PROVINCIA DE NEUQUEN

PROVINCIA DE RÍO NEGRO

DEPOCENTROS EN EL ENGOLFAMIENTO NEUQUINO

Depocentro Puesto Kauffman

Se ubica al norte de General Roca, zona Loma Negra-Estancia Vieja

Formación Puesto Kauffman (Orchuela & Ploszkiewicz 1984)

Esta denominación formal fue propuesta por Orchuela y Ploszkiewicz (1984) para referirse a una sucesión de sedimentitas pelíticas atravesada por perforaciones en la zona de Puesto Kauffman, en el este de la Cuenca Neuquina, dentro de la Provincia de Río Negro. El pozo YPF.RN.PN.es-1 (Puesto Nuevo), perforado en el año 1963, constató un espesor parcial de 1.422 m de pelitas gris verdoso, castaño oscuro y morado con frecuentes restos de vegetales carbonizados y con intercalaciones de piroclastitas en los tramos inferiores.
Estos autores describen que la unidad allí atravesada se halla preservada en depresiones localizadas entre bloques de basamento, apoyando sobre el mismo y con su tope biselado por una marcada discordancia angular.
Legarreta et al. (1999) incluyen a la Fm. Puesto Kauffman dentro del Ciclo Precuyano. Estos autores se refieren básicamente a las facies lacustre profunda de pelitas gris oscuro a negro.
El pozo YPF.RN.PG. es-1 (Puesto Gonzalez) perforó 1.000 m de andesitas verdosas y gris oscuras intercaladas con pelitas negras con restos carbonosos y con flora de Otozamites groeberi, lo que permitió asignar esta unidad al Lías.
Desde el punto de vista geoquímico estas facies han resultado generadoras de petróleo en el área. Barredo et al. (2008) le asignan a esta facies un ambiente lacustre, en particular con circulación restringida, dentro de un contexto de hemigrabenes desarrollados en zonas de transferencia O-E que intersectan fallas maestras de rumbo NOSE y secundariamente N-S.
Estos depósitos pueden engranar lateralmente con abanicos aluviales de edad Jurásico Temprano, tal como ha sido documentado en los sondeos del yacimiento Loma Negra (Pángaro et al. 2002).

Depocentro El Caracol-El Santiagueño

Robles (1970) definió para la plataforma de Catriel el relleno de cubetas que ascendían por fallamiento en «gradería » hacia el borde de cuenca, describiendo que el par sedimentario volcaniclástico (Fms. Barda Alta y Planicie Morada) pudiendo alcanzar parcialmente, altos del basamento.
El sector que nos ocupa se desarrolla inmediatamente al este del macroalineamiento Estancia Vieja-La Jarilla- Entre Lomas y adosado a este eje estructural. Fue investigado mediante sondeos de exploración en las proximidades de El Caracol (ECN-1001 y ECxp-33). En este último pozo se reconocieron en forma preliminar, de base a techo, las facies volcánicas, tobáceo-ignimbríticas y arcillosas de este ciclo, tentativamente asignadas a las Fms. Vulcanitas Medanito, Tobas Barda Alta y Planicie Morada.
Las unidades del modelo propuesto por Robles pueden estar ausentes de acuerdo al espacio de acomodación.
En especial en la zona de El Medanito donde los terrenos atravesados del hemigraben están compuestos predominantemente por facies riolítico-ignimbríticas (Barrionuevo et al. 2005).
Este reservorio de rocas no convencionales fue originalmente asignado a la Serie Porfirítica Supratriásica por los geólogos de YPF, al inicio de la exploración y desarrollo en la década del 60´.
Luego fue subdividido en Vulcanitas Medanito y Tobas Barda Alta por Robles (1970). Por último, fue reasignado al Ciclo Precuyano (Corbera & Kraemer, 2001)
A continuación se describen brevemente las unidades definidas para la zona de Catriel equivalentes al Ciclo Precuyano (Corbera & Kraemer 2001).

Formación Vulcanitas Medanito (Robles 1970)
Esta unidad fue definida para el subsuelo de la Cuenca Neuquina (plataforma de Catriel) en los sondeos Rx-2, x-4 y x-5, (Rinconada), los que documentaron en el fondo rocas volvánicas y piroclásticas, de composición mayormente andesítica.

Formación Barda Alta (Robles 1970)
Esta unidad toma el nombre de la sucesión atravesada por el sondeo BA x-3 (Barda Alta), en donde se describió una sucesión alternante de piroclastitas, camadas de conglomerados, areniscas finas a gruesas y limoarcilitas, con
un espesor que varía entre 50 m y 350 m. La edad de este intervalo fue obtenida de un testigo lateral de este sondeo en la profundidad de 2.446 m, que permitió obtener granos de gimnospermas (Alisporites sp. y monocolpados) del Triásico.

En los sondeos Rx-2, x-4 y x-5, (Rinconada) las Tobas Barda Alta apoyan sobre el basamento granítico. Cabe destacar que el tramo correspondiente a este ciclo en el sondeo YPF. RN.BA.x-5, atravesó una secuencia similar a la Fosa de Kauffmann (YPF.RN. PG.es-1) compuesta por una alternancia de pelitas negras y secuencias volcánicas.

Depocentro sobre el Río Neuquén

Depocentros de la Dorsal de Huincul
Ubicado en las inmediaciones de la misma, tanto al norte como por el sur de la localidad de Plaza Huincul, cutral Có, Ceroo Bandera, Cerro Lotena, Centenario pueden citarse los siguientes depocentros: Cupén Mahuida (Sierra Barrosa), Loma Negra, Cerro Bandera, y los sondeos del área de Piedra Chenque.
Debido a su gran extensión, la Zona de Falla de Huincul (más de 200 km), era interpretada como un único antiguo lineamiento de basamento con orientación oeste-este.
La integración de toda la información de subsuelo proveniente de las áreas vecinas a la Dorsal permitió definir con mejor detalle el diseño del fallamiento mayor y las fosas asociadas. Así quedaron definidas las estructuras precuyanas con rumbo preferencial NO-SE (Pángaro et al. 2006; Silvestro & Zubiri 2008) junto a las propias de la Dorsal (Falla Divisadero) de rumbo oeste-este.
En el ámbito de los depocentros Cupén Mahuida, Cerro Bandera y Loma Negra y la secuencia precuyana alcanza espesores de hasta 2000 m. y puede dividirse en un Precuyano Superior y un Precuyano Inferior (Delpino 2001).

Por debajo de las lutitas negras de la Fm. Los Molles, el Precuyano Superior, intensamente alterado y microfracturado, posee espesores variables entre 150 y 700 metros.
En Cupen Mahuida el Precuyano Superior está formado por una sucesión de depósitos de flujos piroclásticos ácidos entre las que se intercalan coladas de composición dacítica y en algunos sectores, delgados niveles de tufo-psamitas.

El Precuyano Inferior se caracteriza también por depósitos de flujos piroclásticos pero intercalados con conjuntos de hasta 150 m. de espesor de rocas clásticas continentales tipo «red beds».

Depocentro Cerro Bandera

Durante el Triásico Superior – Jurásico Inferior; se generaron en la Cuenca Neuquina numerosas cuencas extensionales de orientación general NO (Uliana y Biddle 1988) que representan la respuesta a un cambio sustancial en el régimen de subsidencia en el margen occidental de la placa Sudamericana (Digregorio et al. 1984; Mpodozis y Ramos 1989).

En la zona de Cerro Bandera se generó una pequeña cuenca tafrogénica asimétrica de orientación OSO asociada al sistema regional de fallas conocido como Dorsal de Huincul, Dorsal Charahuilla - Plottier , etc. (Orchuela et al. 1981; Bettini 1984; Ploszkiewicz et al. 1984). Esta orientación, diferente al patrón regional descripto por Uliana y Biddle (op. cit.), se debe al fuerte control estructural ejercido por la zona de falla de la Dorsal de Huincul.
El relleno de esta cubeta es predominantemente volcánico; durante el período de subsidencia predominantemente tectónica (Triásico Superior a Jurásico Medio) la actividad volcánica fue muy intensa a lo largo de todo este lineamiento (Veiga et al. 2001 a y b).

La columna precuyana comienza con un espesor de unos 1800 m de volcanitas que han sido descriptas como una sucesión de coladas y depósitos de flujos piroclásticos que hacia el tope gradan a una alternancia de arcilitas y tobas de caída (Bermúdez y Delpino 2001; Pángaro et al. 2002). La composición de las volcanitas es en general ácida, observándose una mayor participación relativa de depósitos de flujos piroclásticos distales en los términos superiores, y de coladas y flujos proximales en los inferiores. Puede entonces dividirse al Precuyano de Cerro Bandera en dos secciones: una inferior que presenta una mayor abundancia relativa de coladas y flujos piroclásticos más proximales y una superior caracterizada por una mayor participación de tobas choníticas alternadas con arcilitas rojas.
La geometría de estos depósitos denota un claro control estructural sobre su distribución; este rasgo se hace particularmente visible cuando se observa un plano isocronopáquico del Precuyano Superior para el cual se observa un área de depositación restringida a una pequeña cuenca de menos de 10 km de extensión en sentido transversal. Se interpreta en base al plano mencionado que la subsidencia de la etapa de rift fue diferente en el depocentro septentrional con respecto al austral; la ausencia de Precuyano superior en el hemigraben norte sugiere que éste fue activo en una primera etapa (Precuyano Inferior) e inactivo posteriormente.

Esto explica el hecho de que el onlap del Gr. Cuyo sobre estos depósitos sea más pronunciado en el sector sur.
El límite superior del Precuyano está dado por una marcada discordancia angular derivada de la inversión tectónica del hemigraben. Este límite, sumamente sutil desde el punto de vista litológico, ha sido determinado en base a la interpretación de la sísmica 3D que permitió detectar erosión de la porción superior de los depósitos precuyanos; esta discordancia pudo ser detectada claramente en perfiles de buzamiento en los dos pozos que la atravesaron.
Además se produce en este límite una marcada reducción en la abundancia de microfósiles que caracteriza a los depósitos cuyanos sobreyacientes definiéndose una discontinuidad bio-estratigráfica que los diferencia claramente de los depósitos precuyanos (Ronchi y Angelozzi 1998).

La edad de inicio de la subsidencia predominantemente tectónica no está acotado con precisión, pero por correlación con afloramientos equivalentes en el área del Cerro Trapial – Mahuida descriptos en Leanza y Hugo (1997) y según postulan Legarreta y Gulisano (1989) se puede asignar al Triásico Superior tardío (Rético). La edad más joven posible para el tope del Precuyano ha sido determinada en base a su relación con los depósitos cuyanos más antiguos documentados los cuales pertenecen al Hettangiano (Riccardi et al. 1988 en Legarreta y Gulisano op. cit.). Este dato se contradice en parte con edades radimétricas de 219 Ma y 182 Ma obtenidas en depósitos asignados al Precuyano del área Medanito – 25 de Mayo (Corbera y Kraemer 2001) y con la edad de los depósitos cuyanos sobreyacentes en el Cerro Trapial Mahuida los cuales contienen fauna del Pliensbachiano (Leanza y Hugo op. cit.). Dadas las características de los depósitos precuyanos y su naturaleza tafrogénica, no se descarta la posibilidad de que exista diacronismo entre el depocentro Cerro Bandera y las localidades mencionadas. De hecho, como se verá al describir al Gr. Cuyo, existen claras evidencias de que el volcanismo persistió aún hasta el Toarciano por lo que se postula que el Precuyano de Cerro Bandera, y del área de la Dorsal de Huincul, bien podría extenderse hasta el Sinemuriano ya que los depósitos cuyanos más antiguos documentados en la Dorsal pertenecen al Pliensbachiano (Vergani 2002).

Depocentro Loma Negra,

muestra características contrastantes y variaciones litológicas en los distintos lugares donde fue investigado. En un sector mantiene similares características al resto de los depocentros, con un Precuyano Superior formado por depósitos de flujos piroclásticos con intercalaciones de coladas de lava dacíticas e intercalaciones delgadas de areniscas limosas y un Precuyano Inferior, principalmente compuesto en su parte superior, por sucesiones de coladas de lavas ácidas y hacia la base nuevame te por tobas integrantes de depósitos de flujos piroclásticos.

En otras posiciones del depocentro la columna atravesada está compuesta exclusivamente por rocas clásticas y volcaniclásticas. En estos lugares el Precuyano Superior está formado por areniscas y conglomerados interpretados como depósitos de abanicos aluviales que gradan hacia arriba a depósitos de areniscas de origen fluvial. El Precuyano Inferior está formado principalmente por arcilitas de origen lacustre.
Si bien la actividad volcánica no se restringe a la secuencia investigada, sino que perdura y se extiende hasta el Jurásico Temprano en el ámbito de toda la cuenca (véase «Liásico tobáceo», Zöllner & Amos 1973 para la zona de Chos Malal), hacia el extremo sur, en particular para e lárea de la Dorsal, se ha reconocido desde antiguo (Parker 1965) el intervalo basal de Grupo Cuyo conocido como «Serie Jaspeada», junto con los afloramientos de la Caliza Chachil (Leanza & Blasco 1990) que para los tiempos tempranos del mar cuyano la participación tobácea y los procesos de silicificación han tenido intensidad destacada.

Depocentro de la Cordillera del Viento

Formación Colo Michi Co (Leanza et al. 2005)

En este trabajo se presenta una síntesis de la litología de la Formación Colo Michi Có, de los datos geocronológicos disponibles y su correlación con unidades equivalentes en el ámbito de la Cuenca Neuquina.

Litología: La Formación Colo Michi Có comprende: sección inferior integrada por volcanitas bimodales con intercalaciones menores de niveles sedimentarios; sección superior caracterizada por volcanismo félsico explosivo.

El espesor total estimado es de 500 m, cubre cerca de 300 km2 y su disposición es subhorizontal. La sección inferior está integrada por basandesitas, andesitas, brechas andesíticas, ignimbritas y lavas fenolacíticas y fenodacíticas.

Las basandesitas comprenden fenocristales de plagioclasa y olivina, que presentan reemplazo mayormente esmectítico -alteración que también afecta al vidrio intersticial-, inmersos en una pasta afieltrada intersertal.

Las andesitas están constituidas por fenocristales de plagioclasa en una mesostasis pilotáxica/afieltrada. Las brechas andesíticas están formadas por fragmentos con texturas hialofíticas, afieltradas y pilotáxicas contenidos en una matriz lávica fina de igual composición.

Las ignimbritas contienen cristaloclastos de plagioclasa, feldespato potásico y escaso cuarzo, junto a vitroclastos desvitrificados, inmersos en una matriz fluidal con alto grado de desvitrificación a material cuarzo-feldespático. Los niveles lávicos poseen fenocristales de plagioclasa, feldespato potásico y cuarzo subordinado, incluidos en una abundante base vítrea completamente desvitrificada.

Las intercalaciones sedimentarias, restringidas, comprenden niveles de grauvacas de color gris verdoso a castaño por meteorización superficial, de grano muy fino con gradación local a areniscas.

Están constituidas por cristaloclastos angulosos de cuarzo y feldespatos, en una matriz clorítica por posible recristalización de arcillas. Hay areniscas volcánicas en parte conglomerádicas de grano medio a grueso de color verde grisáceo en las que se identifican litoclastos predominantemente de rocas volcánicas mesosilícicas a básicas y otros con textura granofírica; también cristaloclastos de plagioclasa y muy escaso cuarzo.

Localmente se observan clastos de vidrio devitrificado con típica textura esferulítica. En la matriz predomina la clorita; se observan parches de carbonato y epidoto. Son comunes los niveles de brechas lenticulares con pasaje gradacional a areniscas, que son interpretadas como depósitos de flujos gravitacionales.

Esta sección comprende un nivel de jaspilitas integrado por una sucesión de hasta 3 bancos con potencias individuales inferiores a los 13 m y separación entre ellos de hasta 25 m, que se puede considerar un nivel guía dentro de la unidad, dada su continuidad lateral. Localmente hay niveles de jaspes manganesíferos asociados a las jaspilitas. Las brechas que sobreyacen a las jaspilitas contienen por lo común fragmentos angulosos de estas últimas.

La sección superior está conformada por ignimbritas, pórfiros dacíticos a riolíticos, tobas y aglomerados volcánicos de distribución heterogénea, predominantes en la parte sur, donde traslapan a la sección inferior y apoyan directamente en discordancia sobre volcanitas de la unidad subyacente. En esta sección se ha identificado, localmente, un nivel de chert de aproximadamente 50 m de potencia.

Los niveles de ignimbriticos son fenolacíticos a fenodacíticos y están constituidos por cristaloclastos de plagioclasa, feldespato potásico y cuarzo subordinado junto a vitroclastos aplastados, en ocasiones con textura axiolítica, contenidos en una matriz fluidal, con profusa desvitrificación a material cuarzo-feldespático.

Las tobas presentan litoclastos constituidos por pastas microgranosas, vitroclastos desvitrificados y cristaloclastos de plagioclasa y feldespato potásicoparcialmente desvitrificado.

Relaciones estratigráficas y edad: La Formación Colo Michi Có apoya en discordancia angular de aproximadamente 30º sobre volcanitas que tentativamente se asignan a la Formación Cordillera del Viento (dataciones U - Pb en curso).

Es cubierta en discordancia por sedimentitas del Grupo Cuyo. Se ha muestreado una colada dacítica de la sección inferior, que estratigráficamente subyace a los niveles jaspilíticos.

Se obtuvo una edad U - Pb SHRIMP en circones magmáticos de 185,7 ± 2,3 Ma. Un nivel de toba de esta misma sección, localizado en el extremo norte del área investigada, contiene cristales de circón detríticos de origen magmático con una edad mínima de 185,2 ± 1,9 Ma, considerándose ésta como la edad máxima de depositación de la toba.

Están en curso dataciones de rocas de la sección superior, con el fin de acotar la edad mínima de la unidad. Los datos disponibles permiten asignar la Formación Colomichicó al Pliensbachiano.

Correlaciones:

El carácter bimodal de secuencias volcánicas del basamento de la cuenca Neuquina ha sido reconocido en diversas unidades: Formación Lapa en el Depocentro Chachil (Franzese et al., 2006) y las formaciones Cordillera del Viento, Milla Michicó y La Primavera en el Depocentro Cordillera del Viento (Llambías et al., 2007).

La edad pliensbachiana obtenida para la Formación Colomichicó permite correlacionarla con la Formación La Primavera (conglomerados con intercalaciones de basaltos en su parte inferior y media), y por dacitas y riolitas vinculadas a un volcanismo explosivo (en su parte superior) e intercalaciones fosilíferas que permitieron asignarla al Pliensbachiano y Toarciano inferior (Llambías et al., 2007), edad corroborada por una datación U - Pb SHRIMP de 183 ± 1,3 Ma (Suárez et al., 2008).

Por otra parte, 250 km al sur del área investigada al N de la Cordillera de Chachil (cerro Atravesada) hay jaspes manganesíferos y ferríferos asignados al mismo episodio metalogenético (Zappettini y Dalponte, 2010) intercalados en la Formación Chachil, integrada por una secuencia fosilífera pliensbachiana (Leanza et al., 1990) con calizas y tobas dacíticas con edades U - Pb equivalentes a las obtenidas en el área de estudio (Leanza et al., en preparación).

En la Formación Colomichicó predominan las rocas volcáncas y volcaniclásticas, no se han identificado niveles carbonáticos, la presencia de carbonatos en los jaspes es muy restringida y los únicos restos fósiles hasta la fecha localizados corresponden a muy escasas espículas de posibles radiolarios.

Se considera que esta unidad representa un centro volcánico propio de las etapas synrift del Ciclo Precuyano.

Su edad, algo más joven que la definida para esas etapas en el Depocentro Chachil (Triásico Superior - Sinemuriano = Formación Lapa - Franzese et al., 2006) sugiere una evolución levemente diacrónica de los diversos depocentros que caracterizan a las cuencas extensionales del Mesozoico temprano en el ámbito de la cuenca Neuquina.

Así, la discordancia que delimita a la Formación Colomichicó en su techo, correspondiente a la Fase Rioatuélica, tiene en la Cordillera del Viento una edad algo más joven que la que se le asigna al norte de la Dorsal de Huincul (Schiuma y Llambías, 2008), coincidiendo con la planteada regionalmente por Leanza (2009). .

E. O. Zappettini, M. Dalponte, H.A. Leanza, S. Lagorio y J.O.S. Santos, 2011. EDAD Y CORRELACIÓN DE LA FORMACIÓN COLOMICHICÓ, SECTOR SEPTENTRIONAL DE LA CORDILLERA DEL VIENTO, NEUQUÉN, ARGENTINA. XVIII Congreso Geológico Argentino, Mayo 2011, Neuquén.

Formación Milla Michicó (Freytes 1969, en Digregorio 1972)

Esta unidad, que incluye parte de los "Pórfidos Cuarcíferos Superiores" de Zöllner y Amos (1973), fue descripta por primera vez por Freytes (en Digregorio 1972). La misma contornea el flanco oriental de la cordillera del Viento desde el arroyo Tocuyo, hasta alcanzar su extremidad austral, en el área de los cerros Bayo y Bigú, y en el curso inferior del arroyo Milla Michicó. La misma se dispone en discordancia sobre los característicos mantos andesíticos morados meteorizados de la Formación Cordillera del Viento (Fig. 5c), y está cubierta de la misma manera por los elementos basales de la transgresión marina del Jurásico Inferior adjudicada en esta comarca a la Formación La Primavera (Fig. 5e).

Esta interpretación coincide con aquella brindada en su momento por Digregorio y Uliana (1980, p. 995), de modo que la misma resulta equiparable con las unidades clásicamente incluidas en el ciclo precuyano (Gulisano 1981, Gulisano et al. 1984, Gulisano y Damborenea 1993). En el sur de la cordillera del Viento, la Formación Milla Michicó, cuyos mantos fuertemente estratificados (Fig. 5e) y de composición mayormente basáltica la hacen diferenciable y carteable regionalmente, está constituida por lavas basálticas a basalto-andesíticas, compactas a vesiculares, oscuras, microporfíricas con pastas compuestas por tablillas esqueléticas de plagioclasa (andesina), con marcada orientación por flujo, y clinopiroxeno entre las tablillas conformando una textura intergranular. Los escasos y pequeños (< 1,5 mm) fenocristales están constituidos por tablillas de plagioclasa no zonal (andesina) y clinopiroxeno. La alteración es pronunciada, excepto en la muestra CLL38, lo cual permite clasificarla como basalto.

La abundancia de lavas y la amplia extensión lateral de las mismas permite inferir que esta unidad corresponde a la coalescencia de varios escudos volcánicos, los cuales posiblemente formaron un plateau cuya dimensión regional no se ha podido estimar. Si bien no se dispone de dataciones radimétricas ni fósiles, la Formación Milla Michicó, teniendo en cuenta que está limitada en base y techo por las mismas discordancias regionales entre las cuales se desarrolla la Formación Lapa, fue correlacionada por Leanza et al. (2005) con esta última. Por tal razón, le atribuyeron una edad triásica superior, aunque por estar cubierta en discordancia por la Formación La Primavera que comienza en el Pliensbachiano, los citados autores no descartaron que pueda alcanzar términos iniciales del Jurásico.

Formación La Primavera (Suárez y De la Cruz 1997)

Esta unidad consiste en una sucesión volcaniclástica con niveles de fósiles marinos que incluye además intercalaciones de basaltos tabulares, concordantes con la estratificación. Estos depósitos, cuyo espesor ronda los 400 m, tienen amplio desarrollo en la región de las cabeceras del arroyo Chacay Melehue, donde se sobreponen en discordancia a la Formación Milla Michicó y son cubiertos en concordancia por la Formación Los Molles. En su momento, Zöllner y Amos (1973), la describieron como "Serie del Cerro Bigú" o "Liásico Tobáceo", en tanto que Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1995) la identificaron como "Unnamed Unit". Su localidad tipo se encuentra en el faldeo austral del cerro La Primavera, sobre del camino que conduce de Chos Malal a Andacollo, aunque los mejores afloramientos están expuestos inmediatamente al noreste de la estación de bombeo de Rajapalo, justo en el divortium determinado por la extre

midad austral de la cordillera del Viento. Es una unidad volcano-sedimentaria de espesor variable que se acomoda a una superficie ondulada. La composición de las volcanitas es bimodal. En la base y sección media son frecuentes las barras marinas conglomerádicas con intercalaciones de lavas de basalto olivínico microvesiculares, mientras que en la parte superior predominan las dacitas y riolitas relacionadas con un volcanismo explosivo. Los bancos más gruesos (2 a 4 m) están compuestos por ignimbritas con laminación interna pronunciaday por otros depósitos piroclásticos explosivos que se formaron probablemente por oleadas piroclásticas. Los basaltos están constituidos por microfenocristales (< 2 mm) de olivina, totalmente alterados en serpentina, y plagioclasa (labradorita), con hábito tabular corto, no zonal (< 2 mm). La pasta consiste en tablillas esqueléticas de plagioclasa (andesina) y clinopiroxeno intersticial. La alteración es fuerte, con formación de abundante calcita. El elevado contenido de LOI impide la identificación precisa de estas rocas, pero por las características petrográficas, pueden ser clasificadas como fenobasaltos. Las dacitas y riolitas contienen fenoclastos de plagioclasa (oligoclasa) y cuarzo. Si bien la alteración de la pasta es muy fuerte, se pueden reconocer restos de vitroclastos fragmentados.

No se han reconocido minerales ferromagnésicos, posiblemente debido a la alteración. Entre los fósiles marinos más significativos hallados en esta unidad, según Damborenea y Manceñido (en Gulisano y Gutiérrez Pleimling 1995), figuran entre los bivalvos Weyla (Lywea) unca (Philippi), Weyla bodenbenderi (Behrendsen), Plicatula (Harpax) rapa Bayle & Coquand, Frenguelliella tapiai (Lambert), Myophorella sp., Ctenosteron sp., Kolymonectes coloradoensis (Weaver) y Posidonotis cancellata (Leanza), a los que se asocian algunos braquiópodos como Rhynconelloidea burckhardti Manceñido y R. cuyana Manceñido, así como pequeños gasterópodos y corales. Esta asociación de invertebrados marinos denota la presencia de aguas someras en el segmento de near-shore. Sobre la base de los invertebrados marinos Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1995) asignaron esta unidad al Pliensbachiano y Toarciano Inferior.

Formación Cordillera del Viento (Leanza et al. 2005)

Esta unidad consiste en un potente conjunto de mantos de brechas y lavas andesíticas con escasas intercalaciones de ignimbritas riolíticas previamente agrupadas en el "Choiyoilitense" establecido por Groeber (1946) en reemplazo de su "Serie Porfirítica Supratriásica" (Groeber 1929). Tal temperamento se adoptó siguiendo el criterio recomendado en el Léxico de Estratigrafía del Triásico (Stipanicic y Marsicano 2002), según el cual el concepto de "Choiyoilitense" (sensu Groeber 1946) fue variando con el tiempo, utilizándose actualmente el Grupo Choiyoi en el sentido de Rolleri y Criado Roque (1970).

Según esta concepción, el Grupo Choiyoi incluye a las masas ígneas del Pérmico a Triásico inferior de la Cordillera Frontal, Bloque de San Rafael y provincia de La Pampa (véase Llambías 1999; Llambías y Stipanicic 2002), y así es ampliamente utilizado en la actualidad. Cabe mencionar aquí que entre ambos términos de Choiyoi hay una profunda diferencia geotectónica.

El Choiyoi sensu Rolleri y Criado Roqué (1970) es pos-orogénico respecto a la fase orogénica San Rafael (Pérmico Temprano), mientras que el Choiyoi sensu Groeber (1946), ahora considerado como Formación Cordillera del Viento para evitar esa confusión, se depositó sobre una extensa superficie de erosión labrada sobre el Complejo Huingancó (Fig. 4), estando relacionado al régimen tectónico extensional generador de numerosos rifts y precursor del desmembramiento de Gondwana y del inicio del ciclo andino.

Zöllner y Amos (1955, 1973) describieron con cierto detalle por primera vez esta unidad, cuyo espesor rectificado por Leanza et al. (2005), alcanza los 1.300 m, destacando la abundancia de brechas andesíticas y reconociendo los conglomerados y fanglomerados que se apoyan sobre las granodioritas pérmicas (Fig. 5b).

Se interpreta que esta fuerte discontinuidad es la que pone de manifiesto en la comarca la discordancia huárpica (Figs. 3 y 4), resultante de un periodo de erosión relacionado a ascenso cortical. La Formación Cordillera del Viento está constituida en su mayor parte por mantos andesíticos a basálticos, escasos filones capa/ lacolitos e ignimbritas riolíticas. En su base se encuentran delgados mantos discontinuos de conglomerados y areniscas.

Los depósitos basales de conglomerados y areniscas gruesas arcósicas son de carácter lenticular y exhiben espesores variables, alcanzando hasta 15 m de espesor en las cabeceras del arroyo Huaraco. Los clastos son bien redondeados y alcanzan hasta 20 cm de diámetro. Estas características, sumadas a la ausencia de clastos de la granodiorita infrayacente, sugieren que se depositaron en un relieve moderadamente ondulado. Los clastos dominantes consisten en un chert gris blanquecino, a los que se asocian en menor proporción agregados de cuarzo de origen hidrotermal, areniscas con pirita y volcanitas afaníticas silícicas, similares a las del Grupo Andacollo en las localidades donde éste fue intruido por los domos riolíticos del Complejo Huingancó.

Los conglomerados de la base pasan abruptamente hacia mantos de lavas basálticoandesíticas y brechas andesíticas, que constituyen una secuencia monótona y espesa. Las brechas andesíticas están constituidas por clastos y matriz de igual composición. Tienen el aspecto de flujos hiperdensos y pueden ser interpretadas como flujos de bloques y cenizas, posiblemente por el colapso de domos.

Estos depósitos alternan con brechas polimícticas, con clastos de andesitas con diferentes texturas y, en las nacientes del arroyo Huaraco, algunas brechas contienen clastos de granodiorita. Estas últimas también tienes las características de flujos densos, pero por su variada composición podrían corresponder a depósitos de tipo lahar o depósitos de bloques y cenizas. Entre las brechas andesíticas se intercalan lavas de similar composición, con fenocristales de plagioclasa (10 mm de longitud), mantos de ignimbritas silícicas con fiammes muy achatadas, casi laminares, que indican un fuerte soldamiento.

Entre estos mantos se intercalan cuerpos lenticulares intrusivos de andesitas con fenocristales de plagioclasa (andesina) tabulares de hasta un centímetro de largo. Probablemente corresponden a pequeños lacolitos o filones capa. La intensa alteración de las andesitas y basaltos en clorita, calcita, epidoto y albita impide la identificación de los minerales ferromagnésicos y de la textura de la pasta. Una de las características de la Formación Cordillera del Viento es el contraste composicional, evidenciado por la alternancia de mantos basáltico-andesíticos con ignimbritas riolíticas.

Este tipo de asociación puede ser considerado como de tipo bimodal, y lo diferencia en composición de los mantos ignimbríticos de la Formación La Premia del Complejo Huingancó.

La edad de la Formación Cordillera del Viento está acotada hacia abajo por la discordancia Huárpica, que la separa del Complejo Huingancó, Pérmico, y hacia arriba por la Formación Milla Michicó, cuya edad, si bien no se conoce, se encuentra debajo de la Formación La Primavera de edad pliensbachiana.

Groeber (1946) asignó la Formación Cordillera del Viento al Triásico Medio a Superior, edad que se mantiene en este trabajo.

LLAMBÍAS, LEANZA y CARBONE. 2007. EVOLUCIÓN TECTONO-MAGMÁTICA DURANTE EL PÉRMICO AL JURÁSICO TEMPRANO EN LA CORDILLERA DEL VIENTO (37°05´S - 37°15´S): NUEVAS EVIDENCIAS GEOLÓGICAS Y GEOQUÍMICAS DEL INICIO DE LA CUENCA NEUQUINA. Revista de la Asociación Geológica Argentina 62 (1): -

Depocentros de la Cuenca Neuquina en la Dorsal de Huincul en el sector Andino

Depocentro Chachil

Formación Lapa

Esta entidad corresponde a una asociación sedimentario-volcánica que fue descripta originalmente por Lambert (1946: 238) como Rético, y atribuida a esa edad, aunque sin bases paleontológicas.

Posteriormente, Groeber (1958: 289) empleó por primera vez la denominación de Capas de Lapa con la siguiente descripción original: "Sobre las filitas con ligera inclinación al N reposan areniscas de color ocre oscuro que contienen restos deficientes de plantas y que tienen un espesor de unos 60-70 m. Sobre ellas siguen algunos bancos de porfirita augítica verdosa negruzca de unos 30 m de espesor, luego mantos de porfirita violeta con unos 150- 200 m, pórfido cuarcífero poco potente y finalmente el Lias con lutitas, etc."

Su localidad tipo, designada por Leanza y Blasco (1991) está situada en el faldeo septentrional del cerro Currú Charahuilla o Lapa. Terrenos referibles a esta unidad han sido mapeados por García Vizcarra (1943), Fernández (1943), Lam bert (1946), Leanza y Blasco (1991) y Leanza (1992), mientras que Damborenea y Leanza ( 1993) ha procedido a efectuar un prolijo examen sobre los antecedentes que se disponen de esta entidad.

DISTRIBUCION AREAL: El principal afloramiento de la Formación Lapa se encuentra en correspondencia con el eje mayor de la sierra de Chacaicó, torciendo al oeste una vez que transpone el arroyo Charahuilla hasta enfrentar al cerro La Engorda del Cordón de la Piedra Santa. Hacia el sur, el afloramiento finaliza abruptamente contra la fractura regional de Charahuilla-Piedra Santa-Chachil- La Atravesada.

Otros importantes afloramientos de la Formación Lapa se encuentran al oeste del Trapial Mahuida, en el pie norte del Keli Mahuida, en las cabeceras del arroyo El Huecú y al pie de las laderas orientales del cerro La Engorda, en el borde occidental de la Hoja.

La Formación Lapa también ha sido reconocida en la vertiente oriental del Chachil y bien estudiada en el curso medio del arroyo Ñireco, entre el faldeo occidental del cono basáltico del cerro Chenquel hasta el frente de colada que procede del cerro del Llano Blanco.

Al norte de este cerro, la Formación Lapa pasa a la Hoja Zapala, donde anteriormente había sido carteada por Lambert (1956) como Serie Porfirítica Supratriásica. Otro pequeño pero importante asomo de la Formación Lapa es el que se encuentra en el profundo cañadón situado al oeste de la ruta 40, prácticamente en coincidencia con el eje del anticlinal de Picún Leufú, constituyendo la unidad más antigua del clásico perfil allí existente.

LITOLOGIA: Participan en la composición litológica de la Formación Lapa, en orden ascendente, fanglomerados, conglomerados, areniscas tobáceas verdosas y castañas, tobas arenosas líticas vitrocristalinas verdes y amarillentas donde se destacan mantos de basaltos olivínicos alterados, rematando el conjunto con tobas ignimbríticas de naturaleza riodacítica de colores bayoamarillentos y verdosoclaros, que habían sido designados previamente por Lambert (1946) como "Pórfidos Cuarcíferos Superiores".

Este tipo de litotopo tiene amplia distribución en la zona, estando en cambio ausentes muchas veces los términos inferiores de la entidad, ya sea por eliminación tectónica o no depositación. Esta característica se explica dada la naturaleza de relleno inicial de cuenca de esta unidad, cuyo espesor puede variar en cortos trechos significativamente.

Un perfil completo de esta unidad formacional en su localidad tipo fue dado a conocer por primera vez por Leanza (1992: 285), donde, con relaciones de base y techo expuestas, alcanza 290 m de espesor.

Formación Lapa: Espesor: 290 m

30,00 m Tobas dacíticas vitrocristalinas líticas de color gris verdoso, en parte gris violáceo oscuro, ásperas al tacto, no superando el tamaño de los cristaloclastos los 3 mm. La estratificación es horizontal grueso, con frecuentes tallitos de vegetales indeterminables.

40,00 m Toba riodacítica vitrocristalina de color amarillo claro, maciza, plegada en forma de bóveda, son frecuentes las venillas de limonita, que le confieren aspecto bandeado. Esta capa corresponde a los "Pórfidos cuarcíferos superiores" de Lambert, y posee un desarrollo regional considerable, ya sea contorneando la parte meridional de la sierra de Chacaicó, o bien la vertiente oriental del Chachil.

15,00 m Tobas dacíticas verdes, con estratificación horizontal fina, muy craqueladas, con restos de briznas vegetales.

25,00 m Basaltos olivínicos alterados, de color gris rojizo con numerosas vesículas y amígdalas ligeramente elongadas, rellenas por limonitas. El largo máximo de estas estructuras alcanza los 10 mm.

30,00 m Tobas arenosas vitrocristalinas con estratificación horizontal gruesa de color morado, con lentes conglomerádicos arenosos líticostobáceos con 80-85 % de fracción epiclástica.

100,00 m Tobas arenosas líticas de color morado a castaño rojizo con estratificación horizontal gruesa, con frecuentes lentes conglomerádicos intercalados, componiendo el núcleo del anticlinal en la garganta del arroyo Charahuilla.

40,00 m Fanglomerado basal, brechoso, con marcada es tratificación entrecruzada. Los clastos que lo componen son angulosos, poco seleccionados, de metamorfitas, granitos, riolitas, andesitas y basaltos. Los clastos pueden llegar a medir hasta un metro en su máxima expresión. Este fanglomerado se halla expuesto en el faldeo occidental del cerro Currú-Charahuilla o Lapa, unos 1500 m al este del camino que conduce al bajo de Lapa o Las Coloradas.

Al oeste del Trapial Mahuida el conglomerado está integrado por clastos angulosos de granitos, esquistos filíticos, andesitas, tobas y fragmentos de cuarzo y feldespato, aglutinados por una mátrix arenoso tobácea. Continúan areniscas castaño oscuras, moradas y verdosas estratificadas groseramente, intercalándose en la parte superior de la secuencia un manto de basalto olivínico.

Merece destacarse asimismo en la parte baja del faldeo del Trapial Mahuida, un conjunto de bloques graníticos alineados contenidos en la Formación Lapa a modo de olistolitos de unos 10 a 15 m de ancho, que sobresalen varios metros sobre el relieve circundante, interpretándose que su origen se debe a desmoronamientos de alguna pared granítica acantilada (véase Lambert, 1946).

Al oeste del Trapial Mahuida, la Formación Lapa principia con una conglomerado basal de 15 m de espesor, que yace sobre tobas verdosas de la Formación Choiyoi. Al pie norte del Keli Mahuida la Formación Lapa se inicia con niveles tobáceos profundamente silicificados, estando ausente el fanglomerado/conglomerado basal.

En las cabeceras del arroyo El Huecú existen tobas finamente estratificadas y abundantemente silicificadas de tonos grisáceos, gris azulados y amarillentos, con restos vegetales carbonizados y lentes calcáreos castaños. Al pie de las laderas orientales del cerro La Engorda, son frecuentes troncos silicificados de considerable porte.

En la vertiente oriental del Chachil la Formación Lapa ha sido reconocida según afloramientos piroclásticos de colores oscuros, rojizos y morados que rematan con los mantos ignimbríticos conformados por las características tobas riodacíticas amarillentas, asociadas con tobas más finamente estratificadas de tonalidades verdosas, mostrando ambas como factor común signos de intensa silicificación, y la ausencia del fanglomerado basal de la entidad.

En el curso medio del arroyo Ñireco la Formación Lapa puede ser estudiada con comodidad entre el faldeo occidental del cono basáltico del cerro Chenquel hasta el frente de colada que procede del cerro del Llano Blanco. Allí la Formación Chachil, fosilífera, la cubre a su vez mediante un conglomerado basal de 1 metro de espesor.

La naturaleza ignimbrítica de la toba riodacítica configura frecuentemente curiosas formas geomorfológicas tales como el magnífico puente natural existente en la margen derecha del arroyo Ñireco en el paraje La Angostura, descripto recientemente por Leanza y Blasco (1991) y Leanza (1992: 283).

AMBIENTE: Esta unidad representa una asociación volcánico-sedimentaria en la que las psefitas podrían representar abanicos aluviales de pronunciado gradiente. Las floras presentes indicarían un clima templadocálido.

RELACIONES ESTRATIGRAFICAS: En su localidad tipo, la Formación Lapa se adosa en ligera discordancia angular sobre las volcanitas de la Formación Choiyoi mediante un conspicuo fanglomerado basal y es cubierta del mismo modo por el conglomerado basal de la Formación Sierra Chacaicó del Grupo Cuyo.

Fuera de su localidad tipo y en diferentes lugares como puede apreciarse en el mapa geológico, la Formación Lapa puede cubrir indistintamente en discordancia a la Formación Piedra Santa, al Complejo Plutónico del Chachil o a la Formación Choiyoi.

EDAD y CORRELACIONES: La Formación Lapa equivale al ciclo sedimentario denominado informalmente Precuyano por Gulisano et al. ( 1984 ), quienes lo interpretaron como un estadio de relleno inicial de la cuenca en una etapa de incipiente conformación.

Geotectónicamente su base discordante está deteminada por la fase Tunuyánica (Stipanicic, 1983), cuya edad puede establecerse aproximadamente en ± 215 Ma, mientras que su límite superior queda fijado por la discordancia regional producida por la fase Rioatuélica (Stipanicic y Rodrigo, 1970a), que tuvo lugar en el límite Triásico/Jurásico (± 205 Ma).

La citada discordancia separa a la entidad en análisis de las sedimentitas del Grupo Cuyo.

Leanza (1992: 283) asignó la Formación Lapa al lapso comprendido entre la parte alta del Liásico basal, más precisamente al Hettangiano-Sinemuriano, habida cuenta que en el Pliensbachiano comenzó la transgresión marina fosilíferamente documentada del Grupo Cuyo en la cuenca Neuquina.

No obstante, muy poco tiempo después, Spalletti et al. (1993) hallaron en la localidad tipo de la Formación Lapa restos florísticos (Telemachus elongatus Anderson y Pagiophylum sp.) equiparables con la Flora de Dicroidium presente en la Formación Paso Flores, razón por la cual postulan que la edad de esta entidad corresponde al Triásico superior.

En la región en estudio y algo más al oeste, la Formación Lapa incluye lo que Cazau (en Digregorio, 1972: 458) reconociera como Tobas Verdes, Tobas Ocres y Tobas Bayas o como Formación Espinazo del Zorro. También interesa a lo que López Polo (en Digregorio, 1972: 458) llamó Formación Llao Llao. De hecho, todas estas denominaciones caen en sinonimia con la Formación Lapa que, naturalmente, tiene prioridad sobre ellas. Del mismo modo, la Formación Chacaicó (o Chacay Co), tal como ha sido definida por Digregorio (1972), es un sinónimo posterior de la Formación Lapa.

Depocentro de China Muerta
La fosa de China Muerta, ubicada en el extremo sur de la Cuenca Neuquina, cubre un área de más de 1.200 km2.
Comprende una estructura de hemigraben elongada y asimétrica de orientación NNE-SSO. La falla maestra (unsistema de fallas normales imbricadas) limita la estructura por el este y tiene una pendiente mayor a los 35°.
El relleno del hemigraben comprende depósitos clásticos y tobáceos de origen continental y mixto que se asignan al Ciclo Precuyano, el que puede subdividirse en dos secuencias: Inferior y Superior.
El Precuyano Inferior apoya discordantemente sobre el basamento metamórfico y es cubierto en igual contacto por el Precuyano Superior. Se reconocen depósitos fluviales, de abanico deltaico y lacustres someros que gradan hacia la zona axial del depocentro a facies arcillosas lacustre profundas. El pozo Millaquea x-1, con una profundidad final de 3.271 m, perforó una sección completa de Precuyano, interesando al basamento metamórfico en la profundidad de 3.179 m. El Precuyano inferior en este pozo constató un espesor total de 1418 m y en el mismo se pueden reconocer tres secciones principales: una superior de areniscas gruesas a conglomerádicas de 403 m de espesor, una sección media de pelitas negras bituminosas de 314 m y una inferior en donde intercalan areniscas y pelitas gris oscuro a negro. Según datos palinológicos, la sección media corresponde a un medio continental. Los depósitos más jóvenes del Precuyano Inferior ocurren en el extremo sur del hemigraben. El pozo FN.es-1 (Fortín Nogueira) atravesó al Precuyano Inferior y el mismo está compuesto por conglomerados, areniscas y escasas pelitas oscuras que han sido depositados en un medio lacustre marginal.
El Precuyano Superior apoya en forma discordante sobre el Precuyano Inferior. En secciones sísmicas se aprecia una superficie donde los reflectores de esta secuencia hacen onlap contra el subyacente. Los mayores espesores ocurren en la parte central de la fosa, adelgazándose hacia las zonas proximales de la misma. Su extensión areal está restringida a la parte central de la cubeta y ha sido completamente removida por erosión en el extremo sur (caso del pozo FN.es-1). Está compuesto por fangolitas gris oscuro y gris verdoso, areniscas medianas a gruesas y conglomerados en las partes más proximales. Se interpreta que esta secuencia fue depositada en un ambiente lacustre ocasionalmente conectado con un medio marino abierto.
En el pozo Zurita x-1 el Precuyano Superior está compuestopor tres secciones: una sección superior de 260 m de pelitas carbonosas gris oscuro, ricas en materia orgánica, con restos de microfósiles calcáreos (gastrópodos y pelecípodos) que indican un medio lacustre con conexión restringida al mar; una sección media de areniscas medianas a gruesas y conglomerados con escasas intercalaciones de arcilitas de 250 m de espesor y finalmente una sección inferior tobácea de 164 metros. En una sección de margas castaño oscuro con abundantes restos de plantas y microvalvas, en el pozo Loma del Olivo x-1, entre las profundidades de 817 y 942 m, se determinó mediante estudio de nanoplancton que la edad para el Precuyano Superior corresponde al Pliensbachiano Tardío - Toarciano Temprano.
Las especies más comunes que permitieron esta datación son: Schizosphaerella punctulata, Crepidolithus crassus, Lotharingius hauffi, Lotharingius sigillatus, Discorhabdus ignotus y Parabdolithus liasicus.

Depocentros de la parte sur de la Cuenca Neuquina

Depocentro Piedra del Aguila- Sañicó

Formación Piedra del Aguila (Ferello 1946)
Esta unidad aflora en pequeños asomos, en las cercanías de la localidad homónima, en el sur de la provincia del Neuquén. Se halla en contacto por el techo con la Fm. Sañico. Fue descripta por Gulisano Y Pando (1981) como facies de capas rojas, integrada por areniscas, fangolitas y arcilitas en fracciones equivalentes esarrollando un espesor de 86 metros. El hallazgo de Ferrello (1947) de flora de Otozamites y Ptilophyllum permitió asignarla al Lías. Un trabajo más reciente asignó los depósitos a un ambiente fluvial de carga mixta compuesto por dos sistemas de acumulación, planicie de inundación y relleno de canales avulsivos.
El hallazgo de un nivel de toba vítrea, datada por UPb SHRIMP arrojó una edad de cristalización magmática de 191.7+2.8 Ma, correspondiente al Sinemuriano (Spalletti et al. 2010).

Formación Sañicó (Galli 1953, 1969) equivalente a Fm. Garamilla de Comarca Nordpatagónica.
Esta unidad aflora en vastas áreas de la hoja Piedra del Aguila (Galli 1969), cercana a su localidad homónima en el sudeste de la Prov. del Neuquén.
Yace sobre el basamento cristalino o bien sobre las Fms. Piedra del Aguila y Paso Flores, mientras que por el tope limita con la Fm. Piedra Pintada (Grupo Cuyo). Gulisano & Pando (1981), quienes estudiaron el intervalo con detalle, describen al mismo como constituido principalmente por ignimbritas y aglomerados volcánicos en menor proporción. Mayormente compuestos por tobas líticas de color morado a rojizo y escasas tobas cristalinas.
Los líticos pertenecen a fragmentos de tobas y en menor proporción a metamorfitas y granitos, los que se presentan en camadas de base neta y ondulada.
Sobre la sección media se destacan aglomerados grises y castaños con fragmentos de tobas, esquistos y fangolitas de hasta 40 cm, subredondeados, cristales de cuarzo y fragmentos de lapilli. Las ignimbritas presentan textura fluidal e intercalan con tobas en los niveles cuspidales. Trabajos recientes de detalle han segregado tres secciones: volcánica inferior, ignimbrítica y volcánica superior (D´Elía 2010). Se le asigna a esta unidad una edad liásica y una potencia de 1.100 metros, vinculada al lineamiento Limay (Ramos 1978).

Formación Huayquimil (Galli 1953, 1969)

En el codo del Carrín Curá, al oeste del cerro Bayo del puesto de Mena y en sus cercanías, cuando lo atraviesa el camino Sañicó-Carrín Curá, el Lías no comienza con conglomerados sino con pelitas, areniscas, areniscas tobáceas y tobas, alguna de pórfiro cuarcífero, de colores claros y rojizos muy vivos y estratificación subhorizontal. El techo de la sucesión del Lías, en el cerro Huayquimil se compone de un espeso conglomerado 30-40 m espesor de colores amarillentos, rojizos y violados, con rodados de material volcánico, estratificación visible y con fósiles marinos y troncos. Forma la cumbre del cerro (1136,2 m) y preserva de la erosión a las areniscas, tobas y pelitas subyacentes. Hacía la casa de don Juan Huayquimil, se observan tobas de pórfiro cuarcífero, y en el afloramiento en medio del basalto de Achicó hay rocas efusivas cuarcíferas alteradas. Es evidente que se trata de otra serie efusiva del Lías, aunque de menor extensión que la anterior.

No se cree que otros depósitos de la región puedan ser atribuidos a tiempos del Lías más modernos. Asimismo, es de notar que en partes, esta formación está fuertemente silicificada, resistiendo así la erosión en cerritos prominentes.

El espesor total de las capas del Lías tal vez sea de más de 500 metros. Y ellas han sido las que más han sufrido los acontecimientos tectónicos regionales, debido a su poca competencia. Pero su estructura puede considerarse sencilla, como un amplio braquianticlinal alargado, de eje sinuoso, cortado bruscamente por fallas en sus limites. Las mayores complicaciones se ven claramente en las proximidades de la falla de La Angostura, donde los estratos marinos soportaron el empuje de la masa cristalina, resultando con pliegues intensos que van desapareciendo hacia el este. Por la cantidad de tobas, algunas depositadas en ambientes marinos con moldes de pelecípodos, y otras volcanitas esta unidad puede considerarse cohetánea con la Formación Sañicó y Garamilla de la Comarca Nordpatagónica.

Tomado de

Osvaldo Carbone, Juan Franzese, Marcelo Limeres, Daniel Delpino y Ricardo Martínez, 2011. EL CICLO PRECUYANO (TRIÁSICO TARDÍO –JURÁSICO TEMPRANO) EN LA CUENCA NEUQUINA. RELATORIO DEL XVIII CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO • NEUQUÉN, .63-76.

Ernesto CRISTALLINI, Renata TOMEZZOLI, Gabriel PANDO, Cesar GAZZERA, Juan Manuel MARTÍNEZ, Juan QUIROGA,
Mariano BUHLER, Florencia BECHIS, Silvia BARREDO y Oscar ZAMBRANO. 2009. CONTROLES PRECUYANOS EN LA ESTRUCTURA
DE LA CUENCA NEUQUINA. Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (2): 248-264 (2009)