacionales, junto a otros términos informales que

se encuentran en la bibliografía, como “Estratos con dinosaurios” (Feruglio en Fossa Mancini et al.,

1938; Feruglio, 1949-1950) se han utilizado para nombrar a los depósitos cretácico-superiores

continentales regionalmente correlacionados de la provincia de Santa Cruz (Arbe, 2002).


59

Distribución areal

De acuerdo a Riccardi y Rolleri (1980) las sedimentitas continentales de la Formación

Cardiel, y equivalentes, se extienden desde el lago Pueyrredón hasta el lago Argentino al sur (Fig.

1.1). En cambio Ramos y Aguirre-Urreta (2002) limitan su distribución hasta el lago Belgrano.

En la zona de estudio estas rocas afloran en el tope de la Sierra Baya, en su sector oriental

(Fig. 1.2; Anexo mapa geológico).


Ramos (1989), registra para la zona de estudio la presencia de “limolitas verdes y rojizas”

correspondientes a la Formación Cardiel. En base a esta definición fue fotointerpretada su

presencia en la zona oriental de la Sierra Baya, por encima de los depósitos continentales y

volcaniclásticos de la Formación Kachaike.

No figuran en la bibliografía espesores de esta unidad en la zona de estudio. El valor más

cercano, tomado en el lago Cardiel (Fig. 1.1) es de 300 m (Riccardi y Rolleri, 1980).


Para Ramos y Aguirre-Urreta (2002), la Formación Cardiel está en contacto transicional con

la subyacente Formación Kachaike en la zona de trabajo. En base a esta relación de contacto le

asignan una edad cenomaniana o más joven. A su vez, la edad santoniana mínima de una andesita

(Riccardi, 1971) establece un límite superior para esta unidad, dado que fue extruida

posteriormente al plegamiento de los estratos cretácicos. Arbe (1986) obtuvo edades K/Ar en

tobas dentro de esta unidad que arrojaron una edad mínima de 81 ± 10 Ma. De acuerdo a esto la

Formación Cardiel correspondería al intervalo Cenomaniano - Campaniano.

Para Arbe (2002), esta unidad se encuentra separada de la subyacente Kachaike por una

discordancia, asignándolas a ciclos sedimentarios distintos.


Arbe (1986) interpreta un ambiente fluvio-palustre, asociado a extensas planicies aluviales

para esta unidad, que habrían estado vinculadas a ambientes aluviales de mayor energía hacia el

oeste (Ramos y Aguirre-Urreta, 2002). La presencia de dinosaurios indicaría un ambiente

relativamente cálido y húmedo (Ramos y Aguirre-Urreta, 2002).


60

3.7 Terciario indiferenciado

Por encima de los depósitos pelíticos de la Formación Cardiel se reconocieron, en

imágenes de alta resolución, la presencia de depósitos pelíticos oscuros, de acuerdo a su textura

de erosión. No se tiene información al respecto de ellos, tampoco se alcanzó físicamente dicha

zona perteneciente a la zona de estudio, por lo que fueron mapeados como “Terciario

indiferenciado”. De acuerdo a Ramos (1989) se sospecha que se tratarían de depósitos paleógenos

de la Formación Río Lista.

3.8 Formación Centinela

Antecedentes

Esta formación fue nombrada Tertiaire Patagonien por D´Orbigny (1842), Great

Patagonian Formation por Darwin (1846) y Patagoniano en sentido amplio en la zona costera de

Santa Cruz. Furque y Camacho (1972) la denominan Formación Centinela en la vertiente oriental

de la Cordillera Patagónica Austral. Cuitiño y Scasso (2010) proponen el nombre Formación

Estancia 25 de Mayo en la zona del lago Argentino, dado que el nombre Formación Centinela ya

fue utilizado para nombrar otra unidad en el noroeste argentino.

Distribución areal

La transgresión registrada en esta unidad habría cubierto las zonas costeras de la provincia

de Santa Cruz hasta el actual frente cordillerano, desde la cuenca del lago Pueyrredón hasta el lago

Argentino (Riccardi y Rolleri, 1980).

En la zona de estudio aflora en la porción oriental conformando una serie de bardas de

dirección noroeste-sudeste que son cortadas por la ruta provincial 81 unos 5 km al este del límite

oriental del área analizada. Hatcher (1897) denomina al paso labrado en estas rocas, por el cual

accedió a la cuenca del Río Mayer, Shell Gap (Fig.3.36), debido a su contenido fosilífero. Aflora a su

vez extensivamente en el limite oriental de la Sierra Baya.

Litología

Esta unidad se compone de areniscas finas a gruesas, gris amarillentas, en parte calcáreas,

bien cementadas, que alternan con tobas cineríticas blanquecinas y amarillentas y bancos de

conglomerados y ostras (Riccardi y Rolleri, 1980).


61

Fig. 3.36: Bancos de la Formación Centinela inclinando hacia el este en el Shell Gap, ruta provincial

81.

En la zona de estudio consta de areniscas gruesas a sabulíticas, de color castaño oscuro a

gris, con estratificación entrecruzada. Se reconocen a su vez niveles de coquinas con gastrópodos y

ostras (Fig. 3.37).

Fig. 3.37: Bancos de ostras en la Formación Centinela, ruta provincial 81.

Contenido paleontológico

La Formación Centinela contiene una abundante fauna de invertebrados, en la que pueden

encontrarse moluscos, braquiópodos, equinodermos y decápodos. Se hallan presentes especies


62

como: Ostrea hatcheri (Ihering), Ostrea maxima (Hupe), entre otras (Riccardi y Rolleri, 1980). En

del Río (2002) puede encontrarse un listado completo con las especies halladas en las

sedimentitas marinas terciarias de la Cordillera Patagónica.


Furque (1973), en base a la asociación fósil ubica a esta unidad en el Oligoceno superior-

Mioceno inferior, por la presencia de Ostrea hatcheri y O. D´orbignyi. La relación de concordancia

con la suprayacente Formación Santa Cruz avalaría esta conclusión, ya obtenida por Hatcher

(1903) y Ortmann (1902) basados en las sucesiones faunísticas.

Parras et al. (2008) obtuvieron una edad 40Ar/39Ar en roca total de 20,48 ± 0,27 Ma para la

Formación Centinela. Mediciones de 87Sr/86Sr en conchillas de Crassostrea? hatcheri de la

Formación Centinela arrojaron edades entre 21,24 y 26,38 Ma. A su vez, mediante la medición de 87Sr/86Sr en conchillas de Crassostrea? hatcheri de la Formación San Julián, en la costa atlántica de

Santa Cruz, obtuvieron edades de 23,83 Ma y 25,93 Ma. A partir de estos datos correlacionaron las

edades de depositación de las formaciones Monte León, San Julián y Centinela como del Oligoceno

superior-Mioceno temprano.

Su contacto inferior, con lo que se sospecha es la Formación Río Lista, sería concordante

de acuerdo a la bibliografía (Riccardi y Rolleri, 1980). Por encima, y en concordancia, se

encuentran los depósitos pelíticos de la Formación Santa Cruz, contacto ubicado fuera de la zona

de estudio.


Cuitiño y Scasso (2010) hacen una exhaustiva descripción de la sedimentología de esta

unidad en el lago Argentino. Proponen el nombre formacional Estancia 25 de Mayo, separada en

dos miembros. De acuerdo a los miembros que ellos definen, el miembro inferior (Mb. Quien

Sabe) representa la evolución de un ambiente marino somero en el contexto de un cortejo

sedimentario transgresivo que pasa gradualmente a un sistema de planicie costera vinculado a la

progradación de un cortejo sedimentario de mar alto. El miembro superior (Mb. Bandurrias) se

apoya sobre el anterior mediante una discontinuidad, la cual marca la instauración de una nueva

transgresión marina, y luego de ella comienza un cortejo sedimentario de mar alto marcado por la

progradación del sistema estuarino que culmina con depósitos fluviales meandriformes

pertenecientes a la Formación Santa Cruz.


63

Capitulo 4. Estructura

El presente capítulo tiene como fin discutir en un marco regional del flanco oriental de la

Cordillera Patagónica Austral (Sección Marco Regional), la estructura específica de la zona de

estudio.

4.1 Marco Regional

Leanza (1972) caracteriza estructuralmente a la Cordillera Patagónica Austral, en su flanco

oriental, como una serie de fajas de deformación que involucran rocas más antiguas hacia el oeste.

Historicamente, este segmento cordillerano ha sido dividido en dominios estructurales basados en

estilos estructurales disímiles. Riccardi y Rolleri (1980) distinguen entre los estilos que exhiben las

entidades premesozoicas (Formación Río Lácteo, véase sección 3.1), deformación que ha sido

estudiada inicialmente por Nullo et al. (1978); y el que exhiben las unidades meso-cenozoicas.

Ramos (1989) propone un mapa estructural de la Cordillera Patagónica entre los 47°S y

49°S. De acuerdo a dicho trabajo, la faja orogénica entre las cuencas de los lagos San Martín y

Buenos Aires se divide en tres sectores: (1) una zona oriental, con retrocorrimientos inclinados al

este que afectan secuencias cretácicas y terciarias; (2) una zona interna compuesta por granitos y

rocas paleozoicas elevados por corrimientos inclinados al oeste, donde fallas inversas de alto

ángulo afectan a rocas paleozoicas y al propio batolito; y (3) una zona triangular que divide la zona

oriental y la interna. A su vez, Ramos (1989) establece la predominancia de la deformación de piel

gruesa al norte de los 49°, mientras que al sur se encuentran mayoritariamente estilos

estructurales mixtos dados por los mayores espesores que registra la cuenca Austral al sur de esta

latitud (Ramos, 1989; Kraemer et al., 2002).

Al sur de los 49° Kraemer (1993) reconoce, entre el lago Viedma y el lago Argentino, dos

zonas: (1) una zona oriental externa caracterizada por plegamientos suaves, con ejes de rumbo

norte a sur, que afectan secuencias cretácicas y terciarias con aumento de la deformación hacia el

oeste; y (2) una zona interna donde rocas paleozoicas cabalgan rocas cretácicas apretadamente

plegadas a través del corrimiento Upsala, inclinados al oeste. Ghiglione et al. (2009) proponen,

para el mismo segmento cordillerano al sur del lago Viedma, una nueva división en dominios

estructurales con base en la estratigrafía mecánica. Estos autores reconocen de oeste a este tres

dominios: de basamento, equivalente a la faja externa de Kraemer et al. (2002); de faja plegada y


64

corrida interna; y de faja plegada y corrida externa. Sus fajas plegadas y corridas interna y externa

se diferencian por las secuencias que afectan, en un caso cretácicas y en el otro cenozoicas,

respectivamente.

Trabajos claves en el conocimiento de la geología estructural de esta provincia geológica

son Nullo et al. (1978), Ramos (1989), Kraemer (1994), Coutand et al. (1999), Diraison et al. (2000),

Kraemer et al. (2002), Ghiglione et al. (2009), Giacosa y Fracchia (2012), entre otros.

De una manera más integradora, Kraemer et al. (2002) proponen para la región andina

interna y el flanco andino oriental de la Cordillera Patagónica Austral los siguientes dominios

estructurales (Fig. 4.1):

• Faja plegada y corrida interna (Fig. 4.1): caracterizada por afloramientos de rocas de

basamento paleozoico, volcanitas jurásicas y sedimentos de la tectosecuencia de rift.

Dominan las estructuras de basamento (thick skinned), las cuales generalmente sobrecorren

rocas paleozoicas y jurásicas sobre unidades más jóvenes. Su borde occidental se caracteriza

por corrimientos con desplazamientos kilométricos y vergencia al este, como los corrimientos

San Lorenzo y Lácteo (Ramos, 1982, 1989; Giacosa y Franchi, 2001); mientras que su borde

oriental se caracteriza por bajocorrimientos y retrocorrimientos, como el Nansen, Vacas, Yole

(Ramos, 1982, 1989; Giacosa y Franchi, 2001), por lo que quedan definidas zonas triangulares

entre ambos. Esta faja presenta una retracción escalonada, y una segmentación que ha sido

interpretada producto de anisotropías dadas por estructuras paleozoicas (Nullo et al., 1978;

Ramos, 1989) o por estructuras extensionales jurásicas (Kraemer, 1994; Ghiglione et al., 2009;

Likerman et al., 2013).

• Faja plegada y corrida externa (Fig. 4.1): posee un estilo de piel gruesa (thick skinned)

dominante al norte de los 49°S. Al sur de dicha latitud el estilo es mixto, encontrándose

estructuras de cubierta (thin skinned) asociadas a múltiples niveles de despegue, combinadas

con estructuras de basamento de mayor longitud de onda. Esta diferenciación existente a

partir de los 49°S está asociada a un cambio en la estratigrafía mecánica de ambas zonas,

dado que al sur los espesores de sedimentos de la cuenca Austral se incrementan

rapidamente (Ramos, 1989; Kraemer et al., 2002).


65

Fig. 4.1: División estructural propuesta por Kraemer et al. (2002) para la Cordillera Patagónica

Austral. El recuadro rojo marca aproximadamente la zona de estudio.

De acuerdo a esta división, la zona de estudio (Fig. 4.1) incluye parcialmente a la faja

plegada y corrida interna, y casi en su totalidad a la externa.

Varios autores identifican un importante nivel de despegue regional en las pelitas de la

Formación Río Mayer (Winslow, 1981; Ramos, 1989) dentro de la faja externa. Ramos (1989)

establece la existencia de un nivel de despegue más profundo en rocas paleozoicas, dentro de la

faja interna, al norte del Lago San Martín, así como uno menor en rocas de la Formación Kachaike.

Con respecto a las fases de deformación que tuvieron lugar en esta región se reconocen, a

nivel general, tres ciclos deformacionales: (1) deformación compresiva neopaleozoica asociada al

ciclo gondwánico (Hervé, 1988); (2) deformación extensional jurásica asociado al ciclo

patagonídico (Ramos, 1989); (3) deformación compresiva andina a partir del Cretácico tardío, con

representación variable de la fase inicial de levantamiento, y compuesto por diversas fases

constructivas (Biddle et al., 1986; Ramos, 1989; Kraemer et al., 2002; Ramos, 2002). En la zona de


66

estudio el levantamiento principal habría tenido lugar en el Mioceno, como consecuencia de la

colisión de la dorsal de Chile (Ramos, 1989; Blisniuk y Strecker, 2001; Ramos, 2002) y estaría

registrado en los depósitos sinorogénicos de la Formación Santa Cruz (Kraemer et al., 2002;

Ramos, 2002). Estas fases deformacionales han dejado rasgos estructurales propios y en algunos

casos condicionado el estilo estructural de las deformaciones posteriores.

4.2 Estructura de la zona de estudio

La zona de estudio se encuentra comprendida en el límite entre dos dominios

estructurales diferenciados que serán denominados de la siguiente manera: (1) dominio de

basamento al oeste, en el cual la deformación involucra rocas paleozoicas y jurásicas,

exponiéndolas en superficie; y (2) faja plegada y corrida al este, caracterizado por la interacción de

estructuras de piel gruesa y estructuras de piel fina que involucran las secuencias cretácicas y

cenozoicas hacia el este. En la figura 4.2 puede verse un mapa geológico completo, incluyendo la

información estructural, de la zona de estudio. Se adjunta de la misma manera dicho mapa en un

Anexo a escala 1:80.000.


67


68

Se ha confeccionado una transecta estructural, según la traza A-A’ (Fig. 4.2), esquemática

que representa las características de estos dos dominios (Fig. 4.3). La misma continua más allá de

la traza con el fin de ilustrar la estructura más allá del límite de mapeo.


69

La sección estructural fue interpretada en base a datos estructurales tomados durante las

labores de campo y datos estructurales fotointerpretados (Fig. 4.2); una sección sísmica de

ubicación exacta desconocida (Fig. 4.4), pero ubicada dentro de la sierra Baya (V.A. Ramos, com.

personal). Se utilizaron como base modelos previos de inversión tectónica (Fig. 4.5) como Bonini et

al. (2011) y Mitra y Mount (1998), así como otros aplicados regionalmente para la Cordillera

Patagónica Austral como los vistos en Kraemer et al. (2002), Ghiglione et al. (2009), Likerman et al.

(2013). Se utilizaron modelos que muestran inversión en la mayoría de las estructuras

extensionales originales.

Fig. 4.4: Sección sísmica interpretada, sin localización exacta, obtenida en la sierra Baya (V.A. Ramos, com. personal) En la misma se reconoce una falla normal jurásica invertida positivamente cortando a través de sedimentos cretácicos. RL=Formación Río Lácteo; EQ=Complejo El Quemado;

RM= Formación Río Mayer.

Otras evidencias estructurales que sustentan los modelos de inversión tectónica para esta

zona fueron reconocidos al norte de la zona de estudio, a lo largo del frente cordillerano entre las

cuencas de los lagos Belgrano y Buenos Aires. Allí se reconocieron, en la zona de los lagos

Pueyrredón-Posadas (Fig. 1.1), estructuras que involucran volcanitas jurásicas (Fig. 4.6) y que en


70

algunos casos cortan a través de las secuencias cretácicas (Fig. 4.4), mientras que en otras

deforman, de manera acoplada dichos sedimentos. A su vez, a nivel regional, los bancos de

volcanitas jurásicas aflorantes se encuentran en muchos casos subhorizontales, y no suelen

presentar inclinaciones que superen los 20°. Las bajas se pueden asociar a la inversión de fallas

normales que producen un significativo ascenso cortical con baja rotación de los bancos (e.g. Fig.

4.5).

Fig. 4.5: Interpretación sísmica que muestra estructuras dúctiles en una cobertura sedimentaria asociadas a estructuras de inversión tectónica positiva en el offshore del mar Adriático. Según

Bonini et al., 2011.

Dominio de basamento

Se exponen rocas paleozoicas y jurásicas (Fig. 4.3) a través de la inversión positiva de fallas

normales de alto ángulo con inclinación al este y al oeste. Se intepreta la existencia de dos fallas

principales con vergencia opuesta, de inclinación aproximada de 60°, bajo la Sierra de las Vacas,

que permitirían explicar la existencia de un depocentro del Complejo El Quemado sobrecorrido

hacia el oeste por encima del basamento, y al este por encima de secuencias más jóvenes.


71

Fig. 4.6: Volcanitas jurásicas afectadas por una falla de alto ángulo (aprox. 60°) que se interpreta como un fallamiento normal invertido positivamente. Nótese la baja inclinación que exhiben las

rocas a ambos lados de la falla. Foto tomada en cercanías a la costa norte del lago Posadas.

Las metamorfitas paleozoicas presentan una deformación dúctil penetrativa con micro y

mesoestructuras dúctiles como ser foliación, micropliegues y mesoplliegues, venas de cuarzo

singenético y a su vez, presentan deformación frágil sobreimpuesta (Fig. 4.7).


72

Fig. 4.7: Metapsamitas y metapelitas paleozoicas que exhiben deformación dúctil y frágil. Foto tomada en cercanías de la ruta provincial 81, al oeste de la estancia Ñires.

Las volcanitas jurásicas presentan estructuras extensionales como las reconocidas en la

Sierra de las Vacas (Figs. 3.11, y 4.8) las cuales dan a entender que fueron extruidas o depositadas

mientras perduraba el régimen extensivo que dio lugar a la cuenca Austral.


73

Fig. 4.8: Fotointerpretación que muestra evidencias de génesis sinextensional en volcanitas de el

Complejo El Quemado (E.Q.), apoyadas sobre metamorfitas de la Formación Río Lácteo (R.L.). Foto tomada al sur de la ruta provincial P81, en cercanías de la estancia Ñires.


74

Dominio de faja plegada y corrida externa:

Afloran rocas cretácicas y cenozoicas, de las fases de subsidencia termal y subsidencia

flexural de la cuenca Austral, disminuyendo su edad hacia el este. Se reconocen diversos

plegamientos, apretados con inclinaciones de sus flancos que median entre 40° y 60°, en las

pelitas de la Formación Río Mayer inmediatamente al este del frente del dominio de basamento

(Fig. 4.9), lo cual se interpreta como deformación dúctil en una zona entre fallamientos de

vergencia opuesta (Fig. 4.3). Se interpreta la existencia de una serie de fallamientos, con despegue

en la propia Formación Río Mayer, como generadores del plegamiento que exhibe esta unidad en

dicha zona.

Fig. 4.9: pelitas de la Formación Río Mayer plegadas en la zona entre las sierras Baya y de las Vacas. Vista hacia el sudeste.

Hacia el este, la sierra Baya constituye una estructura de unos 7,5 km de longitud de onda,

que presenta un basculamiento con lado positivo hacia el oeste, dado por la inversión positiva con

importante rechazo. A partir de la aplicación del método de Dahlstrom (1990) sobre esa longitud


75

de onda (Fig. 4.3) se ubicó las superficies de despegue en sectores profundos, que corresponden al

basamento paleozoico.

En dicha sierra se reconocen además una serie de plegamientos secundarios, de menor

longitud de onda (Fig. 4.10), con flancos que inclinan entre 10° y 30°, y que afectan visiblemente a

sedimentitas de la Formación Kachaike. Los mismos pueden ser explicados a partir de la inversión

de fallas de alto ángulo y la propagación de las mismas a través de los sedimentos cretácicos (Fig.

4.3). Los pliegues de mayor extensión presentan un buzamiento de sus ejes hacia el norte (Fig.

4.2).

Fig. 4.10: Pliegues secundarios reconocidos en la porción oriental de la sierra Baya afectando a sedimentitas de la Formación Kachaike.


76

Capítulo 5. Historia geológica

Las rocas aflorantes en la zona de estudio registran una historia que se extiende desde el

Eopaleozoico hasta la actualidad.

El registro geológico de la zona de estudio comienza con la información obtenida de las

metamorfitas devónico-carboníferas de la Formación Río Lácteo. Las mismas corresponderían a

depósitos marinos profundos asociados a un prisma de acreción desarrollado en el márgen

protopacífico durante el Paleozoico (Forsythe y Mpodozis, 1983; Hervé et al., 2008) con edad de

metamorfismo que alcanza el Pérmico (Giacosa y Márquez, 2002).

Tras un importante hiato en el registro, se encuentran las volcanitas jurásicas tardías del

Complejo El Quemado (Fig. 5.1). Las mismas registran la extensión generalizada que experimentó

la región (Biddle et al., 1986) debido al desmembramiento de Gondwana y la apertura del océano

Atlántico sur (Pankhurst et al., 1998; Ghidella et al., 2002). Estarían a su vez ligadas a un régimen

de subducción con extensión (Panza y Haller, 2002), factor evidenciado por las estructuras

observadas en el campo.

Tras la fase de subsidencia mecánica prosigue la fase de subsidencia termal que favorece

el depósito de los sedimentos marinos de la cuenca Austral durante el Cretácico temprano (Fig.

5.1). Se encuentran en la zona de estudio sedimentos pelíticos de la máxima inundación de la

misma, de edad barremiana, de la Formación Río Mayer.

Continúan sedimentos litorales aptianos, de la Formación Río Belgrano, que marcan el

inicio de un ciclo regresivo que continuaría con los sedimentos continentales de la Formación

Kachaike. Este ciclo regresivo estaría asociado al levantamiento de la Patagonia extra-andina,

incluyendo los macizos del Deseado y Sumuncurá, durante la etapa de postbreakup del océano

Atlántico (Ghiglione et al., en prensa Cretaceous Research).


77

Fig. 5.1: Evolución generalizada de la Cordillera Patagónica Austral modificado de Wilson, 1991.

Hacia el Cretácico tardío continua la sedimentación continental, registrada en sedimentos

de la Formación Cardiel. A su vez se registran las primeras fases de levantamiento asociados a la

deformación andina en el ámbito de Cordillera Patagónica dando lugar a la fase de antepaís de la

cuenca Austral (Fig. 5.1). Posteriormente tiene lugar una transgresión atlántica de edad oligo-

miocena evidenciada por los sedimentos marinos someros de la Formación Centinela.

Durante el Mioceno la zona experimenta el alcance de la deformación andina (Blisniuk y

Strecker, 2001), iniciada en el Cretácico tardío (Kraemer et al., 2002), hecho registrado en las

secuencias sinorogénicas, aflorantes al este de la zona, de la Formación Santa Cruz, y por el propio

levantamiento que tuvo lugar en el área a partir de dicho período. El levantamiento final del

segmento en el que se encuentra la zona de estudio estaría asociado a rápidas velocidades de

convergencia y al desarrollo de una ventana astenosférica durante el Mioceno (Cande y Leslie,

1986; Ramos, 2002; Guillaume et al., 2009).


78

Capítulo 6. Resultados y conclusiones

Se reconocieron las rocas aflorantes, y se describieron sus características litológicas y

estructurales.

Desde el punto de vista estratigráfico se levantó un perfil de detalle, escala 1:200, que

atraviesa los sedimentos cretácicos inferiores que registran el pasaje de condiciones marinas a

litorales y continentales en la cuenca Austral. El mismo presenta la primera medición detallada del

espesor que tiene la Formación Río Belgrano en la zona. Se registraron las litologías y el contenido

fósil de este intervalo continental particular de la zona de estudio dentro del ámbito de la cuenca

Austral. Adicionalmente, se extendió el reconocimiento de los depósitos de la Formación El Bello

descripta por Ecosteguy et al.(2014).

Se confeccionó un mapa geológico escala 1:80.000, el más detallado hasta el momento,

que representa las relaciones en las que afloran las unidades descriptas en la estratigrafía así

como también las estructuras que las exponen en superficie.

Se relevó la estructura de la zona, a partir de la cual se propuso un modelo de inversión

tectónica que involucra la interacción de estructuras extensionales jurásicas con el posterior

campo de esfuerzos compresivo. Se realizó una sección estructural esquemática que ilustra dicho

modelo propuesto vinculándolo a la geología superficial relevada. A partir de esta caracterización

estructural, se dividió al área de relevamiento en un dominio de basamento y uno de faja plegada

y corrida.


79

Agradecimientos

Este manuscrito representa el último peldaño en un camino de unos 8 años. Detrás de el autor hay muchas personas e instituciones que hicieron posible este logro personal, el mismo es realmente un logro colectivo:

A mis viejos y mi hermano, por el apoyo incondicional de una familia que me quiere y fomenta el espíritu crítico.

A mis directores, Dr. Matías Ghiglione y Dr. Maximiliano Naipauer, por guiarme a través de este rito de paso, por los conocimientos y sabiduría transmitidos en el campo y en el gabinete.

A la Universidad Pública argentina, por el apoyo de una nación que forma profesionales claves para construir autonomía y soberania.

Al pueblo argentino, quien en última instancia sustentó mis estudios.

A la Universidad de Buenos Aires, por haberme otorgado una beca Estímulo que me ayudó a finalizar mis estudios de grado y me permitió dar mis primeros pasos en la actividad científica.

Al departamento de Ciencias Geológicas y todo su staff docente, más allá de los conocimientos transmitidos, por su cercanía con el alumnado.

A mis amigos de siempre; a los nuevos que me dió esta hermosa carrera, a cada momento compartido en el campo, en el aula, en casa.

A los correctores, y jurados, del presente manuscrito, Dr. Víctor Ramos y Dr. Pablo Leal, por su crítica constructiva y la celeridad en su corrección. Permitieron alcanzar una versión mejorada de este trabajo.

Al Dr. Guillermo Ottone por la determinación de las muestras de paleobotánica.

A la energía creadora del cosmos, la cual me insta día a día a seguir creando.

Agradecido.


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Anexo

• Mapa geológico escala 1:80.000

geología de las sierras baya y de las vacas, provincia de ...posterior apunta al reconocimiento de...

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