MAGMATISMO ANDICO DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

LA FAJA ALCALINA BÁSICA SUBVOLCÁNICA
Concomitante con la evolución del arco volcánico paleógeno en el oeste, se desarrolló en el ambiente de intraplaca un magmatismo subvolcánico básico alcalino, con lavas asociadas, en una extensa faja de la Patagonia central, desde Ingeniero Jacobacci hacia el sur, en Lipetrén, Gan Gan, Bajada Moreno, Bajada del Diablo y El Sombrero.

Constituye cuerpos de composición gábrica a sienítica, integrantes de las Formaciones Cerro Cortado, El Buitre y El Canquel, intruidos comúnmente en sedimentos psamo-pelíticos senonianos.

Su emplazamiento, producido en niveles corticales muy altos, estaría vinculado a procesos extensionales. Las primeras manifestaciones del magmatismo ocurrieron en el Paleoceno tardío, pero el pico de actividad se produjo en el Eoceno inferior, perdurando hasta el Eoceno medio, con edades comprendidas entre 58 ± 2 y 40 ± 5 Ma (Nullo, 1978; Coira, 1979; Coira et al., 1985; Lema y Cortés, 1987; Ardolino y Franchi, 1993; Ardolino et al., 1995; Remesal et al., 1999).

Rocas equivalentes afloran también en el norte y oeste de El Cain (Remesal et al., 1999).

Rocas de la serie teschenita-sienita, equivalentes a las de las Formaciones Cerro Cortado, El Buitre y El Canquel, se emplazaron en la zona de Sarmiento (Mórtola, 1923; Ferello, 1969; Viviers, 1970; Villar y Pezzutti, 1976; Pezzutti y Villar, 1978; Bitschene et al., 1991), con edades de 17 ± 2 y 24 ± 10 Ma (Linares y González, 1990).

En el flanco sur de la cuenca del Golfo, en las cercanías de Las Heras, cuerpos semejantes, constituidos por intrusivos subvolcánicos alcalinos, tienen edad eocena a pre patagoniana (Vietto y Bitschene, 1994; Chelotti et al., 1996).

Por otra parte, fuera de este ámbito, en la zona de Huantraico se reconocieron rocas tescheníticas eocenas integrantes de la Formación Cerro Tormenta (Ramos, 1981a).

MESETA DE SOMON CURA
En el Macizo Nordpatagónico, entre los diversos episodios basálticos tipo plateau, el de mayor extensión, más de 25.000 km², originó la meseta de Somún Curá, integrada por los basaltos olivínicos de la Formación Somún Curá (Ardolino, 1981; Ardolino y Franchi, 1993) y cuyo emplazamiento fue atribuido a una inestabilidad térmica local del manto (Mahlburg Kay et al., 1992, 1993a).

Estudios estratigráficos, morfológicos y petrológicos referidos a la meseta fueron realizados por Mahlburg Kay, et al. (1993a), Ardolino y Franchi (1993) y Remesal et al. (1996), en tanto que el reciente mapeo de la comarca posibilitó precisar la extensión de la Formación Somún Curá (Franchi et al., 1998; Busteros et al., 1998; Caminos, 1999; Remesal et al., 1999; Cucchi et al., 1999).

Aunque las edades disponibles abarcan un amplio rango temporal, las efusiones se desarrollaron principalmente en el Oligoceno, a partir de los 33 Ma (Ardolino y Franchi, 1993). Ardolino (1981) propone dos picos de efusividad, uno entre los 33 y 31 Ma y otro entre los 27 y 25 Ma. Este último coincide con el determinado por Remesal (1988) y Orgeira y Remesal (1993) entre 26 y 27 Ma.

Unidades volcánicas correlacionables con la Formación Somún Curá se hallan en la meseta de Coli Toro (Getino, 1995); en Ingeniero Jacobacci (Coira et al., 1985), con edades de 34±1 Ma a 28±2 Ma; y en el centro norte del Chubut, donde se definieron el Basalto Sierra Rosada (Proserpio, 1987) y la Formación Puesto Muñoz (Pesce, 1979).

Estas dos últimas tienen edades de 31 ± 3 Ma y representarían la culminación austral de los basaltos de Somún Curá. En el ámbito del plateau basáltico, durante el Oligoceno y el Mioceno se generaron grandes centros eruptivos bimodales de composición alcalina.

Paralelamente, eventos locales basálticos de tipo más explosivo que los de la Formación Somún Curá se desarrollaron en vastos sectores de la meseta, desde la Alta Sierra hacia el oeste, derivados de fuentes de lava y erupciones estrombolianas.

Fueron agrupados como Volcanitas Corona Chico (Franchi et al., 1998; Remesal et al., 1999) y su edad referida al lapso oligoceno - plioceno.

Escasas efusiones pliocenas están documentadas en la región, cuyos productos se integraron al cuerpo de la meseta.

Los basaltos del cerro Trayén Niyeu abarcan el extremo noroccidental de la meseta (Remesal et al., 1999). Fueron datados en la laguna El Pito en 2 ± 0.15 Ma (Cortelezzi y Dirac, 1969).

Diques anulares en las cercanías de Telsen tienen datación de 3 ± 2 Ma (Ylláñez y Lema, 1979) y la caldera del Bajo Hondo fue asignada al Plioceno por sus caracteres morfológicos (Ardolino y Delpino, 1986).

MESETA DE CARI LAUFQUEN-COLI TORO

Nuevos plateau basálticos se originaron en el sector noroccidental del Macizo Nordpatagónico a partir del límite oligoceno-mioceno.

El basalto de la meseta de Cari Laufquen está integrado por numerosas coladas apiladas de basaltos olivínicos que, en conjunto, pueden llegar a espesores de hasta 200 metros.

Dataciones de 24 y 20 Ma atestiguan la edad de este evento (Coira, 1979; Coira et al., 1985). La sucesión lávica yace sobre depósitos volcaniclásticos de edad deseadense a más antigua, hasta casamayorense. La estratigrafía del Terciario volcánico de la meseta de Coli Toro, al naciente de la anterior, es básicamente similar.

Sobre depósitos volcaniclásticos deseadenses se derramaron las coladas básicas olivínicas del Basalto Mesaniyeu, unidad referida al Mioceno medio a alto, aunque correlacionable con el basalto de la meseta de Cari Laufquen. La actividad magmática continuó hasta el Plioceno con la efusión del Basalto Pereyra (Getino, 1995).

CENTRO VOLCANICOS ALCALINOS DE LA MESETA DE SOMON CURA

En forma parcialmente coetánea con las efusiones básicas de la Formación Somún Curá, en el interior del plateau, se desarrolló un volcanismo con afinidades netamente alcalinas localizado en grandes estructuras volcánicas (sierras de Apas, Negra de Telsen, Chauchaiñeu, Chacays, Talagapa, Alta Sierra y Agua de la Piedra).

Este volcanismo involucra facies lávicas y piroclásticas de composiciones desde riolíticas hasta basálticas, con predominio de términos traquíticos. Constituyen asociaciones efusivas complejas con historias evolutivas comparables y edades oligoceno-miocenas.

Estos centros han sido objeto de diferentes contribuciones (Corbella 1973a, 1974; Remesal, 1984; Remesal y Parica, 1987, 1989) en especial las sierras de Telsen y Chacays fueron caracterizadas como complejos efusivos por Corbella (1982b, 1983, 1985, 1987a, 1989a) y Corbella y Aurisicchio (1993) y recientemente se describieron con la misma categoría los centros de Talagapa, Agua de Piedra y Barril Niyeu (Remesal et al, 1999).

Los complejos volcánicos principalmente miocenos fueron agrupados en la Superunidad Quiñelaf según la propuesta de Franchi et al.(1998).

De esta forma se unifica la nomenclatura adoptada para distintos sectores, eliminando la categoría de formación para la caracterización de las diferentes litologías (Nuñez et al., 1975; Ardolino 1981; Ardolino y Franchi, 1993; Yllañez y Lema, 1989).

Si bien las dataciones de las volcanitas de estos centros abarcan un lapso de 15 millones de años (37± 2Ma hasta 11± 2Ma) en general las lavas mesosilícicas son oligocenas (Ardolino, 1981; Franchi y Sepúlveda, 1983) en tanto que las lavas básicas y los cuerpos subvolcánicos son miocenos con edades de 23 ±2 a 15 ±1Ma (Ardolino, 1981).

Los datos de efusiones traquíticas más jóvenes fueron obtenidos en la sierra Negra de Telsen y en la sierra de los Chacays, con dataciones de 22± 2, 19,3± 3 y 18 ± 2 Ma (Yllañez y Lema, 1979; Barbieri y Corbella, 1987) y lasúltimas manifestaciones se produjeron hacia el Mioceno medio, con la intrusión de cuerpos subvolcánicos traquíticos de 12± 1Ma y 11± 2 Ma, en la Alta Sierra de Somún Curá (Ardolino y Franchi, 1993)

BASALTO MIRADOR
En el sudoeste del Macizo Nordpatagónico, la Formación El Mirador (Petersen, 1946; Volkheimer, 1964) constituye un evento volcánico complejo, compuesto por lavas, cuerpos subvolcánicos y depósitos piroclásticos y volcaniclásticos de composición andesítica a basáltica, que alcanza 600 m de espesor al este de Colan Conhué.

Fue asignado al Mioceno superior, debido a su relación de suprayacencia con la Formación Collón Cura. Los afloramientos se encuentran en la región de las sierras de Huanacache, Taquetrén y Cutancunué, río Chubut medio, Gualjaina y más al sur, en Tecka y Languiñeo (Volkheimer y Lage, 1981; Lage, 1982; Turner, 1982, 1983).

SIERRA PIRÉ MAHUIDA
En la región transicional entre el Macizo de Somún Curá y el área cordillerana del Chubut se desarrolló un volcanismo bimodal, principalmente ácido y con efusiones básicas más jóvenes, estudiado originalmente por Croce (1950).

Este volcanismo, emplazado en un ambiente extensional de retroarco, constituye el Complejo Volcánico Pire Mahuida (Salani, 1990; Salani y Page, 1987, 1989). Una riolita de la asociación fue datada en 18±1 Ma (Salani y Parica, 1990) y un basalto en 17±1 Ma (Salani et al., 1994).

Es una secuencia lávico-piroclástica que comienza con ignimbritas riolíticas del área septentrional de Rucu Luán y domos riolíticos y andesíticos (Salani, 1996) que afloran en el sector centro y occidental de la sierra Pire Mahuida. Los grandes volúmenes de lavas ácidas que caracterizan este complejo constituyen el núcleo de la sierra y son cubiertos por flujos basálticos que forman una meseta central.

Un nuevo pulso de efusivas básicas vinculado a pequeños aparatos lávico - piroclásticos (Salani, 1994), también del Mioceno, aparece en los sectores central y norte de la sierra, donde cubre los depósitos piroclásticos de Rucu Luán. Al sur de la sierra afloran rocas básicas asignadas al Plioceno tardío-Pleistoceno.

Durante el Mioceno temprano se produjeron numerosas manifestaciones volcánicas en el Macizo Nordpatagónico noroccidental. Una de ellas se produjo en la región situada entre el río Limay y Comallo, donde coladas de basaltos olivínicos fueron reunidas en la Formación Cerro Petiso, de casi 200 m de espesor en la localidad tipo.

El volcanismo se desarrolló sobre rocas del basamento precámbrico - paleozoico y fue previo a los depósitos del volcanismo fragmentario del Mioceno medio. Una datación radimétrica de los basaltos dio 21 Ma (Rolleri et al., 1976; Nullo, 1979).

SIERRA DE QUEUPU NIYEU

Está constituida por un complejo volcánico alcalino de principios del Mioceno (edades radimétricas de 21 ± 1 y 19 ± 1 Ma), vinculado a grandes fracturas gravitacionales. Situada en la región norcentral del macizo, al norte de Los Menucos, tiene 70 km de largo en dirección norte - sur.

Tiene relaciones estratigráficas de engranaje lateral con depósitos de la Formación Chichinales (Cuchi et al., 1999). Las volcanitas que la componen son basanitas y basaltos olivínicos alcalinos. En menor proporción hay nefelinitas y analcimitas y cuerpos más diferenciados de lacitas y tinguaítas (Corbella, 1975, 1982c, 1987b, 1989b; Corbella y Barbieri, 1989; Gelós y Labudía, 1981; Labudía et al., 1986).

Importantes campos basálticos situados en la región central del macizo carecen de información detallada. Se habrían originado en el Mioceno, tomando como base aspectos estratigráficos y morfológicos. Corresponden a los basaltos de la meseta de El Cuy, que cubren a depósitos de la Formación Chichinales (Bjerg et al., 1997) y a los de los cerros Pillahuincó Grande y Mulliar. En el cerro Ventana, en las cercanías de Gastre, un basalto tiene 7 ± 2 Ma (Linares y González, 1990).

El magmatismo continuó en el borde occidental del Macizo Nordpatagónico hasta fines del Neógeno. Se produjeron en esa región numerosas efusiones de basaltos olivínicos, dispuestos en una faja submeridiana, desde la zona de Paso Flores hacia el sur, en Pilcaniyeu, Comallo, Ingeniero Jacobacci y Río Chico (González Bonorino, 1944; Rabassa, 1974; Ravazzoli y Sesana, 1977; Nullo, 1979; Coira et al., 1985).

Fueron agrupados como Basalto Chenqueniyeu y Formación Campana. Se trata de coladas de hasta 25 m de espesor, a veces encauzadas, cuya edad fue asignada, generalmente, por criterios morfológicos. Cubren a unidades diversas, entre ellas a depósitos volcaniclásticos y epiclásticos del Mioceno medio y tardío.

En Comallo tienen 3 Ma (Rabassa, 1974). Un volcanismo plioceno se encuentra expresado al oeste de la sierra de Queupuniyeu, en el cerro Piche, por una nefelinita de 3 ± 2 Ma (Corbella y Linares, 1978). Se han asignado al Plioceno los basaltos del cerro Pillahuincó Chico, el Basalto Pereyra de la región de Coli Toro (Getino, 1995) y las efusiones basálticas del sur de la sierra de Pire Mahuida (Salani, 1990). El Basalto Rumay, de la zona de Lipetrén, podría ser del Plioceno o más joven (Nullo, 1978).

PALEOCENO - EOCENO (60 - 42 Ma)
En este período, las primeras manifestaciones correspondientes a un arco volcánico se dan en la denominada faja externa extraandina de la serie andesítica, o faja de Pilcaniyeu, que se extiende de norte a sur desde el lago Lolog en Neuquén hasta el río Chubut medio. Composicionalmente corresponden a un volcanismo bimodal calcoalcalino con predominio de facies ignimbríticas. Los basaltos y las andesitas se encuentran en menor proporción. Las dataciones obtenidas abarcan un amplio período que va desde los 60 a los 42 Ma.

Con este volcanismo se han vinculado los extensos depósitos piroclásticos que constituyen las Formaciones Casamayor y Musters del Grupo Sarmiento, aflorantes en la costa del golfo San Jorge, en los alrededores de los lagos Musters y Colhué Huapi, en la meseta de Canquel y al sur de Ingeniero Jacobacci.