Cordillera Neuquina

A) Parte norte de la Cordillera Neuquina
La parte norte entre los 38º 51´ y 40º S está caracterizado por un basamento metamórfico de mediano a alto grado de posible edad Pampeana y Famatiniana. Las plutonitas que intruyen este basamento son mayoritariamente paleozoicas y cretácicas en el sector entre los lagos Alumine y Quillén.

Aflora en el límite internacional al oeste del lago Moquehue extendiéndose, de nordeste a sudoeste, entre el paso de Icalma y el arroyo Quillaque. En este tramo se destacan las exposiciones en el cordón de la Bella Durmiente donde se infiere que es intruida por la Granodiorita Paso de Icalma.

Está integrada por lavas almohadilladas, brechas volcánicas y horizontes macizos de basaltos, con intercalaciones de sedimentitas marinas turbidíticas y piroclastitas. Las lavas almohadilladas presentan almohadillas de 20 a 60 cm de diámetro, en ocasiones hasta un metro.

Los basaltos se encuentran albitizados, con amígdalas rellenadas por la asociación epidoto-clorita-calcita y, en menor escala, por albita-cuarzo-prehnita, con diseminación y venulación de pirita.

Las brechas volcánicas son de color gris verdoso, con clastos monolitológicos subangulares a subredondeados de diversa granulometría, alcanzando hasta 20 cm de diámetro, contenidos por una matriz volcánica muy fina microfelsítica.

Las intercalaciones sedimentarias son esporádicas, en capas de 20 a 50 cm de espesor, compuestas por lutitas negras, areniscas de grano mediano a fino y calcáreos gris oscuro. Las lutitas exhiben laminación paralela y abundante pirita diseminada, mientras que en las areniscas se observa estratificación gradada.

Hacia el techo de la unidad se encuentran tobas de color gris, dispuestas en estratos de hasta un metro de potencia, alternando con tobas silicificadas negras, lavas, lutitas negras, areniscas volcánicas grises y brechas sinsedimentarias.

Emparan y Suárez (1992) estimaron en más de 1000 m el espesor de la entidad en su área tipo en territorio chileno

Emparan y Suárez (1992) citaron, en capas sedimentarias expuestas en Chile, el hallazgo de restos mal preservados de cefalópodos harpocerátidos (Paltarpites?, Harpoceras?), litocerátidos (Lytoceras?, Atacamiceras?) y belemnítidos, así como bivalvos y vegetales indeterminados.

De acuerdo con Suárez y Emparan (1997), los estudios químicos en el área fronteriza indican que los basaltos son calcoalcalinos a toleíticos, con afinidad de arco de islas, habiendo sido extruidos en el fondo marino de una cuenca relativamente profunda, sugerido esto por las intercalaciones de areniscas turbidíticas.

La unidad se correlaciona con las formaciones Sierra Chacaicó y Los Molles, con las cuales engranaría lateral y verticalmente. De acuerdo con la paleofauna hallada y dataciones radimétricas K/Ar de basaltos, que indican una edad mínima de 181 ± 4 Ma, Emparan y Suárez (1992) le asignaron edad pliensbachiana superior a toarciana inferior (¿media?).

Miembro Lolen-Pacunto
Este miembro está conformado por una sucesión sedimentaria clástica marina, fosilífera, constituida por lutitas , areniscas y tufitas, con tobas, areniscas de guijarros, conglomerados matriz-soportados y brechas sinsedimentarias subordinadas.

Comprende una sección inferior sedimentaria marina, constituida por lutitas, brechas volcanoclásticas, calizas y areniscas y una unidad superior, caracterizada por una asociación volcánica, probablemente continental, en su mayor parte, integrada principalmente por tobas y, subordinadamente, areniscas volcanoclásticas y probables lavas.

Las rocas de esta entidad fueron señaladas por Galli (1969a) como integrantes del Basamento Cristalino e incluidas en la Formación Huechulafquen por Turner y Cazau (1978), Digregorio y Uliana (1980) y González Díaz y Nullo (1980).

Vattuone et al. (1996) las denominaron Formación Icalma. En este trabajo se las considera con el nombre propuesto por Cucchi y Leanza (2006).

Esta unidad plutónica se reconoce en el sector sudoeste del sector entre el límite internacional y las nacientes del río Aluminé. Hay afloramientos accesibles de la misma en Pino Solo, junto al límite con Chile y en el paraje Lonco Luan.

Se han determinado granodioritas, tonalitas subordinadas y, ocasionalmente, granitos, de colores grises a blanco grisáceo, notándose también algunas transiciones entre los dos primeros tipos litológicos. Las granodioritas constituyen la roca dominante. Presentan estructura granosa fina a gruesa y colores blanco grisáceo a gris mediano, gris mediano verdoso y pardo rojizo claro. Al microscopio se las observa con textura xenomorfa granular fina a gruesa, compuesta por cuarzo, plagioclasa (andesina, oligoclasa, albita), feldespato potásico (ortosa), hornblenda y/o biotita, con apatita, titanita y circón como minerales accesorios. Aparecen clorita y epidoto como alteración de los mafitos y los feldespatos están argilizados, sericitizados, calcitizados y epidotizados.

En las partes elevadas del arroyo Quillahue, contienen enclaves de metamorfitas con alteración silícea y epidótica en venillas.

En la estancia La Nevada, los enclaves son de andesitas transformadas en hornfels, hornfels cuarzo-feldespáticos con biotita secundaria y hornfels granítico que porta granate, andalusita y cordierita. El análisis modal de las granodioritas señala 50% a 53% de feldespatos, 45% de cuarzo, 2% a 3% de mafitos y 2% de minerales accesorios.

Las tonalitas tienen estructura granosa fina a mediana, color gris mediano a gris blanquecino; la textura es xenomórfica o hipidiomórfica granular mediana a gruesa, integrada por cuarzo, plagioclasa (andesina, oligoclasa) zonal, escaso feldespato potásico (ortosa), hornblenda y/o biotita; apatita, circón, titanita y magnetita se encuentran como minerales accesorios.

Los feldespatos pueden estar argilizados, sericitizados, carbonatizados y epidotizados y los mafitos cloritizados y epidotizados. En el ángulo sudoeste de la Hoja, sobre la ruta 11, se observa que la tonalita se halla cloritizada y atravesada por vénulas de epidoto-clorita. Lo mismo ocurre en el sector de la antena de Villa Pehuenia, al norte de esta localidad, encontrándose además atravesada por diques dioríticos. En las tonalitas se aprecian los siguientes tenores modales: 50% de feldespatos, 33% de cuarzo, 15% de mafitos y 2% de minerales accesorios. Solamente en el arroyo Saco se determinó que la roca corresponde a un granito gris blancuzco, con estructura granosa mediana.

Al microscopio tienen textura xenomorfa granular gruesa, compuesta por abundante cuarzo xenomorfo, plagioclasa (oligoclasa), feldespato potásico (ortosa) y biotita, con apatita, circón y titanita como minerales accesorios; los feldespatos están argilizados y sericitizados, mientras que el mafito pasa a clorita.

Vattuone et al. (1996) agregaron otros tipos litológicos tales como monzogranito, monzodiorita y monzonita cuarzosa. Gabros.

Siguiendo a Cucchi y Leanza (2006), se vinculan con la Granodiorita Paso de Icalma a los gabros que Galli (1969a: 24) citó al oeste del arroyo Chañy y a los ubicados en la unión de las rutas 22 y 23, al nordeste de la aduana de Pino Hachado.

En el primer caso tendrían una relación de intrusión en la Granodiorita Paso de Icalma y en el segundo no se observa el contacto por la cubierta glaciaria, pero intruiría al Grupo Choiyoi.

Las rocas son de color gris oscuro, de textura panalotriomorfa o xenomorfa granular mediana. Están formadas por plagioclasa (labradorita) argilizada y augita que pasa a hornblenda y se hallan sericitizadas y cloritizadas.

Rocas hipabisales. Intruyendo a la Granodiorita Paso de Icalma y probablemente relacionados al mismo evento magmático, se presentan diques de dimensiones reducidas correspondientes a dioritas y lamprófiros (spessartita).

En el sector de la antena de Villa Pehuenia, al norte de esta localidad, afloran diques de diorita, de estructura afanítica y color gris oscuro, piritizados, que se interpretan que corresponden al mismo evento magmático. Al sudoeste del paso Mallín de Icalma y al norte del curso medio e inferior del arroyo Coipocahué, se encuentran lamprófiros (spessartita).

Son de color gris oscuro a verde oliva oscuro, con estructura afanítica, de textura xenomorfa granular mediana, compuestas por escasa plagioclasa (andesina), abundante hornblenda verde y menor cantidad de biotita verde; como minerales accesorios contienen abundantes agregados de titanita. La plagioclasa está intensamente argilizada y sericitizada y las fracturas de la roca se hallan rellenadas por venillas de epidoto-clorita.

Contenidos en la Granodiorita Paso de Icalma se han localizado algunos enclaves de rocas metamorfizadas; es probable que existan más de los aquí mencionados. Al oeste del cerro Batea Mahuida Sur afloran metacuarcitas de color gris, con estructura granoblástica, constituidas por cuarzo, biotita y óxidos de hierro. El cuarzo, con contornos subangulosos, forma un denso pavimento, mientras que la biotita es escasa y está sericitizada y cloritizada. Los óxidos de hierro enmascaran la roca (Galli, 1969a).

Se interpreta que el afloramiento es un roof-pendant de la Formación Colohuincul (Turner, 1965b).

Al nordeste del paso de Icalma, muy cubiertas por el bosque, afloran meta-areniscas de grano fino color gris, compuestas por cuarzo, feldespatos y biotita en una matriz cuarzo-clorítica, con las cuales se intercalan metapelitas bandeadas. El conjunto muestra epidotización dispersa y en venillas. Se estima que estas rocas corresponden a la Formación Icalma.

En el arroyo Cari Laufquén, al sur de La Angostura en Villa Pehuenia, se encuentran hornfels cuarzo- feldespáticos, de color gris oscuro a mediano, en los que se ve un bandeamiento poco marcado que se debería a la estratificación original de la roca. Los feldespatos se hallan argilizados y los mafitos cloritizados y epidotizados; se observó andalusita y cordierita; diseminados se individualizaron nidos de biotita secundaria y clorita en agregados fibroradiales con epidoto asociado. Las fracturas de la roca están rellenas por vetas de cuarzo blanco lechoso de hasta 10 cm de espesor y vetillas de cuarzo, feldespato y muscovita de uno a tres milímetros de potencia. Localmente se advierte deformación dúctil de la roca y cataclasis. Como en el caso anterior, se estima que pertenecen a la Formación Icalma.

En Pino Solo intruye a volcanitas del Grupo Choiyoi y a sedimentitas de la Formación Los Molles y al sur del paso de Icalma, sobre todo en Chile, se ha observado igual relación con la Formación Icalma (o Miembro Icalma de la Formación Nacientes del Biobío, Emparan et al., 1992; Suárez y Emparan, 1997).

Asimismo, es intrusiva con respecto al Granito Moquehue y la Tonalita Santa María. Está cubierta en discordancia por la Andesita Cayanta, el Basalto Rancahué, la Formación Mitrauquén, el Basalto Tipilihuque y las formaciones Los Helechos y Alpehué.

Los afloramientos de la Granodiorita Paso de Icalma fueron considerados de edad precámbrica por Groeber (1929) y Galli (1969a), pérmica (l.s.) por Turner y Cazau (1978) y Digregorio y Uliana (1980) y cretácica por Vattuone et al. (1996).

La primera datación radimétrica de la unidad corresponde a Levi et al. (1963) sobre un granito aflorante en el paso Mallín de Icalma, que dio plomo α 90 ± 10 Ma.

Posteriormente, Cingolani et al. (1991) proporcionaron una isocrona Rb/Sr de 70 ± 19 Ma para el área lago Aluminé - paso de Icalma, mientras que en el territorio chileno inmediato Emparan y Suárez (1992), Emparan et al. (1992) y Suárez y Emparan (1997) consignaron edades K/Ar de 86 ± 4 y 67 ± 4 Ma.

El estudio de Latorre et al. (2001) sobre muestras obtenidas en el paso de Icalma, norte del lago Moquehue y norte, este y sudeste del lago Aluminé, arrojó edades radimétricas K/Ar entre 110 ± 4 y 87 ± 7 Ma y, finalmente, Cucchi y Leanza (2006) dataron un cuerpo gábrico que intruye a la Granodiorita Paso de Icalma, inmediatamente al sur de la comarca, en 70 ± 10 Ma.

En territorio neuquino la entidad es correlacionables con la Formación Pelán (81 ± 5 Ma, Llambías, 1986), de la Cordillera del Viento, con la Formación Los Machis (115 a 96 ± 5 Ma e isocrona de 87 Ma, González Díaz y Nullo, 1980), de la Cordillera Neuquina sur, y con granitoides localizados al norte del lago Huechulafquen (Rb/Sr 116 ± 16 Ma, Cingolani et al. 1991).

Se paraleliza además con las rocas de edad cretácica del Grupo Plutónico Gualletué, aflorantes en suelo chileno inmediato, reconocidas por Emparan et al. (1992), Emparan y Suárez (1992), Suárez y Emparan (1997) y las determinadas por Lara et al. (1997) y Lara y Moreno (2000).

De acuerdo con las dataciones isotópicas consignadas, los autores de este trabajo adjudican una edad del Cretácico inferior al superior para la Granodiorita Paso de Icalma, sin descartar que la unidad esté conformada por distintos pulsos intrusivos dentro de ese lapso.

Al este del Lago Alumine, este de la Pampa de Lonco Luan, zona del Ao. Kilca, La Atravesada, Sainuco hay afloramientos de la Fm. Los Molles, parte del Grupo Cuyo.

Se observan lutitas oscuras que "se apoyan discordantes sobre Choiyoi” (Galli 1969a), conteniendo restos mal conservados de ammonites. Son pelitas y areniscas de colores oscuros, con mucha materia orgánica. Por sus caracteristicas litológicas y restos fosilíferos se pueden correlacionar con los clásicos afloramientos de la Cuenca Neuquina, indicando una conección entre dicha cuenca y aquellas ubicadas en territorio chileno. Su edad es considerada entre el Sinemuriano y el Toarciano.

Edades Ar/Ar de 142,2±1 Ma en biotita y 183±3 Ma en hornblenda fueron determinadas en el denominado Granito Ruca Choroy, aflorante a lo largo del citado lago y río y se extiende entre el Toarciano y el Berriasiano

Granitoides con edades de 140 a 120 Ma, correspondientes al grupo G2 de Rapela y Kay (1988), afloran mas al sur, entre los 39 ° 42' y 42° S.

Entre las localidades de Aluminé y Rahue, a lo largo del Río Aluminé aflora la Formación Alumine.

Pecten cf. uncus Philippi

Pecten (Chlamys) textorius var. torulosa Leanza

Myophorella araucana (Leanza) Frenguelliella tapiai (Lambert) Pelecypoda gen. et sp. indet.

La composición de esta fauna de acuerdo al citado investigador indica una edad jurásica inferior.

El espesor de esta unidad fue establecido en unos 40 metros.

Entre la localidad de Rahue y el Lago Falkner no hay afloramientos Patagonídicos

La unidad esta constituida por las formaciones Huemul, Montes de Oca y Millaqueo. Constituido mayoritariamente por coladas andesíticas, dacíticas y riolíticas interdigitadas con grauvacas, areniscas y pelitas. Otro hallazgo muy notorio fueron las intercalaciones de calizas y chert en caliza. Se interpreta como depósitos marinos asociados a arcos volcánicos. Entre las rocas del Grupo Huemul, han sido encontrados dos tipos de metamorfismo de bajo grado en contacto con intrusivos graníticos. Los afloramientos se despliegan en la región cordillerana al oeste de los 71º20´O y hasta el límite con Chile.

Fue distinguida en el área de la hoja 39 a,b por Gonzales Diaz (1974). Sus afloramientos se reconocen entre los lagos Nahuel Huapi, Traful, y Villa La Angostura no descartándose la posibilidad, por extensión, de su presencia en los cerros Cacho, El Cuerno y CrespoProvisionalmente se diferencian dos sectores: uno inferior y otro superior. El primero, de carácter macizo, está integrado por rocas volcánicas hornblendo-biotíticas, color verdoso negruzco (lavas y sus pórfidos), de composición generalmente dacítica hasta andesítica.

En las vecindades de las intrusiones graníticas cretácicas, suelen desarrollarse facies cornubianíticas. Las relaciones entre ambos sectores, no han podido ser establecidas debido a la vegetación tupida. El sector superior, es reconocido solamente en el cordón Montes de Oca y en el cerro La Mona Chica (NE del lago Espejo Chico). Su litología se caracteriza por ortocuarcitas claras, a veces conglomerádicas, limolitas oscuras, tufitas, e intercalaciones menores de piroclastitas; suelen reconocerse estructuras porfídicas no bien definidas y esporádicamente, conglomerados.El conjunto se encuentra fuertemente diagenizado y adopta una posición casi vertical, con rumbo general N-S; la disposición estructural del sector macizo inferior no pudo ser determinada.La presencia de pirita densamente diseminada en la unidad, ocasionalmente en venillas, facilita su rápida distinción de otras rocas volcánicas; la pirita es relacionada genéticamente con la intrusión de la masa granítica de la Formación Los Machis.Su situación cronológica no ha podido ser establecida; de las investigaciones en el área solo se desprende su anterioridad al plutonismo cretácico; algunas determinaciones radimétricas, solo expresan coincidencia con el calentamiento resultante de aquella intrusión. Provisionalmente se le adjudica una supuesta edad jurásica inferior. No se descarta la posibilidad de su correlación con la Formación Huemulul (González Bonorino, 1974).

Esta integrada por pórfidos cuarzo-andesiticos, encontrándose lavas ácidas en reducida proporción. Alforan en la península Huemul, en el lago Correntoso, El Rincón,etc. Está constituida por pórfidos cuarzo-andesíticos, encontrándose lavas ácidas en reducida proporción. Asoma en la península homónima, el lago Correntoso, etcétera. Las rocas volcánicas suelen aparecer intercaladas con las sedimentitas de la Formación Millaqueo, hecho éste que inclina a González Bonorino (1974) a justificar su inclusión en un Grupo.

González Bonorino establece la correspondencia de la Formación Huemul con el “Quartzporphyric” las “Porphyrytes Series”, la "Serie Porfirítica de Quenzel. (1911; 1913) y la "Serie Porfirítica” de Feruglio (1941); la segunda equivale a la inicialmente denominada “Serie de Millaqueo” Parte de los afloramientos de supuesta edad liásica reconocidos por Greco (1975), en el ámbito de la Hoja 40a, están incluidos en este grupo.

Formación Millaqueo (Ljunger, 1930-32, nom. sust., Dessanti , 1972, pág. 657).

Granodioritas grises hornblendíferas. Tiene pulsos a los 101 ± 4 Ma y 80 ± 4 Ma (González Díaz y Valvano, 1978), mientras que las granodioritas del cerro Falkner indican una edad de 125 ± 20 Ma (Crosta et al., 2008). Para granitoides del lago Villarino, rocas del sector sur del Brazo Huemul del lago Nahuel Huapi y del lago Moreno, Rapela et al., (1987) reconocieron edades de 111 ± 4 Ma, 123 ± 3 Ma y 122 ± 3 Ma, respectivamente. Algo al norte del lago Falkner, Vattuone y Latorre (2003) informan una edad de 162 Ma ± 4 Ma para cuerpos granodioríticos. En la Comarca Nordpatagónica Rapela y Alonso (1991) establecieron en la Superunidad Pilcaniyeu una edad de 186,4 Ma, mientras que en la Superunidad Lipetrén determinaron un valor de 189 Ma.

Conjunto de 1.500 m de sedimentitas, entre las cuales describió areniscas cuarzosas, ortocuarcitas, arcosas y “arcilitas esquistosas”. Las rocas afloran en el cerro homónimo y en adyacencias de los cerros ubicados entre el río Manso inferior y el brazo Puerto Blest. Cabe señalar que en el mapa de Diez (1981), estas rocas son mapeadas como volcanitas, por lo que se impone una verificación futura a los efectos de corroborar la extensión septentrional de los afloramientos sedimentarios.

En el cerro del Medio, al sur del lago Julio A. Roca, la secuencia está formada por lavas y brechas de composición andesítica con alteración hidrotermal y mineralización de sulfuros en venillas y vetas angostas de cuarzo (Giacosa, 1986). Continúa hacia el sur como una faja que finaliza en el cerro Bastión, donde está cubierta por lavas y piroclastitas terciarias de tonos claros.

En el cerro Perito Moreno también hay volcanitas dispuestas como un extenso “plateau” que inclina unos 25° al este, estando ausentes las rocas sedimentarias; son rocas con un fuerte metamorfismo térmico que alcanza al menos la facies de anfibolita epidótica. Entre el refugio del Club Andino del cerro Perito Moreno y la base del cerro dominan lavas y brechas andesíticas e ignimbritas dacíticas que en la parte más alta del cerro son intruidas por un pórfido granítico y diques andesíticos. Al igual que en el cerro Alcorta son evidentes los fenómenos de alteración hidrotermal y mineralización sulfurosa.

En el ámbito de la región cordillerana de El Bolsón, el complejo fue asignado por Diez y Zubia (1981) al

Grupo Huemul, con una sección inferior lávico piroclástica (Formación Huemul) y una superior sedimentaria (Formación Millaqueo); si bien ésta es la disposición general, existen interdigitaciones entre ambas. Las rocas más abundantes corresponden a la primera unidad donde los tipos composicionales más abundantes son riodacíticas en la base, una sección intermedia con lavas andesíticas y hacia el techo, brechas, aglomerados y tobas subordinadas. Las lavas riodacíticas son rocas de textura porfírica, con fenocristales de cuarzo, plagioclasa y feldespatos en una pasta afanítica gris oscura a verdosa. La sección sedimentaria está formada por pelitas y areniscas y escasos conglomerados que muestran efectos termometamórficos, con un espesor máximo de 50 m en el cerro Montura o El Foyel (Diez y Zubia, 1981).

Algunos de estos afloramientos, como los de los lagos Steffen y Martín y el ubicado en el desagüe del lago Escondido, se asientan sobre las volcanitas mediante un fuerte paleorrelieve y se encuentran ubicados al pie de corrimientos, por lo que los autores interpretan que podrían ser facies proximales de depósitos terciarios.

Los afloramientos en la zona del cordón Piltriquitrón (al este de El Bolsón) comienzan en el faldeo occidental a la altura del refugio del Club Andino y continúan hasta el faldeo oriental donde cubren en discordancia a las metamorfitas. Entre las rocas volcánicas predominan brechas andesíticas gris azuladas frecuentemente intruidas por diques andesíticos pertenecientes al plutonismo cretácicoLas rocas sedimentarias reciben el nombre de Formación Piltriquitrón

Está integrada por una sección inferior con predominio de pelitas negras bandeadas, pelitas calcáreas con laminación algal y una superior con areniscas cuarzo–feldespáticas, microconglomerados y calizas, alcanzando un total de 200 m (Lizuain, 1980). El citado autor halló en sedimentitas intercaladas con bancos dacíticos restos de invertebrados marinos de una fauna de bivalvos con formas de Weyla alata (v. Buch), Chlamys textoria Schloth var. torulosa Quenst y Cardium asaphum Leanza. En los alrededores de la sierra Chata se encuentran areniscas con abundantes restos de macrofósiles, entre los cuales hay restos de braquiópodos de la familia Rhynconellidae, de pelecípodos atribuibles a una trigonia Myophorella cf. Signata y escamas de peces (González Bonorino, 1981).

En el cordón de Piltriquitrón la asociación de facies indica un ambiente de llanura de mareas con pasaje a la zona mixta y supramareal que evoluciona a canales submareales distributarios de sistemas deltaicos (Gabaldón y Lizuain, 1982).Asociados a las sedimentitas de la Formación Piltriquitrón se han descripto secuencias volcanogénicas (González Bonorino, 1944, 1974, 1979, 1981; Lizuain, 1980, 1983; Diez y Zubia, 1981; González Díaz, 1979), integradas por andesitas, dacitas, riodacitas y riolitas que mayoritariamente sobreyacen a los términos sedimentarios, como se observa en el cordón de Piltriquitrón (Lizuain, 1980, 1983) y hacia el sur del mismo en el cerro Pirque (González Bonorino, 1981).

Formación Piltriquitrón: En la parte sur del Cordón de Piltriquitrón, Hoyo de Epuyén, Cordón de El Maitén, en el faldeo norte del cordón de Leleque y en el faldeo occidental del Cordón de Esquel. Los sedimentos corresponden a llanura de mareas.En el cordón de Esquel afloran depósitos de playa asociados a sistemas de canales fluviales con facies de desbordamiento. Cazaubón (1947), Rolleri (1969), Greco (1975) y González Bonorino (1974), coinciden en un ambiente marino litoral. En el cordón de Esquel aparecen invertebrados marinos (en estudio, Lizuain, 1999) y cicadofitas y filicales (Cazaubón, 1947)

En la zona de Epuyen, Cucchi, y Baldoni, (1980) establecieron la presencia de flora fosil en la Fm. Epuyén-Cholila. La Formación Epuyén-Cholila fue estudiada por Miró (1967). Ella constituye el elemento más antiguo del extremo norte del cordón de Cholila; su litología consiste, en la base, de argilitas y algunas intercalaciones calcáreas mientras que hacia el techo pasa a areniscas arcosicas y cuarzosas culminando con limolitas bien estratificadas.

El hallazgo de los restos de plantas se efectuó en las inmediaciones del Establecimiento “Los Pinares”, a unos 250 metros al sudoeste del nuevo barrio, frente al camino que lleva a lo de Morgan. En un pequeño afloramiento con un resalto de alrededor de 4 m de alto, los restos de plantas se presentan en pelitas silicificadas, gris azuladas a violáceas,oscuras, estratificadas en bancos de 80-100 cm, a las que siguen bancos de areniscas compactas, grises, de 1-2 m de potencia; la estratificación tiene rumbo norte 35º e inclina 30º al sudeste.

Se trata de varios restos de hojas de Bennettitales que no conservan materia orgánica como para hacer una caracterización basada en los rasgos epidérmicos pero que teniendo en cuenta caracteres como relación ancho-largo de los folíolos, inserción de los mismos al raquis, forma y ángulo de inserclon, permiten colocarlos en el género Ptilophyllum y considerarlos afín a la especie antarcticum (Halle) Seward La edad de la Formación Epuyén-Cholila (Miró, 1967) era incierta; fue asignada con dudas al Paleozoico y correlacionada con las “series” de Piltriquitrón, Millaqueo y aún con la Formación Esquel (Carbónica)

Con el presente hallazgo la edad de la Formación Epuyén-Cholila queda determinada como del Titoniano a Cretácico inferior (pre-Aptiano) y permite definir la edad de algunas formaciones de un importante sector de la cordillera patagónica abriéndose la posibilidad de establecer correlaciones sobre bases documentadas paleontológicamente, con otras formaciones sedimentarias; también ayudará a definir la edad del cuerpo granitoide que la intruye poco más al sur, en el cerro Pilqui, extremo norte de Cholila.

Al este del lago Epuyén, cerro Condorcanqui, andesitas consideradas por otros autores como parte del vulcanismo del Terciario inferior, dieron una edad de 152 ± 10 Ma, Jurásico superior (Lizuain, 1983; Linares y González, 1990). Por lo expuesto se considera que esta formación tiene edad jurásica media a superior.

Aflora en el faldeo oriental del Cordón Rivadavia (Cañadón Huemules) y en el faldeo occidental del mismo cordón (costa del Lago Rivadavia, Co. La Momia) formado por por una suceción volcanica que en su parte inferior corresponde a una asociación volcanica de composición andesitica, la parte media dacitas y riolitas y la parte mas joven diqies y cuerpos subvolcanicos rioliticos a graníticos. La sección inferior incluye tobas con Otozamites indicando una edad Liásica.

Formación Lago La Plata
Se reúnen bajo esta denominación a secuencias volcánicas de edad jurásica media a superior que afloran en la línea de altas cumbres, en forma aislada
entre los 42º y 42º30’ S (Haller et al., 1981; Lizuain, 1981). En su tramo superior, términos sedimentarios se interdigitan con las vulcanitas.la unidad aflora entre el lago Cisne y el brazo norte del lago Menéndez, en el faldeo este del cordón de las Pirámides y al sur del lago Futalaufquen y en el faldeo oriental del cordón de Esquel y en el cerro Nahuel Pan.

Está integrada por mantos andesíticos rojizos a morados y por tobas líticas andesíticas, con un espesor entre 650 y 1100 metros. Ramos (1981) señaló la existencia, en el área tipo, de un miembro sedimentario formado por lutitas y conglomerados polimícticos que contiene Othozamites y
Cladophlebis.

En el cordón de Esquel sobreyacen a las sedimentitas de la Formación Piltriquitrón (Liásico) y están cubiertas por las vulcanitas de la Formación
Ventana (Eoceno). En el lago Futalaufquen están cubiertas por la Formación Divisadero (Cretácico).

Rocas andesíticas del cerro Nahuelpan, al SE de Esquel, dieron un valor de 160 ± 6 Ma (Linares y González, 1990). En Trevelin, cerro Ver, se obtuvo una edad de 171 ± 5 Ma (Haller y Lapido, 1982).Este amplio volcanismo está vinculado a un arco volcánico calcoalcalino, en respuesta a una paleozona de Benioff con un ángulo intermedio a bajo y una velocidad de convergencia moderada (Dickinson y Sneider, 1978).

Formacion Río Corintios

Se denomina de esta manera al conjunto de calizas, pelitas y areniscas que afloran en la desembocadura de algunos afluentes septentrionales del río
Corintos, al pie del pico Thomas, unos 10 km al E de Trevelin.

Estos asomos ya fueron observados por Piatnitzky (1946) y Bergmann (1946) quienes designaron estas rocas con la denominación de Esquistos del Río Corintos. Correspondió a Ugarte (1966) formalizar el nombre de esta unidad y señalar al mismo tiempo que no se trata de esquistos, sino en su acepción más antigua, es decir que los afloramientos corresponden a rocas con fisilidad (lutitas). Además de estas últimas, hay areniscas y calizas estromatolíticas.En una quebrada de este sector, Leiró (1982) levantó un perfil, cuyas características litológicas son de abajo hacia arriba, las siguientes:
Base cubierta
1) 1,00 m Lutitas bituminosas de color gris oscuro a negro, laminadas, con alternancia de láminas arcillosas negras y láminas limosas de color gris claro, ambas de aproximadamente 2 a 3 mm de espesor.
Este paquete muestra frecuentes planos de estratificación ondulados y replegados.

2) 0,50 m Arenita arcósica de color gris mediano, consolidada, con estratificación fina poco definida; es de granulometría fina a mediana, muy micácea; contiene restos de naturaleza orgánica correspondientes a tejidos vegetales, apéndices radiculares y fragmentos irregulares completamente carbonizados, como así también abundante polvo carbonoso muy fino intersticial.

3) 2,00 m Lutitas bituminosas de color gris oscuro a negras, laminadas.

4) 1,00 m Arenisca de color castaño grisáceo, muy consolidada, masiva, de granulometría mediana a fina, de composición esencialmente cuarzo feldespática, con matriz pelítica prominente.

5) 23,00 mLutitas bituminosas de color gris oscuro a negro, consolidadas, con marcada laminación que consiste en una alternancia de láminas arcillosas de color negro de 2 a 3 mm de espesor, con capitas limosas de color gris oscuro de espesor similar. Se observa una intrusión andesítica de 70 cm subparalela a la estratificación.
6) 1,50 m Areniscas arcósicas masivas, de color gris amarillento claro, con fractura irregular; el tamaño de grano corresponde a arena mediana y tienen cemento carbonático.
7) 2,00 m Pelitas bituminosas compactas, de color gris oscuro a negruzco, con fina laminación muy poco evidente y planos de fractura irregulares aunque
subparalelos a la estratificación, están surcadas por venillas de calcita de hasta 2 a 7 mm de espesor y presentan pátinas de alteración castaño rojizas.
8) 27,00 m Arenitas arcósicas de color castaño amarillento claro, muy consolidada, de granulometría fina estratificada en bancos de 7 a 4 cm de espesor; presencia de minerales micáceos que se concentran en planos paralelos a subparalelos espaciados de 2 a 3 mm, le confiere a la roca
laminación, la fractura es regular y sigue la estratificación. El paquete arenoso es granocreciente en aproximadamente sus 2/3 inferiores; en la parte superior del banco se verifica a su vez una gradual disminución en el tamaño de grano, que termina en arena muy fina a limo grueso

9) 15,50 mArcilitas oscuras, bituminosas, compactas, con contenido de microflora de Classopollis muy mal conservada, con alto grado de carbonización. En la parte inferior del banco las rocas son de color más oscuro, casi negras, muy finamente laminadas; hacia el techo, los colores son más claros, gris mediano a gris oscuro, y la laminación se hace algo más gruesa, diferenciándose láminas de hasta 5 mm de espesor de limo muy fino de color gris claro; este material claro aparece también como finas lentecillas de 2 a 3 cm de largo y espesor no superior a 3 milímetros.
Todo este paquete pelítico tiene importante participación carbonática, principalmente bajo la forma de una densa red de muy finas venillas, de forma y distribución irregular. Próximo a la base del banco se intruye un dique andesítico de 0,60 m de potencia cuyo rumbo es S 14° O; la intrusión ha incorporado fragmentos de la caja sedimentaria, en cuyos contactos se ha depositado calcita.
10) 2,00 m Limolitas grises masivas, calcáreas, entre las que se intercalan 2 niveles: el inferior, de 10 cm de espesor, corresponde a una packstone pisolítica de origen algal; se trata de formas esferoidales de algas estromatolíticas cementadas por calcita esparítica a subesparítica. La segunda intercalación, a 1 m por encima de la anterior, es un nivel estromatolítico de 8 a 10 cm de espesor, en el que se observan masas
carbonáticas irregulares, con superficies hemiesféricas a mamilares, de hasta 5 cm de diámetro; la muestra presenta al microscopio laminación paralela a la estructura algácea, con cabezuela bien desarrolladas y escaso material detrítico limoso entre las láminas micríticas.
11) 4,00 m El banco comienza con areniscas muy finas, masivas, de color gris claro, con fractura irregular y abundante material carbonático; transicionalmente gradan a arcilitas gris negruzcas, parcialmente
bituminosas y débilmente calcáreas, con microfauna de ostrácodos; los fósiles presentan un avanzado estado de recristalización que dificulta su identificación . El banco remata en limolitas grises que pasan a su vez gradualmente al banco superior. Próximo a la base, se intruye un dique andesítico de 1 m de espesor.
12) 26,00 m Banco granocreciente que comienza con limolitas de colores gris verdoso claro a gris oscuro, masivas, compactas, de factura irregular, surcadas por delgadas venillas carbonáticas; hacia el techo gradan a areniscas de grano muy fino con rasgos megascópicos similares a las limolitas inferiores. En el techo hay restos de hojas y abundantes valvas bien
conservadas de pelecípodos de agua dulce.
13) 0,80 m Nivel de carbón, con abundantes restos de tejidos vegetales aunque escaso material polínico; contiene asimismo esporas de hongos y esporas triletes lisas, sin significación estratigráfica.
14) 2,60 m Tufita de color castaño grisáceo, masiva; la granulometría predominante corresponde a arena fina, observándose escasos y aislados clastos de 4 a 6 mm, subangulosos a subredondeados de naturaleza principalmente volcánica.
15) 15,50 m Limolitas gris oscuro a negras, en parte arcillosas, finamente
estratificadas, con poco contenido bituminoso.
16) 2,60 m Arenita arcósica de grano fino a muy fino, color castaño amarillento, masiva, bien consolidada, integrada por clastos angulosos a subangulosos, con cemento carbonático. Se intercalan entre estas areniscas lentes de pelitas negras compactas, de 10 cm de espesor por 1 m de longitud aproximadamente.
17) 3,00 m Lutitas gris oscuro a negras, predominantemente arcillosas, laminadas, parcialmente bituminosas, de brillo submetálico. El banco se presenta muy disturbado, observándose frecuentemente planos de estratificación muy ondulados y aún replegados.

Contenido paleontológico
El análisis palinológico realizado por Pöthe de Baldis (1977), mostró la presencia de microflora de Classopollis, muy mal conservada con alto grado de carbonización y ejemplares muy corroídos. Se identificaron tetradas de Classopollis cf. simplex muy carbonizadas. Esta microflora es según la autora
mencionada, característica del Jurásico, posiblemente inferior.
Por otro lado, se han observado pelecípodos no determinados, probablemente de agua dulce y ostrácodos.

Los rasgos litológicos mencionados, en especial la preponderancia de depósitos subácueos de baja energía, las estructuras mecánicas de bajo
régimen de flujo, la presencia de fauna de agua dulce, restos vegetales y residuos orgánicos de descomposición (carbón-bitumen) indican que la
Formación Río Corintos se depositó en un ambiente lacustre.

No se dispone de mayores elementos para precisar la edad de la Formación Río Corintos.

De las relaciones de campo se desprende su edad pre-eocena. El contenido palinológico sugiere una edad jurásica inferior. La edad jurásica es corroborada por consideraciones paleoecológicas, durante el Jurásico medio y superior habrían imperado climas cálidos que permitieron el desarrollo de los bancos estromatolíticos (Ramos, 1978).
Hasta contar con nuevas evidencias que permitan asignar una edad más precisa a esta unidad, se la asigna provisoriamente al Liásico. Las características litológicas son similares a las de la Formación Cañadón Asfalto, descriptas por Tash y Volkheimer (1970), Proserpio (1976) y Nullo
(1983).

Formación Lepá

inmediatamente al oeste del Río Tecka, que divide la Cordillera Neuquina del Chubut extrandino (ver carta Trevelin), en la zona del Co. Kaquel aflora la Fm. Lepá.
Los sedimentos liásicos de la comarca son conocidos desde los estudios realizados a inicios del siglo pasado por Roth (1908) y Keidel (1917-1919).
Otras importantes contribuciones sobre estas rocas fueron realizadas por Suero (1953), Parker (1961) y Rolleri (1970). La denominación del epígrafe fue
utilizada por Rolleri (1970).La Formación Lepá comienza con un banco conglomerádico y polimíctico, compuesto por clastos redondeados y elípticos de cuarzo lechoso y de areniscas cuarcíferas, cuyo diámetro no supera los 5 centímetros.

El color es gris blanquecino claro. Es común encontrar transiciones a areniscas conglomerádicas y bancos lenticulares.
Las areniscas son las rocas más comunes, son de colores gris amarillento, gris claro, amarillo grisáceo pálido y anaranjado muy pálido; en general
están muy consolidadas, su grano es fino a muy grueso y están constituidas por clastos subangulosos a redondeados donde predomina el cuarzo. Algunos términos presentan participación arcillosa o calcárea; con laminación fina. En distintos niveles pueden encontrarse areniscas tobáceas, generalmente de color blanco amarillento, en ocasiones abigarradas, de grano fino a grueso, que a menudo contienen fósiles bien conservados.

Es posible hallar escasas intercalaciones de limolitas, lutitas, lutitas arenosas y lutitas limosas. En general, tienen colores gris o verde oscuro.
Aparecen areniscas cuarcíferas de color gris claro y oscuro, en su mayor parte silicificadas, con clastos redondeados de cuarzo lechoso y cuarcitas, con variaciones a areniscas conglomerádicas, areniscas cuarzosas gris verdosas y bancos menores de lutitas y limolitas oscuras.

Turner (1982) describió una ritmicidad que se repite cada 60 ó 70 metros. Las
areniscas varían de arcosas a grauvacas feldespáticas. La sección superior está compuesta por areniscas cuarzosas de grano muy fino a limolitas
arenosas, de color gris oscuro. El espesor alcanza según Turner (1982) los 500 metros.Feruglio (1949) mencionó la presencia de Entolium demissum disciforme, restos de corales e improntas mal conservadas de amonites en los afloramientos liásicos de la sierra de Tecka. Por otro lado, en afloramientos situados más al oeste, indicó la existencia de Rhynchonella sp., Cardinia
andium, Pecten sp., Trigonia aff. angulata, Trigonia sp., Mytilus scalprum, Vola bodenbenderi, Amussium personatum, Cypricardia ancatruzi, Natica catanlensis, Nautilus aff. intermedius, Ctenostreon cf. wrighti.

Entre los vegetales, el autor citado señaló restos de Elatocladus sp. y Nilssonia kurtzi.La presencia de fósiles marinos y de restos de plantas sugiere un ambiente marino cercano a la costa. Las óndulas indican un ambiente de depositación tranquilo y de poca profundidad.

En consecuencia, se puede considerar que la Formación Lepá se depositó en un ambiente marinon pando nerítico a litoral. Turner (1982) sugirió que lan sedimentación se habría producido en un engolfamiento del mar mesozoico, semejante al de la Cuenca Neuquina.
La Formación Lepá se apoya en discordancia sobre las areniscas micáceas y conglomerados del Grupo Tepuel, de edad carbonífera. Por otro lado, está intruida por las rocas gabroides de la Formación Tecka y por los granitoides del Granito Aleusco, ambas unidades de edad liásica superior.

Las relaciones de campo sugieren una edad post carbonífera y pre-liásica superior para esta unidad. La presencia de Vola sp. y Cardinia sp. permite
asignar la Formación Lepá al Liásico inferior.

La designación de esta unidad corresponde a Pesce (1979a), quien de esta manera designara a las calizas, lutitas calcáreas y areniscas aflorantes
en la ladera meridional del cordón de Las Tobas. En el sector adyacente hacia el poniente, en territorio chileno, Fuenzalida Ponce (1968) denominó a sedimentitas equivalentes como Formación El Aceite y Formación Río Palena.

Las rocas de la Formación Cerro Campamento afloran en la parte baja del faldeo sur del cordón de Las Tobas. Otros asomos que se hallan en el cordón
de Los Galeses fueron incluidos con dudas en esta unidad. En dicho accidente orográfico, estas rocas se localizan en el faldeo norte de los cerros Ver y Los
Galeses. Hacia el este, estos estratos se acuñan, para desaparecer al naciente del meridiano del cerro Los Galeses.
Otros afloramientos menores de esta unidad se encuentran en las serranías ubicadas al sur de los cerros mencionados, a una cota aproximada de 1500
metros. Asimismo, se las observa en el faldeo nordeste del cerro Cónico.

De acuerdo con Pesce (1979a), los afloramientos de esta unidad en la base del cerro Campamento están compuestos principalmente por calizas y lutitas carbonosas. Las rocas presentan colores gris oscuro y gris claro y forman delgados bancos cuyos ían entre 0,30 y 1,00 metros.

Entre los bancos calcáreos se distinguen arcilitas micríticas, calizas oolíticas y micritas fosilíferas. En la columna sedimentaria se intercalan bancos de
areniscas de espesor variable, de hasta 16 m de potencia. El tamaño de grano varía de mediano a fino y poseen escasa coherencia. El cemento es
carbonático y es posible observar niveles con abundantes restos de conchillas.Los afloramientos de la Formación Cerro Campamento en esta localidad son discontinuos y aparecen cubiertos por material glacigénico y derrubio de faldeo. Pesce (1979a) mencionó que se midieron perfiles del orden de 25 m y que el espesor total de esta unidad alcanzaría 250 a 300 metros.

Las rocas del cordón de Los Galeses están constituidas por lutitas laminares con sedimento calcáreo, de color gris oscuro. La estructura laminar está dada por la alternancia de capas de areniscas de grano muy fino y arcilitas. Vistas las rocas al microscopio, los clastos de las areniscas son subangulares y
subredondeados y están parcialmente corroídos por el material aglutinante de naturaleza arcillosa con probable predominancia de clorita.

En la fracción clástica preponderan clastos de plagioclasa y fragmentos líticos originalmente vítreos, pero actualmente desnaturalizados. Los fragmentos de cuarzo son los más escasos. En el cerro Ver estas capas alcanzan solamente 50 m de espesor. Los afloramientos del cerro Cónico tienen una potencia estimada en 100 m, son más areniscosos y de color gris verdoso. Presentan escasos y delgados bancos de calizas negras y ftanitas.Esta unidad tiene escasos restos fosilíferos. Se han reconocido ostrácodos y pectínidos.

En el sector chileno adyacente al oeste, Fuenzalida Ponce (1968) mencionó la existencia de Favrella wilckensi, Blanfordiceras australis, Frenguelliceras cf. magister, Neocomites pseudoregalis, Lytococeras palenensis, Ammonites
sp., Belemnopsis patagoniensis, Nautilus sp., Gryphaea sp., Monotis sp., Lamellibranchiata y restos de madera fósil. También citó microfósiles con
formas semejantes a los de las familias Nodosaridae y Lagenidae.

Esta unidad se habría depositado en un ambiente marino con características litorales, como lo indican su litología y estructuras sedimentarias.Las relaciones de campo sugieren una edad comprendida entre el Liásico superior y el Cretácico inferior. La presencia de Favrella sp. indica una edad
neocomiana. Sin embargo, Charrier y Covacevich (1980) sugirieron la conveniencia de revisar la fauna recolectada por Fuenzalida Ponce (1968) y mantener reservas para su uso estratigráfico. Según Charrier y Covacevich (1980: 162), la fauna de Alto Palena caracterizaría al lapso Tithoniano superior - Berriasiano inferior.

Considerando por otra parte que en la región se implantó un régimen marino durante el Tithoniano - Neocomiano, se considera que la Formación Cerro
Campamento corresponde a dicho lapso.

RESUMIENDO La sedimentación se produjo en una cuenca marina de transición a un ambiente de arco volcánico, de rumbo NNO, (Gabaldón y Lizuain, 1982; Uliana et al., 1985), con aportes clásticos del continente retrabajados por el oleaje y llanura de mareas en diferentes sectores. Gabaldón y Lizuain (1982) mencionaron un área fuente hacia el oeste e indicaron un borde de cuenca al poniente.Tomando el conjunto de asomos sedimentarios entre las localidades de Esquel y Bariloche, las intercalaciones piroclásticas y lávicas aumentan su presencia hacia el norte y oeste de la cuenca. Hacia el oeste se habría emplazado un arco volcánico calcoalcalino intermitente, con el desarrollo de islas, originado por la misma etapa de distensión que actuó sobre el retroarco y evidenciado por las intercalaciones de material volcánico en las sedimentitas liásicas.