REGION DEL RIO DIAMANTE-VOLCAN MAIPO -RIO ATUEL

Grupo Rayoso (Aptiano-Cenomaniano) (18)

Antecedentes: las tradicionales denominaciones de Huitriniano,“Yeso de Transición” y Diamantiano de Groeber(1946, 1947a) han sido reemplazadas por las de Formación Huitrín
con tres miembros (Chorreado, Troncoso y La Tosca) y Formación Rayoso integradas en el Grupo Rayoso (Legarreta y Gulisano, 1989). Volkheimer (1978) optó por conservar la
denominación de Formación Salas (“Salas Sandstone”, Lahee, 1927) para referirse a un potente conjunto de conglomerados, areniscas y limolitas rojas que se disponen por encima
de la Formación Huitrín.

Distribución areal: esta unidad presenta una distribución similar a la del Grupo Mendoza, a modo de faja submeridiana desde Loma del Medio hasta el curso medio del río Diamante. Entre el río Negro y el arroyo de las Minas se presenta estructurada junto a las capas del Grupo Neuquén. Los afloramientos principales se hallan en el arroyo de Las Playas, Río Negro, Vega de los Patos y Cerro de la Brea- Lomas Bayas donde las secciones evaporíticas tienen importante desarrollo. Al sur del río Atuel aflora en un sinclinal ubicado al sureste del arroyo Paraguay. Al norte del río Diamante aflora principalmente en el cerro Plomo.

Litología: las capas se caracterizan por una notable participación de evaporitas, anhidrita y sal con respecto a los sedimentos de origen marino y un incremento de depósitos clásticos hacia el techo. Tïpicamente, las capas huitrinianas están compuestas por yeso, con intercalación de calizas dolomíticas y en algunos casos areniscas grises. Según Kozlowski y Baldi (1983) es posible diferenciar en la zona entre los ríos Diamante y Atuel los tres miembros de la Formación Huitrín. El miembro Chorreado abarca una parte inferior de pelitas y calizas litoclásticas, de 45 m de espesor y una parte superior rica en yeso. El miembro Troncoso, cuyo espesor alcanza 200 m en el arroyo La Manga, presenta una
distribución más restringida y al igual que para el miembro anterior se diferencian 2 secciones, una inferior de pelitas verdes y yeso que pasan a pelitas rojas hacia el borde y una
superior formada exclusivamente por yeso. El miembro La Tosca, con un espesor de 20 m apoya sobre el miembro Troncoso en las posiciones más internas, y sobre el miembro
Chorreado en el borde de la cuenca. Su litofacies más frecuente la constituyen los wackestones y packstones peletoidales y en forma subordinada grainstones oolíticos y
boundstones criptoalgáceos en la zona del río Diamante. Cabe resaltar la presencia de asfalto asociado a los depósitos evaporíticos en varias localidades, como por ejemplo minas Eloísa, América, Hullera, cerro de la Brea y cerro Alquitrán, los cuáles constituyen verdaderos manaderos de asfalto. La Formación Rayoso corresponde a un episodio de sedimentación terrígena de capas rojas, el cual representa la regresión definitiva de los mares mesozoicos.
Abarca dos litofacies: una evaporítica y la otra clástica, consideradas tradicionalmente como“Huitriniano” y “Diamantiano” (Groeber, 1946). La litofacies de evaporitas, compuesta por anhidrita, está íntimamente ligada a las pelitas rojas y verdes y a calizas criptoalgáceas, con desarrollo areal en el sector occidental, mientras que hacia el este presenta mejor expresión la litofacies de clásticos rojos, en la cual participan vaques que alternan con conglomerados y areniscas gruesas. Alcanza un espesor de 200 metros. Volkheimer (1978) le asigna a las capas referidas a la Formación Salas hasta 1150 m de espesor en la zona de Los Toscales y cerca de 500 m en el arroyo Paulino al sur del río Atuel. El mismo autor destaca el carácter cíclico de la sedimentación, identificando hasta 5 ciclos granodecrecientes en el desarrollo de un mismo perfil.

Ambiente de depositación: La Formación Huitrín refleja un ciclo de cambio en el régimen hidrológico de la cuenca, el cual se expresa por una restricción notable en el área de
acumulación y por la aparición abrupta de evaporitas. Los miembros Chorreado y La Tosca pertenecen a un ambiente marino somero, de salinidad anormal y el miembro Troncoso
corresponde a un ambiente hipersalino y continental. La Fm. Rayoso representa un ambiente continental de tipo barreal a fluvial para los clásticos rojos y un ambiente marino hipersalino para las evaporitas. Las capas de la Fm. Rayoso registran una marcada expansión de la cuenca en dirección al antepaís, ya que exceden el borde deposicional del Albiano- Eocenomaniano hasta sobreponerse a la serie del Neocomiano y eventualmente a las volcanitas pérmicas del Grupo Choiyoi (Legarreta et al., 1993).

Relaciones estratigráficas: este grupo se dispone en relación discordante sobre las sedimentitas mendocianas y es cubierto por las capas rojas del Grupo Neuquén. En los
sectores de borde de cuenca los Grupos Rayoso y Neuquén se hallan separados por la discordancia intersenoniana de carácter regional, la cual se pierde hacia el sector central de
la misma, resultando dificil establecer el pase formacional salvo por identificación de asociaciones distintivas de ostrácodos (Yrigoyen, 1979).
Paleontología: los restos fósiles huitrinianos corresponden a bivalvos y gasterópodos (Corbicula sp, Diplodon sp., Modiola sp., Diplodon sp., Melania macrochilinoides). Los
estudios palinológicos (Volkheimer y Salas, 1975) permitieron diferenciar dos zonas, una inferior que contiene morfoespecies como Classopollis spp., Coptospora spp. y
Cicatricosisporites australiensis y una superior que contiene el primer polen retipilado de angiospermas ( Huitrinipollenites transitorius, Stephanocolpites mastandreai, Rayoso, en cambio, no incluye macrofósiles, solo acritarcos, polen y esporas, dinoflagelados y foraminíferos.

Edad: La Formación Huitrín es de edad barremiano-aptiana mientras que la Formación Rayoso es de edad albiana.

Grupo Neuquén (Neocenomaniano-Campaniano) (19)
Antecedentes: Groeber (1946) lo incluye en su ciclo Diamantiano y Volkheimer (1978) lo denomina Formación Salas, mientras que Legarreta y Gulisano (1989) lo asimilan a la
Mesosecuencia o Grupo Neuquén, integrado por tres formaciones: Río Limay, Río Neuquén y Río Colorado.

Distribución areal: esta unidad presenta amplia distribución al norte de la Cuchilla de la Tristeza. Los afloramientos se disponen en sucesivas láminas de corrimiento de orientación
submeridiana en el sector limitado al este por la Cordillera Frontal y al oeste por una línea imaginaria que parte de la Loma del Medio hacia el arroyo Barroso, línea que corresponde a un corrimiento mayor que pone en contacto los estratos supracretácicos con aquellos de edad jurásica. Al norte, los afloramientos neuquenianos desaparecen por debajo de las volcanitas huincalitenses. Otro grupo de afloramientos se sitúa al este del Cordón del Carrizalito, por ejemplo en las nacientes del arroyo La Faja, donde se dispone sobre las facies de borde del Grupo Mendoza.

Litología: litológica y genéticamente este grupo es muy semejante a la Formación Rayoso. Corresponde a una sucesión continental de color rojo de varios centenares de metros de
potencia. Las litofacies más frecuentes corresponden a areniscas y conglomerados con estratificación en capas gruesas, laminación paralela y entrecruzamiento planar de mediana
escala. Otro tipo facial está dado por capas de areniscas con intercalación de fangolitas con nódulos carbonáticos. En algunos sectores, como en el arroyo la Carpa, intercalan delgados niveles de yeso.

Ambiente de depositación: corresponde a un ambiente aluvial con una zona de borde caracterizada por la coalescencia de canales fluviales que desaguaban a través de avenidas
mantiformes de tipo efímero. Los fangos rojos se habrían acumulado por decantación en zonas de intercanal y en cuerpos de agua temporarios localizados hacia la parte distal del
sistema (Legarreta et al., 1993).

Relaciones estratigráficas: en la zona entre los ríos Diamante y Atuel la relación con el Grupo Rayoso es de paraconcordancia. En ciertas localidades al este de Cordillera Frontal
apoya directamente sobre el sustrato choiyoilitense. Hacia arriba el Grupo Neuquén es cubierto por los sedimentos del Grupo Malargüe.

Edad: Cenomaniano-Campaniano.

Formación Saldeño (20)
Antecedentes: Polanski (1957) definió a esta unidad ubicando su perfil tipo en el ambiente de Cordillera Frontal, en el Real Bayos o Saldeño y extendiendo su distribución desde el área del río Palomares hasta el área de la Laguna del Diamante. Yrigoyen (1979) describe a esta formación en las cabeceras del alto río Tunuyán.

Distribución areal: en el área abarcada por la hoja Volcán Maipo esta unidad se halla poco representada ya que su mejor desarrollo se halla hacia el norte, en la hoja vecina. Al norte de la Laguna del Diamante, en los arroyos del Durazno, Salinillas y al sur del arroyo Papal se reconocen afloramientos asignables a esta unidad.

Litología: en los perfiles mejor desarrollados al norte de la hoja Vn. Maipo esta formación alcanza un espesor máximo de 250 m y es posible dividirla en tres miembros (Ramos et al.,
1999): Miembro Conglomerado basal, de 50 m de espesor, Miembro Pelitas y Tobas, compuesto por pelitas y arcillitas de color rojizo con intercalación de delgados bancos
calcáreos y Miembro Calizas y Tobas, el cual corresponde al más potente y mejor representado y se halla integrado por bancos calcáreos con intercalación de delgados niveles
de areniscas y tobas. Tunik (1999) describe dos asociaciones de facies: a) pelitas masivas y laminadas intercalados con bancos de areniscas finas masivas y en forma subordinada niveles de mudstones y tobas y b) mudstones masivos y laminados, wackestones con concreciones, yeso y bancos estromatolíticos subordinados.

Ambiente de depositación: de acuerdo con Tunik (1999) la asociación de facies A corresponde a un ambiente submareal a intermareal, mientras que la asociación de facies B
corresponde a un ambiente de depositación intermareal superior a supramareal

Relaciones estratigráficas: en la zona la unidad se presenta muy tectonizada y cubierta por volcanitas terciarias. En el área del arroyo Papal se observa una relación de concordancia o paraconcordancia con los depósitos de la Formación Pircala.

Paleontología: hasta el momento se han hallado algunas trazas fósiles: Tripanites sp. y Thalassinoides sp. y restos de conchillas (Tunik, 1996 y Raggio, 1997 en Ramos et al.,
1999).

Edad y Correlación: en base a las relaciones estratigráficas se le asigna una edad cretácica superior (Ramos et al., 1999). Correspondería a un equivalente facial de la Formación Roca, ampliamente extendida en el sur de la provincia de Mendoza y Neuquén.

Grupo Malargüe (Maastrichtiano-Daniano) (21)
Antecedentes: Groeber (1947) denomina Rocanense a las capas calcáreas fosilíferas que afloran a ambos lados de la Cuchilla de la Tristeza. Volkheimer (1978) conserva el término
Formación Malargüe de Gerth (1931) para los depósitos continentales a marinos de edad maastrichtiana, separándola de la Formación Pircala-Coihueco de edad paleocena-eocena. Más tarde, los términos inferiores de la Formación Malargüe son asimilados a la Formación Loncoche, reservando la denominación de Formación Roca para los depósitos calcáreos de origen marino de la parte superior. Gulisano y Legarreta (1989) agrupan en su Mesosecuencia o Grupo Malargüe a cuatro unidades formacionales: Loncoche, Roca, Pircala y Coihueco. Kozlowski y Baldi (1983) describen la unidad en la zona del arroyo Las Aucas y Cuchilla de la Tristeza.

Distribución areal: los mejores afloramientos de esta entidad se hallan en la zona de las Aucas integrando estructuras homoclinales. Se extienden entre Loma de la Mina y Lomas
Bayas, al norte del río Diamante entre Puesto Maya y el arroyo la Faja y en el flanco oeste de la Cuchilla de la Tristeza entre Vega del Loro y Tres Esquinas.

Litología: para la Formación Loncoche se distinguen dos secciones: la inferior integrada por conglomerados y areniscas gruesas en la base, areniscas verde azuladas, arcilitas,
limoarcilitas, areniscas esqueléticas, grainstones oolíticos de color castaño y delgadas intercalaciones de yeso. La sección superior se halla constituida por limoarcilitas castaño
rojizas y areniscas finas. Su espesor total es de 116 m en el arroyo de Las Aucas y 150 m al sur de la Cuchilla de la Tristeza (Koslowski y Baldi, 1983). En el arroyo de las Aucas suelen aparecer geodas y concreciones de calcedonia dispersas entre las arcilitas y limonitas rojovioladas, las cuáles estarían relacionadas con procesos pedogenéticos (Volkheimer, 1978). La Formación Roca está compuesta por calizas esqueléticas, de tipo packstone y wackestone, con alternancia de limolitas calcáreas y areniscas coquinoideas. Posee un contenido faunístico rico en bivalvos, corales, briozoarios, anélidos y foraminíferos. Su espesor es de 31 m en el arroyo de Las Aucas. La Formación Pircala y la Formación Coihueco se tratan a menudo en forma conjunta ya que resulta difícil su separación. Consisten esencialmente en sedimentos clásticos finos con participación subordinada de material calcáreo y tobas intercaladas de variados y vivos colores. La Formación Pircala está constituida por limolitas y vaques con abundante contenido piroclástico de 300 m de espesor. La Formación Coihueco está compuesta por vaques y limoarcilitas de color verde pálido con espesores cercanos a los 100 metros.

Ambiente de depositación: la Formación Loncoche corresponde a un ambiente de sedimentación complejo, en el cual alternan sistemas fluviales con lacustres de aguas
salobres y barreales. La Formación Roca corresponde a un ambiente marino de plataforma somera. Corresponde a la transgresión atlántica. Las características de la Formación Pircala- Coihueco sugieren un ambiente continental, de barreales y cuerpos lagunares someros, temporariamente interrumpido por breves inundaciones marinas someras (Legarreta et al., 1993).

Relaciones estratigráficas: esta unidad apoya sobre el Grupo Neuquén y es cubierta en discordancia por distintos depósitos terciarios.
Paleontología: la Formación Roca contiene restos de pelecípodos y gasterópodos con variado grado de conservación (Turritella sp., Ostrea sp., Venericardia sp., Cardita
beaumonti, Trigonia gerthi, Turritella cf. sylviana, Gryphaea mendozana). Edad: Maastrichtiano-Paleoceno


Formación Molle (22)
Antecedentes: Corresponde a las “porfiritas labradoríferas” de Gerth (1931) y a lo que Groeber (1946, 1947) denominó Andesita Molle o Andesita 0 asignándola al Oligoceno. En
el ámbito de la Hoja Cerro Sosneado Volkheimer (1978) asigna a esta formación una serie de diques y cuerpos intrusivos como el del cerro Chivato, al sur del río Atuel. Sin embargo, recientes dataciones de Nullo et al. (1997) permiten reasignar esos cuerpos al evento volcánico huincalitense.

Distribución areal: los afloramientos pertenecientes a esta unidad se hallan restringidos al cuadrante sudoeste de la hoja, principalmente en la zona del límite con Chile. En particular,
se reconocen rocas ígneas mollelitenses en la zona de las Choicas, en el alto río Tordillo y Cajón del Burro, entre el arroyo de las Lágrimas superior y el arroyo Claro y en las cabeceras del arroyo Gateado (fig. 16). Este es el último afloramiento en territorio argentino y en Chile pasa a la base del cerro Palomo. Groeber (1947) le otorga a esta formación una mayor distribución areal. Sin embargo, en base a evidencias de campo y correlación petrográfica muchos de esos afloramientos han sido reasignados a eventos volcánicos más jóvenes

Litología: Yrigoyen (1979) describe a esta unidad integrada por facies volcánicas y plutónicas. Las primeras abarcan andesitas hornblendíferas, aglomerados andesíticos y en
menor proporción basaltos. Las segundas corresponden a intrusiones dioríticas, adamellíticas y graníticas, las cuáles suelen constituir relieves elevados. Según Groeber (1947) los
términos efusivos incluyen mantos y brechas de basalto, en parte alcalino, y andesitas hornblendíferas, siendo las facies intrusivas de composición equivalente (ej.: diorita Las
Choicas). El Mollelitense efusivo se encuentra en gran desarrollo entre el límite sur de la hoja y el cajón del Perdido donde, en el cerro Iglesia, adquiere más de 2000 m de espesor. El cordón del límite con Chile está constituido por el Mollelitense intrusivo desde el paso de las Damas hasta el arroyo del Gateado, mostrando allí sus torres y agujas características. En el Cajón del Burro espesas secuencias lávicas del orden de centenares de metros se presentan plegadas. Los términos más frecuentes son fenobasaltos alterados que contienen plagioclasa reemplazada por agregados sericítico-arcillosos, piroxeno y olivino serpentinizado, rodeado por gruesos bordes de magnetita.

Relaciones estratigráficas: presenta una relación discordante sobre los depósitos del Grupo Mendoza. Es intruida por pórfidos riodacíticos y cubierta localmente por coladas asignables a la actividad del cerro Risco Plateado.
Edad y Correlación: hasta tanto se obtengan dataciones radimétricas se mantiene provisoriamente la edad atribuida por Groeber (1946, 1947), es decir Oligoceno superior.
Sería correlacionable con la datación obtenida en la zona de la mina Hierro Indio, ubicada inmediatamente al sur de la hoja.

Formación Palaoco (23)
Antecedentes: esta denominación fue acuñada por Groeber (1947) para definir un evento volcánico de edad miocena caracterizado por una monótona sucesión de coladas basálticas
con intercalación de tobas dacíticas, tal como está expuesto en la sierra de Palaoco en el sur de la provincia de Mendoza. Este mismo autor introduce el término Domuyolitense para
abarcar la facies intrusiva de composición adamelítico-dacítica cuya localidad tipo es el volcán Domuyo, en la provincia de Neuquén.

Distribución areal y litología: según Groeber (1947) en el ámbito de la hoja la Formación Palaoco se encuentra representada por un complejo magmático que incluye facies intrusivas
y facies volcánicas (lávicas y piroclásticas). Cuerpos intrusivos adamellítico-dacíticos hasta granítico-liparíticos afloran al sur del río Atuel frente al cerro Sosneado y al sur del arroyo
Lágrimas inferior. Según este autor, los depósitos de tobas ignimbríticas blancas situadas al sur del Atuel frente a los Baños, estarían relacionados con los cuerpos intrusivos
adamellíticos. Las facies lávicas se hallan en el cerro Malo, representadas por gruesas coladas de basalto y basandesita, que alcanzan hasta 600 m de potencia, coronando los
cerros Amarillos y al norte del arroyo Tordillo inferior (fig.16). En la zona del cerro Blanco Volkheimer (1978) describe cuerpos intrusivos y diques andesíticos de probable filiación
palaocolitense. De acuerdo a la reinterpretación de Sruoga et al. (1998a) se englobaúnicamente dentro del evento palaocolitense a una serie de cuerpos subvolcánicos y facies
hipabisales asociadas de composición dacítica a riodacítica. Los afloramientos de mayor extensión areal son: cerro de Los Pantanos- cerros Amarillos (Fig. 15) al sur del río Atuel,
Sierra Nevada (Fig. 14), en las nacientes del río Diamante, Picos Bayos, al sur de la Caldera Diamante y cerro Blanco en la Sierra del Atuel.(Fig. 16). Núcleos de menores dimensiones, los cuáles corresponderían a apófisis de un cuerpo mayor de dimensiones batolíticas se reconocen al sudoeste de los cerros Amarillos. Todos estos cuerpos comparten las siguientes características: a) volumen de magma importante a juzgar por las dimensiones aflorantes del orden de centenares de km2, b) alto nivel de emplazamiento (subvolcánico a volcánico) en forma de stocks subvolcánicos, diques, filones capa y domos exógenos con texturas que exhiben mayor afinidad volcánica que plutónica, aunque se advierte un pasaje de rocas porfíricas con pastas microgranosas a rocas granosas hipidiomorfas en función de los diferentes gradientes térmicos establecidos durante el enfriamiento del cuerpo, c) contactos intrusivos con sedimentitas meso a suprajurásicas ,d) composición modal dacítica a riodacítica con anfíbol y biotita y diferenciados aplíticos leucocráticos,e) alteración
40 hidrotermal de tipo arcilloso-sericítoca y mineralización metalífera (Cu-Fe) de tipo diseminado y vetiforme (Sruoga et al., 1998a). La facies lávica de composición basáltica
similar a la descripta en el área tipo es reasignada en este trabajo al cochoyolitense.

Relaciones estratigráficas: su relación es intrusiva en todos los casos, cortando los estratos jurásico-cretácicos, principalmente los estratos yesíferos de la Formación Auquilco como en el caso del cerro de los Pantanos, las pelitas negras de la Formación Vaca Muerta como en Sierra Nevada o las formaciones Río Damas-Tordillo en el área del cajón del Burro. Al sudoeste del cerro Risco Plateado, pequeños cuerpos intrusivos atraviesan las rocas asignadas al mollelitense.

Edad: si bien hasta el momento no se tienen dataciones absolutas para esta unidad se la asigna tentativamente una edad miocena inferior.En la Sierra de Palaoco-Río Grande
Koslowski et al. (1987) reconocen una interdigitación lateral entre la Formación Loma Fiera, con abundante contenido piroclástico y varios episodios efusivos. De aquí proviene una edad de 17+2 Ma (Mina Theys) la cual podría considerarse representativa para la unidad volcánica en cuestión.
Mioceno. Por otra parte, Llambías et al. (1978) asignan a las rocas que integran el Complejo Volcánico Domuyo una edad comprendida entre el Mioceno medio y el Pleistoceno superior. De acuerdo con estas consideraciones las rocas palaocolitenses serían equivalentes a la parte basal de la Formación Farellones en Chile, una unidad que alcanza 2400 m de espesor compuesta por coladas andesíticas y depósitos piroclásticos intercalados de edad miocena.

. Formación Papal (24)
Antecedentes: esta unidad fue descripta por Baulíes (1952), Herrero Ducloux e Yrigoyen (1952) y Polanski (1964) en la zona del río Palomares. Herrero Ducloux e Yrigoyen
(designan con el nombre de Papalense a una secuencia constituida en sus dos terceras partes por yeso, aflorante en las inmediaciones del cerro Papal y le asignan una edad miocena
inferior. Recientemente, Pérez et al. (1997) revisan la posición estratigráfica de esta unidad y la vinculan con la ingresión paranense, de vasto alcance regional.

Distribución areal: esta unidad muestra buen desarrollo al norte de la hoja, y penetra escasamente, reconociéndose afloramientos asignables a esta formación en las nacientes del
arroyo Duraznito, en el cajón de las Overas, en el cerro Papal y en el arroyo homónimo, al norte de la laguna del Diamante.

Litología: esta unidad fue dividida (Herrero Ducloux e Yrigoyen, 1952) de base a techo en cuatro grupos: un Grupo Basal constituido por margas grises, rojizas y pardo verdosas, con areniscas lajosas, un Grupo Yesoso inferior compuesto por bancos de yeso con arcillas arenosas intercaladas, un Grupo Arcilloso Intermedio, de color rojizo, con areniscas tobáceas grises y un Grupo Yesoso superior. La secuencia alcanza un espesor de 350 metros. Pérez et al. (1997) describen un perfil tipo de la Formación Papal en la ladera oeste del cerro Yeso, al norte de la hoja. La secuencia se inicia con un miembro inferior constituido por fangolitas yesíferas finamente laminadas de color rojizo y verde amarillento con niveles estratificados de yeso nodular. Siguen potentes bancos de yeso concrecional de color rojizo y un miembro de arcillas con intercalación de yeso. La secuencia culmina con un miembro superior formado por yeso finamente laminado con intercalación de fangolitas rojizas, yeso cristalino con abundantes concreciones y fibroso. Cerca del techo se intercalan dos coladas andesíticas. El espesor medido es de 340 metros.

Ambiente de depositación: de acuerdo con Pérez et al. (1997) corresponde a un sistema lagunar de aguas someras hipersalinas sometidas a marcada exposición subaérea. Las
condiciones de subsidencia habrían permitido esporádicas conexiones con el mar paranense.

Relaciones estratigráficas: esta unidad se apoya en discordancia angular sobre los estratos plegados de edad mesozoica y sobre el Conglomerado Tunuyán. Se presenta intruida por
stocks y filones capa de edad huincalitense y es cubierta por basaltos de edad chapualitense inferior (Herrero Ducloux e Yrigoyen, 1952).
Paleontología: en el perfil tipo la Formación Papal contiene una asociación de nanofósiles integrada por: Cyclagelosphaera margerelli, Ellipsagelosphaera britannica,
Micrantholithus hoschulzii, Nannoconus kamptneri, Watznaueria barnesae, Watznaueria biporta y Zeughrabdotus embergerii (Pérez et al., 1997). Esta asociación indica una edad
cretácica inferior, correspondiente al Grupo Mendoza, lo cual estaría reflejando el retrabajamiento de estos estratos y su incorporación en los depósitos papalenses.

Edad: en base a correlaciones estratigráficas con niveles equivalentes en San Juan y en el río Grande de Mendoza (Pérez et al., 1997) le asignan a la Formación Papal una edad miocena media.

Formación Agua de la Piedra (25)

Antecedentes: Criado Roque (1950) describe los “Estratos de Agua de la Piedra”en el sur de la Provincia de Mendoza. Posteriormente Volkheimer formalizó la unidad como
Formación Agua de la Piedra. Gorroño et al. (1979) aportan datos paleontológicos con el fin de datar los comienzos de la orogenia ándica. Yrigoyen (1993) realiza una síntesis y puesta al día del conocimiento de los depósitos sinorogénicos en la provincia de Mendoza. Combina et al. (1993, 1994, 1997) contribuyen al estudio sedimentológico y paleoambiental de la unidad y proponen la reubicación cronoestratigráfica de la unidad.

Distribución areal: esta unidad se extiende principalmente al sur de la Cordillera Frontal. Aflora en la Cuchilla de la Tristeza, formando parte de sus faldeos oriental y occcidental, en
las nacientes del arroyo Las Aucas, en el arroyo La Manga, en el valle del río Diamante, en el paraje denominado La Jaula y en la zona del cerro Alquitrán- Loma de la Mina. También aflora en el sector norte del volcán Maipo, en los alrededores del cerro de la Media Luna.

Litología: en la mayor parte de los perfiles la base de la unidad está dada por los conocidos informalmente como “Rodados Lustrosos”( Groeber, 1946). Corresponden a conglomerados de aspecto lustroso debido a la pátina de barniz del desierto, los cuáles engloban clastos pulidos y facetados de tamaño variable, en su mayor parte de rocas andesíticas, envueltos en una matriz blanquecina areno-tobácea.

La Formación Agua de La Piedra es una secuencia granocreciente con predominio de arenillas finas, rojizas, algo tobáceas en la base; hacia arriba intercalan conglomerados
polimícticos y en la parte superior los depósitos son netamente conglomerádicos con rodados grandes de andesitas, pórfiros y sedimentitas mesozoicas con moderada cementación
(Yrigoyen, 1993). Hacia el este, en La Jaula afloran únicamente las facies distales, es decir disminuye el porcentaje de conglomerados y abundan areniscas rosadas megaentrecruzadas y limos rojizos, con intercalación de capas de toba, tufita blanca y delgados niveles de yeso. En el flanco oriental de la Cuchilla de la Tristeza pueden diferenciarse 2 secciones: la inferior, en cuya base se ubica el nivel de los “Rodados Lustrosos”, está compuesta por limolitas y areniscas castaño rojizas con un espesor de 200 m y una superior constituida por conglomerados polimícticos gruesos a muy gruesos con un espesor de 500 m aproximadamente (Koslowski y Baldi, 1983). Combina et al. (1994) describen varios perfiles de detalle en el arroyo La Manga, Puente Viejo y Estancia Coihueco, éstos dos sitios fuera del límite sur de la hoja, en los cuáles distingue 9 litofacies de conglomerados y areniscas. Estos autores destacan el cambio vertical en la composición de los clastos no volcánicos, desde calizas con Ostrea sp. hasta areniscas de la Formación Tordillo, indicando un cambio en la proveniencia del material detrítico durante la evolución de la cuenca de antepaís.

Ambiente de depositación: La Formación Agua de la Piedra corresponde en sus inicios a depósitos de planicie aluvial baja, con posibles cursos meandrosos que permitieron una
distribución uniforme del material detrítico. Los términos medio y superior muestran una progresiva inestabilidad y mayor energía, con cauces anastomosados sumados a una
creciente subsidencia de la cuenca de antepaís (Yrigoyen, 1993). Los espesores de la Fm. Agua de la Piedra son sumamente variables aún en distancias cortas. En dirección oriental se produce una brusca disminución de la granulometría por pérdida de la energía de transporte. Las areniscas megaentrecruzadas de la Jaula representan campos de médanos de posición distal De acuerdo al análisis de asociación de facies reconocidas, Combina et al.(1994) proponen un paleoambiente de abanicos aluviales, en secuencias de cabecera a
cuerpo externo, desarrollados bajo clima semiárido. Este sistema de abanicos aluviales estaría asociado al ascenso de la Cordillera de los Andes con un arco volcánico activo
situado al oeste de la cuenca de antepaís, representado por la Formación Huincan (Combina et al., 1997).

discordania erosiva y/o suavemente angular que suele pasar a fuertemente angular en algunos
sectores. Esta resulta bien visible en el arroyo Las Ramaditas donde apoya sobre la
Formación Pircala-Coihueco mediando una discordancia de 30° (Kozlowski, 1984). En otras
localidades, como por ejemplo en el cerro Alquitrán, la relación con la misma unidad es de
paraconcordancia. Por encima, mediando una discordancia angular, se apoyan los depósitos
piroclásticos de la Formación Loma Fiera.
Edad y Correlación: Tradicionalmente considerada de edad oligocena, asociada a la
actividad de la fase Incaica del ciclo Andico, los depósitos sinorogénicos de la Formación
Agua de la Piedra son reasignados por Combina et al. (1997) al Mioceno medio. Las
dataciones Ar/Ar realizadas por Baldauf et al. (1992) señalan que el principal pulso de
levantamiento tiene lugar en el Mioceno medio (14.2-12.2 Ma), extendiéndose la
depositación de la Formación Agua de la Piedra hasta los 8.8 Ma (Nullo et al., 1996). Esta
unidad se correlacionaría con otros depósitos sinorogénicos miocenos de la zona cordillerana
del norte de Mendoza (Conglomerado Tunuyán de la cuenca de antepaís del Alto Tunuyán,
Giambiagi, 1999).

Formación Huincan (26)

Antecedentes: bajo la denominación de “Huincanlitense” Groeber (1947a) reunió a las rocas volcánicas y subvolcánicas del Terciario superior en el sur de Mendoza y Neuquén, estando su localidad tipo en la Puntilla de Huincán, provincia de Neuquén. Más tarde fue conocida como Andesita Huincán (Yrigoyen, 1979; Volkheimer, 1978).
Distribución areal y litología: sus afloramientos muestran una distribución a lo largo de una faja de orientación noroeste-sudeste aproximadamente. Al sur del río Diamante las andesitas huincanlitenses se presentan agrupadas en tres áreas bien definidas: Sierra del Perdido-cerro de la Mala Dormida (Fig. 18), Laguna Amarga y cerro Alquitrán (Fig.16). En estos tres sectores predomina el modo de emplazamiento en domo exógeno del tipo plug o tapón y en menor proporción en filón capa y dique. Los domos andesíticos intruyen las sedimentitas de la Formación Agrio, Huitrín y Grupo Neuquén, formando cerros puntiagudos de poca altura, con fuerte disyunción columnar vertical. Muchos de ellos (cerro de la Brea, cerro Manantiales) se hallan afectados por corrimientos importantes, tentativamente relacionados con la última fase de deformación (fase diaguita) de la orogenia ándica. Al norte del río Diamante, en las inmediaciones del volcán Maipo (cordón Bravo, cerro Laguna, cerro Pilar, cerro Trapecio) las volcanitas asignadas al Huincanlitense se presentan en facies lávicas sensu stricto. La sucesión de coladas, ignimbritas, depósitos laháricos y piroclásticos que tipifica a la unidad en la pared oriental de la caldera Diamante permite suponer la existencia de estratovolcanes de considerables dimensiones para tiempos miopliocenos. Son andesitas hornblendíferas claras y porfíricas, de tonos verdes, rosados, gris azulados y amarillentos.
Edad: La edad del Huincanlitense se halla acotada al Mioceno medio a superior por la existencia de edades Ar/Ar para localidades al sur del río Diamante que oscilan entre 13 y 5
Ma (Baldauf et al., 1992; Nullo et al., 1997). El pórfido granodiorítico del cerro Chivato, asignado oportunamente por Volkheimer (1978) al Mollelitense, ha sido datado
recientemente por Nullo et al. (1997) arrojando una edad Ar/Ar de 13.6 a 2.6 Ma. Según Combina et al. (1997) este evento volcánico es sincrónico con la sedimentación miocena
representada por las formaciones Agua de la Piedra y Loma Fiera.

f. Formación Loma Fiera (27)

Antecedentes: Esta unidad, de caracter esencialmente piroclástico, es denominada como Santamariense por Groeber (1947a) y descripta por Dessanti (1959) en los alrededores del
cerro Alquitrán. Yrigoyen y Martínez Cal (1953) consideran como “colloncurenses” a las tobas y aglomerados dispuestos en discordancia angular sobre la Formación Agua de la Piedra que afloran en ambos faldeos de la Cuchilla de la Tristeza.Volkheimer (1978) extiende la distribución de esta formación a la zona cordillerana. Koslowski (1984) analiza el
comportamiento estructural de la unidad. Yrigoyen (1993) aporta nuevos datos en su síntesis de los depósitos sinorogénicos de la provincia de Mendoza. Finalmente, Combina y Nullo (1999) realizan una reinterpretación de los depósitos del Cenozoico superior en la Cuchilla de la Tristeza.

Distribución areal: en ambos faldeos de la Cuchilla de la Tristeza, en la Loma de las Ovejas y en la zona del cerro Alquitrán (Bardita Blanca, Loma Fiera, cerro de los Buitres). Los
afloramientos que rodean por el norte a la Cuchilla de La Tristeza se extienden desde Vega del Burro hasta el cerro Agua de Eusebio. En la zona cordillerana esta formación aflora en el pie norte del cerro Sosneado, en el valle del arroyo Colorado y en el pie austral del cerro Malo.

Litología: Yrigoyen (1993) describe a esta unidad integrada por conglomerados, aglomerados, brechas, areniscas tobáceas, tobas y tufitas con franco predominio volcanógeno
y coloración gris clara. En Bardita Blanca, la Formación Loma Fiera se inicia con un lente blanquecino de tobas cenicientas y lapilli de piedra pomez de 50 m de potencia con
estratificación entrecruzada y pobre cementación. Por encima continúan aglomerados y tobas de lapilli gris andesíticos. En el pie norte del Sosneado asoman tobas brechosas
cristalolíticas andesíticas y tobas masivas y compactas, mientras que en el valle del arroyo Colorado se intercalan entre la brechas ígneas delgadas coladas dacíticas y andesíticas
(Volkheimer, 1978). Según Kozlowski y Baldi (1983) la Formación Loma Fiera se halla integrada por dos secciones: una inferior formada por tobas y lapillis de color blanquecino, y
la superior por aglomerados y coladas clastolíticas de composición andesítica y basáltica de colores oscuros (Fig. 19). Combina y Nullo (1999) divide a esta formación en dos miembros: uno basal (Miembro Cerro Alquitrán) de origen piroclástico y otro cuspidal (Miembro Nido del Aguila) compuesto por depósitos de origen epiclástico.
Ambiente de depositación: de acuerdo a Combina y Nullo (1999) esta unidad representa la acumulación de productos volcánicos primarios, lluvia de cenizas y oleadas piroclásticas y secundarios, lahares y depósitos retrabajados de tefra por acción fluvial, en una posición de borde de cuenca.

Relaciones estratigráficas: esta unidad se apoya en discordancia angular sobre diversos niveles de la Formación Agua de la Piedra con valores de 35° en Tres esquinas y 5° en Loma
de la Mina (Kozlowski, 1984). Por encima se dispone en discordancia angular la Formación Tristeza.

Edad y correlación: teniendo en cuenta el sincronismo con la Formación Huincan y la discordancia angular que la separa de la Formación Agua de la Piedra, la Formación Loma
Fiera es asignada al Mioceno superior (Combina et al., 1997; Combina y Nullo, 1999).

f. Formación Tristeza (28)
Antecedentes: Groeber (1947a) denomina Tristecense a la potente serie de conglomerados gruesos que afloran en la Cuchilla de la Tristeza, los cuáles se apoyan en discordancia
angular sobre las capas santamarienses. Dessanti (1956) denomina Estratos del Diamante al conjunto Santamariense-Tristeza. Yrigoyen (1972) le otorga a esta unidad categoría de
formación. Volkheimer (1978) la denomina Formación Cuchilla de la Tristeza, desglosando la Formación Río Diamante, la cual abarca los afloramientos del valle del río Diamante aguas arriba y debajo de La Jaula que se disponen en discordancia sobre la Formación Agua de la Piedra. Kozlowski y Baldi (1983), debido a la imprecisión en establecer un deslinde formacional optan por incluir dentro de la Formación Tristeza los estratos asignados por Volkheimer a la Formación Diamante y por Yrigoyen (1993) al Santamariense.
Recientemente, Combina y Nullo (1999) reinterpretan a la Formación Río Diamante como una variación facial, parcialmente equivalente a la Formación Loma Fiera, dentro de la
evolución de la cuenca de antepaís cenozoica. Para este trabajo se adopta el ordenamiento propuesto por Kozlowski y Baldi (1983) y Kozlowski (1984).

Distribución areal: además de su perfil tipo en la Cuchilla de la Tristeza, integrando el sinclinal homónimo (Kozlowski, 1984), esta unidad continúa hacia el norte en Vega del
Rincón y cerro Tres Lagunas, también aflora en los arroyos de los Chacayes y de Las Aucas, tributarios del río Diamante, extendiéndose por el valle homónimo hacia la zona llana en La Jaula, La Faja, arroyos Carrizalito y Hondo. Groeber (1947a) también reconoce afloramientos asignables a esta unidad en las nacientes del arroyo Moro, inmediatamente al
sur del Cordón Bravo, adosado al ambiente de Cordillera Frontal.
Litología: está compuesta por conglomerados polimícticos gruesos de colores grisáceos y en general poco cementados. Los clastos son de origen volcánico y sedimentario. En el valle del río Diamante tiene abundante matriz arenosa y tobácea con tonalidad rojiza. Su espesor varía entre120 y 220 m en la Cuchilla de La Tristeza y en la desembocadura del arroyo de los Chacayes supera los 500 m (Kozlowski y Baldi, 1983).
Ambiente de depositación: corresponde a un sistema fluvial de abanicos aluviales. Relaciones estratigráficas: esta unidad apoya en discordancia angular sobre la Formación
Loma Fiera en la Vega del Burro y sobre la Formación Agua de la Piedra en La Jaula y arroyo de Las Aucas. A su vez es cubierta por depósitos pedemontanos y volcanitas
cuaternarios.

Edad: Plioceno.

Formación Coyocho (30)
Antecedentes: Groeber (1947a) propone la denominación de Coyocholitense (=Basalto II) para abarcar a los productos volcánicos de composición basáltica y andesítica emitidos por los cerros Risco Plateado, Sosneado, Overo, Listado-Borbollón y Paredón. Kittl (1944) realiza una descripción minuciosa de los principales centros efusivos mencionados.
Distribución areal: son asignados a esta unidad algunos centros efusivos parcialmente desmantelados y afloramientos aislados de coladas que comparten la misma cota topográfica,
los cuáles representan remanentes erosivos de derrames de proveniencia incierta. Es el caso de los cerros Tres Lagunas, Minas, Mesón Morado, Mesón de Afuera, Tordillos, China
Muerta y cerro Negro de las Mesillas (Volkheimer, 1978). También aflora en la parte septentrional de la Cuchilla de la Tristeza y en la Sierra del Perdido. Las tobas riolíticas y
basálticas que afloran en los arroyos Carrizalito y La Faja pertenecen según Volkheimer (op. cit.) a esta formación.

Litología: además de coladas lávicas, esta unidad incluye tobas, brechas ígneas y aglomerados volcánicos de composición basáltica, basandesítica hasta andesítica. Núcleos
intrusivos de composición equivalente completan la serie. A continuación, se describen los principales centros efusivos asignados a esta formación, basado en las observaciones de Kittl (1944) y propias. Los cerros Risco Plateado, Sosneado y zócalo del volcán Overo constituyen estratovolcanes, los cuáles a pesar de haber sido profundamente desmantelados
por las glaciaciones cuaternarias, conservan la disposición radial original de los mantos lávicos y piroclásticos a partir de un centro que muestra alteración hidrotermal conspicua,
enjambre de diques y brechas de relleno de las chimeneas.

Cerro Risco Plateado: según Kittl (1944) en la ladera septentrional es posible diferenciar una parte inferior compuesta por un apilamiento de coladas de composición basáltica y
andesítica de edad probablemente pliocena hasta Cuaternario preglacial. La parte superior estaría compuesta por productos lávicos más modernos, los cuáles probablemente
corresponden a emisiones laterales más que centrales. En la orilla sur del río Atuel queda expuesto el flanco norte del cerro Risco Plateado, donde se observa una sucesión de coladas de color gris oscuro, con disyunción columnar y niveles piroclásticos intercalados. Las muestras colectadas corresponden a fenoandesitas basálticas y basaltos olivínicos. Las
primeras contienen labradorita, olivino, augita e hipersteno,siendo la plagioclasa dominante sobre los mafitos, mientras que los segundos contienen augita y olivino dominantes sobre la labradorita. Es frecuente encontrar el olivino serpentinizado en una mesostasis con alteración clorítica y carbonática. Rodeando el cerro por el flanco oeste, a lo largo del arroyo de los Caballos, es posible observar la inclinación original de las coladas a partir de un supuesto crater, actualmente destruido, siendo el grado de empinamiento mayor hacia la cima del
cerron

Cerro Sosneado: de modo análogo al cerro Risco Plateado, Kittl (1944) considera que el edificio volcánico del cerro Sosneado está constituido por un zócalo andesítico de probable edad pliocena y coladas y aglomerados de composición basáltica de edad preglacial a interglacial. El volumen estimado por este autor es de 18-20 km3 para las andesitas del zócalo y 3-5 km3 para los basaltos cuspidales. Según Groeber (1947a) el cerro Sosneado está formado por dos núcleos intrusivos, uno de composición andesítica (4875 m), más antiguo y otro de composición basáltica (5160 m). Sobre la margen norte del río Atuel, entre Los Baños y la laguna Sosneado queda expuesta la estructura interna del aparato volcánico. Las coladas basales apoyan indistintamente sobre capas pertenecientes al Grupo Mendoza y Formación Lotena. Se ha podido observar el siguiente perfil:
- 10 metros. Andesitas grises en coladas gruesas con disyunción columnar. Andesitas hornblendíferas, porfíricas, con fenocristales de labradorita de hasta 0,3 cm de tamaño,
hornblenda, augita e hipersteno en pasta con textura hialopilítica.
- 25 metros. Brechas gruesas de color gris morado. Monolitológica, los clastos andesíticos de tamaño variable se disponen de modo caótico en matrix escasa. Se interpreta como un
depósito de avalancha.
- 17 metros. Brechas gruesas a muy gruesas de tipo matrix sostén. Polimícticas, engloban clastos de hasta 3 metros de tamaño. Lahar proximal.
- 30 metros. Ignimbrita rosada con estratificación gruesa. Este depósito piroclástico se inicia con un surge basal de 10 metros de espesor aproximadamente compuesto por
delgadas capas de color gris oscuro, con laminación paralela y entrecruzada. Luego sigue un depósito brechoso, de
- 7 metros de espesor, de tipo matrix sostén, el cual engloba clastos de procedencia variada y exhibe estructuras de corriente (entrecuzada, en artesa, lenticular y gradación normal).
Sus características permiten interpretarlo como un depósito de lahar. Por encima, se dispone una unidad de enfriamiento ignimbrítica compuesta por varias unidades de flujo.
El grado de soldamiento es bajo y uniforme para toda la unidad. Se observa predominancia de fragmentos pumíceos con respecto a los líticos (basaltos y andesitas,
areniscas, clastos indeterminados de color verde). El pomez contiene biotita. Se estima una composición riodacítica.
- 18 metros. Monótona sucesión de coladas andesíticas con brechas basales de color gris.
- 16 metros. Brechas grises matriz sostén. Probablemente se trata de un depósito de lahar.
- 20 metros. Monótona sucesión de coladas andesíticas con brechas basales. El conjunto presenta un color anaranjado por meteorización. Andesitas piroxénicas porfíricas en
pasta pilotáxica. Contienen labradorita, augita e hipersteno.
- 25 metros. Basaltos cuspidales. Corresponde a una sucesión de coladas, más delgadas en relación a sus equivalentes andesíticos, niveles de escoria, aglomerados y lahares. El
conjunto se destaca por su coloración negra a rojiza por oxidación, así como también por las coloraciones amarillentas y verdosas de alteración. En diversos sectores se observan
diques que intruyen esta sucesión. Se trata de basaltos, algunos vesiculares, que contienen escasos fenocristales de labradorita, augita, hipersteno y olivino en pasta
intersertal, con abundante vidrio fresco.
Las coladas andesíticas que afloran en la laguna del Sosneado corresponden probablemente a los derrames más jóvenes emitidos por el antiguo volcán.

Corresponden a coladas que han fluido en dirección sureste hacia el valle del río Atuel, pero que no se han extendido más allá del arroyo Malo. Apoyan directamente sobre las sedimentitas del Jurásico inferior. Las morenas desarrolladas más allá de su frente, sobre el río Atuel, engloban gran cantidad de clastos de lavas y brechas, indicando su antigüedad preglacial . Se trata de una espesa sucesión de coladas que alcanza un espesor de 200 m aproximadamente, con niveles de brechas de flujo intercaladas y marcada disyunción columnar. Petrográficamente son andesitas piroxénicas de color gris, porfíricas, con fenocristales de andesina de hasta 0,3 centímetros de tamaño, augita, hipersteno en pasta de textura intersertal.

Cerro Volcán Overo: con una altura de 4750 m el cerro Overo constituye un volcán en escudo, con flancos tendidos y un cráter central semidestruido (Kittl, 1944). Los mantos
lávicos de la base, de edad coyocholitense (Groeber, 1947a), se disponen sobre las calizas asignables a la Formación La Manga, sobre las capas de yeso de la Formación Auquilco y sobre la Formación Tordillo y Formación Loma Fiera. Son andesitas piroxénicas, de color gris, porfíricas, con un contenido de fenocristales de 50% aproximadamente de labradorita, piroxeno y augita en pasta criptocristalina. También hay variedades holohialinas con fluidalidad conspicua. La actividad del volcán Overo continuó hasta tiempos recientes, por lo cual los productos más jóvenes se incluyen en la Asociación Volcánica postglacial.

Relaciones estratigráficas: apoya en marcada discordancia angular sobre los estratos plegados mesozoicos y terciarios.

Edad: Groeber (1947) asigna esta unidad al Plioceno más alto mientras que Volkheimer (1978) la sitúa en el Pleistoceno inferior. De acuerdo con Kittl (1944) es muy probable que la actividad de los principales centros haya comenzado en el Plioceno y se haya extendido hasta el Pleistoceno. Adoptando un criterio geomorfológico y al no existir dataciones
absolutas de ninguno de los centros descriptos lo único que se puede afirmar es que se trata de aparatos volcánicos cuya etapa de máxima actividad tuvo lugar en tiempos preglaciales. Conos parásitos y emisiones de menor volumen se registran en algunos casos en tiempos posteriores.