Triásico - Jurásico

En discordancia angular, por encima de la Formación Río Lácteo existe una sucesión de conglomerados y samitas, denominada Formación Arroyo de la Mina (Bianchi, 1967; Riccardi, 1971), que seencuentra típicamente representada en el arroyo de la Mina, al E de la bahía de la Lancha, en el lago San Martín

Rocas con características y posición estratigráfica similar han sido citadas para el lago Belgrano (Bianchi, 1967), río Oro-lago Pueyrredón (Bianchi, 1967; Riggi, 1957) y en el subsuelo en cerro Bagual al N de Piedra Clavada (Feruglio, 1949).

En su localidad tipo consiste en bancos de conglomerados de colores gris a gris oscuro con matices ocráceos, y con un espesor individual de aproximadamente cinco metros, entre los que se intercalan areniscas y margas con estratificación fina de colores rojizos. Los bancos de conglomerados están formados por fenoclastos redondeados a subredondeados de tamaños variables entre 1-2 cm hasta 10 cm, correspondiendo los valores promedio al tamaño de guijarros; los fenoclastos están fuertemente ligados por una matriz samítica fina y uniforme, que se presenta en proporciones variables llegando a constituir lentes de hasta 1 m de largo por 0,60 m de espesor que suelen presentar laminación entrecruzada. Composicionalmente los fenoclastos corresponden a wackes feldespáticas y la matriz a wackes líticas, similares a las que se hallan en la Formación Río Lácteo.

En la bahía de la Lancha el espesor máximo aparente es de 70 m. En las restantes localidades, mencionadas más arriba, su potencia oscila entre 10 y 50 metros.

Los conglomerados de la Formación Arroyo de la Mina, fueron incluidos en la región de la bahía de la Lancha como parte integral basal de las rocas volcánicas y piroclásticas que se le superponen (Complejo El Quemado), por Bonarelli y Nagera (1921), Feruglio (1938b, 1949), Fernández (1957), Bianchi (1967) y Nullo et al (1978). Idéntica interpretación fue adoptada por Riggi (1957) en lago Pueyrredón, la cual sería corroborada por Bóer (1967) al indicar que en el lago Belgrano estos conglomerados pasan gradualmente al complejo volcánico suprayacente. Probablemente a ello se deba en cierta medida que se haya interpretado (Flores, 1961, en Leanza, 1972) que la Formación Arroyo de la Mina incluiría parte de las mismas vulcanitas. De acuerdo con esa opinión esta Formación comprendería un miembro conglomerádico inferior denominado miembro La Lila y un miembro superior compuesto por tobas litoideas verdosas llamado, impropiamente, miembro Bahía de la Lancha. Todo este conjunto se hallaría separado de las vulcanitas suprayacentes por una discordancia angular (Leanza, 1972).

No obstante, los conglomerados de la Formación Arroyo de la Mina presentan características litológicas y estratigráficas bien definidas que permiten discriminarlos fácilmente del Complejo El Quemado En su localidad tipo no se ha observado un contacto neto entre ambas entidades (Riccardi, 1971), razón por la cual no ha sido posible hasta la fecha establecer si la relación estratigráfica que guardan entre sí es concordante o no, aunque como ya se vio en lago Belgrano existiría un pasaje gradual (Becar, 1967). Tampoco se ha documentado fehacientemente la existencia de elementos geológicos que permitan incluir parte de las vulcanitas en la Formación Arroyo de la Mina. No se descarta sin embargo tal posibilidad, ni la posible segregación o diferenciación del Complejo volcánico en diferentes unidades estratigráficas (véase más abajo). Es de destacar que en Ultima Esperanza, península Brunswick y S de Tierra del Fuego existe una sucesión continental compuesta por conglomerados, cuarcitas y tobas, con similar posición estratigráfica y de posible edad triásica (Natland et al., 1974).

La Formación Arroyo de la Mina aparentemente carece de elementos propios que permitan definir su edad. De acuerdo con la posición basal que le asignaron varios autores (véase arriba) con respecto a las rocas volcánicas y piroclásticas jurásicas, parecería implícita una edad similar a ligeramente más antigua para esta Formación. Por otro lado quienes la han considerado una entidad estratigráfica independiente la han ubicado con reservas en el Jurásico (Riccardi, 1971) por su aparente concordancia con el complejo volcánico, o en el Triásico superior “por consideraciones geo1ógicas de carácter regional” (Leanza, 1972).

Jurasico medio-superior

Por encima de la Formación Río Lácteo y/o la Formación Arroyo de la Mina se dispone una entidad compuesta par rocas volcánicas y piroclásticas que ha sido denominada, en general “Complejo volcánico del Quemado” (Feruglio, in Fossa Mancini et al., 1938) o Complejo El Quemado (Riccardi, 1968, 1971).

Típicamente se encuentra representada en la margen nordoccidental del lago Argentino, en la ex-estancia del Quemado (hoy ‘La Unión”) donde está compuesta por p6rfidos de colores rojizos, verdosos y gris blanquecinos que alternan con tobas muy compactas de coloración similar. Estas rocas que han sido estudiadas por Quensel (1911), Comes (1935), Zuffardi (1944) y Cortelezzi y Musachio (1973a,b) constituyen las núcleos de amplios anticlinales – siendo uno de los más importantes el que constituye la base de los cerros Hobler y Castillo – y son claramente diferenciables de las sedimentitas suprayacentes.

Este complejo aflora casi sin interrupción a todo lo largo de la Cordillera Patagónica, desde la isla de los Estados hasta lago Fontana. En territorio argentino, al norte del estrecho de Magallanes, se halla representado desde el O del brazo sur del lago Argentino hacia el N, pasando a través de la región occidental del lago Viedma, extremo oriental de los lagos San Martín y Belgrano, márgenes SO y NE de los lagos Pueyrredón y Posadas, N del lago Buenos Aires en el límite con Chile, hasta la cuenca de los lagos Fontana y La Plata

En lago San Martín está compuesto por andesitas, dacitas y riodacitas y por areniscas volcánicas y tobáceas, tobas vítreas, cristalovítreas, tufitas, ignimbritas, brechas y aglomerados volcánicos, de colores morados a gris morados o gris verdosos y verdes (Riccardi, 1968, 1971). En algunos casos estas rocas se hallan estratificadas, pero en general carecen de uniformidad, variando sus posiciones estratigráficas, espesores y composición en distancias cortas. Con características similares se presenta en el lago Pueyrredón (Riccardi, 1957), lago Buenos Aires (Heim, 1940; Ugarte, 1956b; Skarmeta 1978) y lago Fontana (Feruglio, 1949; Ramos, 1976).

En su localidad tipo no se conoce su base. Esta es visible en la bahía de la Lancha, lago San Martín y en los lagos Belgrano y Pueyrredón (Bianchi, 1967) donde se apoya en aparente concordancia sobre la Formación Arroyo de la Mina. Por encima de este complejo se disponen, en concordancia o paraconcordancia sedimentitas de edad jurásica superior-cretácica inferior. En la estancia La Unión alterna en su parte superior con tobas y sedimentitas del Kimeridgiano y Titoniano (Feruglio, 1944, 1949).

El Complejo El Quemado tiene entre 400 y más de 1.000 m de espesor en su localidad tipo (Feruglio, 1944; Furque, 1971, 1973). En el subsuelo, en cerro Bagual al N de Piedra Clavada tiene 388 m (Feruglio, 1949). Entre este último valor y los 500 m oscilaría su espesor en los lagos San Martín (Riccardi, 1968, 1971), Belgrano (Bianchi, 1967) y Pueyrredón (Riggi, 1957). Valores próximos a 1.000 m se han medido en lago Fontana (Ramos, 1976) y Aisén, Chile (Skarmeta y Charrier, 1976).

La edad del Complejo El Quemado ha sido discutida por diversos autores, quienes lo han atribuido al Triásico-Jurásico sobre la base de sus relaciones estratigráficas y correlaciones con otras Formaciones similares de la República Argentina que poseen una edad definida con mayor exactitud. La presencia en el lago Argentino de sedimentitas intercaladas en su parte superior conteniendo de Virgatosphinctes sp. (Feruglio, 1936-7, 1944, 1949; Leanza, 1968), indicaría una edad Kimmeridgiana superior-titoniana inferior para la parte superior del Complejo El Quemado en esa localidad. Esto sería concordante con menciones de fósiles kimmeridgianos (y oxfordianos) en otras localidades en sedimentitas que se superponen al mismo (Sigal et al., 1970; Fuenzalinda, 1968; Cecioni y Charrier, 1974; Natland et al., 1974), aunque algunas de esas dataciones son dudosas (véase más abajo). El límite cronológico inferior sería mesojurásico si se lo considera una continuación del complejo vulcanítico de la Patagonia extraandina (o Complejo de Bahía Laura) (Riccardi, 1971), o si se toma en consideración la existencia de sedimentos marinos liásicos, que constituirían el substrato de la sucesión volcánica al E del lago Fontana (Ramos, 1976; Ploszkiewicz y Ramos, 1978). En territorio chileno, Halpern (1973) ha efectuado varias dataciones Rb/Sr, concluyendo que la cristalización inicial tiene una edad de 155 Ma. Esto ha sido confirmado por una datación K/Ar realizada para la parte superior de la sucesión aflorante en la Sierra de Sangra, que indica para la misma una edad de 158 +/- 10 Ma. (Nullo et al., 1978) y por dataciones efectuadas para la parte superior de la sucesión aflorante en Aisén, Chile, que indican una edad mínima de 136 Ma (Charrier et al., 1978). Los valores indicados corresponden al límite dogger-malm, pudiéndose extender, dado el error experimental señalado más arriba, desde el Bajociano al Kimmeridgiano. Un valor similar fue obtenido en Patagonia Extraandina para la Formación Chon Aike (pars Grupo Bahía Laura), la cual según dataciones de Cazenueve (1965) tendría 160,7 Ma. y de Creer et al. (1972) 166 +/- 5 Ma. En resumen, y tal como lo expresara Feruglio: (1949), la edad del Complejo El Quemado sería por lo menos jurásica superior en el área tipo, pudiendo oscilar entre el Jurásico medio y el Cretácico inferior en otras localidades. Una definición más exacta depende de estudios más detallados que permitan discriminar y establecer las relaciones de las diferentes unidades que posiblemente componen este Complejo.

El primero en intentar dividir esta entidad fue Quenzel (1911) quien consideró que existía una faja de pórfidos cuarcíferos y tobas porfídicas desde lago Fagnano en Tierra del Fuego hasta el lago Argentino y otra faja desde este último hasta el lago Nahuel Huapi compuesta por porfiritas y tobas porfídicas de la Cordillera Principal. Bonarelli y Nágena (1921) distinguieron en lago San Martín una serie porfirítica supratriásica y otra superior eruptiva de edad suprajurásica. Flores (1961, en Leanza 1972) por su parte ha separado de este conjunto una serie de tobas litoideas incluyéndolas en la Formación Arroyo de la Mina, y al remanente le ha incorporado las sedimentitas que en el lago Argentino se intercalan en la parte superior de las vulcanitas, denominándolo Formación Quemado. A ésta la ha dividido en dos miembros: el inferior, miembro Río Oro (localidad tipo: río Oro, lago Pueyrredón) compuesto por mantos riodacíticos y tobas rojas con 200 m de potencia, y el superior, miembro Brazo Norte (localidad tipo: brazo norte del lago Argentino) constituido por areniscas arcillosas gris oscuras, tobas y algunos mantos de riolitas rosadas con 3 m de espesor. Riccardi (1968, 1971) por su parte solamente ha diferenciado dos miembros informales, uno volcánico y otro piroclástico. Furque (1973) ha distinguido dos períodos efusivos: Pórfiro I y II, que se hallan separados por lutitas oscuras. Últimamente Nullo et al. (1978) también han reconocido dos entidades, la inferior compuesta por aglomerados volcánicos andesíticos de color rojo-morado intercalados con tobas mesosilícicas y coladas de andesitas y otra superior integrada por ignimbritas dacíticas y tobas asociadas de colores claros en las cuales dominarían las rocas sobresaturadas. Esta última tendría, hacia arriba, estructuras más finas e intercalaciones de areniscas tobáceas y fangolitas friables.

No obstante lo apuntado sigue teniendo vigencia lo expresado por Feruglio (1949), pues las diferencias litológicas y discontinuidades deposicionales locales no son razón suficiente como para realizar tales diferenciaciones, y hasta la fecha no se han efectuado estudios suficientemente detallados como para efectuar divisiones estratigráficas de validez regional. Debe señalarse sin embargo que es factible que este conjunto esté integrado por unidades estratigráficamente diferenciables, ya sea por su litología y/o edad. Al respecto cabe mencionar que en el lago San Martín la Andesita Puesto Nuevo (Riccardi, 1968, 1971; véase más abajo) de edad cretácica superior, antes de ser diferenciada fue incluida por diferentes autores en el Comiplejo El Quemado. De igual manera en el extremo austral del continente se ha reconocido la existencia de rocas volcánicas, i.e. Formación Hardy (Suarez y Pettigrew, 1976), que se hallan interdigitadas con sedimentitas del Cretácico inferior, i e. Formación Yaghan, y apoyan sobre las rocas volcánicas de la “Formación Tobífera” (véase también Dott et al., 1977), situación que también parece existir en Aisén, Chile (Skarmeta, 1976a). Por todo lo expuesto es que se prefiere seguir usando la categoría de “complejo” en lugar de "Formación”, i.e. Complejo El Quemado.

Las vulcanitas del Complejo El Quemado han recibido también otros nombres, la mayor parte de ellos de carácter local. Así Heim (1940) las denominó Serie de Ibáñez en la localidad de Puerto Ibáñez, margen septentrional del lago Buenos Aires dentro del territorio chileno en proximidades al límite internacional. En la cuenca de los lagos Fontana y La Plata ha sido llamada “Serie del Lago La Plata” (Quartino, 1952) o Formación Lago La Plata (Ramos, 1976). En el brazo septentrional del lago Argentino, Furque (1971, 1973), impropiamente, incluyó estas vulcanitas en su “Formación Barragán” empleando la denominación Formación El Quemado para los niveles pelíticos que siguen inmediatamente por encima.

Tomado de Riccardi, A. C. y Rolleri, E. O., 1980. Cordillera Patagónica Austral. En: II Simposio de Geología Regional Argentina. (Coord. J. C. M. Turner), 1173-1306. Academina Nac. de Ciencias, Córdoba

Complejo El Quemado

Se denomina de esta manera el conjunto de rocas volcanogénicas, que con escasas intercalaciones sedimentarías, fueran denominadas Serie Porfírica   Supratriásica y Serie Eruptiva Suprajurásica en el traba   jo precursor de Bonarelli y Nágera (1921). Estas rocas fueron posteriormente llamadas Complejo Volcánico del Quemado por Feruglio (en Fossa Mancini et al., 1938), Serie de Ibáñez por Heim (1940) y Formación Quemado por Katz, 1963 ). La denominación del epígrafe, fue propuesta por Riccardi (1971) y seguida por numerosos autores que trabajaron en la región. La localidad tipo fue definida en la margen norte del lago Argentino, en la estancia hoy conocida como La Unión.

Los asomos del Complejo El Quemado se distribuyen en la provincia de Santa Cruz sobre el faldeo oriental de la región andina, desde la margen más septentrional del lago Buenos Aires hasta el monte Stokes.

En la comarca tipo, en la orilla septentrional del lago Argentino, este complejo está formado por potentes coladas superpuestas de ignimbritas, a las que se asocian tabas de caída. El conjunto presenta coloraciones que varían desde el rojo claro, por alteración meteórica, al verde grisáceo en fractura fresca. Las rocas tienen en general textura eutaxítica, " con una mesostasis felsítica de cuarzo y feldespato – en ocasiones con presencia de calcita, epidoto y sericita secundarias – y fenocristales de cuarzo feldespato potásico, plagioclasa y biotita. Las tobas muestran una textura afanítica, desvitrificada y alterada a sericita, epidoto y calcita. Furque (1973) señala un espesor aflorante de 600 m en esta localidad. La presencia de una intercalación sedimentaría con Lucina cf. lotenoensis, Ostrea, Exogyra aff. quadrata, Virgatophinctes (?) y Aptychus argentinus descripta por Feruglio (1949); mientras que probablemente para la misma localidad, Furque (1973) menciona la presencia de Griphea usta. La tectónica de la comarca, caracterizada por bajocorrimientos (Kraemer et al., 2002), sugieren la necesidad de revisar cuidadosamente este sector para determinar el espesor real y verificar la naturaleza de la intercalación.

Nullo et al., (1978) señalan para la margen oriental del Hielo Continental Patagónico, la existencia en esta unidad de dos entidades con características litológicas propias, que las hacen bien diferenciables. La inferior, compuesta principalmente por aglomerados volcánicos andesíticos de color morado, con tobas mesosilíceas y coladas de andesita subordinadas, con niveles psefiticos en la base (Conglomerado Arroyo de la Mina de Riccardi, 1971). La entidad superior está formada por ignimbritas dacíticas y tobas asociadas, de colores pardo amarillento blanquecinos. En general todas las rocas de este nivel superior poseen abundantes fenocristales de cuarzo. Las rocas se presentan estratificadas en bancos de espesor variable, más potentes en la base, 25-30 m y, más delgados - 0,15-0,30 m- hacia la sección superior. En esta sección superior hay areniscas y fangolitas intercaladas.

En la región del lago San Martín, el Complejo El Quemado aflora en las márgenes norte y sur. Riccardi (1971) describe la presencia de rocas lávicas y piroclásticas. Entre las primeras distingue andesitas, dacitas y riodacitas.

Las rocas lávicas son de color morado y gris morado a gris verdoso y verde. Las texturas porfirica, afirica, intersertal o pilotáxica. Las rocas pueden presentar fenocritales de plagioclasa, feldespato potásico y cuarzo en una pasta con plagioclasa y material devitrificado.

Las riodacitas tienen pasta microcristalina. Para las rocas piroclásticas, Riccardi (1971) diferencia areniscas volcánicas y tobáceas, tabas vítreas y cristalovítreas, tufitas, ignimbritas, brechas y aglomerados volcánicos.

Las rocas tobáceas son de grano fino a muy fino, de colores blanco azulinos a verde claros y pueden presentar estratificación fina. Contienen cristaloclastos de cuarzo y litoclastos provenientes de sedimentitas, plutonitas y volcanitas. Las ignimbritas tienen color violáceo y textura eutaxítica o fluidal. Las brechas y aglomerados volcánicos tienen colores verdosos, con clastos angulosos de diámetros variables entre < 0,1 cm y 40 cm. Los fenoclastos son de composición dacítica y andesítica. El espesor medido por Riccardi (1971) es de 150-200 m, pero el autor menciona también un espesor aparente de 500 metros.

Para la comarca del lago Belgrano, Ramos (1979) describe la presencia de afloramientos en la margen sur, el cerro Gorro de Vasco y la sierra de Las Uñas. En esta región, el Complejo El Quemado está constituido por conglomerados, tobas, aglomerados, lavas e ignimbritas. La columna comienza con conglomerados de color rojo morado, con clastos de filitas, cuarcitas y cuarzo lechoso, angulosos y no seleccionados. Continúan tobas, aglomerados volcánicos y coladas dacíticas alternantes. Para la sección superior Ramos (1979) menciona la presencia de tobas ignimbríticas. Desde el punto de vista petrográfico fueron descriptas variedades de ignimbritas riolíticas, riodacíticas y dacíticas, tobas dacíticas, tobas lapillíticas, riolitas (lavas), leucoriolitas biotíticas y arenitas cuarzo - feldespáticas, entre otras rocas (Busteros, 1980, 1982; Sacomani, 1982). El espesor medido en el perfil del acceso a la península del lago Belgrano alcanza 1.085 metros (Ramos, 1979).

En la región del lago Pueyrredón, el Complejo El Quemado se extiende por ambas márgenes del lago; hacia el naciente constituye la sierra Colorada, mientras que hacia el suroeste se dispone a modo de una faja en-tre los cerros San Lorenzo y Belgrano. En este último sector, Riggi (1957) describe una sucesión de conglo-merados, lavas y tobas. Las tobas y lavas son de composición riolítica. El espesor estimado es superior a 400 metros.

Para la comarca del lago Ghío, Sruoga (1994) reconoce una secuencia relacionada a una caldera e integrada por ignimbritas, lavas riolíticas y brechas volcánicas, cuyo espesor es estimado en más de 1.000 metros.

El perfil de la sierra Colorada, donde se estima un espesor superior a los 600 m, comienza sin base visible, con brechas aglomerádicas y un manto de lava riolítica, continúan tobas y arcilitas bien estratificadas para luego dar lugar a una potente sucesión de mantos ignimbríticos con diferente grado de soldamiento, alguno de los cuales integrados por flujos sucesivos, alcanzan entre 50 y 70 m de potencia (Giacosa y Franchi, 1997).

En la comarca del Lago Buenos Aires (Escosteguy et al., 2001), los afloramientos más extensos del Complejo El Quemado se localizan al oeste del río El Zeballos y en la naciente del río Fénix Grande, en un área limítrofe con Chile. Otros afloramientos se ubican, al oeste de la estancia Victoria y sobre el río Fénix Grande y, al oeste de la bahía Lago Buenos Aires. Se destaca por la presencia de espesas sucesiones de cuerpos tabulares de espesores variables de rocas volcánicas y piroclásticas. La composición del Complejo varía de un sitio a otro, ya que abarca términos lávicos, riolíticos y toda la gama de productos asociados al volcanismo fragmentario, ignimbritas, tabas, brechas, aglomerados y tufitas. Existe un predominio de ignimbritas, brechas y tobas. Macroscópicamente las ignimbritas son porfiricas, de colores rojizos y castaños, medianamente soldadas. Se destacan los fenocristales de cuarzo y feldespato. La biotita se halla en baja proporción. Algunos mantos adquieren aspecto brechoso, con fragmentos angulosos de naturaleza dacítica y fragmentos pumíceos. Exhiben a veces un excelente desarrollo de eutaxismo macroscópico; los fiammes pueden alcanzar los 2 cm de largo. La pasta es de naturaleza vítrea y engloba fenocristales de cuarzo. Las tobas en muestra de mano son de color castaño claro con fenocristales de feldespatos alterados, de hasta 0,3 cm, y mafitos prismáticos negros. Presentan un bandeamiento irregular dado por diferente coloración. Se observan venas de cuarzo y amígdalas. Microscópicamente son de textura cristaloclástica, constituidas por plagioclasa, hornblenda castaña y pumicitas, con litoclastos de pasta volcánica. La porosidad es de grado bajo y están moderadamente sol-dadas. Las tobas riolíticas son de color verde claro, con textura cristaloclástica; se observan cristales de cuarzo, plagioclasas y pumicitas de color blanqueci-no. La mátrix es muy fina, compuesta por vidrio devitrificado a agregados félsicos, trizas de vidrio in-coloro y polvo volcánico. En cuanto al espesor, se estima que El Complejo El Quemado posee más de 800 m en esta comarca.

Para el sector norte de la cordillera de Santa Cruz, inmediatamente al oeste del límite internacional, Baker et al. (1981) mencionan un espesor de 1.000 m de rocas suavemente plegadas y con ejes de plegamiento de rumbo Norte-Sur. En esta localidad, la columna está integrada por piroclastitas retrabajadas y dos grupos de volcanitas primarias muy diferenciables: lavas andesíticas y flujos de cenizas riolíticas. Estas últimas aparecen principalmente en la sección superior.

La base del Complejo El Quemado se apoya en discordancia angular sobre las rocas paleozoicas de las Formaciones Río Lácteo (Feruglio, en Fossa Mancini et al., 1938) o Bahía de la Lancha (Borrello, 1967). Por su parte, a esta unidad la suprayacen en concordancia las sedimentitas neocomianas de la Formación Springhill.

Se dispone de varias dataciones radimétricas para el Complejo El Quemado: Puesto Levicán: 153,0+1,0 Ma (SHRIMP; Pankhurst et al., 2000); Arroyo Page: 155+15 Ma (K/Ar; Sinito, 1980); Sur del lago Buenos Aires – General Carrera en territorio chileno: 132+3 – 150+4 Ma (K/Ar s/ biotita; Suárez y de la Cruz,. 1997); Sierra de Chacabuco: 154+ Ma y 137+5 Ma (K/Ar; Busteros y Lapido, 1983); Río Correntoso: 159+4 Ma (K/Ar s/ biotita; Suárez et al,. 1997); Garganta de Oro: 142+4 Ma (K/Ar s/ biotita; Suárez et al,. 1997); Sierra Colorada: 144+4 Ma (K/Ar s/ biotita; Suárez et al,. 1997) ; Sierra Colorada: 150+4 Ma (K/Ar s/ biotita; Suárez et al,. 1997); Sierra Colorada: 136+6 Ma (isócrona Rb/Sr; Pankhurst et al., 1993); Sierra Colorada: 154,1+1,5 Ma (SHRIMP; Pankhurst et al., 2000); Sierra de Sangra: 158+10 Ma (Nullo et al., 1978); Lago Posadas: 144,2+0,4 Ma (Féraud et al., 1999); Lago Posadas: 147,1+0,5 Ma (Féraud et al., 1999); Sierra de Sangra: 162+10 (K/Ar; Ramos, 1981); Estancia La Unión: 154,5+1,4 Ma (SHRIMP; Pankhurst et al., 2000); Estancia La Unión: 169,5+2,0 Ma (Ar/Ar; Pankhurst et al., 2000); Estancia La Unión: 144,6+1,4 Ma (Ar/Ar; Pankhurst et al., 2000). Se ha sugerido que las edades de cristalización más confiables para las rocas silíceas de la región, son aquéllas obtenidas por el método U-Pb sobre circones y que las obtenidas por otros métodos, puedan estar afectados por alteración hidrotermal (Pankhurst et al., 2000, pág.620). Sin embargo, si se exceptúan los valores más jóvenes, las edades obtenidas por los distintos métodos son relativamente coherentes entre sí, con significado geológico, pues registran eventos posvolcánicos. De esta manera, la edad del Complejo El Quemado estaría acotada al lapso Bathoniano – Oxfordiano temprano.

IMPLICANCIAS GEODINÁMICAS

Como se ha señalado anteriormente, diversos trabajos recientes han sugerido una relación entre la edad de volcanismo jurásico y su ubicación geográfica (Alric et al., 1995; Pankhurst et al., 1998; Féraud et al., 1999). Pankhurst et al. (2000) establecen una cronología de eventos volcánicos relacionados con la evolución del Gondwana y señalan que los términos de la cordillera de los Andes son productos de margen continental activo, asociados con un plutonismo granítico.

De esta manera, las rocas del Complejo El Quemado están vinculadas a la subducción de la placa Proto-Pacífica, mientras que como se discutiera anteriormente, las volcanitas silíceas de la Formación Chon Aike están relacionadas al subplacado de los magmas básicos dentro o en la base de la corteza. Edades de cristalización mas confiables para las las rocas silíceas de la region son aquellas obtenidas por el método U-Pb sobre circones y que las edades mas jóvenes 

Tomado de Panza, J. L y Haller, M. J. (2002). El volcanismo jurásico. En: Geología y Recursos Naturales de Santa Cruz: Relatorio XV Congr. Geol Argentino (Ed. Haller, M. J.) 89-102. Buenos Aires.

III - Jurasico superior

l. Oxfordiano-Kimmeridgiano.

En diferentes lugares de la cuenca Austral se ha mencionado la existencia de niveles sedimentarios de origen marino y probable edad oxfordiano-kimmeridgiana, inmediatamente por encima del Complejo El Quemado.

En la región nordoccidental del lago Argentino, 50-80 m de sedimentitas pelíticas con algunos niveles de areniscas que se hallan parcialmente interestratificados con las rocas volcánicas del Complejo El Quemado, contienen fósiles marinos que según los estudios de Feruglio (1936-7), y Leanza (1968) serían de edad kimmeridgiano-titoniana. Estos niveles, por encima de los cuales se disponen en aparente continuidad otros de características similares, marcarían el inicio de la sucesión marina de la región y han sido impropiamente denominados “Formación Quemado” por Furque (1971, 1973).

En el área ubicada entre las localidades de Coyhaique y Balmaceda, en territorio chileno, sobre los depósitos continentales del Complejo El Quemado se dispone, mediante discordancia de erosión y probablemente también en discordancia angular, una sucesión de lutitas de aproximadamente 200 m de espesor con rocas volcánicas intercaladas en su base, la que ha sido segregada como miembro inferior de la Formación Coyhaique (Cecioni y Charrier, 1974) y que por la presencia de Gryphaea balli (Stefanini) correspondería al Oxfordiano-Kimmeridgiano (véase también Skarmeta y Charrier, 1976), aunque el hallazgo de Spiticeras (S.) sp. y Favrella americana por encima y entre bancos de trigonias (Reyes, 1970) en la parte basal de la sucesión ha llevado a Skarmeta (1976a) a sostener que el inicio de la transgresión se produjo en el Neocomiano inferior.

La presencia de un ammonite identificado con el género Paraoirgatites Buckman ha sido también citada en Chile al N de Aisén, en la provincia de Chiloé (43ºS ) en una brecha del miembro medio, marino, de la Formación Aserradero de edad hauteriviana. El fósil citado indicaría la existencia de sedimentos del Kimmeridgiano superior (Martinez y Ernsts, 1965; Fuenzalinda, 1968; Cecioni y Charrier, 1974). En una región próxima, en territorio argentino, inmediatamente al N y S del istmo que separa los lagos Fontana y La Plata, en los arroyos Cotidiano y Pedregoso, Ramos (1976) ha reconocido la existencia de 15-31 m de calizas lumachélicas a las que ha denominado Formación Cotidiano, que se disponen concordantemente sobre las rocas piroclásticas de la Formación Lago La Plata (= Complejo El Quemado). La presencia de Gryphaea sp., similares a la Gryphaea balli ilustrada por Cecioni y Charrier (1974) sugeriría una edad oxfordiano-kimmeridgiana, aunque Ramos (1976) consideró que tal edad es avalada más fehacientemente por la discordancia, debida a la fase araucánica (Charrier y Vicente, 1972), que separaría a esta entidad de la sucesión marina titoniano-neocomiana que se le superpone.

Sobre la base de estudios micropaleontológicos se ha postulado también (Sigal et al., 1970; Natland et al., 1974) que las areniscas de la Formación Springhill y equivalentes correspondientes al Piso Rinconiano, habrían sido depositadas en parte durante el Oxfordiano-Kimmeridgiano. No obstante, esta entidad, como se verá más abajo, es considerada en gran medida, sino totalmente, de edad titoniano-berriasiana.

Las demás evidencias mencionadas, sobre las que se basa la supuesta presencia de niveles oxfordiano-kimmeridgianos en la base de la sucesión marina que se superpone al Complejo El Quemado, son escasas y discutibles Paraairgatites Buckman y Padecía Ilovaisky son géneros que hasta la fecha han sido considerados estrictamente boreales y su presencia debería haber sido documentada de manera apropiada. Con relación al primero, la cita de Fuenzalinda (1968) se basa sobre un fragmento de ejemplar pobremente preservado, un molde del cual ha sido facilitado a uno de los autores (ACR.) muy gentilmente por el doctor Covacevich. El mismo no correspondería al género citado y se asemeja al ejemplar ilustrado por Feruglio (1963-7, lám. V, fig. 4) que Leanza (1968) incluyera en Atdacosponctoides (P) sp. indet., lo cual indicaría una edad kimmeridgiano superior-titoniana inferior. Por su parte los ejemplares de Gryphaea bullí (Stefanini) ilustrados por Ceccioni y Charrier (1974) son muy próximos a Aetostrew sp, y Aetostreon imbricatum (Krauss) del Cretácico inferior del lago San Martín y Sudáfrica (Riccardi, 1977).

IV - Jurasico superior - Cretacico inferior

Por encima de las rocas volcánicas y piroclásticas del Complejo El Quemado existe una unidad litoestratigráfica compuesta por areniscas que en la actualidad recibe el nombre de Formación o Grupo Springhill.

Pese a que la denominación Formación Springhil fue aplicada por primera vez (Thomas, 1949a,b; Ceccioni, 1955a) para el subsuelo de Tierra del Fuego, el carácter de unidad estratigráfica independiente de estas areniscas había sido reconocida previamente (Halle, 1913) en la región del lago San Martín, Santa Cruz.

La Formación Springhill se halla representada al parecer desde la isla de las Estados (Harrington 1943; Borrello, 1969; Flores et cL, 1973) – posibilidad desechada por Dalziel. et al., 1S74 – y Seno Almirantazgo (Natland et al., 1974) al S, (? ) hasta por lo menos la región de los lagos Fontana y La Plata al N, donde habría sido incluida en las “Capas del Arroyo Blanco” (Quartino, 1952), ó "Estratos Titoneocomiano.s” (Ramos, 1976) o “Formación Tres Lagunas” (Ploszkiewicz y Ramos, 1978). Probablemente también se halle representada más al N en Omkel (véase Ugarte, 1956a) y Aisén, Chile, donde habría sido incluida como miembro arenoso inferior de la Formación Coyhaique (cf. Reyes, 1970). En su mayor parte es una unidad de subsuperficie, aunque se conocen afloramientos en el arroyo de las Hayas o los Caballos – margen septentrional del lago Argentino –, al poniente del río las Vueltas – N del lago Viedma – (Nullo et al., 1978), lago San Martín, Belgrano y Pueyrred6n (Bianchi, 1967).

Las propiedades de estas rocas son sumamente uniformes en los diferentes sectores de la cuenca. Se trata en general de samitas duras de grano grueso a fino, gris claras a castaño-amarillentas por alteración, con estratificación normal y laminación entrecruzada. En la parte inferior, continental, contienen restos vegetales e intercalaciones de pellitas oscuras y en algunos casos presentan restos de carbón y nódulos de calcopirita mientras que hacia arriba pasan a calizas con invertebrados marinos. Composicionalmente las samitas están integradas por un 65-95 % de cuarzo detrítico, cuya angulosidad – variable – parece disminuir hacia los niveles más modernos. Excepcionalmente hay feldespatos y accesoriamente magnetita, limonita, circón y micas. La matriz está constituida por caolinita. Entre las características más destacables se hallan la madurez composicional y la inmadurez textural. Los diferentes autores coincidieron en atribuir al Complejo El Quemado el material originario de estas rocas. Su deposición se habría producido sobre un relieve suavemente irregular en un ambiente costanero protegido, poco profundo, con escaso transporte, en un clima cálido y húmedo.

No obstante su amplia distribución areal, tanto su espesor como su continuidad lateral son sumamente irregulares – en muchas localidades se halla parcial o totalmente ausente – debido a que la de-posición de los sedimentos que le dieron lugar estuvo restringida mayormente a las depresiones existentes en el relieve irregular del Complejo El Quemado. Su espesor usual es de 30-40 m y el máximo citado alcanza los 130-150 metros.

Pese a que en Ultima Esperanza la Formación Springhill probablemente se apoya en discordancia sobre rocas premesozoicas (Natland et al., 1974), comúnmente lo hace sobre el Complejo El Quemado. Esta última relación estratigráfica ha sido diversamente interpretada. Generalmente se ha señalado, entre ambas entidades, la existencia de un hiato, discordancia o pseudoconcordancia o discordancia erosiva, aunque también se han mencionado pasajes graduales. Tanto en la bahía de la Lancha, lago San Martín, como en el arroyo de las Hayas, lago Argentino, la única evidencia en favor de un hiato o pseudoconcordancia es el cambio litológico neto entre las rocas del Complejo El Quemado y las de la Formación Springhill, aunque tanto allí como en otras áreas su existencia e importancia dependería fundamentalmente de las edades que se asignen a ambas unidades. Dada la edad jurásica superior (cretácica inferior) usualmente aceptada para el Complejo E1 Quemado, una posible edad aptiana para la Formación Springhill (Leanza, 1968, 1968, 1972) indicaría la presencia de un hiato relativamente importante. Sin embargo, los megafósiles hallados hasta la fecha en esta última entidad documentan una edad titoniano-berriasiana (véase más abajo) equiparable a aquella determinada por Feruglio (1936-7, 1944, 1949) en el lago Argentino, para parte de las pelitas que se intercalan parcialmente en el techo del Complejo El Quemado. Esto apoyaría la existencia de pasajes graduales y permitiría inferir que los hiatos y discordancias erosivas existentes son de carácter localizado y representan, como máximo, lapsos similares a los de cualquiera de los pisos del Jurásico superior-Cretácico inferior (5-6 Ma.) siempre que se asuma que las variaciones regionales en la finalización del vulcanismo y sedimentación que dieron lugar a las rocas del Complejo El Quemado no excedieron de un lapso semejante. Resulta sin embargo importante tener en cuenta que el Complejo El Quemado está muy probablemente integrado por diferentes unidades y que resulta factible que la Formación Springhil1 sea equivalente lateral – facies de plataforma – de una entidad – de facies más profundas – integrada por rocas volcánicas y pelíticas y que ambos conjuntos apoyen sobre rocas volcánicas más antiguas. Según esta interpretación la Formación Springhill sería discordante y equivalente a rocas que aquí se incluyen en el Complejo El Quemado. La relación discordante se haría bien visible en la zona extraandina, en el subsuelo.

El contacto entre la Formación Springhill y las sedimentitas suprayacentes es transicional de forma tal que para lago San Martín diferentes autores consideraron que aquella corresponde al inicio de la transgresión marina que dio lugar a la Formación Río Mayer (Bonarelli y Nágena, 1921; Feruglio, 1938b, 1949). Tal relación de concordancia ha sido aceptada independientemente de la edad asignada a la Formación Springhill (cf. Leaza, 1968, 1972).

De la Formación Springhill se han mencionado en los últimos 40 años numerosos taxa de megafauna y plantas (Feruglio, 1938b, págs. 297-8; Cecioni, 1955a, págs. 245, 246-S, 252; 1959, págs. 424, 427, 429; in Hoffstetter et al., 1957, pág. 342; González et al., 1965, pág. 4; Leanza, 1963, 1968; Natland et al, 1974, pág. 46; Hernández y Azcárate, 1971, pág. 33) no obstante lo cual las primeras ilustraciones conocidas corresponden a los trabajos recientes de Riccardi (1976, 1977) y Archangelsky (1977).

Así el primero de estos autores ha descripto e ilustrado la presencia en la Formación Springhill en el lago San Martín de los siguientes invertebrados: Megacucullaea cf. kraussi (Tate), Inoceramus aff. anomiaeformis Fer., I sp. I y II, Oxytoma (O.) sp., Chlamys (Aequipecten) octoplicoidds (Hertlein), Aetostreon sp., Lucina antarctandica Leanza, L. cf. neuquensis Haupt, Lacina sp., P Eriphyla sp, Protoeardia (Tendagurium) nov. sp., Jabronella aff. michaelis (Uhlig), Neocosmoceras sp., Delphinella sp., Belemnopsis sp., Hibolithes sp. Mientras que Archangelsky (1977) ha comprobado en el subsuelo del sector chileno de la cuenca la existencia de los siguientes taxa: Ticoa magallanica n.sp., Otoxamites sanctae-crusís Feruglio, Zamites aff. gigas (Lindley et Hutton), Ptilophyllum antarcticum Halle, Cycadolepis sp., Brachyphyllum feistmantelli (Halle), Araucarites sp.

La megafauna y la flora citadas indican para la Formación Springhill una edad principalmente titoniano-berriasiana. No se excluye, sin embargo que en algunas localidades alcance edades más antiguas y/o jóvenes. Es de señalar en este sentida que en Aisén, Chile, se ha indicado la presencia de un paquete arenoso de 25 m de espesor en la base de la sucesión pelítica allí existente (Formación Coyhaique) conteniendo una variada fauna de trigonias que ha sido referida al Valanginiano superior-Hauteriviano inferior (Reyes, 1970). En la misma región, pero en territorio argentino, en la localidad de Tres Lagunas, se han hallado bivalvos y Bochianites ¿ sp. (véase Bergman, 1956, 1957; Ploszkiewics y Ramos, 1978) Este último género indicaría una edad titoniano-hauteriviana, aunque ha sido asignado al Valanginiano-Hauteriviano inferior.

No obstante, cabe también indicar que sobre la base de foraminíferos se ha concluido, primeramente una edad bajociano- bathoniana (Martinez y Ernst, 1965) y posteriormente (Stigal et al., 1970; Natland et al., 1974) una oxfordiano-kimmeridgiana. Asimismo se ha señalado la presencia del género Favrella, el cual al ser considerado de edad aptiana, ha llevado a concluir tal edad para la Formación Springhill (Leanza, 1963, 1968).

Se ha pretendido compatibilizar las diferencias de edad apuntadas postulando una variación en la edad de la Formación Springhill. En la interpretación de Cecioni y Charrier (1974, véase también Cecioni, 1955a, pág. 247; 1959, pág. 430) la transgresión que produjo la deposici6n de la Formaci6n Springhill habría comenzado en el Oxfordiano-Kimmeridgiano, aunque la edad de los primeros depósitos variaría en la medida que el mar avanzó sobre las áreas emergidas, de manera tal que serían más jóvenes “hacia el E en la parte N y hacia el NE en la parte austral de la cuenca (Tierra del Fuego)”. Sin embargo, la presencia de f6siles de diferentes edades aparentemente ha sida indicada en las mismas localidades y niveles estratigráficos (cf Riccardi, 1976). Esto lleva a poner de relieve el hecho de que la existencia de f6siles del Oxfordiano-Kimmeridgiano no ha sido documentada adecuadamente. Consecuentemente, por el momento, la edad de la Formación Springhill debe ser ubicada en el Titoniano-Berriasiano (Valangiano), aunque sin descartar la posibilidad de un lapso alga mayor.

Esta entidad fue elevada a la categoría de Grupo, en Tierra del Fuego, por Cecioni (1955a), quien la dividió en una parte inferior continental, Formación Manantiales y una superior marina, Formación Sombrero. El mismo autor (1955a, pág. 251; 1959, pág. 423) propuso la denominaci6n Formación Sutherland para superficie. Además se han utilizado otros nombres, i.e. Grupo o Complejo Arenoso Basal (Criado Roque et al., 1960) y Areniscas Calcáreas del Chorrillo Bellota y Erezcano (Cortéz, en Ceciono y Charrier, 1974).

Orógenos Patagonídicos