UBICACION
Las sedimentitas correspondientes al Paleozoico superior de la cuenca Central Patagónica han sido tradicionalmente agrupadas en dos unidades mayores, denominadas Grupo Tepuel y Grupo Río Genoa (Lesta y Ferello, 1972). Los afloramientos conocidos se extienden desde la localidad de Nueva Lubecka por el sur hasta el paraje de Arroyo Pescado por el norte. En sentido este-oeste la cuenca se prolonga desde la localidad de Esquel (al poniente) hasta las estribaciones occidentales de la sierra de Agnia.
Varios años más tarde, Freytes (1971) realizó un cuidadoso mapeo de los afloramientos de la sierra de Tepuel y regiones vecinas, dividiendo al Grupo Tepuel en dos Formaciones llamadas Pampa de Tepuel y Mojón de Hierro. El criterio utilizado por Freytes para separar estas unidades fue similar al usado por Suero (1948, 1953) y se basó en el predominio de niveles paraconglomerádicos y areniscas wáckicas en Pampa de Tepuel. Lesta y Ferello (1972) adecuaron la división propuesta por Suero (1948, 1953) al Código de Nomenclatura Estratigráfica y formalizaron las denominaciones de Grupo Tepuel, y Formaciones Mojón de Hierro y Pampa de Tepuel, utilizando a los niveles tilloides como criterio de separación. Consideraciones complementarias acerca de la estratigrafía del Paleozoico superior en el área estudiada fueron efectuadas por Chebli et al. (1979) y Franchi y Page (1980).
Los primeros autores mencionados propusieron denominar Formación Arroyo Garrido a la parte cuspidal de la secuencia neopaleozoica asignándole una edad pérmica. Por su parte Franchi y Page (1980) consideraron al Grupo Tepuel dividido en tres secciones, la basal equivalente a la Formación Pampa de Tepuel, la media al Miembro Cerro Montgomery de la Formación Mojón de Hierro (en el sentido de Freytes, 1971) y la superior correspondiente al resto de la Formación Mojón de Hierro y a la Formación Arroyo Garrido.
Page et al. (1984) revisaron la estratigrafía del Grupo
Tepuel en su perfil tipo y en las vecinas comarcas
de El Molle y Pocitos de Quichaura, proponiendo una división
tripartita que es la más aceptada en la actualidad. Según
estos autores el Grupo Tepuel se encuentra compuesto por
tres unidades llamadas Formaciones Jaramillo, Pampa de
Tepuel y Mojón de Hierro.
La Formación Jaramillo (equivalente al complejo A del
perfil levantado por Suero, 1948) conforma la parte basal del
grupo, alcanzando una potencia mínima (base cubierta) de
1000 metros.
Litológicamente se caracteriza por estar formada en más de un 80% por areniscas medianas a gruesas, muy tenaces, de composición wáckica y color gris verdoso a rosado. Estas areniscas se estratifican en bancos tabulares, macizos, con ocasionales amalgamaciones de estratos y esporádicas particiones pelíticas. Las pelitas son relativamente escasas, en el perfil tipo conforman aproximadamente un 15% de la unidad, presentando característico color gris verdoso obscuro y alto grado de silicificación. Finalmente el 5% restante de la Formación Jaramillo está compuesto por paraconglomerados finos (diamictitas) estratificados en estratos delgados y muy escasos ortoconglomerados polimícticos macizos.
En cuanto a la antigüedad de esta unidad, la misma ha proporcionado en su perfil tipo (sierra de Tepuel) restos vegetales pertenecientes al género Archaeosigillaria conferta (Petriella y Arrondo, 1978). Esta licópsida sugiere una edad carbonífera temprana para la unidad (Archangelsky et al., 1987, 1991b). Por otro lado, Freytes (1971) citó restos de invertebrados marinos, los que aún no han sido motivo de estudios detallados. La Formación Pampa de Tepuel es la que adquiere mayor desarrollo en la sierra homónima alcanzando unos 2900 m de espesor. Esta unidad, tal cual como fue redefinida por Page et al. (1984), incluye a los complejos B, C, E y F de Suero (1948). Se encuentra formada por: pelitas, fangolitas guijarrosas, diamictitas gruesas (macizas y matriz-soportadas), areniscas desde gruesas a finas, escasos ortoconglomerados polimícticos y algunos niveles discontinuos de calizas con restos de invertebrados marinos (Amos, 1958; Freytes, 1971).
De acuerdo con Page et al. (1984), en algunos casos las litologías arriba citadas se distribuyen conformando secuencias cíclicas, las que de acuerdo con su escala fueron divididas en ciclos de «orden mayor» (de varias decenas de metros) y de «orden menor» (hasta 5 metros). Las ciclos de orden mayor presentan un nivel basal de diamictitas gruesas generalmente tabular, este nivel es seguido por fangolitas guijosas macizas y éstas a su vez por pelitas laminadas; de esta forma los megaciclos pueden alcanzar hasta 70 m de espesor. Los ciclos de orden menor se encuentran formados por alternancias de areniscas y pelitas que constituyen secuencias groseramente estratocrecientes.
La Formación Pampa de Tepuel presenta varios niveles con abundantes invertebrados marinos (para una revisión véase González, 1985), los que han sido referidos a la Zona Levipustula del Carbonífero superior (Amos, 1957, 1958, 1964; Amos et al., 1973, González, 1977, 1985, Sabattini, 1983).
Por último, la Formación Mojón de Hierro (equivalente a los complejos F y G de Suero, 1948 y a la Formación Arroyo Garrido de Chebli et al., 1979) alcanza un espesor de 500 m en el perfil tipo y es cubierta en discordancia angular por sedimentitas liásicas (Figura 8). Predominan en esta unidad las areniscas amarillentas hasta g rises verdosas, con frecuente estratificación entrecruzada y ondulitas; en menor proporción aparecen gruesos paquetes de pelitas negras laminadas, varios niveles de ortoconglomerados polimícticos y algunos horizontes de calizas obscuras.
La edad de la Formación Mojón de Hierro puede ser establecida por la existencia de restos de invertebrados marinos pertenecientes a la Zona Cancrinella (Amos y Rolleri, 1965; González, 1985). Esta asociación sugiere una edad pérmica temprana para la unidad (c.f. Archangelsky et al., 1991b). Por otr lado, el hallazgo de restos vegetales similares a los encontrados en la Formación Río Genoa refuerza la antigüedad señalada (Feruglio, 1951; Andreis y Cúneo, 1985; Andreis et al., 1987). Regionalmente las mejores exposiciones del grupo se encuentran sin duda en la sierra de Tepuel, donde afloran sobre ambas laderas de la sierra, conformando una faja de rumbo meridiano entre el puesto Hünicken (por el sur) y la sierra de Tecka por el norte. Otras potentes exposiciones de la unidad se encuentran en el área de El Molle donde afloran las Formaciones Pampa de Tepuel y Mojón de Hierro. Perrot (1961) hizo referencia a estas rocas y Page et al., (1984) levantaron un perfil en el área del cañadón Lefiú.
Del análisis de este perfil surgen importantes variaciones faciales con respecto a la localidad tipo, especialmente por la importante participación de niveles conglomerádicos en el tramo superior, la asociación de diamictitas y ortoconglomerados y el acentuado carácter granocreciente de la sucesión.
La base del Grupo Tepuel no es visible en su perfil tipo,
pero de acuerdo con lo señalado por Suero (1953) puede ser
observada en el extremo norte de la sierra de Tecka donde
cubre en discordancia angular a la Formación Arroyo Pescado.
Hacia el este, en la sierra del Cerro Negro,
vuelve a encontrarse expuesta la base apoyándose mediante
un conglomerado sobre el Granito Catreleo, de probable edad
devónica (Robbiano, 1971). En lo que respecta a las relaciones
de techo, en varias localidades de la sierra de Tepuel las
sedimentitas neopaleozoicas son cubiertas en discordancia
por depósitos de edad liásica, y en la localidad de El Molle por
andesitas atribuidas al Jurásico medio por Perrot (1961) y al
permotriásico por Franchi y Page (1980).
Han sido realmente escasos los trabajos desarrollados
sobre los ambientes de sedimentación de las unidades consideradas.
La Formación Jaramillo representa muy probablemente
sedimentos marinos de plataforma hasta costeros con
importante acción de olas. Localmente es también probable el
pasaje a facies continentales, especialmente en la parte media
de la unidad. Diferentes aspectos de la sedimentología y
ambientes depositacionales de la Formación Mojón de Hierro
han sido tratados por Frakes et al., 1969; López Gamundí y
Limarino, 1984; Page et al., 1984; González Bonorino et al.,
1988 y López Gamundí, 1989).
En el área de Esquel, particularmente en el cerro Excursión
y en el corte de las vías del Ferrocarril General Roca,
aflora un potente conjunto de rocas del Paleozoico superior.
Feruglio (1941, 1949) propuso incluir a esta secuencia arenopelítica, parcialmente diamictítica, en los «Esquistos de
Esquel», el cual alcanza una potencia de 1200 m estando su
base cubierta. La división estratigráfica de esta unidad ha sido
objeto de debate (López Gamundí, 1979, 1980 a y b; Cucchi,
1980 a y b; Cucchi y Askenazy, 1982; González Bonorino y
González Bonorino, 1988); en este trabajo se adopta el
criterio de dividirla en dos unidades llamadas Formación
Esquel (la inferior) y Formación Valle Chico (la superior).
El nombre de Formación Esquel es utilizado aquí en un
sentido diferente al sugerido por Feruglio (1941) y Cazau
(1972), ya que no corresponde a toda la secuencia
neopaleozoica, sino solamente a la parte basal de la sucesión
(véase Cucchi, 1980 a, b; González Bonorino y González
Bonorino, 1988 y Andreis et al., 1985).
La unidad, de unos 550 m de potencia mínima, esta compuesta por pelitas, areniscas y unos pocos bancos de caliza (parcialmente silicificadas). Las pelitas, tanto macizas como laminadas, son de color gris obscuro hasta negro y altamente dominantes en la parte inferior, donde además intercalan varios niveles de areniscas finas estratificadas en bancos delgados (Cucchi, 1980 a; González Bonorino y González Bonorino, 1988). Hacia la parte superior de la Formación Esquel se hacen más frecuentes los bancos de areniscas medianas y finas, lo que le confiere a la secuencia carácter granocreciente (González Bonorino y González Bonorino, 1988; Andreis et al., 1991, González Bonorino y González Bonorino, 1992). Las areniscas muestran característico color gris oscuro, y aunque un buen número de bancos resultan macizos es frecuente la existencia de variados tipos de estructuras sedimentarias, tales como laminación horizontal, laminación ondulítica, gradación, diferentes clases de lineaciones subestratales, etc.).
De acuerdo con la información
existente (González Bonorino y González Bonorino, 1988,
1992) el paleoambiente sedimentario de esta unidad ha sido
interpretado como de plataforma nerítica con esporádicos
episodios de tormenta (responsable de las intercalaciones arenosas
descriptas previamente).
La Formación Valle Chico cubre a la Formación Esquel
en discordancia angular según Cucchi (1980a, b), mediante
una discontinuidad estratigráfica producto de erosión glaciaria
(González Bonorino y González Bonorino, 1988), o en concordancia
mediante una discontinuidad depositacional (López
Gamundí, 1980a; Andreis et al., 1985).
La base de la Formación
comienza con una potente diamictita de unos 40 m de
potencia, conteniendo bloques (intraformacionales?) de hasta
8 m de diámetro máximo correspondientes a sedimentitas
de la Formación Esquel (López Gamundí, 1980 a y b; González
Bonorino y González Bonorino, 1988). Como ocurre en la
sierra de Tepuel, las diamictitas son seguidas por gruesos
niveles de pelitas guijosas laminadas con algunos cadilitos.
Hacia la parte superior de la Formación se hacen menos
frecuentes las diamictitas, las que son reemplazadas por
gruesos paquetes de cuarcitas grises blanquecinas estratificadas
en bancos de hasta 6 m de espesor.
La Formación Valle Chico representa la sedimentación
desarrollada en áreas de plataforma continental (incluyendo
facies de pelitas hemipelágicas, probables tempestitas y secuencias
litorales) fuertemente influenciada por procesos
glaciales (López Gamundí, 1980 a y b; González Bonorino y
González Bonorino, 1988). En particular, la existencia de
diamictitas junto a superficies estriadas, cadilitos y clastos
facetados-estriados han llevado a interpretar a las diamictitas
como facies glaciales de till (González Bonorino y González
Bonorino, 1988).
La correlación estratigráfica de las Formaciones Esquel
y Valle Chico con el perfil tipo de la sierra de Tepuel (Grupo
Tepuel) ha sido recientemente examinada por González Bonorino
y González Bonorino (1988, 1992). De acuerdo con
las conclusiones de estos autores, la Formación Esquel es
correlacionable con la Formación Jaramillo mientras que
Valle Chico lo es con el tercio inferior de Pampa de Tepuel.
Teniendo en cuenta estas correlaciones, la Formación Esquel
debería ser referida al Carbonífero inferior (en sentido amplio)
y la Formación Valle Chico al Carbonífero superior.
Esta edad parece consistente con los restos fósiles vegetales
citados por Sepúlveda (1977) y Sepúlveda y Cucchi (1978).
Unos 75 km al este de la localidad de Esquel, en el área
conocida como Las Salinas (Figura 7), se encuentra otro
importante grupo de afloramientos correspondientes al Paleozoico
superior. En esta comarca González (1972a y b)
realizó un detallado estudio estratigráfico y paleontológico
de las secuencias aflorantes, definiendo la Formación Las
Salinas, a la que asignó un espesor mínimo (base y techo no
visibles) superior a los 2400 metros. Esta unidad se encuentra
formada por pelitas macizas, lutitas, areniscas, diamic titas
(paraconglomerados y pelitas guijarrosas) junto con algunos
lentes de calizas y muy escasos ortoconglomerados (González,
1972a).
Las sedimentitas de grano fino (pelitas y areniscas finas) son las rocas más abundantes en esta formación. Las fangolitas macizas y lutitas son de colores obscuros (principalmente gris verdoso), se encuentran distribuidas en toda la unidad, aunque resultan más frecuentes hacia la parte superior (Miembro 9 de González, 1972a). Ocasionalmente, estas rocas muestran guijas y guijarros desperdigados los que en algunos casos deforman la laminación sugiriendo la existencia de cadilitos. En lo que respecta a las areniscas, son principalmente finas y medianas, suelen mostrar laminación ondulítica, entrecruzada o plana, aunque un buen número de bancos resultan macizos.
Cuando las psamitas aparecen interestratificadas con pelitas son frecuentes las lineaciones subestratales en la base de los bancos arenosos. Finalmente las diamictitas conforman niveles irregulares, a menudo lenticulares, de pelitas guijarrosas, areniscas guijarrosas o paraconglomerados (González, 1972a, Andreis et al., 1987) en los que se encuentran algunos clastos facetados y estriados. Esta unidad ha provisto una significativa fauna de invertebrados marinos estudiados por González (1969, 1972b, 1975, 1977) y Sabattini (1972, 1983).
Otro conjunto de afloramientos del Grupo Tepuel es conocido unos 45 km al este de Esquel , en el paraje conocido como Arroyo Pescado. Borrello (1969) describió estos afloramientos incluyéndolos en el Devónico, los que fueron años más tarde reubicados en el Carbonífero por Rolleri (1970). En el área afloran dos conjuntos litológicos bien diferenciados, el inferior («Esquistos de Arroyo Pescado») se encuentra formado por pelitas grises azuladas, grises verdosas hasta grises obscuras, que intercalan niveles de areniscas finas y muy finas algo micáceas, sumamente densas y compactas.
El conjunto superior incluye niveles de diamictitas, algunos ortoconglomerados y gruesos paquetes de areniscas (wackes) macizos o con imperfecta laminación horizontal (Rolleri, 1970; Spikermann, 1977).Existen marcadas diferencias entre ambos conjuntos sedimentarios, no sólo en su composición litológica sino también en su disposición estructural y grado metamórfico. En efecto, los Esquistos de Arroyo Pescado presentan menor proporción de diamictitas, mayor deformación y un leve metamorfismo (dinámico?) características que contrastan claramente con la sección superior. Tradicionalmente es aceptada la inclusión de la parte superior de estos afloramientos en el Grupo Tepuel (muy probablemente Formación Pampa de Tepuel).
No existe sin embargo certeza sobre la ubicación estratigráfica que le correspondería a los «Esquistos de Arroyo Pescado», los que han sido considerados como una unidad independiente no relacionada al Grupo Tepuel. Sin embargo, no debería descartarse que futuras investigaciones demuestren su equivalencia con la parte basal del Grupo Tepuel (Formaciones Jaramillo y Esquel).
Un importante grupo de afloramientos neopaleozoicos se encuentra a lo largo del valle del río Genoa, directamente al suroeste de la localidad de Gobernador Costa (Figura 7). En esta área el Neopaleozoico conforma una espesa secuencia homoclinal, parcialmente fracturada y localmente intruida por cuerpos filonianos jurásicos (Ugarte, 1966; Franchi y Page, 1980; Andreis et al., 1987).
Son destacables las
exposiciones de cerro Zalazar, Lomas Chatas, Laguna Seca
y Lomas de Betancourt, entre otras. Las sedimentitas en
cuestión fueron inicialmente descriptas por Suero (1946,
1957) y luego objeto de varias contribuciones estratigráficas
(Ugarte, 1966; Franchi y Page, 1980; Cortiñas y Arbe, 1982;
Andreis et al., 1985; Andreis y Cúneo, 1989) y
paleontológicas (Feruglio, 1951; Frenguelli, 1953a, b ; Archangelsky y Cúneo, 1981, 1986, 1987, 1990; Cúneo,
1985, 1987).
Inicialmente la secuencia aflorante en el río Genoa fue
dividida por Ugarte (1966) en dos unidades llamadas Grupo
de Piedra Shoottle (la inferior) y Grupo de Nueva Lubecka
(la superior). Esta división fue adecuada a las nuevas normas
estratigráficas por Lesta y Ferello (1972) quienes propusieron
reunir a toda la sucesión neopaleozoica de la
comarca en el Grupo Río Genoa, constituido por las Formaciones
Piedra Shoottle y Nueva Lubecka. Años más
tarde, Andreis et al. (1985), propusieron redefinir la división
estratigráfica del área, correlacionando las sedimentitas
del río Genoa con el perfil tipo de la sierra de Tepuel.
De
acuerdo con el esquema propuesto por los autores mencionados,
el Grupo Río Genoa fue reducido al rango de Formación
Río Genoa, incluida en el Grupo Tepuel y correlacionada
con la parte media y superior de la Formación Mojón de
Hierro (en el sentido de Page et al., 1984). Litológicamente, la Formación Río Genoa (con un espesor
estimado entre 1000 y 1200 m), está integrada por
ortoconglomerados polimícticos medianos y gruesos; areniscas
grises amarillentas, grises verdosas hasta grises obscuras
(con frecuentes estructuras sedimentarias tractivas) y pelitas
laminadas (Suero, 1953; Ugarte, 1966; Franchi y Page, 1980;
Cortiñas y Arbe, 1982; Andreis et al., 1987). La sucesión
muestra predominio de sedimentitas gruesas (conglomerados)
en la parte basal («facies de tipo Piedra Shoottle») y
areno-pelíticas en la superior («facies de tipo Nueva
Lubecka»).
Especialmente la sección superior ha provisto
abundantes restos vegetales que incluyen varias especies de
articuladas, licofitas, helechos, progimnospermas,
gimnospermas y coníferas (Feruglio, 1951; Frenguelli, 1953a;
Archangelsky y Arrondo, 1965, 1966; Archangelsky y Cúneo,
1984, 1987, 1990; Cúneo, 1985, 1987, 1989).Esta flora ha
sido incluida en la Superzona Ferugliocladus (Archangelsky
y Cúneo, 1984) y referida al Pérmico inferior. Por otro lado
la Formación Río Genoa ha provisto invertebrados marinos
(Sabattini, 1977; González, 1981, 1985; Andreis et al., 1985)
los que corroborarían la edad señalada.
Estudios paleoambientales detallados han demostrado la
existencia de facies deltaicas en la Formación Río Genoa.
Cortiñas y Arbe (1982) describieron los principales
subambientes deltaicos, proponiendo un modelo de sistema
progradacional elongado. Por su parte, Andreis y Cúneo
(1989), consideraron al sistema deltaico como progradante
sobre una plataforma marina somera, sujeta a fuerte acción de
oleaje e importante control de factores alocíclicos.
Los mencionados autores consideraron un modelo de delta lobulado como el más apropiado para la unidad. Ramos y Palma (1991) han reconocido en la evolución del Paleozoico del área patagónica una cuenca marginal de trasarco, que comprende a la cuenca Tepuel-Genoa y una región cratónica extraandina desarrollada en el Macizo del Deseado.
En lo que respecta al Grupo Tepuel, correspondería a la sedimentación desarrollada en el área de trasarco, donde se depositó una importante pila sedimentaria de naturaleza dominantemente siliciclástica. Al menos tres sectores pueden ser reconocidos en esta región: 1) El más occidental (afloramientos del área de La Carlota) se encuentra formado por sedimentos marinos intensamente deformados, probablemente debido a su proximidad geográfica al cinturón orogénico; 2) El sector central, que corresponde a la sierra de Tepuel y sus alrededores, con sedimentación dominantemente marina (desde litoral a plataforma abierta), pero con menor grado de deformación y 3) El sector oriental, conformado por secuencias deltaicas progradantes correspondientes a la Formación Río Genoa.
