UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

Y CHUBUT EXTRANDINO

Abarca las provincias de Río Negro y Chubut, se incluye el Departamento Collón Cura de la provincia del Neuquén

SECTORES DONDE AFLORAN UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

SECTOR I: ESTE DE LA COMARCA NORDPATAGONICA, PROVINCIA DE RIO NEGRO

entre la Sierra de Pailemán al norte, la meseta de Somoncurá al oeste, el límite con la provincia del Chubut al sur y el Océano Atlantico

SECTORES DONDE AFLORAN UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

Los principales afloramientos se ubican en la Sierra de Pailemán, nacientes del Ao. Tembrao, el Ao. Pailemán, Ao. Ventana, Los Berros, nacientes y recorrido del Ao. Verde, Sierra Grande etc. Ver mapa mas abajo. En el límite con Chubut, Arroyo Verde, Malviccini y Llambías (1974) definieron originamente la Formación Marifil.

Sierra de Pailemán, Arroyo Paileman, Punta Sierra, Punta Pórfido, Arroyo Los Berros, Arroyo de la Ventana, Sierra Grande, Cona Niyeu, Arroyo Verde

Características de la Fm. Marifil en la Sierra de Pailemán (Strazzere et al, 2017)

La sierra de Pailemán se encuentra ubicada en el extremo noroeste de la provincia de Río Negro, unos 10 km al este de la localidad de igual nombre, quedando incluido dentro de la Comarca Nordpatagónica entre los 65º45´y 65º54 ´longitud oeste y 41º09´y 41º01´ latitud sur (Figura 1).
El área está caracterizada por la presencia de importantes afloramientos de rocas volcánicas y subvolcánicas, que afloran a lo largo de 30 km en sentido este-oeste y 15 km en sentido norte-sur (figura 1) cubriendo en discordancia unidades mas antiguas del paleozoico. Estas volcanitas se corresponden con el Complejo Volcánico Marifil (Malvicini y Llambías, 1974; Cortés, 1981) integrado por conglomerados, areniscas, aglomerados, ignimbritas riolíticas, brechas piroclásticas, domos y diques (Márquez et al., 2010; 2011 y trabajos allí citados).
El volcanismo Jurásico es característico de la Comarca Nordpatagónica. Trabajos con alusión a los posibles ambientes tectónicos donde se desarrolló este magmatismo y edades del mismo fueron publicados por Pankhurst et al. (1998), Pankhurst et al. (2000), Féraud et al. (1999) etc.. De acuerdo a estos autores existen tres picos de actividad volcánica. Uno entre 188-178 Ma, otro entre 172-162 Ma y finalmente uno entre 157-153 Ma definidos sobre la base de dataciones U-Pb en circones.

La sierra de Pailemán esta compuesta en su mayoría por rocas volcánicas de composición riolítica, que cubren metamorfitas del basamento y cuerpos graníticos (Figs. 1b, 2).
A grandes rasgos, se identifica una zona sin relieve y erosionada, alrededor de la sierra principal (Fig. 1b), ocupada por rocas de basamento metamórfico intruidas por granitos de edad pérmica. Hacia el centro-oeste de la sierra se identificaron cuerpos subvolcánicos ácidos (Fig. 2). Estos intrusivos están asociados a rocas piroclásticas de composición riolítica. Hacia el oeste se reconocen flujos de lava que se distribuyen en el extremo occidental de la sierra (Figs. 1b y 2).
Las rocas eruptivas se encuentran basculadas con bajos ángulos hacia el oeste (Figs. 1b y 2), también pueden estar horizontales. Por este motivo, los afloramientos adquieren formas circulares y la inclinación de las capas solo es evidente en los bordes de la sierra (Fig.1b).
Los depósitos piroclásticos se clasificaron acorde a Branney y Kokelaar (2002).
En el área estudiada se identificaron 5 litofacies volcánicas y 3 asociaciones de facies que representan unidades de enfriamiento independientes:

Litofacies 1 Tobas lapillíticas: Son depósitos finos, sin estratificación. Presentan textura porfírica, formada por cristaloclastos de cuarzo, feldespato potásico y biotita. Pasta compuesta por vitroclastos sin deformar (Figs 2c y 3d).

Litofacies 2: Tobas lapillíticas masivas con texturas eutaxíticas: Son depósitos masivos con estratificación grosera. Textura porfírica, formada por cristaloclastos de cuarzo, feldespato potásico y biotita. Litoclastos de basamento y de porfiritas riolíticas. Abundante fiammes de hasta 2-3 cm. Pasta compuesta por vitroclastos deformados (Figs 2f y 3c).

Litofacies 3: Tobas lapillíticas masivas con segregación de litoclastos: Son depósitos de aspecto brechoso, con estratificación grosera. Cristaloclastos de cuarzo y feldespato potásico. Litoclastos de hasta 3-4 cm. de basamento, porfiritas, y tobas lapillíticas. Vitroclastos de 2-3 cm. moderadamente deformados. Pasta compuesta de vidrio volcánico (Fig 2b).

Litofacies 4: Coladas de lava: Depósitos masivos con estratificación grosera. Aspecto porfírico con importantes líneas de flujo desvitrificadas (Figs. 2d y 3a, b). Abundantes cristaloclastos de cuarzo y feldespato potásico. Pasta formada de vidrio volcánico. En algunos sectores se observa incorporación de material vesiculado que es adicionado al flujo (Fig. 2a). También se observan sectores compuestos exclusivamente de obsidiana (Figs. 2e y 3 e).

Litofacies 5: Cuerpos subvolcánicos. Afloramientos de aspecto masivo. Rocas con texturas porfíricas, compuestas por fenocristales de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y biotita. Fragmentos graníticos incorporados de la cámara magmática. Pasta afanítica y microcristalina (Fig. 3f).

La asociación de facies 1 comprende a las Litofacies 1, 2 y 5. Representan una unidad de enfriamiento de 230 m. de espesor, compuesto por depósitos de caída a la base, flujos de ignimbritas hacia la parte superior con segregación de litoclastos y gradación inversa. Lateral al depósito se advierte la intrusión de cuerpos subvolcánicos riolíticas (Fig. 2).
La asociación de facies 2 comprende a las Litofacies 1, 2 y 3. Representa una unidad de enfriamiento de 190 m. compuesta por niveles de brechas a la base, pasando transicionalmente a ignimbritas riolíticas y finalizando con depósitos finos de caída (Fig. 2).
La asociación de facies 3 comprende la litofacies 4. Representa una unidad de enfriamiento independiente característica de la fase tranquila del volcanismo. Comprende 230 metros de flujos de lava, niveles de autobrechas de igual composición, y coladas de obsidiana (Fig. 2a, d y e, 3a, b y e ).

EDAD DEL VOLCANISMO EN LA SIERRA DE PAILEMAN
La edad del Complejo Volcánico Marifil, en el área considerada se obtuvo a partir de una datación U-Pb ICPMS Laser-Ablation sobre circones provenientes de los cuerpos subvolcánicos ubicados al este de la sierra. La edad obtenida de 190.6 ±3.2 Ma sugiere que el volcanismo del Complejo Volcánico Marifil en el área considerada tuvo lugar en el límite entre el Sinemuriano y Pliensbachiano (Jurasico Inferior).

 DISCUSION
Considerando dataciones aportadas por Pankhurst et al. (2000) y Féraud et al. (1999) el período de actividad volcánica en el Macizo Nordpatagónico (Complejo Volcánico Marifil) quedaría comprendido entre los 188 y 178 Ma. La edad obtenida para la Sierra de Paileman es coincide con el extremo inferior de este período, representando las edades mas antiguas del Complejo. Los primeros procesos del volcanismo serian flujos piroclásticos ignimbriticos, con intercalaciones de tobas de caída y sus cuerpos subvolcánicos adyacentes.

Definición de la Fm. Marifil en Ao. Verde tomado de Malvicini, L. y LLambías, E.J., 1974. Geología y génesis del Deposito de Manganeso Arroyo Verde, provincia de Chubut, República Argentina. V Congreso geológico Argentino, tomo II: 185-202. Carlos Paz

De este trabajo solo se tomaron las páginas donde se define la Fm. Marifil

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Imagen satelital sector I y II

Graficos correspondientes al trabajo de Strazzere et al (2018)

Características del Complejo Marifil en el área considerada

Litología y dístribución de los afloramientos
Las rocas del Complejo Volcánico Marifil afloran en los terrenos cortados por los arroyos Valcheta y Pajalta. Desde allí se extienden, con afloramientos mucho más amplios, hacia el sur, este y sudeste del área norpatagónica (Aguada Cecilio), llegando hasta Salinas del Gualicho y la costa atlántica.

1 Ignimbritas y lavas dacíticas
Los  mayores  afloramientos de rocas dacíticas se encuentran inmediatamente al sudoeste de Valcheta, principalmente en la margen derecha del arroyo homónimo. Se extienden desde la estancia Azconape y la zona de Macachín hasta las cercanías del puesto de P. Galván (o Galván del norte). Componen un relieve de lomas bajas y formas redondeadas. Asomos más pequeños aparecen al sur de Valcheta, en la margen izquierda del arroyo Pajalta. Tanto los tipos de origen ignimbrítico como lávico presentan colores oscuros, verde grisáceos o castaño rojizos, parduscos en las superficies meteorizadas. Son rocas compactas, consistentes, porfíricas, con fenocristales generalmente pequeños (2-3 mm de diámetro) aunque numerosos. En una muestra representativa de las dacitas de la zona de Macachín los fenocristales constituyen el 55% del total; entre ellos se identifican andesina  (52  %), cuarzo (11  %),  biotita  (18 hornblenda (9 %) y augita (9 %).  El cuarzo es límpido, con extinción relámpago y formas euhedrales, redondeada o  engolfadas;  los  cristales  de  plagioclasa  son  eu-  o subhedrales, frescos, con zonalidad normal; los minerales ferromagnésicos presentan un grado avanzado de alteración química.  La matriz está totalmente desvitrificada en un agregado granofírico de cuarzo y plagioclasa.
Una variedad menos frecuente, observada también en esta zona (a un kilómetro al sur del Dique 1), contiene fenocristales de plagioclasa y hornblenda de gran tamaño (hasta  un  centímetro  de  longitud)  en  una  matriz  gris violada.    Estas  rocas  carecen  de  biotita,  pero  la plagioclasa es ligeramente más sádica (oligoclasa básica) y los cristales de cuarzo algo más abundantes (14 %); los anfíboles, euhedrales, están reemplazados totalmente por minerales opacos. En  su  mayoría,  las  dacitas  de  Macachín  pueden interpretarse  como ignimbríticas,  a juzgar por la gran extensión de los afloramientos, la presencia de fiammes y la existencia de posibles facies de conducto de erupción. Rocas de este último tipo se encuentran, por ejemplo, a unos 2,5 km al sudeste del Dique 1; son dacitas de color pardo  morado  que  presentan  un marcado  bandeamiento  de flujo en posición subvertical.
Rasgos aún más claramente ignimbríticos se destacan en  algunos  lugares  situados  al  oeste  de  Macachín;  en estas  rocas  el  grado  de  desvitrificación  es  menos avanzado   y   permite   detectar   una   fuerte   textura pseudofluidal,  con  gran  cantidad  de  fiammes  y  trizas vítreas, a veces deformadas y transformadas en listones. Ejemplos  de  este  tipo  pueden  observarse  a  unos  dos kilómetros al sur del puesto de P. Galván. Otras  rocas  del  mismo  sector  muestran  en  cambio mayores  evidencias  de  origen  lávico,  principalmente  un marcado   bandeamiento   de   flujo,   fino   y   paralelo, subvertical,  que  sugiere para estas dacitas una facies intrusiva o al menos de conducto de erupción.  Un ejemplo de  este  tipo  presenta  un  40  %  de  fenocristales, compuestos  por  plagioclasa  (62  %),  cuarzo  (17  %)  y biotita   (20            La   pasta   muestra   fluidalidad aparentenente verdadera y los fenocristales se encuentran ligeramente orientados.
Hacia el extremo oeste de la faja de afloramientos se  comprueba  además  una  leve  acidificación  de  las dacitas;  las  plagioclasas  son  ligeramente  más  sádicas, crece el porcentaje de cuarzo, aumenta la proporción de biotita, disminuye la hornblenda y desaparece la augita. Estratigráficamente,   las   dacitas   del   área   de Macachín  demuestran ser los componentes más antiguos del Complejo en este sector.   Descansan sobre el basamento metamórfico de grado bajo y son cubiertas por los mantos más ácidos, riolíticos y riodacíticos, de la secuencia. Una  relación  semejante  señala  Núñez  (1975)  en  los afloramientos  situados  al  naciente,  entre  Valchata  y Aguada Cecilio.   Pero puede haber recurrencias: en los asomos de la zona de Pajalta aparecen capas dacíticas no potentes, intercaladas entre los mantos riolíticos.

2 Ignimbritas y lavas riodacíticas y riolíticas
 Las rocas de este tipo asociadas esporádicamente con tobas constituyen la parte más potente y extensa de la secuencia  volcánica.   Dentro  de  éstas pueden separarse dos  conjuntos  que  difieren  entre  sí  por  posición estratigráfica y rasgos estructurales.  

2a Riodacitas y riolitas inferiores
Afloran  estas  rocas  en  ambas  márgenes  del  arroyo Valcheta, desde Macachín  hasta poco al sur del puesto de G. Galván (o Galván del sur).  Se las encuentra también, al sur y sudeste de Valcheta, en el centro y norte de la zona de Pajalta. Son  volcanitas  de  colores  generalmente  claros, rosados,  a  veces  con  tonos  violados  o  grises  pálidos. Las  variedades  más  típicamente  ignimbríticas  presentan estructuras brechosas y/o lajosas, con pseudofluidalidad más  o  menos  desarrollada.   Forman,  en  general,  lomas bajas  y  de  relieve  suave.     Se  apoyan  sobre  las ignimbritas y lavas dacíticas. En la zona de Macachín   y al sur del Dique 1 se destacan  ignimbritas  riolíticas,  rosadas,  con  textura porfírica y abundante matriz afanítica, duras, compactas, con fiammes aislados; otras son marcadamente brechosas, con  numerosos  litoclastos  angulosos  de  riolitas  pardo-moradas y abundantes fiambres de hasta 4 cm de longitud. Más al sur, en los alrededores del puesto de G. Galván, formando paredones abruptos sobre la orilla derecha del arroyo Ualcheta, también afloran riolitas brechosas, con autolitos oscuros y angulosos de igual composición, que adquieren progresivamente fuertes rasgos ignimbríticos y partan numerosas fiammes; la textura pseudofluidal es muy evidente al microscopio, mostrando fiammes, fragmentos de pumicitas  y  trizas  vítreas  con  diferentes  grados  de deformación.  Hacia el este adquieren estructura lajosa y pasan a tabas finas bien estratificadas.
Sobre  la  margen  izquierda  del  arroyo,  desde  el puesto de P. Galván hacia el sur, también afloran mantos igaimbr íticos  de  estructura  lajosa  y/o  brechosa.  En algunos  niveles los autolitos alcanzan hasta 20 o 30 cm de diámetro; hay bancos delgados que presentan estructura esferulítica.  Los fenocristales, mucho más pequeños que los litoclastos,  miden  1-2  mm de diámetro;  constituyen alrededor  del  25  %  del  total  y  están  compuestos  por cuarzo,  ortosa,  plagioclasa y,  raramente,  biotita.   La composición  global  varía  entre  térmi  nos  riolíticos  y riodacíticos.  La matriz es felsítica, de colores rosados o  rojizos.    La  lajosidad  de  estas  rocas  presenta inclinaciones   suaves   (10   –   15  )   con   diferentes inclinaciones.   En algunos lugares se intercalan, entre los  mantos  ignimbríticos,  bancos  riolíticos  de  origen lávico.

The Puesto Piris Formation: Evidence of basin-development in the North Patagonian Massif during crustal extension associated with Gondwana breakup. 2018 Leonardo Strazzere, Daniel A. Gregori, Leonardo Benedini, Paulo Marcos, Mercedes V. Barros, Mauro C. Geraldes, Cecilia Pavon Pivetta. Geoscience Frontiers xxx (2018) 1-16

Facies description of the Puesto Piris Formation
Six detailed profiles (150e550 m thick) were carried out in order to determine facies association and environments (Figs. 1e7). Profiles 1 and 2 are located 3 km north of the Puesto Piris, while profiles 3, 4, and 5 are located 4 km northeast of the Puesto Piris. Profile 6 (Fig. 7) is located on the northern margin of the Salitral. During the analysis of the Puesto Piris Formation profiles, six lithofacies were recognized and are listed in Table 1.

Lithofacies I is composed of red to gray matrix-supported conglomerates forming a coarse stratification with blocks up to 30 cm thick. Lithofacies II is represented by red clast-supported conglomerates, which form 5-m wide channels and lenticular bodies. In both lithofacies I and II, the clast composition changes according to the source area. In profiles 1 and 2, clasts are predominantly (90%) porphyry volcanic fragments of rhyolites of the Marifil Volcanic Complex, and the remaining 10% are phyllites of the Nahuel Niyeu Complex. In contrast, profiles 2, 3, and 6 contain fragments of phyllites, schist and rhyolites from the Nahuel Niyeu Complex (80%) and Marifil Volcanic Complex (20%).

Paleocurrent measurements in profiles 1, 2, 3, 4, 5, and 6 (Lithofacies I and II) indicate that flows came from the S, SE, and SW. There are also paleocurrents from the N and NE, as indicated by imbricate clasts.
Some carbonized woods that appear as clasts in conglomerates belong to the ferns-like trees Filicophyta and
Araucarites. Leaf imprints are found in some stratification planes and belong to the class Equisetopsida.

Lithofacies III contains shallowand wide channelized coarse red sandstones that gradually transition into lithofacies IV.

Lithofacies IV includes tabular fine-grained sandstones and black siltstones. The paleocurrents measured in fine sediments indicate flows from the W, SW, NE, and SE.
Lithofacies V is composed of thick black limestones interbedded with lithofacies IV that were recognized from the middle to the upper parts of profiles 3, 4, and 6. A rough texture, like elephant skin, is common in the stratification surfaces, which indicates surface exposure and sub-air erosion.
The composition of this lithofacies, obtained using X-ray diffraction, shows that the principal component is calcite, while the dominant mineralogy of the black siltstones is kaolinite and quartz with minor calcite.

The limestones were classified, using a microscope, as wackestone (Dunham, 1962) with grain contents exceeding 10%, and boundstone (Dunham, 1962), in which lamination due to organic materials was preserved. This lamination is related to microbial carbonates produced by the interaction between microbial growth and mineral precipitation with grain trapping.
Early lithification, which is essential for the accretion and preservation of benthic microbial carbonates, generated domal stromatolites around 1 m thick.
Lithofacies VI form massive lenticular beds of reworked tuff and epiclastic deposits that are interbedded in the conglomerates of lithofacies I, II, and in the coarse sandstone of lithofacies III.

Lithofacies VI is also very similar in association to lithofacies V; they are usually at the top of profiles 3, 4, and 6. These beds represent active volcanism coeval with sedimentation, which is also supported by the presence of massive lapillituff at the top of profiles 2 and 6.

Lithofacies associations and paleoenvironments of the Puesto Piris Formation
Three lithofacies associations were recognized in the Puesto Piris Formation. Lithofacies I and II (Table 1) represent the first lithofacies association; they correspond to high-density alluvial flows and massive bodies, 5-10 m thick, constituted by rough coarsening-upward sequences. The transition from lithofacies I to II indicates decreasing energy in the finingupwards mantled flows.
Lithofacies association I represents alluvial fans, which suggest minimal participation of an aqueous phase and sedimentation in a high-gradient topographic scenario located near the sediment source. The alluvial fans recognized in profiles 1-5 show imbricated clasts and cross-stratification, indicating a paleocurrent coming from the SE, while in profile 6, the paleocurrent came from the NW or W. The absence of fluvial reworking on the top of the banks indicates a short time between each sedimentary event.
The upper section in profiles 1, 2 and 5 shows interbedding of coarse sandstones, siltstones, and fine conglomerates, up to 1mthick, that represent lithofacies association II, typical of low-energy channelized flows.

The middle and upper sections of profiles 3, 4, and 6 , formed by lithofacies V and VI, were grouped into facies association III. This association indicates very low energy during sediment deposition. Tabular banks of fine-grained sandstones, muds, and limestones form the offshore sedimentary deposits of a lacustrine environment system. Bioturbation, burrows marks, and bioclastic fragmentary fossils, such as algae (Botryococcus), are common in the stratification planes of the tabular beds. Deeply sculptured surfaces are very common in the bedding planes of the limestones. Thin layers (10 cm thick) composed of volcanic ash are interbedded in lithofacies V and VI.

Lithological description of the Marifil Volcanic Complex
According to the mineral associations and textures, the volcanics rocks that outcrop in the study area are classified as rhyolites and trachytes. The trachytes are orangebrownish in color and form single intrusion-like dykes and lava flows up to 2 m thick. The trachytes display porphyritic textures defined by euhedral phenocrysts of K-feldspar, plagioclase, and small amounts biotite and quartz. These phenocrysts are set in a fine groundmass, formed by K-feldspar, plagioclase, and amphiboles.
The rhyolites are orange-brownish to reddish-pink in color and occur mostly as lavas and massive lapilli-tuff or ignimbrites. They are also found as subvolcanic bodies and dykes. The rhyolites exhibit porphyritic textures defined by euhedral phenocrysts of quartz, perthitic K-feldspar, plagioclase, and small amounts of biotite, set in a felsitic groundmass. Plagioclases are sericitized, and quartz show reaction rims with the groundmass . The ignimbrites show porphyritic and eutaxitic textures. Subrounded perlitic textures are common at the base (Fig. 11c, d). Both trachytes and rhyolites underlay the Puesto Piris Formation and fragments of these rocks are recognized in the basal conglomerates.

New radiometric dating of the Marifil Volcanic Complex
In order to establish the depositional age of the Puesto Piris Formation and eruptive age of the Marifil Volcanic Complex, we analyzed a sample of the volcanic rocks in the MultiLab of the Departamento de Geologia Regional e Geotectônica at Rio de Janeiro State University. An ICP-MS laser ablation Neptune Plus was used following the procedures developed in this lab.
The measured sample was collected from a trachytic lava flow with porphyritic texture located at 40
44 059.500S and 65
54 012.500W. The rock is fresh, orange pale in color, with K-feldspar phenocrysts, plagioclase, and quartz embedded in a glassy groundmass. Individual zircons are prismatic and euhedral, most of which exhibit typical igneous zoning. 27 zircons were analyzed and 11 were used to construct a concordia diagram. The other results were discarded because they plot outside of the concordia line. Additionally, analysis 002 C, with one age of 397 Ma, was discarded because it was completely outside of the crystallization range of this unit.
Table 2 lists the Pb and U isotopic relationships in the analyzed zircons. Fig. is a 206Pb/238U versus 207Pb/235U concordia diagram displaying a U-Pb crystallization age of 193.4  3.1 Ma. This age suggests that the emplacement and crystallization of the Marifil Volcanic Complex in this area took place in the Early Jurassic (Sinemurian age. The sedimentation of the Puesto Piris Formation is coeval or later than the Marifil Volcanic Complex, and does not represent the first event of this complex.

Structural features of the Puesto Piris Formation
The unit in the northern and western parts of the study area is folded. Axial planes are W-E and NE-SW with 20e30 m wavelengths. Dips vary between 25
and 30
to the N-NWor S-SE. A soft compression in the N-S or NW-SE direction seems to have developed after deposition of the unit. Folds were not recognized in the southern part, but the observed structure may represent tilted basement blocks. This structure likely allowed the deposition of a thicker sedimentary sequence in this section of the basin. The general disposition of outcrops and maximum thicknesses of the sedimentary sequences indicates the existence of a depocenter developed in the NEeSW direction.

The age of the Marifil Volcanic Complex in relation with other radiometric ages The volcanic activity of the Marifil Volcanic Complex (Malvicini and Llambías,1974; Nuñez et al.,1975; Cortés,1981) was considered to be Jurassic (Pankhurst and Rapela, 1995; Pankhurst et al., 1998; Féraud et al., 1999). Previous radiometric dating of the volcanic rocks indicates a range of ages between 178e188 Ma (Pankhurst et al., 2000). RbeSr ages for the volcanic rocks in the Sierra de Pailemán (located 40 km south of the study area) indicate ages of 188 Ma, 174 Ma in Sierra Grande (100 km south of the study area), and 183 Ma in Estancia Marifil (140 km south of the study area) (Rapela and Pankhurst, 1993; Pankhurst and Rapela, 1995). Airic et al. (1995) reported AreAr ages of 186 Ma and 187 Ma in Estancia Marifil. This indicates that our refined age (193  3 Ma) is partially concordant with the previous ages obtained in the Marifil Volcanic Complex.
During the breakup of the Gondwana supercontinent (w183 Ma, Encarnación et al., 1996; Riley and Knight, 2001; Storey et al., 2013), intraplate magmatism was related to extensional conditions associated with plate-margin forces and asthenospheric plume ascent. Accordingly, an extensional regime was temporally active and local basin depocenters were generated along a 200 km NeS belt in the modern day Atlantic border of the North Patagonian Massif. Although the sediments of the Puesto Piris Formation apparently settled in a NE-SW depocenter, other depocenters of the area indicate a WeE extensional stress field, probably related to the Gondwana supercontinent breakup.

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SECTOR III: NORTE DE LA COMARCA NORDPATAGONICA, PROVINCIA DE RIO NEGRO

entre el Arroyo Nahuel Niyeu al este, Cañadones Caita Có, Salado y localidad de El Cuy al norte, Sierra de Queupu Niyeu, Los Menucos al oeste y Meseta de Somoncurá al sur

SECTORES DONDE AFLORAN UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

Mapa que ilustra la zona de los Cañadones El Loro, Caita Có, Salado, Cerro Dos Hermanas, Pangaré, Patú Có

Mapa que muestra las localidades de Sierra Colorada, sector E de la Sierra de Queupu Niyeu, Sierras Blancas, Cañadón Cullún Leuvú, Planicie Baja

Zona de los Cañadones El Loro, Caita Có, Salado, Cerro Dos Hermanas, Pangaré, Patú Có, etc

COMPLEJO ALESSANDRINI

THE ALESSANDRINI COMPLEX
Based on field mapping (Fig. 1), it has been possible to subdivide this magmatic cycle into an intrusive episode (Facies a, b, c and d) and a volcanic episode (Facies e and f):
a) Alessandrini Facies: This facies is coarse-grained pink granite, with porphyritic tendencies. It occurs in the eastern part of the body and extends from the area near the Ea. La Seña in the east to the area of the Puesto Mendoza in the west.
b) Cortés Facies: Represented by fine-grained gray granites. The most important outcrops occur east of the Puesto Cortés, mainly in the area on the north border of Cañadón Soledad. They are rare and their occurrence is scattered, without any observed structural control.
d) Aplitic and pegmatitic dikes: The aplitic dikes are abundant and widely distributed, mainly on the north side of Cañadón Soledad. Their lengths can be up to 1 kilometer. The pegmatitic dikes are limited in occurrence. The best examples can be observed in the quarries located on either side of Cañadón Soledad.
e) Puesto Mendoza Facies: This group is composed of ignimbrite flows, exclusively occurring in a very small area in the SW of the study area, a few km to the NW of Puesto Mendoza. These outcrops are bordered by faults, so it is impossible to determine their relationship with
the Cortés Facies.
f) Rhyolitic and dacitic dikes. These bodies, which can have lengths measured in km, can be found throughout the area. In the Estancia La Seña and Estancia Pangaré areas, they have a general E-W strike, and cut the other facies of the Alessandrini Complex. In addition to the above facies, a few basaltic and andesitic dikes cut the granitic facies, typically in the area of the El Loro and Patu-Co lineaments, following the south and north
borders of the granitic body.

PETROLOGY AND GEOCHEMISTRY

ALESSANDRINI AND CORTÉS FACIES
This facies is composed of pink to red and gray granites, without foliation. In the Estancia La Seña, Cantera Alessandrini and Cañadón Soledad areas, where Alessandrini facies predominate, the rocks show inequigranular to porphyritic texture, with crystals of microcline
up to 7 cm in length. The feldspar is mainly perthitic, while the plagioclase shows polysynthetic twinning.
Biotite, titanite, and zircon occur, but no hornblende. In the western sector (Puesto Cortés, Puesto Mendoza, Puesto Barnes, Pozo Currumil) the Cortés facies is very well represented. These rocks have a similar mineralogy, with an equigranular and fine-grained texture. On a
QAP diagram both facies plot in the monzogranite and granodiorite regions. Geochemically, they are subalkaline and show a calc-alkaline tendency according to Irvine and Baragar (1971). They are mostly peraluminous, with a few being metaluminous.
On the diagram of Middlemost they plot in the area of granites and alkali-feldspar granites.

Harker diagrams (SiO2 vs TiO2, Al2O3, MgO, Na2O, Zr, Sr, Ba) indicate clear negative trends according feldspar and accessory mineral fractionation.
Sr/Rb and K/Rb diagrams display negative and positive correlation as expected for samples belonging to an unique magmatic episode.
On chondrite-normalized REE diagrams (Sun and McDonough, 1989) they show up to 300 times enrichment over chondrite. In general, all have negative Eu anomalies, possibly due to plagioclase fractionation. (Fig. 2 A and B).

GRANODIORITES
These occur as dikes up to 1 m in thickness and length less than 5 m. Sometimes they appear as inclusions up to 50 cm diameter within granitic rocks. They were observed north of Estancia La Seña and in the Cantera Alessandrini. They are not found within the Cortés Facies. They have an equigranular texture with 30 % biotite and dark minerals, followed by plagioclase, quartz and alkaline feldspar. Also, accessory minerals titanite and allanite were
recognized. On a QAP diagram these rocks plot in the granodiorite and quartz diorite fields.
Geochemically, they plot on the alkaline/subalkaline boundary. On Shand’s diagram, they plot in the metaluminous field, while on the Middlemost diagram, they plot between monzodiorite and quartz-monzodiorite. On the ACF diagram, they show a tholeiitic tendency but more samples are needed to confirm this interpretation.
The chondrite-normalized REE diagrams are similar to those of the Alessandrini and Cortés facies. However, in general, there are no negative Eu anomalies, with the exception of sample QA-3 (Fig. 3A).

APLITIC AND PEGMATITIC DIKES
Aplitic dikes are regionally distributed and structurally controlled. Strikes in the Estancia Parra-Estancia. La Seña are N70-80°, whereas north of Puesto Mendoza are N40-45°. Their texture is saccharoidal, and in the case of the aplites, they are composed of quartz,
plagioclase, and K-spar. Some biotite and opaque minerals are observed. The REE diagram shows major positive Eu anomalies, produced by abundant accumulation of K-spar and plagioclase (Fig. 3B). Pegmatitic dikes are small dikes, less than 1 m thick, with length always less than 5 m. They outcrop mostly in the Cantera Alessandrini and Cañadon Soledad areas and apparently are not structurally controlled.

PUESTO MENDOZA FACIES
These outcrops are fault bounded; for this reason it is impossible to establish the relationship with the Cortés and Alessandrini Facies; however the rhyolitic dikes cut them. They are present NW of Puesto Mendoza. They show eutaxitic texture and abundant flow textures of millimeter size. On a QAP diagram, these samples plot in the rhyolite field. Chemical analyses of these rocks have not yet been carried out.

RHYOLITIC AND DACITIC DIKES
These rocks are commonly found in the entire study area. They can be differentiated into two groups based on structural control. The first group, with a strike N 75-90° E, is present in the Estancia La Seña and Estancia Pangaré areas. These dikes cut the intrusive rocks of the Alessandrini Complex, and foliated granites. They have lengths up to 2 km and thickness between 7 and 9 meters. These dikes are subparallel to each other, separated by about 2
kilometers. The second group is found north of Cañadón Soledad, between Puesto Cortés and La Estrechura. In this case, the dikes strike N30-45°, with length over 5 km and width 25 m. These have a porphyritic texture and are composed of quartz, with common corrosion textures, K-spar, albite and some biotite. They plot in the rhyolite field on the QAP diagram.
They are subalkaline and plot in a group in the A corner of the AFM diagram, so it is not possible to characterize their calc-alkaline tendency. On Shand’s diagram, they are located in the peraluminous field. In general, these rocks have chemistries very similar to the intrusive facies. The enrichment of the REE’s and the negative Eu anomaly are at approximately the same levels as the granitic facies. (Fig. 4A).

BASALTIC DIKES AND ANDESITES
Only a few outcrops of these types are observed in the El Cuy area. Mainly, they follow the lineaments that border the north and south margins of the Alessandrini Complex. They are rectilinear dikes, emplaced in fault zones. The maximum length observed was 40 m, with thickness of 4 m. In the Estancia Brusain area, they cut the rhyolitic dikes. They have a porphyritic to trachytic texture formed by potassium feldspar and tabular plagioclase with polysynthetic twinning and zonation. Some interstitial nepheline is present. Hornblende and biotite also occur; both altered to chlorite. Geochemically, these are alkaline and metaluminous, plotting as trachyandesite and alkaline basalts. On tectonic plots, they are classified as intraplate basalts. On REE diagrams, they behave quite differently than the rhyolitic dikes, which points toward a different source and genesis for these rocks (Fig. 4B).

GEOCHRONOLOGY
Previous age dating of the granites in the Alessandrini Complex shows evidence of a lower Jurassic age, an intrusive event represented poorly in Northern Patagonia. New age dates determined using granitic and granodioritic samples of Alessandrini and Cortés facies as well as aplites of this complex at the Radiogenic Isotope Laboratory at University of Wisconsin-Madison indicate an age of 195 ± 11 Ma. (MSWD = 7.3, see Fig. 5). This age show good agreement with the Rb/Sr mineral isochron of Saini-Eidukat et al. (1999), which indicates an age of 192 ± 0.21 Ma.
A whole rock Rb/Sr isochron based on the rhyolitic and dacitic dikes using samples from the Estancia Pangare, Estancia Parra and Puesto Mendoza areas is shown in Fig. 6. Although the calculated age of 193 ± 13 Ma has a very high MSWD (777), several lines of evidence, such as field relationships and major and trace element geochemistry, indicate that this age might be a reasonable crystallization age and that these rocks could be considered
as part of the Alessandrini Complex. Also, the similarity of the initial 87Sr/86Sr ratios (Alessandrini facies: 0.70591 ± 0.00038,
rhyolitic and dacitic dikes: 0.70579 ± 0.00088) points to a common source for both groups.

DISCUSSION
Together with field data, the geochemistry and age dating show that in the El Cuy region, a magmatic event developed over a large area, which included extrusive and intrusive facies. The event’s duration was relatively restricted to the Lower Jurassic. These ages overlap the age of a few other intrusive units in the North Patagonian Massif such as Pilcaniyeu Granites (196 ± 10 Ma, Alonso, 1987).
Also, the Alessandrini Complex ages overlap with those of the Marifil Complex that extends between 150 and 207 Ma.
Regions probably related to this intrusive event include the Lipetrén Suite outcropping in the Gastre area, which give an age of 208 ± 1 Ma (Rapela et al., 1992), the Jara Diorite 170± 10 Ma, (Cucchi, 1991), and the Flores Granite 188 ± 3 Ma, (Pankhurst et al., 1993).
Samples of Flores Granite, rhyolitic dikes in the Treneta Complex, the Lipetrén Suite, and the Alessandrini Complex share similar initial 87Sr/86Sr ratios (Flores Granite: 0.7069, Lipetrén: 0.7057-0.7058, Alessandrini Complex: 0.7057-0.7059), REE patterns and trace elements concentrations (Fig. 7). The Jurassic magmatic cycle, up to now recognized as composed primary by volcanic rocks, evidently has an important plutonic counterpart exposed NE of El Cuy.

BIBLIOGRAFIA

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COMPLEJO PLUTÓNICO VOLCANICO TRENETA

Mapa que muestra las localidades de Sierra Colorada, sector E de la Sierra de Queupu Niyeu, Sierras Blancas, Cañadón Cullún Leuvú, Planicie Baja

Ignimbritas y tobas riolíticas, ignimbritas dacíticas, andesitas. Leucogranitos y granitos biotíticos, pórfidos graníticos, pórfidos riolíticos

Antecedentes
Las rocas ígneas, mayormente efusivas, que se describen a continuación, fueron tratadas originalmente como pórfidos cuarcíferos y tobas de edad triásica (Wichmann, 1927 b); más tarde, fueron incluidas dentro de la denominada Serie Porfírica de la Patagonia Extraandina y asignadas al Jurásico (Feruglio, 1949). El hallazgo de flora de Dicroidium en los alrededores de Los Menucos (Zeballos, en Stipanicic, 1967; Stipanicic et al. , 1968; Stipanicic y Methol, 1972) permitió ubicar esta parte de la secuencia en el Triásico, distinguiéndola de las volcanitas de igual composición que afloran desde el área de Valcheta hacia el este y cuya antigüedad puede referirse al Jurásico (Complejo Volcánico Marifil).

Sin embargo, las rocas que con mayor probabilidad pueden asignarse al Triásico (por su relación de continuidad con la secuencia fosilífera de Los Menucos) afloran en el sector occidental, donde fueron descriptas por Caminos (1983) bajo el nombre de Complejo Plutónico-Volcánico Treneta, dado que en esta asociación eruptiva participan también elementos plutónicos.
Varios estudios se han referido al contexto regional de estas rocas (Llambías et al., 1984; Caminos et al., 1988; Llambías y Turner, 1989) y a sus rasgos petrográficos (Zupelli, 1977; Archangelsky, 1982), geoquímicos (Rapela y Caminos, 1987) y radimétricos (Caminos y Parica, 1985; Pankhurst et al., 1993).

Litología y distribución de los afloramientos
El Complejo Plutónico-Volcánico Treneta está compuesto por rocas extrusivas de origen lávico, ignimbrítico y piroclástico, intruidas por diques y cuerpos graníticos de emplazamiento epizonal. Los mantos efusivos descansan en posición subhorizontal o levemente inclinada sobre una antigua superficie de erosión labrada en terrenos metamórficos y graníticos.

Los principales tipos litológicos que integran esta asociación son los siguientes:

• Facies volcánica (Volcanitas Treneta)

Andesitas
Estas rocas, las únicas extrusivas de origen puramente lávico que componen el complejo, tienden a ser, en la región estudiada, los elementos más antiguos de la secuencia. Descansan directamente sobre el basamento o se intercalan entre los bancos de tobas o ignimbritas en los niveles inferiores de la serie efusiva.
Se trata comúnmente de andesitas de color gris con tonos azulados o violados, a veces rosados, verdosos o parduscos. La textura es porfírica, con fenocristales generalmente pequeños, y no abundantes, de plagioclasa, hornblenda parda, piroxeno y, ocasionalmente, biotita. No son raras las texturas vesiculares y amigdaloideas.

Con estas rocas suelen asociarse basandesitas negro azuladas y traquiandesitas de color gris rosado. Aunque por lo general macizas, en algunos casos presentan estructura fluidal y fractura lajosa. Son rocas muy alteradas químicamente, afectadas a veces por un avanzado grado de propilitización. Croce (1956, pág. 181) destacó la importancia de este fenómeno y señaló evidencias de mineralización de cobre y plomo en estas rocas, a las que denomina porfiritas amigdaloides.

En comparación con los otros componentes del complejo, la participación de andesitas y rocas afines es relativamente escasa. El espesor de los bancos no supera los 20 metros. La mayor exposición se halla entre desvío Falkner y Ramos Mexía, poco al sur de la ruta nacional 23; las andesitas descansan allí sobre el basamento cristalino (Fm. Nahuel Niyeu) y son cubiertas parcialmente por retazos aislados de ignimbritas riolíticas. Otros asomos aparecen en las márgenes del arroyo Comicó, a unos 30 km al sur de Ramos Mexía. Croce (1956) indicó pequeños afloramientos en la zona de Yaminué.
Hacia el oeste y sudoeste, se las encuentra al Este de la Sierra de Queupu Niyeu, en la zona de Planicie Baja, Sierra Blanca, al poniente de Comicó, en los alrededores de laguna Seca y en Mina Cruz del Sur, intercaladas entre bancos de ignimbritas dacíticas y riolíticas.

Ignimbritas dacíticas (12)
Las ignimbritas dacíticas son rocas de color pardo a gris oscuro, macizas, muy compactas, con gran densidad de fenoclastos y escasa matriz. Componen
mantos gruesos y extensos que alternan con tobas de colores claros e ignimbritas riolíticas rosadas.
Presentan textura porfiroclástica, a veces brechosa; entre los fenoclastos, que constituyen hasta el 70 % del total de cristales, se reconocen individuos de andesina (65-70 %), cuarzo (10-20 %), biotita castaño rojiza y hornblenda verde (10-15 %); los de feldespato potásico son escasos; hay también litoclastos de andesita.

La matriz, pseudofluidal, desvitrificada, contiene fiammes aisladas. Algunos ejemplos muestran composición riodacítica y colores parduscos rojizos. Entre las rocas del complejo, las ignimbritas dacíticas son las de más amplia distribución dentro de la Hoja. Se encuentran en ambas márgenes de los arroyos Treneta y Comicó, así como en el sector noroccidental, al norte y noroeste de Ramos Mexía.

Hacia el oeste, afloran aun más extensamente, cubriendo grandes áreas en las zonas de Sierra Colorada y estancia El Chacay, continuando desde allí en dirección a Los Menucos. Sobre la margen izquierda del arroyo Treneta, frente al puesto de Curayán y la confluencia del arroyo Curaú, las ignimbritas dacíticas descansan sobre granodioritas del Complejo Plutónico Navarrete. A unos 5 km al sur de dicho lugar son intruidas por uno de los cuerpos plutónicos del Granito Flores.

Tobas e ignimbritas riolíticas
Las tobas riolíticas son poco frecuentes en la asociación. Sus manifestaciones se reducen a aislados bancos tobáceos de colores claros depositados sobre las coladas andesíticas o intercalados entre los mantos de ignimbritas dacíticas o riolíticas.
Se trata de tobas arenosas, de grano grueso a fino, asociadas con tobas cineríticas blanquecinas, con tonos rosados, amarillentos o grisáceos claros. Están bien estratificadas y son por lo general muy lajosas. La composición de las tobas cineríticas es riolítica. Contienen fenoclastos pequeños y aislados de sanidina y cuarzo y, en menor cantidad, de oligoclasa, biotita y fragmentos líticos. La matriz es vitroclástica con diferentes grados de desvitrificación. Son frecuentes los fenómenos de opalización. Las ignimbritas riolíticas son casi tan abundantes como las dacíticas. Constituyen bancos claramente diferenciables de las anteriores por su coloración y textura. Son rocas de color rosado a rojizo pálido, algo amarillentas, a veces brechosas y finamente bandeadas, con tendencia a partirse en lajas delgadas paralelas a la estratificación. Los fenoclastos son pequeños y la matriz abundante; entre los primeros se cuentan cristales de sanidina, cuarzo hialino, oligoclasa y escasa biotita castaño rojiza; algunos niveles contienen numerosos litoclastos de volcanitas ácidas y básicas. La matriz es vitroclástica, pseudofluidal, desvitrificada, rica en fragmentos pumicíticos aglutinados y en fiammes orientadas. Algunos bancos presentan estructuras eutaxíticas. Hay variedades no lajosas sino macizas y con alta densidad de fenoclastos, más abundantes poco al oeste, en al área de Sierra Colorada, donde, apoyadas sobre los bancos de ignimbritas dacíticas -que constituyen las partes más bajas del relieve- determinan los cerros más prominentes de ese sector.
Los principales afloramientos de ignimbritas riolíticas están en los valles de los arroyos Yaminué y Treneta; hacia el oeste componen
afloramientos más extensos, como los que se hallan en las áreas de la mina Cruz del Sur y estancia El Chacay. El espesor total de la secuencia efusiva es difícil de calcular debido a la poca inclinación de los mantos y al escaso relieve disponible. Podría estimarse una potencia de 100 a 150 m a lo sumo, que aumentaría hacia el oeste a medida que el basamento se hunde en esa dirección. Pero el espesor original, previo a la erosión pre-cretácica, debió ser considerablemente mayor, dado que la pila extrusiva se comportó como roca de caja para el emplazamiento de los granitoides subsiguientes.

• Facies plutónica (Granito Flores)

La unidad consiste en un conjunto de cuerpos intrusivos compuestos por granitos leucocráticos de color rosado, de grano mediano a grueso, y granitos aplíticos, de igual color, asociados con numerosos diques de pórfido granítico y pórfido riolítico. El cuerpo granítico de mayores dimensiones es un plutón de forma alargada en sentido norte sur, de unos 20 km de longitud por 3 a 5 km de ancho, cuyo afloramiento es cortado por el curso medio del arroyo Treneta a la altura del puesto de Flores, lugar situado a unos 20 km al sudoeste de Nahuel Niyeu.

Intruye a metamorfitas del basamento cristalino y a granodioritas del plutón Navarrete. Es una intrusión de límites bien definidos y contactos muy netos. La composición del cuerpo es muy homogénea, pero presenta notables diferencias de orden granulométrico que permiten distinguir dentro del plutón dos distintos aspectos texturales:

a) Facies de grano mediano a grueso, formada por granitos constituidos por cristales de ortosa anhedral, muy pertítica (30-60 %), oligoclasa-albita (25-10%), cuarzo con tendencia a desarrollar cristales de mayor tamaño (20-60 %) y biotita castaño verdosa a rojiza en pequeña cantidad, y

b) Facies de grano fino, formada por granitos aplíticos equi- o inequigranulares, a veces porfíricos por el mayor tamaño de algunos cristales de cuarzo y/o feldespato. Los pasajes de una a otra facies son transicionales. En el interior del cuerpo abundan las diferenciaciones aplopegmatoideas, de formas lenticulares y contactos difusos. Las texturas miarolíticas son frecuentes en ambas facies.

Este plutón emite apófisis y está escoltado hacia el oeste por varios cuerpos menores, satelíticos, orientados con el mismo rumbo. En estas intrusiones predomina la facies de grano fino, particularmente granítico-aplítica y a menudo ligeramente porfírica. El mayor de estos pequeños plutones está emplazado en las ignimbritas dacíticas de la secuencia volcánica. Otros cuerpos graníticos que por su composición y textura pueden asimilarse a la misma asociación.

Uno de ellos, al sur de Ramos Mexía, es cortado por el curso inferior del arrroyo Comicó e intruye a ignimbritas riolíticas. Otros afloran al norte y noroeste de Ramos Mexía, dentro del ambiente de las ignimbritas dacíticas; el más pequeño asoma poco al sur de la Loma de la Guanaca; el mayor, al oeste de la estancia San Blas, con afloramientos mucho más extensos, se extiende en dirección a Sierra Colorada.

• Facies hipabisal
Los numerosos diques que, como manifestaciones tardías, completan el ciclo eruptivo, están compuestos por pórfidos graníticos y riolíticos, presentándose a menudo facies de transición entre los dos tipos señalados. Se los encuentra alojados en el basamento metamórfico, en los plutones pérmicos y, sobre todo, en los mantos de ignimbritas dacíticas y riolíticas que marginan los arroyos Treneta y Comicó.
El mayor exponente de esta facies ácida hipabisal es el cerro Tapiluke, cuerpo de pórfido riolítico, de formas globosas, intruido en tobas e ignimbritas riolíticas de la margen derecha del arroyo Comicó, a unos 45 km al sur de Ramos Mexía.
Tanto los plutones graníticos como los diques asociados demuestran haberse introducido siguiendo líneas tectónicas bien definidas, las mismas que, en una etapa anterior, controlaron el emplazamiento de los cuerpos del Complejo Plutónico Navarrete.
Son todas rocas macizas, desprovistas casi por completo de cataclasis.

Rasgos geoquímicos
Dentro de un curso evolutivo de características calcoalcalinas, las unidades integrantes del Complejo Plutónico-Volcánico Treneta muestran -como las del Complejo Plutónico Navarrete- pasajes de composiciones metaluminosas a peraluminosas; se observa sin embargo, en el Granito Flores, una ligera tendencia a composiciones levemente peralcalinas.
Los contenidos de sílice varían de 62,02 % a 76, 95 %, siendo las ignimbritas riolíticas y el Granito Flores unidades correspondientes al tipo de alta sílice (Rapela y Caminos, 1987).
En lo que respecta al ambiente tectónico, la mayoría de las rocas analizadas se ubican, en el diagrama de discriminación de Pearce et al. (1984), dentro del campo correspondiente a arco volcánico, excepto algunas muestras del Granito Flores y de volcanitas de alta sílice que pasan al campo sincolisional (Rapela y Caminos, 1987).

Edad y correlaciones
Al oeste del área, el Grupo Los Menucos (Stipanicic, 1967; nom. transl., Labudía et al., 1995) es portador de floras triásicas (Artabe, 1985 a y b) y descansa -como las Volcanitas Treneta- sobre un basamento constituido por granodioritas pérmicas (Labudía et al., 1995). Caminos consideró muy probable la continuidad física y estratigráfica entre el Grupo Los Menucos y las Volcanitas Treneta, por lo cual se inclinó a asignar a estas últimas una antigüedad total o parcialmente equivalente.

Una serie de análisis radimétricos de volcanitas ubicadas en este sector o fuera de el, aunque muy próximas (Sierra Colorada, sierra de la Laguna Seca, mina Cruz del Sur), proporcionaron edades K/Ar que varían entre 290±10 Ma y 172±l0 Ma (Caminos, 1983). Sin evidencias
estratigráficas, estos resultados a lo sumo sugieren que la actividad efusiva pudo haberse extendido desde el Pérmico más temprano hasta el Jurásico inferior inclusive.

Muestras del Granito Flores y del pórfido riolítico del cerro Tapiluke señalaron 200±10 Ma y 204±10 Ma respectivamente, indicando edades
eojurásicas para estos eventos intrusivos. Poco más tarde, las isocronas Rb/Sr de 332±15 Ma y 320±20 Ma obtenidas en la Granodiorita Navarrete y el Granito Flores llevaron a situar la antigüedad de ambos complejos (Navarrete y Treneta) en el Carbonífero y a proponer su correlación con los Complejos La Esperanza y Dos Lomas (Caminos y Parica, 1985; Rapela y Caminos, 1987; Caminos et al., 1988).

Nuevas isocronas Rb/Sr (Pankhurst et al., 1992; Pankhurst et al., 1993) obligaron a reconsiderar la ubicación cronológica de ambas asociaciones eruptivas, tal como se ha indicado en párrafos anteriores al tratar la edad del Complejo Plutónico Volcánico Navarrete.
En conclusión, Caminos, de acuerdo con las evidencias estratigráficas y paleontológicas disponibles, se inclinó a asignar antigüedad mayormente triásica a las Volcanitas Treneta. No es descartable la posibilidad de que los niveles inferiores de la secuencia se situaran en el Pérmico, según sugieren algunas de las edades K/Ar mencionadas. Pero esto debería confirmarse con nuevas determinaciones radimétricas.
Con respecto al Granito Flores y a los cuerpos riolíticos asociados, su relación de intrusividad con las Volcanitas Treneta y la edad Rb/Sr de 188±3 Ma obtenida últimamente (Pankhurst et al., 1993), permiten asumir para estas rocas una edad jurásica inferior.

BIBLIOGRAFIA

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SECTOR IV: NOROESTE DE LA COMARCA NORDPATAGONICA, PROVINCIA DE RIO NEGRO

entre la Sierra de Queupu Niyeu y la localidad de Los Menucos al este, Chasicó al norte, la localidad de Colán Conhué al oeste y la localidad de Maquinchao al sur

SECTORES DONDE AFLORAN UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

localidades: Los Menucos, Chasico, Cañadón Cullún Leuvu

COMPLEJO VOLCANICO LOS MENUCOS

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EN EL ÁREA TIPO - RÍO NEGRO. Revista de la Asociación Geológica Argentina 63 (1): 3 - 13

Volcanitas Loma Blanca, Volcanitas Trapalcó, Volcanitas Loma Blanca

Cucchi, R. J.; Busteros A. y Lema, H., 1999. Geología y Recursos Minerales de la Hoja 4169-II, Los Menucos. Convenio Dirección de Minería de Río Negro. SEGEMAR. Viedma.98 pp.

Llambías, E. J. and Rapela, C. W., 1984. Geología de los complejos eruptivos de La Esperanza, Provincia de Río Negro. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 34 (3-4): 220-243.

Núñez, E. y Cucchi, R. J., 1997. Geología y petrografía de Trapalcó, Provincia del Río Negro. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 52 (3): 297-310.

Rapela, C. W. and Llambías, E. J., 1985. Evolución magmática y relaciones regionales de los complejos eruptivos de La Esperanza, Provincia de Río Negro, Revista de la Asociación Geológica Argentina, 40 (1-2): 4-25.

Formacion Taquetrén

Núñez, E. y Cucchi, R. J., 1997. Geología y petrografía de Trapalcó, Provincia del Río Negro. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 52 (3): 297-310.

SECTOR V: OESTE DE LA COMARCA NORDPATAGONICA, PROVINCIA DE RIO NEGRO

entre Campana Mahuida, Pampa de Nogueira al norte, Chasicó y la localidad de Colán Conhué al este, Río Limay al oeste y Laguna Blanca, Cañadón Fita Ruin al sur

SECTORES DONDE AFLORAN UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

Mapa de la zona de Mencue. Campana Mahuida, Quili Mahuida, Palenque Niyeu, Mencue, Kakel Huincul, Fita Ruin, Laguna Blanca,

Imagen muy grande. No carga. Tomar del trabajo de Benedini et al. 2013

Imagen muy grande. No carga. Tomar del trabajo de Benedini et al. 2013

localidades: Campana Mahuida, Quili Mahuida, Palenque Niyeu, Mencué, Kakel Huincul, Fita Ruin, Laguna Blanca,

Formación Garamilla, Plutonitas Pilahue

Volcanic stratigraphy of the Garamilla Formation (Las figura de esta descripción pueden ser observadas en el trabajo de Benedini y Gregori, 2013)

The detailed profiling of the area located between Cañadones Mencué y Quili Mahuida allows us to differentiate three volcanic units and a set of rhyolitic dikes. A descriptive scheme of effusive and pyroclastic rocks is adopted during the facies descriptions (McPhie et al., 1993; Branney and Kokelaar, 2002).
The first volcanic unit comprises lava-like ignimbrites, porphyritic massive rhyolite and microgranular massive rhyolite. The second is composed of porphyritic massive andesite and dacite, lapillituffs and eutaxitic lapilli-tuffs of dacitic composition. The third unit includes tuffs, lapilli-tuffs, massive tuff-breccias, massive lithic breccias and porphyritic massive and flow-banded rhyolite (Fig. 2).

First volcanic unit
This unit is widely represented in the area located between Cañadón Mencué and Cañadón Quili Mahuida by a) lava-like ignimbrites, b) porphyritic massive rhyolite and c) microgranular massive rhyolite.

a) Lava-like ignimbrites (lava-like T)
The lava-like ignimbrites outcrop 1 km north of the Puesto Quiñenao ending in the Cañadón Quili Mahuida. They extend more than 5 km in an ENE-WSW direction, displaying a remarkable homogeneity along the overall path, and covering an area of 10 km2 (Fig. 2). The sequences are uniform stratified with individual flows ranging from 0.20 to 1 m thick. Columnar jointing is usually recognized (Fig. 3A). Microscopically, they show “granophyric texture”, (McArthur et al., 1998) composed of a mosaic of equigranular anhedral to subhedral crystals of quartz and K-feldspar (Fig. 3B) with less content of biotite. Individual crystals are less than 200 m. Lithic fragments of granitic rocks are sparse and range from 1 to 4 cm in size.

b) Porphyritic massive rhyolite (pmR)
The massive rhyolitic lava-flows appear northwest of Puesto Martinez, between Cañadón Mencué and Cañadón Quili Mahuida (Figs. 2 and 3C). The relationship with the above described facies is complex and most of the time seems to be interbedded. However, when their morphological features have not been preserved, the difference between both facies is difficult to recognize. They are pale pink to orange, less than 100 m thick and characterized by porphyritic textures defined by euhedral to subhedral K-feldspar, plagioclase and quartz phenocrysts arranged in a fluidal groundmass composed of microcrystalline quartz. The crystals have a moderate sericitic alteration, while biotite and plagioclase are altered to chlorite and calcite (Fig. 3D). Porphyritic textures, with high temperatures of devitrification in the groundmass, that could be internally massive or flow foliated (McPhie et al., 1993), define coherent lithofacies in lavas as synvolcanic intrusions.

c) Microgranular massive rhyolite (mmR)
The microgranular massive rhyolite has an oval shape, 2 km in diameter, rounded in morphology and internally massive and coherent (Figs. 2 and 3E). It is pale pink to orange in color and its texture is microcrystalline to porphyritic. The microcrystalline texture represents up to 70% of the sample and is formed by euhedral to subhedral quartz and K-feldspar with micrographic textures.
Micrographic textures (Fig. 3F) evidence eutectic crystallization conditions. Plagioclase crystals are frequently altered to calcite and
sericite. Biotite is euhedral and shows an incipient oxidation and chloritization. Autoclastic facies were not recognized.

Second volcanic unit
This unit is represented in the Cañadón Mencué and near Puesto Fuensalida and is composed of a) porphyritic massive andesite and
dacite, and b) massive lapilli-tuffs and eutaxitic lapilli-tuffs of dacitic composition (Fig. 2).
a) Porphyritic massive andesite and porphyritic massive dacite (pmA and pmD) These lithofacies are exposed in the vicinity of Cañadón Mencué and near the Limay River, where they are covered by a succession of massive lapilli-tuffs and porphyritic massive rhyolite belonging to the third eruptive event (Fig. 4A).
The best outcrops are located near Puesto Fuensalida, where they cover, unconformably, the Gondwana granites, without record of the first eruptive unit. Small outcrops were also detected west of Puesto Quiñenao resting on the lava-like ignimbrites of the first volcanic unit. The thickness reaches 60 m near Puesto Fuensalida. These facies exhibit a porphyritic texture consisting of euhedral to subhedral crystals of plagioclase, 1.5 mm long, together with amphibole phenocrysts embedded in a trachytic groundmass. Dacitic lava-flows have lower proportions of mafic minerals and are composed of K-feldspar, plagioclase, quartz and biotite. The groundmass shows a pilotaxitic texture with a strong orientation of plagioclase microphenocrysts. The plagioclase is altered to epidote (Fig. 4B).

b) Massive lapilli-tuffs (mLT)
The gray-blue to pale-violet massive lapilli-tuffs consist of deformed vesicular juvenile fragments and fragmented crystals disposed in a fine-grained matrix. A few kilometers west of Puesto Quiñenao, the massive lapillituffs display eutaxitic texture (emLT) partially devitrified (Fig. 4C). The subhedral to anhedral crystals of plagioclase are fractured and altered to epidote. Amphibole is mainly altered to epidote and iron oxides, while the biotite is altered to chlorite. The fine-grained matrix is replaced by fine-grained clay minerals (Fig. 4D). Accessory fragments ranging from a centimeter to a millimeter are of migmatites, granites and andesitic lava-flows.

Third volcanic unit
The last unit was recognized in two localities. One includes outcrops west of Puesto Quiñenao (Fig. 4E) and the other appears between Cañadón Curru Mahuida and Cañadón Quili Mahuida and includes a) parallel bedded tuffs, b) massive lapilli-tuffs, c) massive tuff-breccias, d) massive lithic breccias and e) porphyritic massive rhyolite and flow banded rhyolite totaling about 330 m thick (Fig. 2).

a) Parallel bedded tuffs (//b T)
Pale-yellow to white tuffs consisting of finely laminated layers rich in crystals (approx. 40%) were found near Puesto Quiñenao. They usually occur toward the base of pyroclastic rhyolitic succession and commonly display a coarsening-upwards sequence together with the lapilli-tuffs (Fig. 5A). They include quartz, sanidine, plagioclase and biotite crystals. Quartz is anhedral to subhedral, usually fractured. Deformed laminas of biotite and plagioclase are altered to iron oxides and epidote respectively. The matrix corresponds to fine ash altered to sericite and clay minerals (Fig. 5B).

b) Massive lapilli-tuffs (mLT)
They are pink to white in color and contain juvenile, vesicular lithic fragments (Fig. 5C). Phenocrysts of quartz and K-feldspar are dominant, while the plagioclase and biotite are rare. The lithic fragments are generally subrounded to subangular, 0.2e5 cm in diameter, and display porphyritic to spherulitic texture (Fig. 5D). The fine-grained matrix is partially silicified. This lithofacies was found near Puesto Martinez reaching 100 m thick, diminishing toward Puesto Quiñenao.

c) Massive tuff-breccias (mTBr)
These breccias cover the above mentioned facies by means of planar to slightly erosive surfaces. They are composed of lithic fragments of rhyolitic lava-flows, 10e20 cm in diameter, immersed in a light gray tuffaceous matrix (Fig. 5E). They present bread-crust textures indicating hot deposition and very fast cooling. Vesicular juvenile fragments were not observed. They crop out north of Cañadón Mencué (Fig. 2).

d) Massive lithic breccias (mLBr)
Massive lithic breccias were identified at the top of the pyroclastic sequence present in the northern border of the Cañadón Mencué, overlying the massive lapilli-tuffs and massive tuffbreccias. They are characterized by the presence of large amounts of lithic fragments of tuff, granite and dacite that exhibit subangular to subrounded forms. The deposit is remarkably heterogeneous and particle size ranges from a few centimeters to almost 1 m in diameter (Fig. 5F).

e) Porphyritic massive rhyolite and flow banded rhyolite (pmR and fbR)
Small, subrounded bodies with vertical flows were observed near Puesto Fuensalida and west of Puesto Quiñenao (Figs. 2 and 5G). The lava-flows exhibit a lengthened shape and horizontal flow textures, and are located on the top of the third volcanic unit with individual thicknesses of up to 20 m. The porphyritic texture is composed mainly of K-feldspar and quartz phenocrysts and exhibits no differences, normative or compositional, with respect to the porphyritic massive rhyolite (pmR) lithofacies of the first volcanic unit. The main difference is the flowbanding of the facies here considered.
The flow banding consists of nearly parallel and alternating bands with different textures, one formed by partially devitrified glass and the other by variable concentrations of spherulitic aggregates and crystals. Rounded, small spherulites of 0.5e1 mm size are usually fractured while those bigger than 1 cm are well preserved indicating a nearly null movement.

Dikes
Acidic dikes in the QuiñenaoeFuensalida area intrude the granitic rocks and sometimes the volcanic sequence. In the first locality (Fig. 2), they outcrop mainly near Cañadón Mencué with NWand NE strikes, dipping between 54 and 65 to the southwest and southeast. Most of the time, they are isolated, up to 100 m long and 15 mwide, with colors varying between pale-yellow and darkorange. Sometimes dike swarm can be observed converging to a major subrounded structure that resembles a subvolcanic body emplaced in the granitic host rocks. Due to its major resistance to erosion, in comparison with granitic rocks, it forms prominent peaks in the landscape. In the Puesto Fuensalida area, dikes are commonly 5e15mwide and up to 1 km long. They are discontinuous and some portions can be covered.
Microscopically, they display porphyritic and microgranular textures composed of euhedral to subhedral phenocrysts of Kfeldspar (5e3 mm), quartz and biotite. The last is altered to chlorite. The groundmass is composed of an aggregate of fine-grained quartz and K-feldspar, usually altered to sericite. Sometimes, the groundmass is glassy. The microgranular texture is characterized by the presence of spherulitic aggregates composed of quartz and Kfeldspar.

Geochemistry of the Garamilla Formation

Fifteen samples were analyzed at ACTLABS, Canada, in order to determine the geochemical tendencies in the volcaniclastic sequence. In comparison with international geostandards, major, trace and REE elements were determined using X-ray fluorescence and inductively coupled plasma mass spectrometry.

Major elements
Geochemical analyses (Table 1) of the sequence reveal a calcalkaline to high potassium calc-alkaline tendency (Fig. 6A) for the three volcanic units (Peccerillo and Taylor, 1976). The K2O concentrations range from 3.5 to 4.62% in the first volcanic unit, 1.78e 4.25% in the second and 1.88e3.57% in the third. The relationship K2O/Na2O varies between 0.94 and 1.53 in the first volcanic unit, 0.43 to 0.95 in the second and 0.36 to 1.6 in the third. According to the abundance of K2O and Na2O (Fig. 6B) versus silica (Le Bas et al.,1986), samples for the first and the third volcanic units fall into the rhyolitic composition. The second volcanic unit falls into the dacitic composition.

The three volcanic units present high silica content with values that vary between 60 and 82%. However, this wide range is dominated
by compositions higher than 70% of SiO2. On the other hand, MgO values reach 2.33% in andesitic lavas of the second volcanic unit, falling to 1.63% in the second volcanic unit. These features are revealed in highly differentiated magmas.
Both the first and the third volcanic units present peraluminous characteristics, while the second is metaluminous (Fig. 6C) and shows a lower alkali concentration. Al2O3 contents range between 11% and 15% for the three volcanic units (Shand, 1951). The TiO2 concentrations also provide a measure of the geochemical evolution of the magmatic system. This oxide varies between 0.05% and 0.15% in the rhyolites (first and third volcanic units) and from 0.5% to 0.95% in dacitic to andesitic rocks, whereas the P2O5 varies from 0.02% to 0.05% and from 0.1% to 0.3%, respectively, for the same groups, and fractionation is linked to the crystallization of apatite. This content matches the range of average P2O5 of the calc-alkaline series (0.1 and 0.2%) determined by Gill (1981).

Trace elements
The composition of these rocks, according to the classifications SiO2 versus Zr/TiO2 (Fig. 6D) and Zr/Ti versus Nb/Y (not shown) of
Winchester and Floyd (1977), confirms that they are andesites, dacites and rhyolites. The ratio Nb/Y presents a range of values generally less than 0.6 indicating that they belong to the subalkaline series. The diagram of the distribution of expanded trace elements normalized to chondrite (Thompson, 1982) in Fig. 6E shows enrichment in LILE (Ba, Rb, Th, K, Sr, La, Ce) together with negative anomalies of Sr, P and Ti. The rhyolitic facies generally have more significant negative anomalies in Ti, P and Sr, and higher concentrations of LILE, indicating fractionation of apatite and titanite during magmatic evolution with enrichment in K-feldspar. Another feature sho n in Thompson’s diagram (1982) is the presence of negative anomalies of Nb and Ta relative to Th and La, while the ratio Nb/Ta varies between 6.5 and 16 (Fig. 6E). Zr concentrations range between 50 and 280 ppm and show an inverse relationship with respect to the concentrations of SiO2. Those specimens that are more evolved show Zr concentration between 50 and 120 ppm, while the dacites and andesite vary between 150 and 280 ppm.

Rare earth elements
In the REE normalized to S1 chondrite diagram (Sun and McDonough, 1989) nearly all samples show negative Eu anomalies (Fig. 6F). Values of Eu/Eu* vary between 0.88 and 1.02. The negative Eu anomaly is associated with fractionation of plagioclase and in minor extension alkali feldspar. In all samples, enrichment of LREE and the slopes (LaN/LuN) are similar, indicating the cogenetic character of the series. M and HREE values indicate hornblende fractionation and the absence of garnet in the parental magma.

Tectonic discrimination
In order to establish the tectonic environment of emplacement of the studied rocks, they were plotted in diagrams Rb versus Y þ Nb and Nb versus Y (Pearce et al., 1984). In both diagrams (Fig. 6G and H) acidic and intermediate samples are grouped in the fields of magmatic arc-related rocks. Relationships TaeYb (0.19e 0.53) also show igneous environments related to convergent plate margins (volcanic arc, Pearce, 1982). Its peraluminous character could be due, in part, to the assimilation of continental crust or
merging with subducted sediment. The LILE enrichment displayed in the diagrams of incompatible elements allows, according to Pearce (1982), suggestion that the
source magma would have received contributions from fluids derived from a subducted oceanic crust. The negative anomalies of
Nb and Ta corroborate this hypothesis (Fig. 6E). The relationship of Nb/Y greater than 0.6 and the development
of the negative Eu anomalies in some samples do not rule out the presence of an intraplate component in the Garamilla Formation.
Because of the chemical characteristics of the volcanic rocks discussed above, it is eli eved that these rocks maintain a magmatic arc signature. However, their location in the eastern border of the marine Jurassic Neuquén Basin, far away from the Jurassic trench, make it difficult to reconcile the geochemical signature with the Jurassic geological scenario recognized for this area.
Therefore, these features could reveal the existence of inherited subduction components compatible with an extensional tectonic
environment where the rocks were erupted.

Geochronology of the Garamilla Formation

In order to obtain a precise age of the Garamilla Formation, one sample of the second volcanic unit (sample Q-16) was obtained from a dacitic lapilli-tuff located at 400603500 S and 694801600 W. From that, 32 zircon grains were recovered and analyzed for geochronology at the Arizona LaserChron Center, Department of Geosciences, University of Arizona, using the procedures described by Gehrels et al. (2008).
Zircons are typically medium grained (80e200 mm diameter), and most of them show euhedral crystal morphology, preserving faces and interfacial edges (Fig. 7A, inset). No overgrowths or metamorphic zircons with internal structures were observed. The zircons show moderate U values (109-655 ppm), and show high Th/U values consistent with a magmatic origin (>0.5). Thirty two analyses (Table 2) were conducted on single zircon crystals, among which 24 are concordant and define a weighted mean 206Pb/238U age of 187  2.3 Ma (MSWD ¼ 0.4). We interpreted this number as the timing of the magmatic crystallization of the zircons and corresponding to the deposition of the dacitic lapilli-tuff of the second eruptive unit (Fig. 7A). An average probability plot displaying the“best age” is shown in Fig. 7B. Concordant late Paleozoic ages are displayed by seven grains. These and Mesoproterozoic ages registered in a single grain are considered to be xenocrysts dragged by the magmas from the country rocks during their ascent and eruption.

Depositional processes
Several partial profiles, examined and measured in the studied area, allow us to build a composite profile for the Garamilla Formation.
It forms an 810 m thick (Fig. 8) sequence of volcanic rocks that unconformably cover the Mamil Choique Formation. Three composed volcanic units where recognized in the Puesto Quiñenao area and only two in the Puesto Fuensalida area.
The initial volcanic unit outcrops exclusively north of the Puesto Quiñenao area and extends in a NEeSW direction along 8 km. It is composed of three major interbedded lithofacies represented by lava-like ignimbrites, porphyritic massive rhyolite and microgranular massive rhyolites. It is partially cover by dacitic lapilli-tuffs belonging to the second volcanic unit. The lava-like ignimbrite facies are uniform along their extension. These facies were possibly formed in association with the porphyritic massive rhyolite.

The lava-like ignimbrites represent intense welding pyroclastic density currents, wherein pyroclast outlines are completely obliterated and exhibit a “granophyric texture” (McArthur et al., 1998). This microgranular fabric is interpreted by the last authors as being as a result of partial melting and recrystallization of juvenile fragments or spherulitic aggregates, which are developed where elevated temperatures and pressures are sustained over a long period of time. The vapor phase also promotes these types of textures (Lofgren, 1971). The continuity of the volcanic activity may also be responsible for the development of such features. The classical model of ignimbrite deposition (Branney and Kokelaar, 1997, 2002) establishes the xistence of rapid and sustained gradational processes which recorded the compositional change during the eruption, evidenced by vertical compositional zoning in the ignimbrite. However, no evidence of compositional zoningwas preserved in this lithofacies. The porphyritic massive rhyolite becomes more abundant westward of the Puesto Quiñenao area, which suggests the presence of an emission center in that direction. In the western sector of the Puesto Quiñenao, as shown in Fig. 2, the microgranular massive rhyolites appear.

These lithofacies are characterized by the dominance of exsolution textures in the phenocrysts of K-feldspar. The micrographic textures are interpreted in terms of a change in the thermodynamic conditions that reach a eutectic condition where K-feldspar and quartz crystallization is coeval. The modification in magma crystallization could be explained in terms of system depressurization and/or a change in volatile contents. Therefore, the existence of a shallow high silica magmatic chamber could not be ruled out, which, together with the abundance of porphyritic lava-flows in this area, points to the existence of an eruptive vent in the proximity.

The second volcanic unit is a composed andesitic to dacitic sequence, constituted by lava-flows and welded and partially welded ignimbrite deposits (mLT), up to 20 m thick, covering the Mamil Choique Formation in the Puesto Fuensalida area. The porphyritic massive andesite outcrops are not well preserved near Puesto Quiñenao and those observed in Puesto Fuensalida do not display lithological variations. The pyroclastic event (massive lapilli-tuff, and eutaxitic lapillituff of dacitic composition) presents inverse grading of the lithic fragments and normal grading of juvenile fragments. These characteristics allow the consideration of the existence of a waxing period in the pyroclastic density current, generated by the presence of a highly unsteady (short lived) phenomenon.

A highly unsteady pyroclastic density current can be formed by the collapse of a lava dome or lateral decompression jets. Emplacement of lava domes and subvolcanic bodies could create the pressure increase in the magmatic chamber (Cas and Wright, 1987). The second volcanic unit concluded with the emission of dacitic lava-flows that indicate depressurization of the magmatic system. The third volcanic unit is initiated with good-sorting, parallel bedded tuff lithofacies, with minor cross-stratification. This feature indicates a traction-dominated flow, where the finest grained clasts were transported by turbulent fluids.

Pyroclastic deposits with this characteristic are generally reported as ground-surge currents and are usually located at the base
of the ignimbrite deposits. The last are represented by massive lapilli-tuffs, which are the most common ignimbrite lithofacies in the literature (Sparks, 1976; Branney and Kokelaar, 1997).
Due to the above described characteristics, it is considered that they were derived from plinian eruptive columns sustained over a
considerable time. Their collapse generated low-welded ignimbrites, interpreted as a compound-cooling unit. The massive
tuff-breccias are generally massive monomictic deposits that represent block-and-ash flow associated with the collapse and avalanche of lavas and/or lava domes. The block-and-ash-flow deposits are highly variable in thickness and present very low continuity along the depocenter occurring as terraces and ledges. The intensity of the volcanic activity increases progressively with the deposition of massive lithic breccias.

This lithofacies outcrops in the Cañadón Mencué area and is interpreted as a coarse and proximal facies of ignimbrite deposits generated by the collapse of plinian columns. The small rounded bodies, 20e50 m in diameter, formed by vertical flow banded rhyolites, are interpreted as representing the coherent lava-dome facies, whereas the elongated-narrow levels were interpreted as rhyolite lava-flows. The lava-domes and lavaflows that are related to the massive tuff-breccia lithofacies possibly represent the end of the volcanic activity. The last igneous activity was recorded by rhyolitic dikes that exhibit a circumferential pattern in the Limay River area and a more complex pattern in the Puesto Quiñenao area.

Geochronology of the Garamilla Formation and its relationship with equivalent units of the Neuquén Basin
In order to establish the correlation between the analyzed unit and those equivalents of the Neuquén Basin, we compare radiometric dating, as well as the geological characteristics shared by the units. In the southern sector of the Neuquén Basin, in the Piedra del Aguila area, located 10 km west of the studied area, Ferello (1947) described the Piedra del Aguila Formation, assigning an Early Jurassic age due to the existence of Liassic flora. The unit was considered to represent the “Precuyano Cycle” of Gulisano et al. (1984). The age was subsequently confirmed by Spalletti et al. (2010) using UePb dating in zircon (191.7  2.8 Ma).

This unit is covered by the Sañicó Formation, which consists of andesitic lavaflows, dacitic tuffs and, according to Galli (1969), rests over the Piedra del Aguila Fo rmation. D’Elia et al. (2012a) describe three sections in the Sañicó Formation, starting with lava-flows of andesitic composition. The middle section is composed of pyroclastic rocks of rhyolitic to rh yodacitic compositions. It concludes with an upper section comprising andesitic lava-flows and epiclastic sedimentary rocks with interbedded limestones. As indicated above, the volcanic succession of the Garamilla Formation can be compared with those of the Sañicó Formation. The age established for the Garamilla Formation in the Quiñenao area is 187  2.3 Ma (UePb, zircon), making a straight correlation between both units possible.

Bermúdez et al. (2002) reported a significant sequence 2500 m thick in the subsurface of the central area of the Neuquén Basin. The rocks belong to the Cerro Bandera depocenter, along the western sector of the Dorsal de Huincul. This depocenter is located 150 km northward (Fig. 1) and the sequence starts with a lower section formed by phenoandesitic lava-flows intercalated with sedimentary rocks. The middle section is characterized by an intercalation of sedimentary rocks (siltstones and sandy siltstones) with tuffs and pyroclastic flows, whereas the upper section is composed of phenorhyolitic crystalloclastic tuffs. The age is considered to be between 216 and 244 Ma (Pángaro et al., 2002) and therefore to represent an extensional stage (Precuyano Cycle) previous to the development of the marine basin.

Schiuma and Llambías (2008) and Llambías et al. (2007) studied a volcanic sequence in the Anticlinal Campamento depocenter, also located in the western portion of the Dorsal de Huincul. They described lava-flows and block-and-ash deposits of andesitic, dacitic and rhyolitic compositions, as well as, ignimbrites and falldeposits rich in silica. These rocks were assigned to the Late Triassic (Rhaetian)eEarly Jurassic (Hettangian) time from UePb isotope studies in igneous zircons (199.0  1.5 Ma andesite lavaflow and 203.75  0.26 Ma dacite breccia).

The so called Precuyano Cycle (Gulisano et al., 1984) represents the first stage of extension, prior to the marine transgression in the Neuquén Basin. The above cited units share many stratigraphic and chemical similarities and represent an extensional stage that can be
recognized along the central and southern part of the basin. This period of extension starts in the Triassic and can be traced into the Middle Jurassic. Therefore, the Lower Jurassic volcanism recognized in the central portion of the Neuquén Basin, as well as in its southeastern border, in the Piedra del Aguila area, can be continued into the western portion of the Nordpatagonian Massif, making a direct correlation between the volcanism of the Garamilla Formation and those of the Neuquén Basin, such as the Sañicó, Lapa, Sierra de Chacaico and equivalent formations.

Geochemistry and tectonic settings of equivalent units of the Neuquén Basin and the Nordpatagonian Massif
As indicated above, Bermúdez et al. (2002) described rocks that can be related with the Precuyano Cycle of the Neuquén Basin (Gulisano et al., 1984). According the geochemical data (Bermúdez et al., 2002) these rocks display chemical composition between those of andesite and rhyolite, belonging to a subalkaline series. The trace and rare earth elements were plotted against normalized values of chondrite and N-MORB and the results are shown in Fig. 9A and B. Fig. 9A displays an envelope of the igneous rocks considered to belong to the Precuyano Cycle, including those of Bermúdez et al. (2002).

Compared with out samples from the Garamilla Formation, the concentration of LILE is similar, including the negative anomaly of Nb. A different behavior is related to the positive anomaly of Pb in our samples, which indicates a major contribution of sedimentary material during subduction.
According to Schiuma and Llambías (2008) the Precuyano volcanic rocks drilled in the Norte de la Dorsal and Anticlinal Campamento areas are andesite and dacite in composition. Fig. 9B shows their results plotted together with other Precuyano volcanic rocks, contrasted with chondrite in an extended normalized diagram. The design displays characteristics of subduction-related rocks, such as the highly positive anomalies of LILE, negative Ta and Nb and highly negatives Sr, P and Ti.

D’Elia et al. (2012b) analyzed the geochemical characteristics of several Precuyano volcanic units, including those outcropping in the Cordillera del Viento, Chachil, Dorsal de Huincul and Piedra del Aguila areas. Their results were plotted with our samples of the Garamilla Formation in Fig. 9C and D. Fig. 9C indicates that most rocks were plotted in the volcanic arc field in the Y versus Nb diagram of Pearce et al. (1984).

A portion of the population of the Marifil Group samples (Pankhurst and Rapela, 1995) plot in the intraplate field, possibly due to the minor influence of subduction components during their evolution. Fig. 9D displays the REE normalized to chondrite diagram. As observed in the above cited figures, samples of the Garamilla Formation follow the trend marked by other Precuyano volcanic rocks. Our samples are located in an intermediate position between the Precuyano samples of D’Elia et al. (2012b) and those of the Marifil Complex. This behavior can be related to the position of the Garamilla samples, which are located east of those of D’Elia et al. (2012b) and west of those of the Marifil Complex.
As indicated by D’Elia et al. (2012b), rocks from the Cordillera del Viento, Chachil, Dorsal de Huincul and Piedra del Aguila areas mostly belong to the calc-alkaline series with trace element patterns typical of the orogenic series. However, the sequence shows some evolutionary and compositional differences (>50% differentiated acidic terms) compared with the classic arc series. Also, its similarity with the rocks of the Marifil Complex allows for the suspicion of some differences compared with the classical subduction-related volcanic arcs. Therefore, our interpretation favors an intraplate setting of emplacement for the volcanic rocks of the Garamilla Formation related to extensional conditions.

Structural characteristics of the Quiñenao-Fuensalida area and comparison with structures of a similar age
The compilation of the attitudes of bedding in Fig. 7C show that the dip directions of the strata in the Fuensalida area converge toward a position located a few kilometers north of Puesto Fuensalida. The dip angles of the bedding also increase toward this position. Dikes are usually considered as a result of near-field or local stress. The incomplete development of a circumferential dikes pattern in this area could be related to an incomplete formation of a ring-fault system.

Two possibilities were invoked by Acocella and Neri (2009) in order to explain the local stress in the volcanic structure. One is considering the existence of a pressurized shallow magma reservoir, and the other is the load of a volcanic edifice. No evidences of a shallow magmatic reservoir or related rocks were detected during field recognition, but the second possibility cannot be excluded. As displayed in Fig. 2, the outcrops in the Fuensalida area show an ellipsoidal shape, consistent with the attitude of the volcanic bedding and dike disposition. Therefore, the existence of a volcanic edifice in the Fuensalida area cannot be ruled out. In the Quiñenao area, dikes also point to a curved structure, but the data is insufficient to clearly define the design, although, a few kilometers west, the outcrops of the microgranular massive rhyolite point to the existence of a shallow magmatic acidic reservoir associated with the volcanic system.

As indicated by Figs. 2 and 7, the volcanic system in the Fuensalida-Quiñenao area is located in a near parallelogram structure.
Its northern and southern borders are N 70e75 fault systems called, respectively, the Quili Mahuida and Curru Mahuida lineaments.
A major, curvilinear N290e300 structure (the Cañadón Mencué) represents a hinge zone that divides the Quiñenao- Fuensalida structure. North of the hinge zone several N290e300 normal and oblique slip faults produce NE tilting of the blocks, which point to a NEeSW extension (N30e50). The extensional regime and the fault-driven subsidence north of the hinge zone produced enough room to accommodate the volcanic sequences recognized in the Quiñenao area.
A trapdoor structure could be indicated for the area located south of the hinge zone (Cole et al., 2005), facilitated by the existence of an incomplete ring-fault system. The result could due to asymmetrical block subsidence (Fig. 9E). Our preliminary interpretation of the Quili Mahuida and Curru Mahuida lineaments is that the deformation was produced by a dextral transtensional system developed on Upper Paleozoic rocks. This deformational event can be assigned to a regional stress field also recognized in the southern part of the Neuquén Basin. There, several NEeSW Precuyano depocenters are subparallel to the Limay River (Sañicó, Piedra del Aguila, China Muerta, El Sauce, Loma Pedregosa, Borde del Limay, and Rio Limay, Vergani et al., 1995), and were produced by extensional faults during the Late TriassiceEarly Jurassic episode of rifting. The volcanic system recognized in both areas north and south of the hinge zone, was deposited in the open spaces generated during fault movement.

This structure strongly remembers those half-grabens located in the eastern part of the Neuquén Basin (Vergani et al., 1995; Franzese and Spalletti, 2001; Franzese et al., 2006; Cristallini et al., 2009).Accordingly, the area located north of the hinge zone can be considered as a half-graben depocenter, similar to those of the Neuquén Basin and named here as the Quiñenao depocenter. In contrast, south of the hinge zone the deformation is dominated by a near local stress, possibly generated by the weight of the volcanic edifice, while regional deformation is masked by this local stress field.
The Quili Mahuida and Curru Mahuida lineaments have a similar trend that others recognized in the western Nordpatagonian Massif. The Patú Co and El Loro lineaments (Bjerg et al., 1997), located east of El Cuy, display a similar design with strikes between N60 and N85. These lineaments also affected Upper Paleozoic granitic rocks.

The trends of the Quili Mahuida and Curru Mahuida lineaments are also similar to those of the “A” lineament described by Gregori et al. (2008), which extends between Salitral Bajo de Menucos and Chimpay. These lineaments are believed to be related to the Gondwanide Orogeny of northern Patagonia (Gregori et al., 2008), but more information is required in order to constrain the time and cinematic of the deformational event recorded in the Quiñenaoe Fuensalida area.

Conclusions
The facial, stratigraphic, petrographic and geochemical analyses of the volcanic rocks of the Garamilla Formation in the Puestos Fuensalida and Quiñenao areas reveal a complex volcanic sequence formed by three volcanic units. The geochemical studies have shown an evolution from normal calc-alkaline to high-K calcalkaline series, the preponderance of the peraluminous rocks over metaluminous, and an increase in high-field element negative anomalies along the volcanic activity development.
These elements point to a progressive change from an initial subduction-related volcanism to one of intraplate-related volcanism. Radiometric UePb dating has demonstrated that the Garamilla Formation in the Fuensalida and Quiñenao area is of Early Jurassic age. This volcanic activity is temporally and geochemically equivalent to similar volcanic units located in half-grabens in several areas of the Neuquén Basin and the eastern area of the Nordpatagonian Massif. The Fuensalida and Quiñenao areas show two different structural designs divided by a hinge zone. The northern zone was interpreted as a transtensional half-graben, whereas the southern exhibits a trapdoor structure. The trends of lineaments that bound the volcanic system in the FuensalidaeQuiñenao area (Quili Mahuida and Curru Mahuida lineaments) were also recognized in western Nordpatagonian Massif, which were assigned to the Gondwanide Orogeny.

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SECTOR VI: SUDOESTE DE LA COMARCA NORDPATAGONICA, PROVINCIA DE RIO NEGRO

entre Cañadón Fita Ruin y Laguna Blanca al norte, el Río Limay y el Río Pichi Leufu al oeste, el límite con la provincia del Chubut al sur y las localidades de Colán Conhué, Ingeniero Jacobacci, Quetrequile y Maquinchao al este

SECTORES DONDE AFLORAN UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

Alonso, G. B., 1987. Resultados geoquímicos y geocronológicos preliminares de los cuerpos graníticos de Picaniyeu, Provincia de Río Negro. Actas X Congreso Geológico Argentino, Actas 4: 27- 29.

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Comarca Nordpatagónica, provincia del Chubut

SECTOR VIII: SUR DE LA COMARCA NORDPATAGONICA, PROVINCIA DEL CHUBUT, incluyendo partes de la Plataforma de Rawson

entre la Sierra de los Chacays al NO, Bajo de la Tierra Colorada al N, Océano Atlántico, Peninsula de Camarones al S.

SECTORES DONDE AFLORAN UNIDADES PATAGONIDICAS DE LA COMARCA NORDPATAGONICA

localidades Arroyo Perdido, Meseta Redonda, Ea. El Mirasol, Ea Mancucci, Río Chubut, Los Mártires, Las Plumas, Peninsula de Camarones, Dique F. Ameghino, Las Chapas, Río Chico, Cañadón Iglesias

Formación Marifil, Formación Los Mártires, Formación Tramaleo, Formación Mancucci.

Riolitas del Dique F. Ameghino

Descripción de la Formación Marifil en la zona de Península Camarones

Con tal nombre se denomina al conjunto de rocas predominantemente ácidas de origen volcánico y edad mesozoica, que afloran en el sector oriental del Macizo Nordpatagónico, y que anteriormente fueron conocidas como Serie Porfírica.
Fueron reconocidas por vez primera por Darwin (1839), quien las observó inicialmente en Puerto Deseado y luego más al norte, en Punta Tombo y Camarones. También se hallan referencias en trabajos de Ameghino (1906), Wichmann (1922) y Windhausen (1924). En épocas más recientes son numerosos los autores que se han ocupado del estudio de estas rocas.

El nombre de la unidad proviene de la estancia homónima, ubicada en la margen derecha del arroyo Verde, en el límite de las provincias de Río Negro y del Chubut. Allí afloran rocas riolíticas y leucoriolíticas, dominantemente ignimbríticas, a las que Malvicini y Llambías (1974) denominaron Formación Marifil. Los mantos ignimbríticos se apoyan sobre andesitas con alteración hidrotermal.
En la zona de Camarones, el Complejo Marifil aflora principalmente en los sectores cercanos a la costa. Los asomos más extendidos se encuentran en elárea comprendida entre punta Fabián, cerro Santa Elena y punta Lobería, y en la zona austral entre estancia La Península y las islas Tova y Leones. El más septentrional es el que configura la punta Tapera, y en la meseta de Montamayor sobresalen los del cerro Salpú.. En la región de Camarones no hay términos mesosilícicos ni intercalaciones sedimentarias, e incluso son excepcionales los depósitos piroclásticos de caída tan comunes en otras áreas.

La heterogeneidad litológica se restringe a las distintas variedades de rocas ácidas eruptivas y depósitos de flujo piroclástico.
Los afloramientos son de colores rojizos, gris rojizo a morado, y constituyen en general lomadas de formas romas, aunque en algunos casos forman importantes paredones. Están circunscriptos aproximadamente al sector comprendido entre el mar y el borde de la meseta de Montemayor al norte, y su prolongación imaginaria por Paso Piedra hacia el sur.

También forma en la costa los extremos de cabos, pequeños islotes e islas cercanas a tierra. Aceptando para este magmatismo la hipótesis de la existencia de centros o aparatos volcánicos, puede conjeturarse que la zona al naciente y sur de la estancia La Península fue uno de ellos. Así lo atestiguarían el gran volumen de vulcanitas que allí afloran, la mayor abundancia relativa de riolitas como así también la presencia de diques, brechas volcánicas, diferenciados de grano grueso y piropsefitas.

En los alrededores de la estancia y en caleta Sara afloran leucoriolitas desvitrificadas y transformadas en un agregado granofírico maculoso, en el que persisten algunos relictos de fenocristales. Igual que la mayoría de las rocas de esta zona, han sido afectadas por masivos procesos de silicificación que han obliterado sus rasgos texturales.

Sobre la costa, entre la entrada a la estancia y caleta Carolina, hay un ambiente de riolitas subvolcánicas. Las rocas tienen color rosado y textura porfírica seriada. Los fenocristales son de feldespato y cuarzo, predominando los de plagioclasa.
La pasta tiene una textura de intercrecimiento grueso, en la que el feldespato -preponderantemente potásico- está generalmente en cristales tabulares discretos alojados en una base continua de cuarzo. Hay escasa biotita deutérica. También se observan minerales opacos, titanita, apatita y circón.

En algunos sectores pasan transicionalmente a facies de grano mediano a grueso, que parecen corresponder a diferenciados póstumos enriquecidos en volátiles. La mineralogía es idéntica, salvo por la ausencia de plagioclasa. Los cristales de feldespato alcalino tienen diámetros que superan el medio centímetro, y el cuarzo se dispone en pavimentos de grano mediano; en el contacto entre ambos minerales se desarrollan anchas fajas de intercrecimiento.
Los afloramientos leucoriolíticos continúan por la zona de Caleta Sara hasta el extremo del cabo Dos Bahías, donde también hay pequeños asomos de aspecto brechoso, alterados y de filiación dudosa.
Facies filonianas fueron observadas en el camino que une la estancia La Península con el faro ubicado frente a la isla Leones.

En las márgenes del tajamar al que se llega por el camino que sale desde la estancia Larralde hacia el sur, los derrames riolíticos están fuertemente replegados y autobrechados.
Ya en el extremo suroccidental , frente a la isla Larga, un manto de riolitas que se apoya sobre ignimbritas forma un crestón que se destaca en el llano paisaje circundante.
Más al norte, sobre la ruta provincial 30 y aproximadamente unos 4,5 km al este de Paso Piedra, las leucoriolitas tienen bandeamiento por flujo, que por replegamiento alcanza disposición subvertical. Alternan láminas de pocos milímetros de espesor, rosadas y grises, que se diferencian por el tamaño de grano de la textura granofírica (atribuible quizá a una concentración diferencial de volátiles).

Tienen lentes de sílice microcristalina rosada que acompañan al flujo, además de estar atravesadas por algunas venas discordantes de 3 a 4 centímetros de espesor y otras guías menores del mismo mineral. Rocas muy similares afloran sobre la ruta provincial 1, entre sendas entradas a la estancia El Porvenir, aunque ya en la estancia reaparecen riolitas porfíricas sin laminación y muy alteradas.

Según Franchi (1976), el cerro Santa Elena y el situado a unos 2 km al este de la estancia La Margarita están constituidos por riolitas de color morado oscuro. También citó riolitas en la zona de las estancias La Teutonia y Los Cipreses, en ambas márgenes del cañadón Zanjón de Castro a la altura de la estancia La Berna y unos 3 km al sur de la estancia Cabo Raso, donde estimó un espesor de 30 m para el afloramiento. Más al norte vuelven a aparecer, con intenso diaclasamiento, a unos 4 km de la desembocadura del cañadón del Andaluz.

En el sector septentrional de Camarones, el pórfiro del cerro Salpi o Salpú dio un valor de 168 ± 10 Ma, mientras que sendas muestras de los cañadones El Pañuelo y del Andaluz arrojaron cifras de 157 y 162 ± 10 Ma respectivamente, todas ellas analizadas por K/Ar (Franchi, 1976).
En la isocrona Rb/Sr realizada con muestras de la zona de Puerto Melo, Rapela y Pankhurst (1993) obtuvieron una edad de 178 ± 1 Ma

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AREA OESTE

Paso Berwin, Canquel, El Sombrero, Los Altares

Grupo Oviedo, Grupo Lonco Trapial, Grupo Paso de Indios, Granito La Rueda

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En el mapa de abajo se observan los afloramientos de las unidades jurasica en el sector mas estudiado, que es a lo largo del sector NNO-SSE del Río Chubut

SECTOR OESTE CHUBUT EXTRAANDINO

SECTOR OESTE CHUBUT EXTRAANDINO EN GOOGLE EARTH

Río Chubut, Río Gualjaina, Ao. Lepá , Sierra Negra, Sierra de Tecka, Sierra de Tepuel, El Molle, Sierra de Quichuara, Gobernador Costa, José de San Martín, Sierra de los Tres Picos, Ea. Ferrarotti, Cerro El Tronador, Mulanguiñeo, Nueva Lubecka, Cerro Ferrarotti, Cerro Quichaura, Sierra de Languiñeo, Redondo Epuel, Colán Conhue, Sierra de Cutanconhue, Sierra de Colán Conhue, Laguna Aleusco, Sierra de Olte, Sierra de Lonco Trapial, Pampa de Agnia, Sierra del Cerro Negro, Sierra Cañadón Grande,

Sierra de Cutanconhue, Sierra de Colán Conhue, Laguna Aleusco

Unidades Jurásicas ubicadas en las zonas norte y centro del sector oeste del Chubut extraandino

Formación Tecka, Complejo Cresta de los Bosques, Formación Lepá, Formación Velazquez, Formación El Córdoba, Formación Puntudo Alto

Formación Lonco Trapial,  Formación Osta Arena, Formacion Las Leoneras

Formacion Las Leoneras

The sequence starts with the Las Leoneras Formation (and its unnamed correlatives) of presumed Early Jurassic age, which is a relatively thin unit of fluvial channel sandstones, flood-plain mudstones and lacustrine tuff/agglomerate, deposited over the Paleozoic.

Unidades Jurásicas ubicadas en la zona sur del sector oeste del Chubut extraandino (Ea. Ferrarotti) Ver graficos en el trabajo de Fernandez Garrasino, 1977)

Formación Mulanguiñeu, Formación Cerro Ferrarotti, Formación Cerro Colorado, Formación Albornoz, Formación Manantial Pelado, Formación El Cardenal

Formación Mulanguiñeu (Fernández Garrasino, 1978)
Nominación y Sinonimía
a) "Serie marina con Vola y Cardinia" - (Suero, 1952, 1953 y 1958)

Sección tipo y distribución geográfica
La sección tipo de esta unidad se halla inmediatamente al este del Salar de Ferrarotti y al sur de la Ruta Provincial N 23. Los afloramientos de la Fm. Mulanguileu se disponen según una faja continua e irregular, alargada en dirección N-S y extendida entre el borde oriental del Salar de Ferrarotti y el faldeo occidental del Cerro de igual nombre; hacia su extremo septentrional, alcanza las cercanías de Puesto Maliqueo.

Sinopsis litológica
Conglomerados de color gris blanquecino caracterizan sus niveles basales. A ellos se sobreponen samitas finas y muy finas grisáceo verdosas y pelitas laminares grises oscuras, con variable reacción carbonática. En sentido ascendente, siguen tobas finas y medianas, de color gris oliva claro y gris amarillento, sobre las que se apoyan sedimentitas carbonaticas castañas, con laminación bien desarrollada.
En los niveles superiores predominan ampliamente areniscas medianas y finas, amarillentas, grises ciaras y rosadas, masivas o con estratificaciékn gruesa.

Espesores
En la sección ubicada al este del Salar de Ferrarotti, se determinó un espesor de 490 m.

Relaciones entratigráficas
Los bancos conglomerádicos con que se inicia la Fm, Mulanguiñeu se apoyan sobre las sedimentitas eopérmicas de la Fm. Nueva Lubecka, sin evidencias sensibles de relación angular, y sobre las dacitas permotriásicas de la Fm. Maliqueo, atestiguando con ello la existencia de un hiato en su base. Además, la composición clástica de estos niveles psefifiticos denuncia la presencia de fragmentos de volcanitas ácidas. Por lo tanto, las psefitas de los niveles inferiores de la Fm. Mulanguiñeu constituyen un "conglomerado de base", tal como lo señaló Suero (1948, 1952. 1953 y 1958). Estos conglomerados son los mismo que reconoció Feruglio (1949 y 1950) en Betancourt y Ferrarotti y que también describiera Piatnitzky (1933 y 1936), quien los definió como inmediatamente sobrepuestos a su llamada "Serie pizarrosa". Sobre la Frn. Mulanzuifieu se apoyan, en concordancia, los depósitos de la Fm. Cerro Ferrarotti.

Ambiente de sedintentación
Corresponde a la Fm. Mulanguiñen un ambiente esencialmente marino, con aumento gradual de energía en el transcurso del tiempo, puesto de manifiesto por el predominio paulatino de psamitas en sus términos superiores.

Edad y correlaciones
De acuerdo con los hallazgos de Piatnitzky (1932, 1933 y 1936) y Suero (1945 y 19461, y los estudios y revisiones de Feruglio (in Piatnitzky, 1933; Feruglio, 1949), puede decirse que la Fm. Mulanguiñieu se distingue desde el punto de vista bioestratigráfico, por la existencia de, al menos, dos conjuntos superpuestos, a saber:
a) Un conjunto inferior, principalmente psarnítico, apoyado sobre el conglomerado de base, y caracterizado por Rhynchenclla sp., Cardinia endiurn Cieble, Vele data (von Buch) Bayle et Coquand, Trigonia cf. gryphiticri Miiricke, /Leerte sp.. Pechen sp. y Amonoideas sp.
b) Un conjunto superior, constituido por tobas, a menudo silicificadas, e intercalaciones areniticas, sobrepueta a la anterior, e identificado por Posidornya a., Astarte sp., Peden sp., Phylleceras aff. niissu.. T. y Harpoceras subpianatum Oppel. Permanece en la duda, dentro de este conjunto superior, la presencia de Prodactylieccras aff. ~id Sow. (Arkell, 1956) y Deroceray subarrnetum Young et. Bird.

Según Stipanicie y Bonetti, (1970a), esta última forma correspondería, en realidad, a Cradlobiceras zabarrnattan, lo que hace sospechar a estos dos autores ..errores de clasificación o bien mezcla de muestras...".
Los trabajos de Wahnish de Carral Tolosa (1942) y las investigaciones más recientes de Arkell (1956), Westermann (1966 y 19671, Stipanicic (1969), Stipanicic, Rodrigo, Baulies y Martínez (1968) y Stipanicie y Bonetti (1970a), hacen que, en virtud de su elenco paleofaunistico, puede considerarse que la Fm. Mulanguiñeu pertenece el intervalo Sinernuriano-Aaleniana superior. Con referencia a esta asignación cronológica, es necesario advertir que Musacchio y Riccardi (1971), en su análisis estratigráfico de la Sierra de Agnia, manifiestan que no les fue posible comprobar la presencia de amonites sinernurianos y/o pliensbachianos. En igual sentido, Westermann y Riceardi (1972) señalaron que, en Chubut, sólo se advierten asociaciones toarcianas.
En la Fm. Mulanguiñeu no se han notada evidencias geométricas o morfológicas que atestigüen en favor de un supuesto hiato pliensbachiano, reconocido por numerosos autores (Stipanicic, 1969; Stipanicic, Rodrigo, Baulies v Martínez, 1968; Stipanicic y Rodrigo, 1961 1969a v 1969h; Stipanicic y Bonetti, 1970a y 19701;: Stipanicie y Methol, 1972) y atribuído a los movimientos de la fase Charabuilla o Charahuilla-Sureña o Sureña.

Musacchio 11971) denominó "Grupo de Pampa de Agnia" (non Fm. Pampa de Agnia, Stipanicic, Rodrigo, Baulies y Martínez, 1968) a un conjunto de unidades aflorantes en la localidad homónima. y constituida, según Herbst 1966 y 1981, de abajo hacia arriba, por las Fms. Cerro Puntudo Alto, Cabeza de Cristiano, relacionarla lateralmente con la Fm. Osta Arena, Fm. Cerro Carnerero. Por su contenido paleofloristico Herhst (1966) confirió edad neopliensbachiana- neotoarciana al Grupo de Pampa de Agnia. Musacchio y Riecardi (19711 asignaron la Fm. Osta Arena al Toarciano inferior y medio. Stipanicie y Bonetti. (1970) conceden edad neosinemuriana a los estratos plantiferos de la Fm. Cerro Puntudo Alto. En cuanto a los elencos floristicos de las Fms. Osta Arena y Cabeza de Cristiano, ellos se asignarlos al Toarciano. De tal modo. ambas unidades queda ubicadas en el Toarciano- Aaleniano.
Robbiano (1971) propone el nombre de Formación Lomas Chatas para los sedimentos de la Fm. Osta Arena, la vez que hace referencia al elevado contenido de invertebrados marinos, la atribuye al Toarciano-Aaleniano, al igual que Stipanicic y Bonetti (1970a), con quienes discrepa cuando concede la misma edad a la Frn. Puntudo Alto exactamente equivalente a la Fm. Cerro Puntudo Alto. Nullo y Proserpio (19751 sitúan a la Fm. Lomas Chatas en el Toarciano, en tanto que restringen la Fm. Puntudo Alto (sic) a tiempos eoliásicos (Millo, 1974; Nullo y Proserpio, 1975).
Como se ve, no hay coincidencia en cuanto a la cronología de las unidades que forman parte del Grupo de Pampa de Agnia. Con sentido amplio, se puede aceptar que el conjunto constituido por las Fms. Cerro Puntudo Alto (o Fm. Puntudo Alto), Osta Arena y Cabeza de Cristiano pertenece al intervalo eoliásico-Aaleniano. Por lo tanto es posible admitir la correlación entre ellas y la Fm. Mulanguiñeu. En particular, las Fms. Osta Arena, Cabeza de Cristiano v Lomas Chatas resultarían equivalentes a la sección superior de la Frn. Mulanguiñeu.
En cambio, permanecen en la duda las vinculaciones entre las Fms. Cerro Carnerero y Mulanguifieu.
Asimismo, se considera que la Fm. Mulanguiñeu es correlacionable con la Fm. Puesto Lizarralde, definida por Chebli (1973) al sur del curso medio del río Chubut. También, con cierto margen de duda, la Frn. Mulanguiñeu podría ser homologable a la Fm. Las Leoneras, reconocida por Nakayama (1973) en el extremo sur de la Sierra de Taquetren, v que asignó, provisoriamente, al Liásic0, en virtud de su litología y relaciones estratigráficas.

Formación Cerro Ferrarotti (Suero, 1946 in Fernández Carrasino, 1976)
Nominación y sinonimia
a) "Estratos del Cerro Ferrarotti" - (Suero, 1946)
b) "Formación Continental Jurásica" - (Feruglio, 1949)

Sección tipo y distribución geográfica
De acuerdo con los trabajos iniciales de Piatnitzkv (1933 y 1936), Suero (1945 y 1946) y Feruglio (1949), la sección tipo de la Fm. Cerro Ferrarotti se halla al este del Salar homónimo y al sur del Cerro de igual nombre. Sin embargo, su sección más completa se encuentra entre el Cerro Colorado y el Cerro Mesa Alta.
De modo más o menos continuo, la unidad que se trata aflora en la parte central del sector comprendido entre el Cerrito Negro y el Cerro Mesa Alta. En Ferrarotti, ella se expone al naciente del Cerro homónimo, según una faja de arrumbamiento general N-S, que se extiende desde las proximidades de Puesto Ferrarotti Sur hasta las Inesetas basálticas ubicadas al Norte del Cerro Horqueta.

Sinopsis litoláglea
Sus niveles inferiores, se integran con psefitas y psamitas castañas amarillentas claras, de variada composición, que hacia arriba pasan a areniscas calcáreas grisáceas, y verdosas con predominio gradual de elementos carbonáticos. Los términos superiores se caracterizan por la presencia de sedimentitas calcáreas, con frecuencia ooliticas y a teces intensamente silicificadas.

Espesores
En el sector sur del faldeo occidental del Cerro Colorado, se midió un espesor parcial de 725 m.

Relaciones estratigráficas
La Fm. Cerro Ferrarotti se apoya concordantemente sobre la Fm. Mulanguineo. Desde el punto de vista litológico y petrográfico, existe entre ellas una transición gradual que impide establecer limites definidos.
En relación discordante, la Fm. Cerro Ferrarotti soporta a los aglomerados, brechas y conglomerados de la Fm. Cerro Colorado.

Ambiente de sedimentación
La ausencia de elementos paleontológicos diagnósticos hace algo difícil la determinación del ambiente que corresponde a esta unidad.
La selección moderada a pobre de sus bancos conglomerádicos, la presencia de ciertos niveles calcáreos con supuestos restos carbonosos con oolitas y fragmentos de valvas y cónchulas, la laminación diagonal y entrecruzada que singulariza a algunas de sus areniscas y las tonalidades generalmente claras que predominan, indicarían para la Fm. Cerro Ferrarotti un ambiente costanero, de características transicionales, con condiciones de variable energía.

Formación Cerro Colorado (Fernández Gurrasino, 1976)
Nomenclatura y sinonimia
a) "Complejo eruptivo" - (Feruglio, 1941)
b) "Serie Porfirítica Postliásica" (Suero, 1946)
c) "Complejo volcánico" - (Feruglio, 1949 )
d) "Complejo del Cerro Colorado" - (Fernández (Garrasino, 1971)

Sección tipo y diltribución geográfica
La sección tipo de la Fm. Cerro Colorado se encuentra a unos 700 m al SSE del punto mas elevado del Cerro de igual nombre, en el predio de Estancia Eliseo Gómez.
Los afloramientos de esta unidad se disponen en la parte central del sector de Cerro Colorado. En Ferraratti y sus cercanías, se muestra según una estrecha faja, extendida desde la Ruta Provincial N9 23 hasta el amplio cañadón ubicado al Norte de Estancia El Cardenal,

Sinopsis litológica
La Fm. Cerro Colorado está constituida por aglomerados y conglomerados de matriz psamitica, o bien tobácea y a veces tufítica, de colores verdosos y grisáceos verdosos, sin mayor ordenamiento interno. Estos bancos psefiticos, que en ciertos casos muestran aspecto litico, se alternan con capas, de variable espesor, integradas por tobas y tufitas, verdosas y grisáceas, en general masivas, raramente bandeadas, de buena consolidación. que con escasa frecuencia poseen estratificación bien definida. En los términos superiores de esta unidad se observan micanítas propiamente dichas, cuya composición corresponde a rocas andesíticas.

Espesores
En la sección del sector Sur del faldeo oriental del Cerro Colorado, se midió un espesor parcial de 725 m. En las adyacencias de Ferrarotti, se determinaron, también con carácter de espesor parcial, 100 m de potencia.

Relaciones estratigráficas
La Fm. Cerro Colorado se apoya, en discordancia, sobre la Fm. Cerro Ferrarotti. A su vez, presta apoyo a unidades neojurásicas y eocretácicas.

Ambiente de sedimentación
El contenido de restos y fragmentos de troncos silicilicados, que se encuentran "in sito", y las características estructurales primarias de sus intercalaciones epiclásticas, indican para esta unidad un ambiente continental con predominio de condiciones de alta energia.

Edad y correlaciones
Desde el punto de vista paleontológico, la Fm. Cerro Colorado sólo permitió verificar la presencia de abundantes restos de troncos silicificados, que carecen de valor a los efectos de una concreta definición cronológica; por lo tanto, su dotación se ha de realizar en base a comparaciones estratigráficas con unidades análogas. Se opina que la Fm. Cerro Colorado, por sus características litológicas, posición y relaciones estratigráficas, resulta equivalente a la Frn. Pampa de Agnia (non Grupo de Pampa de Aguja, Musacchio, 1971), que describieron Stipanicic, Rodrigo, Baulies y Martínez (1968), y a la cual le confirieron edad bathoniana. al igual que otros autores (Stipanicic y Linares, 1969; Stipanicic y Rodrigo, 1969a; Volkheimer, in Tasch y Volkheimer, 1970; Stipanieic y Mediad, 1972).
Por otra parte, entre la Fm. Cerro Colorado y la Fm. Cañadón Puelman (Robhiano, 1971) existen numerosas similitudes litológicas y semejanzas estratigráficas que hacen posible su correlación. La segunda unidad citada fue también reconocida por Herbst (1966 y 19681, Musacchlo (1971) y resta y Ferello (1972), pero en este trabajo se ha de respetar la denominación y grafía propuestas por Robbiano (19711 quien, en su diagnosis, adoptó el nombre de "Fin. Cañadón Puelman", acorde con los documentos cartográficos existentes y la toponimia tradicional.
En consecuencia, las Fms. Cerro Colorado, Cañadón Puelman y Pampa de Agnia resultarían equivalentes entre sí, y formarían parte de esa entidad que genéricamente se dio en llamar "Vulcanitas hathonianas", relacionadas entre si de modo bastante completo y extensamente distribuidas en la Patagonia extraandina.
La Fm. Pampa de Agnia fue el nombre propuesto por Stipanicic, Rodrigo, Baulies y Martínez (1968) para designar a la sección inferior, vulcanitica y tobácea, del llamado "Complejo de la Sierra de Olte" de Feruglio (1938 y 1949). A esta misma sección, Musacchio (1971) y Musacchin y Riccardi (1971) la identificaron como Fm. Olte. Cabe aclarar que el topónimo "Olte" es casi desconocido para los pobladores de la zona y además no se emplea en la cartografía oficial.
Así, es posible correlacionar las Fms. Cerro Colorado y Cañadón Puelman con la sección inferior del "Complejo de la Sierra de Olte" de Feruglio.

Formación Manantial Pelado (Fernández Garrasino, 1976)

Sección tipo y distribución geográfica
La sección tipo de la Fm. Manantial Pelado se ubica a unos 1.000 m al NNE de Puesto Ferrarotti Sur. Los afloramientos de esta unidad se encuentran expuestos de modo más o menos continuo sobre el faldeo occidental de la elevación estrecha y alargada que se extiende desde el mencionado paraje hasta la Ruta Provincial N 23.

Sinopsis litológica
La Formación que se analiza se destaca por la presencia de rocas carbonáticas, en cuya composición participan elementos detriticos y piroclásticos. Ellas se asocian a psamitas finas y muy finas, generalmente laminares, y pelitas masivas o con fisilidad incipiente.

Espesores
En la sección ubicada a unos 1.000 rn al NE de Puesto Ferrarotti Sur, se determinó un espesor parcial de 285 m.

Relaciones estratigraficas
La unidad que se examina se apoya sobre la Fm. Cerro Colorado. No se aprecia claramente la vinculación entre ambas, ya que los depósitos cuartarios que cubren localmente los respectivos afloramientos impiden la observación directa. A su vez, la Fm. Manantial Pelado soporta a los conglomerados y areniscas gruesas y muy gruesas de la Frn. El Cardenal, cuya litología sugiere un hiato entre ellas.

Ambiente de sedimentación
Si bien no se han hallado restos fósiles en la Fm. Manantial Pelado, su litología y estructuras primarias, entre ellas su granometría predominantemente fina y frecuente laminación, sumadas a los tonos claros y rojizos que la distinguen, señalarían para ella un ambien continental subácueo de maderada a baja energía.

Edad y correlaciones
Hasta ahora, la Fm. Manantial Pelado no ha provisto restos fósiles que permitan definir su edad. Sin embargo, su posición estratigráfica y características litológicas la hace correlacionable con la Fm. Cañadón Asfalto, esta última homologable a la sección superior del llamado "Complejo de la Sierra de Olte" de Feruglio (1938,- 1949 y 1950). La Fm. Cañadón Asfalto se atribuyó al Caloviano-Oxfordiano o al postcaloviano
Stipanicic y Bonetti, 1970b: Volkheimer, in Tasch y Volkheimer, 1970; Volkheimer, 1970 y 1971), sin eliminar para ella una posible edad exclusivamente eo-mesocaloviana, previa a los movimientos de la fase Río Grande-San Jorge (Stipanicic, 1965; Stipanicic, 1969: Stipanioic Rodrigo, 1969a y 196%: Stipartícic y Boneiti, 197013), ocurrida en el neocaloviano. o bien sólo oxfordiana, en cuyo caso sus depósitos quedarían restringidos entre el diastrofismo Río Grande-San Jorge y la fase Araucana-Santa Cruz, que tuvo lugar en el neoxfordiano (Stipanicic. 1969; Stipanicic y Rodrigo, 1969a v 1969b).

De ser así, la Fm. Cañadón Asfalto estaría mitad entre sendas superficies de discordancia.
En virtud de la correlación establecida, la misma asignación cronnlógica, con todos los interrogantes planteados, cabe a la Fm. Manantial Pelado.
Además se considera a la Fm. Cañadón Asfalto, y por lo tanto, también a !a Fm. Manantial Pelado, coetáneas con los sedimentos portadores de la flora de Taquetrén, agrupados bajo la denominación de Fm. Cañadón del Zaino (Stipanicic, Rodrigo, Baulies y Martínez. 19613) o Fm. Taquetrén (Volkheimer. 1973), distinta de la Fm. Sierra de Taquetrén, constituida por plutonitas paleozoicas (Nakayam, 1973).

Formación El Cardenal (Fernández Carrastno, 1976)
Sección tipo y distribución geográfica
Su sección tipo se halla a unos 1.090 m al NNE de Puesto Ferrarotti sur. Los afloramientos de esta unidad se exponen sobre la parte superior de la elevación estrecha v alargarla comprendida entre el citado Puesto y la Ruta Provincial N 23.

Sinopsis litológica
La Fm. El Cardenal se caracteriza por areniscas castañas claras gruesas, muy gruesas, hasta conglomerádicas. con intercalaciones de bancos pselíticos. El conjunto muestra extrema consolidación y resistencia como resultado de proceses de silicificación.

Espesores
Inmediatamente al NE de Puesto Ferrarotti Sur, se midió un espesor parcial de 150 m.

Relaciones estratigráficas
Dispuesta sobre la Fm. Manantial Pelado, el carácter psamopsefítico de la Fm, El Cardenal denunciaría una discontinuidad en su base, sin evidencias geométricas sensibles, cuyo significado cronológico resulta difícil de establecer. A su vez, la unidad que se analiza, soporta, en discordancia, a las sedimentitas de la Fm. Cerro Fortín.

Ambiente de sedimentación
El elevado grado de silicificación que muestra la Fm. El Cardenal, que sin duda enmascara sus características primarias, unido a su carencia de fósiles, tornan dificultosos definir el ambiente deposicional que corresponde a esta unidad. Puede agregarse que su granulometria gruesa denuncia un medio de alta energía.

Edad y correlaciones
La carencia de documentación paleontológica impide determinar con rigor la edad de la Fm. El Cardenal. Según sus relaciones estratigráficas, ella se ubica en el intervalo post Fm. Manantial Pelado (caloviana-oxfordiana) pre Fm. Cerro Fortín (cretácica inferior).
La antiguiedad máxima de la Fm. Manantial Pelado corresponde a tiempos eo-mesocalovianos. Por lo tanto, la Fm. El Cardenal, apoyada sobre ella, no puede ser anterior al neocaloviano. Por otra parte, la unidad que se discute brinda apoya a la Fm. Cerro Fortín, atribuida al Cretácico inferior. De este modo, es lógico asignar a la Fm. El Cardenal una edad neojurásica-cretácica inferior pre Fm. Cerro Fortín,
La supuesta discontinuidad en la base de la Fm. El Cardenal estaría relacionada con los movimientos neocalovianos (fase Río Grande-San Jorge), o bien a la fase Araucana-Santa Cruz, acaecida en el neoxfordiano
o también a iliastrofismos jurásicos post-oxfordianos, y aun eocretácicos pre Fm. Cerro Fortín.

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SECTOR CENTRAL CHUBUT EXTRAANDINO

SECTOR CENTRAL CHUBUT EXTRAANDINO EN GOOGLE EARTH

Cerro Gorro Frigio, Valle del Río Chubut, Sierra de Taquetrèn, Río Chubut, Sierra de Jalalaubat, Sierra de Lonco Trapial, Sierra de Colán Conhue, Sierra Garraf, Paso de Indios, Gorro Frigio, Cerro Condor

Formación La Leoneras, Grupo Lonco Trapial,  Formación  Cañadón Asfalto, Cañadón Calcareo

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SECTOR ESTE CHUBUT EXTRAANDINO (ENGRANA CON EL SECTOR OESTE DE LA PLATAFORMA DE RAWSON)

SECTOR ESTE CHUBUT EXTRAANDINO EN GOOGLE EARTH

Sierra de los Pichiñanes, Cerro Condor, Valle General Racedo, Meseta del Canquel

Formación  Lonco Trapial, Formación  Cañadón Asfalto, Formación  Cañadón Calcáreo,

Formaciones Los Martires, Tramaleo y Mancucci

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