| Varias unidades
formacionales se han diferenciado en la faja de Pilcaniyeu.
La Formación Huitrera, reconocida en Chubut y sur de Río
Negro, reúne a los componentes ácidos y mesosilícicos de la
sucesión volcánica. Para el área de Pilcaniyeu, este del río
Limay y norte y este del lago Nahuel Huapí, algunos autores
(Rabassa, 1974; Nullo, 1979) han utilizado el nombre de
Formación Ventana. Las facies epi y piroclástica de los
alrededores de Ingeniero Jacobacci se denominan Formación
Huenuluán (Coira, 1979; Coira et al., 1985). En esta
región se reconoció una Fase Volcánica Paleocena, de
composición basáltica y andesítica (Coira et al., 1985). En
la región del río Chubut medio, el conjunto de flujos
piroclásticos denominado Ignimbrita Barda Colorada constituye
la base del complejo volcánico- piroclástico de las
series Liparítica y Riodacítica o Formación Laguna del
Hunco (Petersen, 1946; Proserpio, 1978; Aragón y Romero,
1984; Mazzoni et al., 1987, 1989). Aragón y Mazzoni
(1997) actualizaron la estratigrafía del Complejo volcánico
- piroclástico del río Chubut medio y propusieron un modelo
evolutivo |
En la sierra de Tecka, los componentes mesoácidos del volcanismo están representados por el Complejo
La Cautiva, aunque parte del mismo es cretácico (Franchi y
Page, 1980; Page, 1980; Turner, 1982). La Asociación
Volcánica del Puesto La Colmena, en la sierra de Languiñeo,
también sería parte integrante del arco paleógeno
(Spikermann et al., 1993).
En el Paleoceno temprano ocurrieron las primeras manifestaciones
del volcanismo de la faja oriental o externa, el que
perduró hasta el Eoceno medio, abarcando un lapso de casi 20
Ma. En la zona norte de la faja (Hua Hum, Chapelco, oeste de
Piedra del Águila), se registran edades entre 64 y 39 Ma
(Valvano, 1976; González Díaz, 1979a; Rapela et al., 1983;
Linares y González, 1990).
|
En Río Negro y Chubut hay
valores de 57,8 a 39,2 Ma (Turner, 1980, 1982; Cazau et al., 1989; Mazzoni et al., 1991). La mayoría de las dataciones
están entre 60 ± 5 y 42 ± 5 Ma (Rapela et al., 1983).
En el norte neuquino, el arco volcánico del Paleógeno
temprano está representado por las Formaciones Collipilli y
1987, 1989). La primera, equivalente de la Formación Pelán
(Llambías et al., 1979), está compuesta por filones capa y
lacolitos andesíticos a dacíticos; la segunda formación representa
la fase efusiva del complejo, caracterizada por emisión de
lavas y brechas andesíticas. La edad de ambas va de 44,7 a 39
Ma.
Difieren de la faja de Pilcaniyeu por su menor proporción
de riolitas, abundancia de anfíbol, presencia de yacimientos de
cobre porfírico y relación Ba/Nb mayor, como consecuencia de
la segmentación de la cordillera alrededor de los 38° 30'
(Rapela y Llambías, 1985; Llambías y Rapela, 1987). |
EL ARCO OLIGOCENO
Durante el Oligoceno se produjo una migración de 25 a
50 km hacia el oeste del arco volcánico paleógeno en el norte
de la Patagonia, desarrollándose una faja occidental, interna
o andina, equivalente de la Serie Andesítica (Groeber, 1918,
1954; Ljunger, 1930; Feruglio, 1941), o cinturón de El Maitén
(Rapela et al., 1988), con edades entre 34 y 24 Ma (Cazau et
al., 1989). Está situado en la Cordillera Patagónica y forma
parte del sustrato del flanco occidental de la cuenca deÑirihuau. Se extiende desde el lago Espejo hasta la latitud de
Esquel, pasando por el oeste de Villa La Angostura, sector
occidental del lago Nahuel Huapí, continuando al sur de
Bariloche, oeste de Ñorquincó, El Maitén y Leleque.
La
denominación más aceptada para las rocas de este volcanismo
es Formación Ventana (González Bonorino, 1973). Originalmente
fue descripta como una secuencia de más de 3.000
m de espesor, compuesta mayormente por andesitas y dacitas
con intercalaciones de rocas volcaniclásticas, generadas por
estratovolcanes con características emisiones ignimbríticas y
plinianas (Rapela et al., 1988). |
 |
Son rocas más pobres en potasio y más tholeíticas que las del arco del Paleoceno -
Eoceno, asemejándose más que éstas a rocas de manto oceánico.
Estas características se deben a que la
convergencia de las placas Sudamericana y Farallón, entre los
42 y 27 - 25 Ma, continuó siendo marcadamente oblicua,
coincidiendo con el pico de actividad volcánica basáltica
alcalina en la región de trasarco (Cande y Leslie, 1986;
Corbella, 1984; Mahlburg Kay y Rapela, 1987).
Efusiones oligocenas se produjeron también en el área de
la faja oriental. En su sector central, las rocas paleoceno -
eocenas están cubiertas por hasta 500 m de lavas básicas
correspondientes al Basalto Rehuau (Dessanti, 1972), incluido
por Feruglio (1941, 1947) en la Serie Andesítica. En el
sur del cordón Chapelco hay efusiones de dacitas de 27 ± 5
Ma. La extensión hacia el norte de la actividad del arco
durante el Oligoceno está representada por las andesitas,
riodacitas y tobas de la Formación Auca Pan, aflorantes al
oeste y norte del lago Huechulafquen y en el río Malleo, con
edades radimétricas de 33 Ma (Turner, 1973), y por los
basaltos del cerro Colorado, al norte del lago Lácar, con
edades de 30 Ma. |
EL ARCO EN EL MIOCENO MEDIO Y TARDÍO
Un abrupto cambio en el ángulo de colisión de las placas
Sudamericana y Farallón - Nazca se produjo entre los 27 y 25
Ma, pasando de marcada oblicuidad a convergencia normal,
semejante a la que se produce en épocas modernas (Cande y Leslie, 1986). El reacomodamiento en el movimiento de las
placas se vio acompañado por una nueva migración hacia el
oeste del arco volcánico. En la Patagonia, el magmatismo de
arco del Mioceno está representado en la Cordillera Principal
neuquina, desde Copahue hacia el norte, por 2.000 m de
volcanitas andesíticas de la Formación Epulahuquen (Pesce,
1981), con edades de 16 a 11 Ma. Hacia el oeste, esta unidad
engrana con la Formación Trapa Trapa de Chile (Niemeyer
y Muñoz, 1983), cuyas edades varían entre 18,2 y 14,7 Ma. |
EL ARCO EN EL MIOCENO TERMINAL -
PLIOCENO
En este período continuó el magmatismo de arco en la
zona andina patagónica limítrofe con Chile, desde el
lineamiento Pino Hachado hacia el norte, desarrollándose un
arco volcánico constituido por numerosos estratovolcanes
calcoalcalinos en los que se han reconocido diversos complejos
efusivos. El más austral corresponde al Complejo Volcánico
Pino Hachado (Muñoz y Stern, 1985, Muñoz et al., 1987
y 1989) entre los 38° y 39° latitud sur. |
En la zona del volcán
Copahue, el complejo efusivo homónimo tiene como base a
la Formación Hualcupén, equivalente de la Formación
Cola de Zorro de Chile (González Ferrán y Vergara, 1962;
Vergara y Muñoz, 1982; Pesce, 1987, 1989), mientras que en
la porción norte de la provincia de Neuquén se han diferenciado
las Formaciones Cajón Negro y Quebrada Honda (Pesce,
1981).
En general, estos centros volcánicos evolucionaron de
manera similar, constituyéndose primero grandes
estratovolcanes andesíticos que, posteriormente, dieron lugar
a la formación de calderas y, por último, a la implantación de
aparatos volcánicos más pequeños vinculados a éstas. Las
dataciones disponibles para las efusiones pre caldera varían
entre 4,3 y 3,6 Ma (Brousse y Pesce, 1982; Stern, 1989;
Linares y Ostera, 1995). Las dataciones de las unidades
post-caldera, compuestas por lavas andesíticas y dacíticas y
tobas, van de 2,6 a 1,4 Ma (Muñoz y Stern, 1985; Linares y
Ostera, 1995). Los resultados de las dataciones indican que el
período de formación de las calderas es el Plioceno tardío. |
VOLCANISMO LIGADO A PROCESOS
EXTENSIONALES
Contemporáneo con el volcanismo de arco propiamente
dicho, en la Patagonia se produjeron múltiples episodios
volcánicos relacionados con procesos extensionales desarrollados
en los ámbitos de retroarco e intraplaca. Si bien en
muchos casos las características geotectónicas son bien conocidas,
en otros centros resta definirlas. Por ello, se agruparán
los episodios por sus características físicas más importantes,
consignando, en cada caso y cuando sea posible, su
vinculación con el ambiente geotectónico correspondiente.
LOS GRANDES PLATEAU BASÁLTICOS
Grandes áreas de la Patagonia Extraandina fueron cubiertas
durante diferentes momentos del Terciario por lavas básicas, dando
origen a extensas mesetas basálticas. En el Paleoceno - Eoceno se
produjo en la cuenca Austral la efusión del Basalto Posadas. Durante
el Oligoceno se desarrollaron varios de los más importantes plateau
(Palaoco, Somún Curá, estadios iniciales de Canquel- Sierra
Cuadrada). Finalmente, en el Mioceno continuaron las efusiones
que dieron origen al cuerpo principal de Canquel- Sierra Cuadrada,
Cari Laufquen, Coli Toro, Strobel y del Lago Buenos Aires.
Basalto Posadas
Al sur del paralelo 46°, la colisión de la dorsal oceánica
Aluk- Farallón durante el Paleógeno, a partir de los 52 Ma y la posterior migración hacia el sur del punto triple hasta los 42
Ma, originaron, desde los primeros contrafuertes de la Cordillera
Patagónica Austral hacia el este, hasta el Macizo del
Deseado, un extendido volcanismo basáltico alcalino, cuyas
características geoquímicas corresponden a basaltos de islas
oceánicas, con bajos a moderados porcentajes de fusión
(Ramos, 1982a, Mahlburg Kay et al., 1990; Ramos y Mahlburg
Kay, 1992). En la cuenca Austral, este volcanismo está
representado por el Basalto Posadas (Riggi, 1957; Hatcher,
1903; Halle, 1913; Piatnitzky, 1938; Feruglio, 1949; Riccardi,
1971; Ramos, 1979, 1982a), constituido por dos o más mantos
de basaltos olivínicos y basanitas, con espesores de 2 a
140 m al norte del lago Cardiel (Nullo et al., 1993).
|
Asociados
a los mantos hay diques y necks emplazados en los sedimentos
cretácicos, todos ellos plegados por los movimientos
andinos (Figura 10). Los afloramientos están muy disectados
y son discontinuos. Se los reconoce en la región de los lagos
Posadas, Belgrano, San Martín y Cardiel, en la zona del cerro
Fitz Roy y en la meseta Buenos Aires de Chile. Una datación
de 46 ± 2 Ma de basanitas de las cercanías de Balmaceda, en
Chile (Baker et al., 1981) permitiría extender este volcanismo
hasta el norte de los 46°. Las dataciones del Basalto Posadas
van de 62 ± 6 a 35 ± 5 Ma (Riccardi, 1971; Hashimoto et al.,
1977; Charrier et al., 1979 a y b; Ramos, 1982a; Ramos y
Drake, 1987) y el pico de actividad se produjo entre 57 y 45
Ma (Ramos y Mahlburg Kay, 1992). En el sector inferior de
la meseta del lago Buenos Aires de Chile se distinguieron dos
agrupamientos: uno de tholeítas olivínicas, con edades de 57
a 52 Ma, y otro de basanitas, con edades de 46 a 43 Ma (Baker
et al., 1981).
Al complejo magmático del Basalto Posadas (Feruglio,
1949; Riccardi, 1971; Ramos et al., 1994) pertenece la “suite”
essexítica- teschenítica representada por la Essexita Río
Carbón (Quensel, 1911; emend. Riccardi, 1971; primeras
descripciones en Hatcher, 1903; Riggi, 1933; Piatnitzky,
1938). Está integrada por filones capa y diques emplazados en
sedimentitas del Cretácico, con longitudes de 2 - 3 km y
espesores de hasta 30 metros. El área principal de afloramientos
es la región del lago San Martín, pero hacia el norte llegan
al lago Belgrano, y hacia el sur se hallan en la zona del cerro
Fitz Roy y hasta la latitud del cordón de los Cristales (Nullo,
1983a). Las dataciones están entre 48 ± 4 y 32 ± 3 Ma (Riccardi, 1971; Ramos, 1981c, 1982a), aunque hay coincidencia
en que la edad más probable sea del Eoceno inferior a
medio.
|
Con la Essexita Río Carbón se correlacionan la
Teschenita Jeinemeni (Busteros y Lapido, 1983), cuerpo
emplazado en piroclastitas cretácicas de la Formación Río
Tarde al sur del lago Buenos Aires, con una datación de 46 ±
3 Ma y la Basandesita Alta Vista, aflorante en la región del
lago Argentino (Nullo, 1983a), constituida por filones capa,
diques y cuerpos hipabisales de no más de 15 m de espesor de
andesitas y basandesitas, alojados en el Cretácico. 
|
Formación Palaoco
En el sur de la provincia de Mendoza y norte de la
provincia del Neuquén se desarrolló durante el Oligoceno un
extenso plateau basáltico, en ambiente de retroarco (Ramos y
Barbieri, 1988), posteriormente fallado y plegado a comienzos
del Neógeno por efectos de la fase Quéchuica. Sus
afloramientos se extienden más o menos dispersos a lo largo
de 150 km, formando parte de los anticlinales de Palaoco y de
Ranquil-Co, y del denominado Bordo Alto del Payún. Al sur
del río Colorado, en territorio neuquino, los afloramientos se
corresponden con las sierras de Huantraico, Negra, Filo
Morado y cerro Villegas. Fueron reunidos por Groeber (1946)
en una unidad denominada Palaocolitense o Basalto I. Bettini
(1982) los incluyó en su Complejo Efusivo Eógeno, junto a
las tobas cineríticas asociadas en los niveles basales. Restos
de vertebrados fósiles hallados en estas tobas en la quebrada
Fiera, al este de la localidad de Ranquil del Norte (Gorroño et
al., 1979), permitieron asignarlas al Deseadense (Oligoceno
inferior). .
|
Ramos (1981a) y Ramos y Barbieri (1988) reconocieron
en la sierra de Huantraico mantos espesos de basaltos
piroxénicos de más de 400 m de potencia y tobas dacíticas
intercaladas reunidas en la Formación Palaoco. Se apoya
sobre tobas cineríticas de la Formación Carrere probablemente
eocenas, aunque pueden llegar a ser un poco más jóvenes
dado que ha sido sugerida una correlación con las tobas de
quebrada Fiera (Uliana, 1978).
Por los fósiles de las tobas
inferiores y las edades radimétricas comprendidas entre 36 ±
2 y 24 ± 1 Ma (González Díaz, 1979 b; Ramos y Barbieri,
1988), los basaltos fueron emplazados durante el Oligoceno.
Por su posición estratigráfica y edad son correlacionables con
las efusiones acaecidas en la misma época en el Macizo
Nordpatagónico.
Meseta de Somún Curá
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 (Cuadro
10), 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 SomúnCurá (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, que se detallan en otro
apartado de este capítulo. 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 fuenteo
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
(Figura 11). 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). |
Mesetas de Canquel - Sierra Cuadrada
El plateau basáltico de la meseta del Canquel y la sierra
Cuadrada está situado en el centro de la provincia del Chubut,
en la región de convergencia de las cuencas de Somún Curá
- Cañadón Asfalto (Cortiñas 1996) y del Golfo San Jorge
(Cuadro 11).
Está formado principalmente por cuatro apilamientos
de basaltos olivínicos que constituyen la Formación Sierra
Cuadrada (Etchart et al., 1962, Cortés, 1986), de hasta 30 m
de espesor. Las efusiones iniciales se derramaron a partir de
los 28 Ma, mientras que la mayor parte de las lavas se
originaron en el Mioceno temprano, entre 23 y 21 Ma,
aunque hay efusiones menores de 16 Ma (Marshall et al.,
1986a). Aquellas lavas basales están intercaladas en el
tercio superior de los depósitos volcánicos y volcaniclásticos
del Grupo Sarmiento, que llega hasta 250 m de potencia y
está integrado por al menos dos secuencias depositadas en
tiempos diferentes, una inferior predeseadense, en parte
casamayorense, y otra superior, deseadense (Marshall et al.,
1986a, Mazzoni, 1994).
En el extremo norte, la sección inferior del plateau está
integrada por lavas básicas alcalinas de 20 m de espesor y
cuerpos de gabros y diabasas de la Formación El Canquel,
del Eoceno temprano a medio, con edades radimétricas entre
51 y 45 Ma (Cortés, 1986; Lema y Cortés, 1987).
Conos volcánicos escasamente disectados, representantes
de una actividad volcánica basáltica más moderna, están
emplazados sobre la Formación Sierra Cuadrada (Cortés,
1986).
Mesetas 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). |
Basalto Strobel
El extendido volcanismo alcalino de intraplaca que
se desarrolló en el sur de la Patagonia a partir de los 10
Ma, coincide con la fase plutónica correspondiente a la
intrusión del Granito San Lorenzo a los 8 Ma y fue
producto de la colisión de diferentes segmentos de la dorsal de Chile con la zona de subducción (Ramos y
Mahlburg Kay, 1992). Las grandes planicies estructurales
lávicas (mesetas del Strobel, del Lago Buenos Aires)
se forman sobre potentes conglomerados de abanicos
aluviales originados a partir de la fase principal de levantamiento
de la cordillera (fase Quéchuica) ocurrida alrededor
de los 10 Ma (Coira et al., 1982).
El Basalto Strobel está integrado por coladas de basaltos
olivínicos de hasta 50 m de espesor, que se extienden desde
la región del lago Cardiel hasta el sector interno del Macizo
del Deseado, como producto de efusiones centrales. Constituyen
las mesetas del Strobel, de la Muerte y otras menores.
Escasas dataciones radimétricas han determinado edades
comprendidas entre 8,6 y 6 Ma (Ramos, 1982a). Otras edades
de unidades equivalentes en las mesetas Peicovich y de Cali
varían entre 9,39 ± 0,55 y 8,57 ± 0,03 Ma (Gorring et al.,
1997). El Basalto Belgrano (Riggi, 1957; Ramos, 1979; de
Barrio, 1984), situado entre los lagos Posadas y Belgrano, fue
correlacionado con el Basalto Strobel (Ramos y Mahlburg
Kay, 1992).
Mesetas del Lago Buenos Aires
Las mesetas basálticas situadas al sur del lago Buenos
Aires - General Carrera se originaron por varios pulsos
lávicos a partir del Mioceno medio (Ugarte, 1956; Hashimoto
et al., 1977; Skarmeta, 1978; Charrier et al., 1979 a y b; Sinito,
1980; Baker et al., 1981; Busteros y Lapido, 1983). En el
sector chileno, coladas de 16 a 12 Ma (Charrier et al., 1979a
y b) se derramaron sobre basaltos paleógenos correlacionados
con el Basalto Posadas. En la meseta del Lago Buenos Aires
los primeros pulsos lávicos yacen sobre depósitos clásticos
miocenos del Grupo Río Zeballos (Ugarte, 1956). Esta porción
basal fue denominada Formación Meseta Lago Buenos
Aires (Lapido, 1979, en Busteros y Lapido, 1983). En esta
formación se registran dos acontecimientos volcánicos, en
algunos sectores separados por depósitos de origen glaciario.
El más antiguo, de acuerdo con dataciones, estaría acotado
entre 11 y 6 Ma, mientras que el superior está referido al límite
mio-plioceno, ya que tiene edades entre 4 y 5 Ma (Sinito,
1980; Baker et al., 1981; Mercer y Sutter, 1982; Busteros y
Lapido, 1983). Cuando faltan los depósitos epiclásticos interpuestos,
aparece una sucesión continua de coladas, como
ocurre en sectores de esta meseta y de la correspondiente al
sector chileno. Así, para Charrier et al. (1979 a y b) la parte
superior del nivel superior en Chile tiene edades de 8,4 ± 0,6
a 2,9 ± 0,4 Ma, mientras que Baker et al. (1981), determinaron
edades entre 7 y 3,7 Ma para la secuencia en Argentina. En
ambos casos, las edades más jóvenes son claramente pliocenas.
Cuerpos de rocas básicas alcalinas, reunidos en la
Teschenita Los Antiguos (Busteros y Lapido, 1983), intruidos
en los depósitos miocenos del Grupo Río Zeballos en el
flanco norte de la meseta, están genéticamente vinculados al
episodio magmático que originó la Formación Meseta Lago
Buenos Aires.
En el ámbito de la meseta, en el Plioceno
tardío-Pleistoceno se produjo otro episodio volcánico representado
por basaltos alcalinos originados en erupciones centrales,
que cubren parcialmente a los de la Formación Meseta Lago Buenos Aires. Estas lavas fueron reunidas en la Formación
El Sello (Lapido, 1979, en Busteros y Lapido, 1983) con
dataciones entre 1,8 ± 0,5 a 0,8 ± 0,1 Ma (Sinito, 1980; Baker
et al., 1981). Por último, las lavas más jóvenes alcanzan el
Pleistoceno medio, con edades de 0,4 ± 0,3 a 0,2 ± 0,1 Ma
(Sinito, 1980; Baker et al., 1981). |
GRANDES VOLCANES BIMODALES
Los centros volcánicos alcalinos de la meseta de Somún
Curá
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 ± 2Ma
(Yllañez y Lema, 1979; Barbieri y Corbella, 1987) y las últimas manifestaciones se produjeron hacia el Mioceno
medio, con la intrusión de cuerpos subvolcánicos traquíticos
de 12± 1Ma y 11± 2Ma, en la Alta Sierra de Somún Curá
(Ardolino y Franchi, 1993)
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).
Pire 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.
Auca Mahuida
En la región nororiental de la cuenca Neuquina se
desarrolló durante el Neógeno un volcanismo de retroarco
eminentemente basáltico, con andesitas y traquitas subordinadas,
que originó el campo volcánico del Auca Mahuida,
de más de 60 km de diámetro. Está constituido por un centro
principal, el cerro Auca Mahuida, estratovolcán emisor de
lavas básicas y mesosilícicas y aglomerados volcánicos, y
más de 100 conos menores, lávico - piroclásticos (Holmberg,
1964; Ardolino et al., 1995). Las dataciones disponibles
están comprendidas entre 6,6 y 1,7 Ma (Valencio et al.,
1979), aunque hay unidades volcánicas anteriores y posteriores
a las datadas, por lo que la edad establecida abarca del
Mioceno tardío al Pleistoceno (Holmberg, 1964; Ardolino y
Franchi, 1996).
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