La Cordillera Patagónica Austral se extiende por mas de 650 km en el sector cordillerano de la provincia de Santa Cruz, entre el Lago Buenos Aires y la zona de Yacimientos Río Turbio, al sur del Lago Argentino. El ancho en Argentina alcanza los 100 km.
Debido a la escasez de poblaciones los principales puntos de referencias son lagos, rios y cerros. De norte a sur aparecen los siguentes sectores:
46° 30´S Lago Buenos Aires, Perito Moreno, Los Antiguos.
47° 30´S Lagos Posadas, Pueyrredón, Ghio, Belgrano, del Volcán, Azara, Burmeister, Nansen, Monte San Lorenzo.
48° 30´S Lago San Martín, Monte Tetris. Hacia el este aparece la Laguna Quiroga, el Lago Strobel y Lago Cardiel.
49° 30´S Lago San Martín, Lago Viedma, El Chaltén, Tres Lagos.
50° 30´S. Lago Argentino, El Calafate, Glaciar Perito Moreno.
El esquema estratigrafico de esta región es la siguiente:
PRIMER EVENTO DE LA CORDILLERA PATAGONICA AUSTRAL
Formación Arroyo de la Mina/ Formación El Bello
En la región cordillerana de Santa Cruz, depósitos con características similares a los aquí descriptos, aunque de menor potencia, fueron determinados por otros autores en diversas localidades. Al sur del río Mayer, en el lago San Martín, al norte de la bahía de la Lancha, fueron descritos por Quensel (1911), Bonarelli y Nágera (1921), Feruglio (1938), Bianchi (1967) y Giacosa et al. (2013), quienes los incluyeron en la parte basal del Complejo El Quemado.
Por su parte, Flores (1961) incorporó en la Formación Arroyo de la Mina todo el sector inferior del complejo ígneo, separando dos miembros: el Miembro La Lila, inferior, sedimentario, que sería equivalente al Conglomerado Arroyo de la Mina (Riccardi 1971) y el Miembro Bahía de la Lancha, superior, predominantemente tobáceo, y equivalente a parte del Complejo El Quemado. Riccardi y Rolleri (1980) remarcaron que los conglomerados de esta unidad presentan características litológicas y estratigráficas que permiten discriminarlos fácilmente del Complejo El Quemado y los reconocieron como Formación Arroyo de la Mina.
Hacia el norte y también en la base del Complejo El Quemado, Riggi (1955, 1957) y Ramos (1979) describieron conglomerados y areniscas en la región de los lagos Pueyrredón y Belgrano. Posteriormente, Ramos (1982a) reunió estos últimos depósitos bajo el nombre de Estratos del Río Furioso. Sepúlveda y Hervé (2000) describieron una sucesión similar, pero más potente (500 m), situada en cercanías de Villa O’Higgins, localidad chilena situada en el extremo norte del lago San Martín/O’Higgins, a la que denominaron Estratos del Cerro Submarino. Finalmente, Escosteguy et al. (2014) sugirieron agrupar todos estos depósitos con el nombre de Formación El Bello, estableciendo un estratotipo de 300 m de potencia con exposición de base y techo, situado en las cercanías del puesto homónimo de Gendarmería Nacional en la cuenca del río Mayer.
La sección estratotipo se localiza al oeste del puesto El Bello de Gendarmería Nacional. Otros asomos conspicuos están situados en la vega del río Ñires, en la base del faldeo de la Punta de las Vacas y al oeste del lago Nansen. Al este de la bahía de la Lancha los afloramientos son reducidos.
La Formación El Bello es un conjunto de sedimentitas constituidas por conglomerados y areniscas de colores rojizos, grises y castaños, con una menor proporción de pelitas y areniscas volcaniclásticas verdosas. El perfil tipo es de 300 m de potencia y aflora en la parte más baja del faldeo de la margen occidental del río Mayer en cercanías del puesto El Bello de Gendarmería Nacional.
La composición de esta unidad se caracteriza por un alto porcentaje de material psefítico y por un carácter granocreciente y estratodecreciente de la sucesión sedimentaria. La secuencia se apoya sobre la Formación Río Lácteo y comienza con 5 m de conglomerados polimícticos gruesos, gris oscuros, que presentan una alternancia de fábricas clasto y matriz sostén. Los clastos y bloques son subangulosos a redondeados con diámetros que varían entre 2 y 55 cm, están compuestos por metasedimentitas, pizarras y cuarzo lechoso que provienen de la Formación Río Lácteo. La matriz es arenosa y limosa. Continúan 13 m de conglomerados medianos, grises, matriz sostén, constituidos por clastos redondeados, con diámetros que varían entre 2 y 15 cm, en una matriz arenosa.
Le sigue una secuencia de 57 m de areniscas medianas y gruesas, rojizas, grises y castañas, con estructuras laminar y entrecruzada de bajo ángulo, que alternan con conglomerados rojizos poco potentes. Esporádicamente aparecen intercalados lentes pelíticos con escasos fósiles vegetales mal preservados. Continúa una secuencia de 120 m en la que el material psefítico está constituido por conglomerados medianos rojizos, matriz sostén, con clastos redondeados de 2 a 4 cm, que alternan con areniscas rojas medianas a gruesas, que alojan lentes de pelitas grises oscuras. Los últimos 100 m del perfil tienen un predominio psamítico, ya que están formados por bancos de areniscas rojas macizas y otros con estructuras laminar y entrecruzada de bajo ángulo, que alternan con bancos de pelitas oscuras y de conglomerados finos y medianos rojizos, poco potentes, con clastos de hasta 10 cm de diámetro.
En los metros finales se observan intercalaciones de tobas blanquecinas, ignimbritas verdes y areniscas volcaniclásticas verdosas, que hacia el techo aumentan su potencia, de lo que se deduce que existe un pasaje transicional al Complejo El Quemado. Al microscopio, una arenisca tipo está compuesta por granos subangulosos a subredondeados, de formas prismáticas a equidimensionales, en una matriz fina muy alterada. Los granos son principalmente de cuarzo, feldespatos cálcicos y opacos. Se reconoce cuarzo metamórfico y clastos líticos de metapelitas y chert. También se observaron otros líticos totalmente reemplazados por carbonatos. El mayor tamaño de grano es de 2 mm y el promedio es de 0,2 milímetros. Los contactos entre granos son tangenciales a flotantes y en menor medida rectos. La matriz es un agregado fino muy alterado a agregados arcillosos, cloríticos y limoníticos.
La roca no presenta porosidad. Las rocas volcaniclásticas son de color verdoso claro y están formadas por litoclastos de hasta 4 mm muy alterados y cristaloclastos prismáticos blanquecinos en una matriz de grano fino. Al microscopio se determinó que los litoclastos son subangulares a subredondeados y prismáticos a equidimensionales y están compuestos por pastas volcánicas porfíricas principalmente andesíticas muy alteradas a carbonatos y metapelitas y metaareniscas muy alteradas a agregados micáceos. También se reconocieron vitroclastos alterados donde aún se preservan los rasgos originarios. Los granos cristalinos son principalmente de cuarzo, feldespatos cálcicos y potásicos, minerales opacos, biotita y circón. El mayor tamaño de grano es de 4 mm y el promedio es de 0,2 milímetros. Los contactos entre granos son tangenciales a flotantes. La matriz es un agregado fino totalmente alterado a agregados cloríticos y arcillosos. La roca no presenta porosidad. Ambiente de depositación Son depósitos de sinrift que representan el relleno inicial de un depocentro del tipo hemigraben, caracterizado por la progradación de un sistema fluvial formado por abanicos aluviales que coalescen constituyendo bajadas, donde se observan facies canalizadas de corrientes tractivas y de flujos de detritos.
Este ambiente grada a otro donde hay un predominio de sistemas fluviales efímeros y entrelazados. En las últimas etapas de la sedimentación comenzó en la región una importante actividad volcánica, representada por lluvias de cenizas y flujos piroclásticos.
En la sección tipo, esta unidad suprayace en forma discordante a las rocas metamórficas de la Formación Río Lácteo, tal como aparece expuesto en la base del cerro Pirámide, donde se observa el conglomerado basal de la Formación El Bello, monomíctico y de fábrica caótica, rellenando una superficie labrada sobre metasedimentitas de Río Lácteo. Hacia el sur, en el área de la bahía de la Lancha, el contacto discordante basal es con las sedimentitas con escaso o nulo metamorfismo de la Formación Bahía de la Lancha. Hacia el techo, el pasaje al Complejo El Quemado es transicional.
La Formación El Bello, representa una exposición más potente y completa del mismo episodio de sedimentación en cuencas tafrogénicas que dio origen a la Formación Arroyo de la Mina (Riccardi 1971) y a los Estratos del Río Furioso (Ramos, 1982a). El perfil tipo de la Formación Arroyo de la Mina presenta una exposición fragmentaria, sin observarse con claridad la base y el techo. Por otra parte, el perfil tipo de los Estratos del Río Furioso, si bien representa una exposición mejor y más potente, tampoco incluye la relación de base. Por estas razones, se propone agrupar a los afloramientos adjudicados hasta el presente a estas unidades, en la Formación El Bello.
Esto incluye los perfiles descriptos por Riggi (1955, 1957) y Bianchi (1967) en el río Oro, en el área de los lagos Pueyrredón y Posadas, y por Bianchi (1967) en el lago Belgrano. No se han hallado restos fósiles que permitan precisar la edad de esta unidad. Las relaciones estratigráficas indican que la Formación El Bello es post-pérmica (edad del metamorfismo sufrido por la subyacente Formación Río Lácteo y pre-jurásica media (posible edad de las primeras manifestaciones del suprayacente Complejo El Quemado). Jenchen y Rosenfeld (2002) le atribuyeron una edad K–Ar de 173 ± 10 Ma para la secuencia clástica basal del Complejo El Quemado en el río Furioso, en la zona del lago Pueyrredón, y sería por lo tanto aplicable a la unidad que aquí se discute. El carácter transicional del contacto superior con el Complejo El Quemado permite suponer que la edad de la Formación El Bello debería ser inmediatamente anterior, posiblemente jurásica temprana a jurásica media.
El estudio paleomagnético preliminar de la Formación El Bello (Escosteguy et al., 2014) en su área tipo permitió calcular un polo que coincide con los polos de referencia propuestos por Kent e Irving (2010) para el Jurásico temprano (190–200 Ma), a partir de una magnetización que habría sido adquirida durante la diagénesis temprana. Ya que al menos parte de la secuencia se habría magnetizado en el Jurásico temprano, esto implica que toda la depositación habría ocurrido apenas antes, posiblemente en el Triásico- Jurásico. Cabe aclarar que la edad magnética de una roca (es decir, la posición relativa de su polo paleomagnético dentro de las curvas de desplazamiento polar de referencia) es condicionada por múltiples fuentes de incertidumbre, y por lo tanto su aplicación para la valoración de la edad geológica tiene un alcance limitado (véase, por ejemplo, Valencio, 1980).
Aún así, una edad magnética que no discrepa con la edad geológica supuesta debe considerarse como evidencia en favor de esta última.
Los depósitos de esta unidad están arealmente restringidos a depresiones con forma de grábenes o hemigrábenes y ampliamente distribuidos a lo largo de las fallas normales, posteriormente invertidas, que los limitaban (Ramos, 2002).
El régimen extensional que dio origen a estas cuencas es concomitante con el que imperaba en la Patagonia Extraandina (Ramos, 2002), cuyos depósitos triásico-jurásicos fueron descriptos por Uliana et al. (1985). Estas cubetas subparalelas, de rumbo aproximado NNO, se formaron como respuesta a la reactivación extensional de las estructuras paleozoicas preexistentes (Uliana et al., 1990). A este mismo marco tectónico responde la sedimentación de otras unidades del Triásico-Jurásico en la Patagonia (véase Lesta et al., 1980; de Giusto et al., 1980; Kokogian et al., 1999; Giacosa y Márquez, 1999; Page et al., 1999 y Uliana y Legarreta, 1999).
Complejo El Quemado
Feruglio (1936-37) designó esta unidad como Serie Porfirítica y más tarde Serie efusiva del Quemado (Feruglio, 1938). Heim (1940) nominó estas rocas como Serie de Ibáñez y Feruglio (1944- 45, 1949-50), como Complejo Porfírico y Pórfidos cuarcíferos y Porfiritas de la Cordillera respectivamente. Riggi (1957), en el área de los lagos Pueyrredón y Posadas, utilizó el nombre de Vulcanitas Porfíricas. Hoffstetter (en Hoffstetter et al., 1957: 153) señaló que la denominación de El Quemado de Feruglio (en Fossa Mancini et al., 1938) tiene prioridad sobre aquella de la Serie de Ibáñez y consideró que «el uso generalizado de la terminología propuesta por Feruglio resultaría más sencillo y práctico».
Leanza (1963) llamó a estas vulcanitas Formación Quemado. Riccardi (1971), bajo el nombre de Complejo El Quemado, señaló un extenso conjunto de rocas volcánicas formadas por ignimbritas, lavas y piroclastitas. Furque (1973) describió esta unidad como Formación Barragán, mientras que la entidad que se le superpone, y de características clásticas marinas, la designó Formación Quemado, la que en realidad es la Formación Springhill, como ya lo expresaran Blasco et al. (1979). Nullo et al. (1978) coincidieron con las ideas expresadas por Riccardi (1971) en cuanto al nombre Complejo El Quemado, pero incluyeron dentro de él, como nivel psefítico de base, el Conglomerado Arroyo de la Mina (Riccardi, 1971) o Formación Arroyo de la Mina (Leanza, 1972). Igual temperamento fue seguido por Ramos (1979) en el área del río Belgrano.
Al sur de esta comarca Katz (1963) también la denominó Formación Quemado, incluyendo dentro de ella la Formación Sutherland, la que según Cecioni (1955a, 1955b) sería equivalente de la Formación Springhill. El Complejo El Quemado en territorio chileno, con anterioridad a Katz (1963), era designado Serie Tobífera, y aún así se lo utiliza en la industria petrolera (Cecioni, 1955a). Algo similar ocurre en la isla de los Estados (Caminos y Nullo, 1979), donde los niveles sedimentario-piroclásticos se intercalan con la secuencia volcánica, todo ello denominado integralmente Formación Lemaire.
La localidad tipo del Complejo El Quemado fue establecida por Riccardi (1971) en la margen septentrional del lago Argentino, en la estancia La Unión, a partir de los afloramientos descriptos por Furque (1973). Posteriormente, la distribución de esta unidad fue ampliada a afloramientos discontinuos que se encuentran a lo largo de la cordillera de los Andes, extendiéndose desde el monte Stokes al sur, hasta la margen norte del lago Buenos Aires al norte (Panza y Haller, 2002).
Las rocas de este complejo se localizan sobre el sector cordillerano occidental y están bien expuestas debido al levantamiento tectónico de la región y su posterior erosión. Su disposición es generalmente homoclinal hacia el este y se apoya en marcada discordancia sobre rocas paleozoicas (Formación Bahía de La Lancha) hacia el norte y oeste de esta región. En el sector norte del lago Argentino, en la boca del Diablo y al sur de la estancia La Unión, en la bahía del Quemado, aflora en el núcleo de una gran estructura anticlinal de rumbo aproximado N15ºE. En este lugar se encuentra la localidad tipo de la unidad.
Desde ese sitio hacia el noroeste, por el canal de la Olla y en la península entre el canal Spegazzini y el brazo Norte, estas rocas afloran a nivel del espejo de agua. Al norte de la laguna Frías, al sur de la comarca, están expuestas rocas de esta unidad reconocidas hacia el norte, al oeste del cerro Moreno. Esta misma línea de afloramientos se observa, mediante contacto tectónico, al oeste del seno de Mayo
Feruglio (en Fossa Mancini et al., 1938: 84) señaló que la unidad está compuesta por «mantos con tobas, brechas y areniscas (que contienen a veces trozos de madera carbonizada), de un espesor total de 100 a varios centenares de metros. Este complejo se extiende casi sin interrupción a todo lo largo de la vertiente oriental de la Cordillera, desde la isla de los Estados hasta por lo menos el lago Fontana. Se encuentran diferentes variedades litológicas según el sector de la comarca que se analice. Las rocas más abundantes son ignimbritas de color verde claro con litoclastos blanquecinos debido a la alteración a carbonatos. Presentan una matriz desvitrificada a un agregado cuarzo-feldespático, con relictos de estructura fluidal.
Los cristaloclastos más abundantes son de cuarzo, en tanto que, de manera subordinada, hay cristaloclastos de plagioclasa. El cuarzo es en general euhedral y puede aparecer reabsorbido o fracturado. Por otro lado, la plagioclasa es de mayor tamaño que el cuarzo, muestra tendencia a tener forma subhedral, y comúnmente se encuentra intrafracturada. Cuando aparecen, los litoclastos están completamente alterados a un fino agregado de carbonatos y arcillas, hecho que dificulta distinguir su naturaleza.
Algunas rocas de esta formación tienen una mesostasis vítrea desvitrificada, donde se observan relictos de textura perlítica, por esta razón se puede considerar que fueron lavas. No obstante, las volcanitas contienen los mismos minerales, como fenocristales (cuarzo y plagioclasa), que los observados en la ignimbritas como cristaloclastos. Las lavas son porfíricas, aunque el porcentaje de fenocristales es muy bajo (> 10%). Los fenocristales de cuarzo son euhedrales y más abundantes que los de plagioclasa; en tanto que los de plagioclasa son subhedrales a euhedrales, y pueden tener maclas según ley de Albita o de dos individuos. Dentro de las lavas aparecen grietas microscópicas rellenas con cuarzo y feldespatos.
Los afloramientos dispuestos al poniente del brazo sur del lago Rico y al oeste de la estancia La Unión están constituidos por rocas volcánicas, en parte alteradas, principalmente por efectos tectónicos, lo que les confiere, generalmente, una coloración blanquecina a rosada. Al microscopio, una muestra de lava de obsidiana ácida o riolítica presenta textura perlítica, la matriz es un vidrio recristalizado en un agregado fino de cuarzo y feldespatos. Los fenocristales son fundamentalmente de cuarzo y plagioclasa. El cuarzo aparece en cristales con tendencia a ser euhedral y es más abundante que la plagioclasa. La plagioclasa es euhedral a subhedral, puede tener macla según ley de Albita o de dos individuos.
Aparecen grietas rellenas con cuarzo y feldespatos. Otra muestra de la misma secuencia es una ignimbrita ácida o riolítica, con matriz recristalizada en un agregado de cuarzo y feldespatos. Algunos de los cristaloclastos de cuarzo, pueden ser euhedrales, aunque la mayoría son fragmentos de cristales. La plagioclasa está subordinada, y los cristaloclastos mayores están intrafracturados. La plagioclasa forma cumulatos. También se observa una ignimbrita ácida o riolítica, con matriz fina recristalizada como un agregado cuarzofeldespático. Se advierten cristaloclastos alterados a carbonatos, en parte con estructura esferulítica. Los cristaloclastos de cuarzo, en mayor proporción que los de plagioclasa, están reabsorbidos, pero tienen tendencia a ser euhedrales. Las plagioclasas están macladas y varían de subhedrales a euhedrales. Las exposiciones dispuestas aguas arriba del arroyo Camiseta, donde los contactos geológicos son principalmente por medio de fallas, ponen esta unidad en relación con rocas más jóvenes.
Están constituidas por dacitas y riolitas de color rosado claro, en mantos de varios metros de potencia. Se trata de una alternancia de tobas dacíticas y mantos lávicos de dacitas, las primeras en mayor proporción. La textura está dominada por pequeños fenocristales en porcentaje de 30 a 35% en relación con la pasta. Los fenocristales presentan hábito alargado predominando los de plagioclasa sobre los de biotita. Las tobas tienen una coloración pardo clara blanquecina, mientras que las variedades lávicas son de color gris claro a pardo en general algo más oscuras que las tobáceas. La superficie de alteración en casi todos los afloramientos está marcada por una pátina de color rojizo claro. Al microscopio se observa que la plagioclasa (albita), exhibe un evidente maclado y fuerte alteración, en algunos casos a caolinita y en otros a sericita. Los fenocristales de biotita también tienen alteración, con principio de desferrización en las líneas de clivaje y en menor cantidad en la periferia de los fenocristales. El cuarzo está presente en forma de agregados, con fuerte extinción ondulada, producto de cataclasis. Entre los minerales accesorios se ha reconocido zircón y en menor cantidad calcita y epidoto en pequeños cristales.
El Complejo El Quemado, al sur de la estancia homónima, tiene intercalaciones sedimentarias marinas compuestas, según Feruglio (1949-50), por arcilitas y areniscas, algunas tobáceas, y de espesores hasta 30 m, con abundante contenido fosilífero (Gryphaea usta, Lucina cf. lotenoensis, Ostrea, Exogyra aff. quadrata, Virgatosphinctes?, Aptychus argentinus, Belemnopsis, Eriphyla aff. agrioensis), dispuestas principalmente en su parte superior. Estas intercalaciones fueron consideradas por Blasco et al. (1979) como parte del complejo y no como integrantes de la Formación Zapata de Riccardi y Rolleri (1980).
Poiré (2000) mencionó la existencia de un nivel de calizas algales de 26 m de potencia, sin relación de base con esta unidad, a las que le atribuyó la edad del Complejo El Quemado.
Con respecto a las relaciones estratigráficas con la unidad suprayacente, se observa que por arriba del Complejo El Quemado se dispone la Formación Springhill. Este hecho se puede advertir tanto al sur de la comarca, al nordeste del cerro Dedo de César, como en el área del arroyo de los Loros, en el norte del lago Argentino, donde el pasaje entre ambas unidades es gradual, aunque en una secuencia rápida (Blasco et al., 1979).
La mayor expresión de magmatismo silíceo relacionado con la distensión, ruptura y apertura del Gondwana se encuentra en la Patagonia argentina. Este volcanismo ha sido llamado colectivamente Provincia de Chon Aike (Uliana et al., 1985; Pankhurst et al., 2000).
El Complejo El Quemado pertenece al episodio volcánico final (V3) de esta provincia magmática. Pankhurst et al. (2000) propusieron que un conjunto de factores geodinámicos, tales como extensión litosférica con plumas mantélicas asociadas a la ruptura del Gondwana, y subducción a lo largo del margen paleopacífico de las placas Sudamericana y Península Antártica, debieron causar las condiciones tectónicas favorables para la generación y el emplazamiento de grandes volúmenes de rocas silíceas. El origen de este magmatismo silíceo se considera que es el resultado de la anatexis de una corteza baja hidratada, de edad grenvilliana, la que fue térmicamente afectada por magmatismo máfico proveniente de aquellas plumas mantélicas.
Con respecto a la edad del complejo, se mantiene la ya expresada por Nullo et al. (1978) para las sucesiones dispuestas al norte de esta comarca, es decir entre el Calloviano y el pre- Tithoniano. Esta última es tenida en consideración por la edad del contenido paleontológico de la Formación Springhill que se dispone por arriba (Blasco et al., 1979).
La unidad fue asignada al Jurásico superior de acuerdo con dataciones radimétricas de 158 ± 10 Ma (Nullo et al., 1978) para el área de la sierra de Sangra y 160 ± 10 Ma (Parma, 1980) para la zona del lago San Martín.
Mediante el método U/Pb en zircones se obtuvo una edad de 154 ± 1,4 Ma en el norte de esta comarca (Pankhurst et al., 2000), lo que ubicaría el volcanismo para este sector, en el Calloviano. En el norte de la cuenca, de Barrio (1993) y de Barrio et al. (1999) ubicaron este evento en el Calloviano, mientras que otras dataciones radimétricas efectuadas por Pankhurst et al. (1993) para el área del Macizo del Deseado dieron valores de 168, 2 Ma, lo cual sería compatible con las edades de las áreas antes mencionadas. Otras edades más jóvenes, provenientes de la región del lago Pueyrredón, fueron descartadas por dichos autores, pues han resultado ser posteriores a los sedimentos que se le intercalan y superponen.
Formación Springhill
Thomas (1949a) describió originalmente esta unidad y la formalizó más tarde (Thomas, 1949b), agrupando una secuencia sedimentaria descubierta mediante perforaciones en el extremo norte del sector chileno de Tierra del Fuego. Varios han sido los autores que han examinado sus afloramientos en las cordilleras Patagónica y Fueguina (Cecioni, 1955b; Yrigoyen, 1962; Nullo et al., 1978; Ramos, 1979; Blasco et al. 1979; Katz, 1963; Leanza, 1972; Riccardi, 1976, 1977; Dalziel et al., 1974). Criado Roque et al. (1959), Yrigoyen (1962), Archangelsky (1976) y Baldoni (1979) citaron su presencia en el ámbito de la Cuenca Austral, a partir del análisis tanto de testigos de perforaciones realizadas dentro del área como de afloramientos.
En la zona de estudio, Furque (1973) denominó estas rocas como Formación Quemado. Los primeros autores en llamarla Formación Springhill en la comarca fueron Blasco et al. (1979).
Las exposiciones más septentrionales de la Formación Springhill en la Cuenca Austral se hallan al norte y al sur del lago Belgrano (Ramos, 1979), aunque sedimentitas correlacionables con esta unidad se localizan en el sector suroriental de la sierra de Payaniyeu, en el suroeste de la provincia del Chubut (Ploszkiewicz y Ramos, 1977). Los afloramientos más australes, por su parte, corresponden a los descriptos por Cecioni (1955b) e Yrigoyen (1962) en Tierra del Fuego.
A lo largo de más de 1000 km, la formación está expuesta en forma discontinua. En la comarca estudiada, esta unidad aflora en el cañadón de los Loros, al norte del brazo Norte, continuando tanto hacia el norte como hacia el noroeste. También se encuentra al oeste del brazo sur del lago Rico en los faldeos del cerro Adriana (Nullo, 1983).
La Formación Springhill está compuesta por un conjunto de areniscas finas a medianas de composición cuarzosa y, subordinadamente, por conglomerados de color gris a gris blanquecino. Predominan las areniscas cuarzo-feldespáticas, de color pardo a pardo claro, bien seleccionadas. En los niveles basales posee intercalaciones piroclásticas (Arbe, 1986).
La unidad tiene espesores que varían entre 25 y 110 metros. Para una mejor comprensión de esta unidad se describen los siguientes perfiles.
- Perfil del cañadón de los Loros: En esa localidad, sobre el Complejo El Quemado, se depositan bancos delgados bien estratificados de areniscas de grano mediano, de color gris claro, con un espesor de 40 a 50 cm; la roca es muy dura y presenta como intercalaciones, lentes delgadas carbonosas. Los clastos consisten principalmente en fragmentos volcánicos, con cemento silíceo y carbonático subordinado. Los bancos presentan estratificación paralela y en algunos es posible reconocer un ordenamiento vertical gradado de los componentes clásticos. En los términos superiores del conjunto, las areniscas son de granometría más fina y es posible reconocer un mayor aporte de clastos de volcanitas. La sección inferior de la unidad es fosilífera.
El espesor de este conjunto psamítico alcanza los 25 metros. A continuación se dispone una secuencia de 15 m de espesor, compuesta por arcilitas limoarenosas, muy finas, de color gris oscuro a negro, estratificadas en bancos muy delgados, de hasta un centímetro de potencia. Algunos bancos tienen un cemento débilmente carbonático. Debido a fenómenos tectónicos, las rocas muestran una característica fractura astillosa. Estos niveles psamopelíticos contienen una abundante fauna de pelecípodos, braquiópodos y restos vegetales. Por arriba se disponen 8 m de areniscas de grano fino a mediano, de color rosa, en bancos de aproximadamente 60 cm de espesor. Esta sección se reconoce en el terreno, pues estas sedimentitas constituyen la pared abrupta del tramo medio del arroyo. En algunos estratos es posible registrar la presencia de cemento carbonático y, en otros, delgados niveles de areniscas de grano grueso con clastos flotantes de rocas volcánicas, los que no superan el centímetro de diámetro. En esta sección, se hallaron restos de amonites, pelecípodos y belemnites. Le sigue un potente paquete de 50 m de espesor, integrado por areniscas de grano mediano a grueso de color gris claro a rosado o rosado amarillento.
Se alternan con delgados bancos de arcilitas de color gris a gris oscuro y con areniscas líticas, cuyos clastos dominantes son de rocas volcánicas. En las arcilitas grises inferiores se han recolectado numerosos fósiles, como así también en las areniscas líticas superiores. Bruscamente se observa el pasaje de las areniscas de grano mediano a lutitas de color negro a gris oscuro, que conforman una potente secuencia homogénea denominada en este trabajo Formación Río Mayer.
- Perfil del Dedo de César El perfil de esta secuencia está situado sobre el flanco norte del cerro Dedo de César y lo caracterizan aproximadamente 25 m de areniscas de grano mediano, de color gris claro a pardo claro que gradualmente pasan a pelitas oscuras de la Formación Río Mayer. Los términos basales se disponen sobre rocas volcánicas, muy alteradas y dinamometamorfizadas, pertenecientes al Complejo El Quemado. Dentro de la secuencia, de origen marino, no se han encontrado niveles fosilíferos, pero se incluye en esta unidad por su posición estratigráfica y composición litológica. La edad sería semejante a los depósitos del arroyo de los Loros (Blasco et al., 1979; Nullo, 1983).
Esta unidad fue generada en un ambiente marino somero con pasajes a términos continentales propios de áreas costeras. En el sector cordillerano o muy próximo a él, consiste en sedimentitas depositadas en un ambiente marino costero, en el que se producían, durante la acumulación de la parte inferior, los episodios póstumos del volcanismo del Jurásico superior. En el sector norte del área, la sección basal de la formación es transgresiva sobre el zócalo volcánico. Hacia el este, en el ambiente extracordillerano, sólo se conocen datos de perforaciones. En esta dirección parecería que los términos marinos engranan lateralmente con sus homólogos de características continentales, producto de la sedimentación clástica-fluvial, originada por ríos que, con pendientes hacia el oeste, surcaban la vieja superficie del zócalo volcánico.
Estos ríos habrían producido en su desembocadura en el mar, depósitos deltaicos en parte conectados entre sí. En el cañadón de los Loros las sedimentitas que se apoyan sobre el Complejo El Quemado presentan una granometría gruesa y un aporte continental importante y cercano, indicando un ambiente marino de poca profundidad. Las intercalaciones de arcilitas arenolimosas revelan episodios de menor energía, asociados con un ambiente de marea acompañado de una epifauna y marcas de fondo típicas de este ambiente. Hacia arriba, en la columna, los sedimentos poseen una mayor madurez textural, marcada por el buen redondeamiento de los fragmentos y abundancia de litoclastos en relación con los componentes clásticos minerales. Si bien el aporte clástico terrígeno reconocible es importante, la fracción predominante está constituida por un 70 % de cuarzo, en relación con los líticos.
La parte media del perfil muestra características de mayor profundidad, ya que se observan faunas casi exclusivamente bentónicas y marcas de fondo, típicas de este ambiente. Un nuevo pulso de aguas poco profundas se evidencia en la parte superior de la secuencia, acompañando el cambio litológico por la presencia progresiva de una mayor selección de la fracción clástica y elementos faunísticos propios de un ambiente intertidal, entre los que abundan los pectínidos, grifeidos y, en menor proporción, los gastrópodos. Estos elementos, en algunos casos, forman niveles de coquinas de no más de dos centímetros de espesor. La brusca aparición de sedimentitas pelíticas en el techo de esta unidad marca el establecimiento de condiciones de mayor profundidad, las que perdurarán, con pequeñas variaciones, durante gran parte del Cretácico.
Si bien las relaciones estratigráficas con el substrato volcánico en general son discordantes, en diversas áreas el pasaje entre ambas unidades es paraconcordante y transicional (Nullo et al., 1999).
Al oeste del lago Argentino, intercaladas con volcanitas del Complejo El Quemado, se disponen sedimentitas marinas clásticas de aproximadamente 150 m de potencia, que en los términos cuspidales contienen una fauna con Aulacosphinctoides sp., Virgatosphinctes sp. y Aspidoceras cf. haupti Krantz (Blasco et al., 1979; Nullo et al., 1999).
Al norte de esta zona, en la vega de Pérez, la Formación Springhill contiene Aspidoceras cf. andinum Steuer, Aulacosphinctoides cf. smithwoodwardi (Uhlig), Aulacosphinctoides sp. y Choicensisphinctes cf. erinoides (Burckhardt) (Kraemer y Riccardi, 1997) además de una fauna abundante de pelecípodos, formas que caracterizan al Tithoniano inferior a medio. Más al norte, en la bahía de La Lancha, la formación contiene Jabronella aff. michaelis (Uhlig.), Neocosmoceras sp. y Delphinella sp., asociados con numerosos pelecípodos (Riccardi, 1976 y 1977) que son típicos del Berriasiano.
Estas condiciones perduraron en el norte de la cuenca hasta el Valanginiano, igual que en el área del río Coyle (Kielbowicz et al., 1983). En los sectores de los lagos La Plata y Fontana, las secuencias clásticas correlacionables con esta unidad contienen una fauna que las ubica en el Neocomiano a Hauteriviano (Leanza, 1981; Blasco, en Ramos, 1981; Olivero, 1987).
Formación Río Mayer
Esta unidad recibió diferentes nombres según los autores que desarrollaron tareas en la Cordillera Patagónica. Hatcher (1897) las designó Mayer River Beds, Ameghino (1898) estableció el piso Mayerense, y Stolley (1912) las llamó Meseta Schiefer. Bonarelli y Nágera (1921) la denominaron Serie Suprajurásica - parte superior - y Serie Infracretácea. Feruglio (1936-37) inicialmente la señaló como Complesso Titoniano Cretaceo prevalentemente argilloscistosa, aunque años más tarde (en Fossa Mancini et al., 1938.) la citó como la parte inferior del Complejo sedimentario del Río Mayer, mientras que en 1944-45 el mismo autor las mencionó como una parte del Complejo sedimentario Titoniano hasta Turoniano.
Recién en 1971, Riccardi enmendó la designación de Hatcher (1897), formalizando su denominación. Leanza (1972) utilizó el nombre de Formación Lago San Martín, mientras que Furque (1973) para el área del lago Argentino la agrupó como Formación La Unión. Nullo et al. (1978), Blasco et al. (1979), Blasco et al. (1980a y b) y Nullo et al. (1981a) extendieron la validez de esta unidad y certificaron la edad de la misma en varias localidades de la Cuenca Austral, desde el área del lago Belgrano por el norte hasta la zona del lago Argentino por el sur. Riccardi y Rolleri (1980) la denominaron Formación Zapata, sin embargo, el nombre Formación Río Mayer tiene prioridad con respecto a este, ya que dicho término fue introducido en la literatura geológica de Chile por Katz (1963) para afloramientos situados al sur de la comarca aquí descripta. Según la edad de las secuencias, algunos autores han identificado una Formación Río Mayer inferior y otra superior (Arbe, 1989; 2002; Nullo et al., 1999).
La Formación Río Mayer presenta una amplia distribución en todo el ámbito de la Cordillera Patagónica Austral. Sus exposiciones son extensas y en ellas se observa que la unidad ha sido intensamente afectada por el plegamiento de la faja plegada. En el área del Lago Argentino, los afloramientos están bien expuestos en el sector occidental, principalmente en las cercanías del Campo de Hielo. Los mejores asomos se disponen al pie de los cerros de los Fósiles y Puntudo Alto, ambos al norte de la estancia La Unión y al oeste del arroyo de las Hayas, donde se puede apreciar una intensa deformación por plegamientos apretados y algunas repeticiones por fallas inversas.
También aflora en sectores al este del glaciar Upsala, en la bahía Cristina y en el canal Spegazzini. Al sur del área aflora al oeste del brazo Sur del lago Argentino, sobre las secuencias de la Formación Springhill, como así también al sur de la región, al norte del lago Frías, con la misma relación estratigráfica.
Esta unidad está compuesta principalmente por rocas pelíticas de color oscuro intensamente replegadas. Al sur del cerro Adriana y al oeste del brazo Sur del lago Argentino, debido al intenso plegamiento, no fue posible realizar un perfil integrado.
De acuerdo con sus características se considera que la unidad tiene continuidad litológica desde su localidad tipo hasta la zona mencionada (Nullo et al., 1981a; Blasco et al., 1980). La mayor exposición se encuentra en el sector del cerro Hobbler, donde afloran 80 m de lutitas de color negro, con laminación delgada y escasas intercalaciones de arcilitas con menor diagénesis. Le siguen hacia arriba 55 m de lutitas pardo oscuras, con fisilidad bien marcada, con presencia de Inoceramus sp. Por arriba hay 145 m de bancos de areniscas finas a arcilitas de color pardo oscuro a rojizo, bien estratificadas en bancos de 1 a 2 m de potencia. En este tramo se localizan bancos limolíticos, calcáreos, concrecionales. Estos bancos exhiben una importante meteorización física que le otorgan una tonalidad rojiza a la superficie de la roca. La secuencia finaliza con 150 m de lutitas color gris azulado a gris negruzco, estratificadas en bancos delgados de 1 a 2 cm de potencia. Hacia el techo, la granulometría se torna algo más gruesa llegando a areniscas finas, manteniendo la tonalidad oscura. En total, el perfil tiene aproximadamente 420 m de espesor.
En esta localidad su contacto con la unidad suprayacente es mediante falla, que se observa en el tramo inferior del río de las Hayas hacia el este. Al norte del cañadón de los Loros, sobre la Formación Springhill afloran delgados bancos de areniscas finas oscuras alternantes con pelitas negras con alta fisilidad. La secuencia se presenta replegada y fracturada. El espesor determinado para este sector es mínimo debido a las repeticiones de estratos. En el sector sur, en el cerro Dedo de César, el espesor de la formación no supera los 25 m y está compuesta por pelitas negras físiles, con intercalaciones de niveles concrecionales pelíticos y en parte ferruginosos. Se estima que la velocidad de sedimentación ha sido varíable, ya que el espesor de los depósitos pelíticos en el norte de la cuenca es de 150 m mientras que en el área de los lagos Viedma y San Martín es de 1000 metros.
La litología y las estructuras sedimentarias de la unidad indican un ambiente marino de plataforma, de mayor profundidad que la de la Formación Springhill, que pasa hacia arriba a condiciones de menor profundidad. La presencia de materiales finos revela que la energía del medio fue baja.
Las condiciones ambientales imperantes eran reductoras, como indica la existencia de pirita singenética en los bancos, principalmente en los niveles inferiores.
La Formación Río Mayer en algunas localidades se apoya directamente sobre el Complejo El Quemado, en tanto que en otras, como en el cañadón de los Loros y en el cerro Dedo de César, el contacto basal es transicional con la Formación Springhill. En el cerro Hobbler, el contacto con el Complejo El Quemado es mediante una falla inversa. Al sur de la región, en el arroyo Camiseta, el contacto con la Formación Springhill es tectónico y continúa hacia el norte, al oeste del cerro Moreno.
En el lago Tanhäuser, entre la estancia La Cristina y la laguna Anita y al oeste de la vega de Pérez las pelitas contienen Jabronella sp. y Berriasiellidae indet. (Nullo et al., 1981a) y Berriasiella cf. behrendseni Burckhardt, Subthurmannia sp. y Phylloceras aureliae (Feruglio) (Kraemer y Riccardi, 1997) correspondientes al Berriasiano. Por arriba se disponen niveles más jóvenes que confirman el Valanginiano con Olcostephanus sp. (Nullo et al., 1981a) y Neocomites sp., ?Subthurmannia sp. y Busnardoites? cf. campylotoxus (Uhlig) (Kraemer y Riccardi, 1997).
Al sur de esta comarca, los términos pelíticos superiores de esta unidad llegan hasta el Albiano superior, con la presencia de Mortoniceras sp. (Arbe y Hechem, 1984a).
Desde el punto de vista de la evolución de la cuenca, mientras en el sur continuaban las condiciones marinas profundas, desde el noroeste estos depósitos fueron reemplazados lentamente por otros someros y litorales (Nullo et al., 1981a; Aguirre Urreta y Ramos, 1981; Medina y Rinaldi, 1986). En esta comarca el techo de la unidad está determinado por la presencia de Calycoceras sp. (Riccardi, 1977) encontrado por Furque en el arroyo Horqueta, que determina una edad cenomaniana superior.
En los sectores marinos más profundos de la cuenca, en perforaciones petroleras dentro de la provincia de Tierra del Fuego y el off shore, entre el Albiano superior y el Cenomaniano inferior (94 - 91 Ma, Arbe, 2002), quedó registrada una discordancia que se atribuye a la acción de los movimientos tectónicos de la Fase Patagonídica (Malumián y Ramos, 1984). Esta discordancia se inició probablemente en el límite entre el Barremiano y el Aptiano (112 Ma) y se considera como la edad del pasaje entre las secciones inferior y superior de la Formación Río Mayer.
En el sur de la cuenca, en el subsuelo de Tierra del Fuego y costa afuera, se dispone la Formación Nueva Argentina (Malumián y Masiuk, 1975, 1976) caracterizada por arcilitas claras y arcilitas biomicríticas, con una potencia de 250 m, acompañadas por una abundante fauna de foraminíferos que caracterizan el Aptiano-Albiano equivalente a la Formación Río Mayer.
En la comarca del Lago Argentino, por el contenido faunístico presente en los afloramientos descriptos, la base de la unidad (Formación Río Mayer inferior) se ubica en el Berriasiano en los afloramientos más occidentales, y el techo (Formación Río Mayer superior) corresponde al Cenomaniano superior.
Formación Río Belgrano
Este nombre fue propuesto por Ramos (1979) para agrupar a los depósitos fosilíferos marinos que Hatcher (1900) denominara «Belgrano beds» y cuyo perfil tipo se encuentra en el cañón del río Tarde. La sección arenosa denominada por este autor como «Ghío beds» y que aflora en inmediaciones del lago Salitroso fue también incorporada a la Formación Río Belgrano (Ramos, 1982b; Franchi, 1984).
La Formación Río Belgrano aflora al oeste de la estancia Río Roble, en el valle del río Belgrano, entre la veranada de Gómez y la estancia Suyai, en el río Tarde y en la margen sur del lago Salitroso. Más al norte, se encuentra en los alrededores de la estancia Bella Vista y en el valle del río Ghío.
Esta entidad está formada principalmente por areniscas de color verde, gris verdoso y gris azulado, con intercalaciones de pelitas verdes y grises, delgados niveles de calizas y areniscas calcáreas. Presenta típicos nódulos marrones de areniscas calcáreas de forma elipsoidal, a los que frecuentemente se asocia la presencia de amonites. Los afloramientos más septentrionales están en el valle del río Ghío en cercanías del cerro Negro, donde asoman escasos metros de areniscas grises con concreciones de areniscas calcáreas, en la zona de transición con las pelitas negras de la Formación Río Mayer.
Aguas abajo, otros afloramientos se encuentran en contacto tectónico con la Formación Springhill y el Complejo El Quemado. En el cañadón Ramírez (al sur de la estancia Bella Vista) la unidad tiene unos 50 m de pelitas y areniscas de dos tipos: areniscas finas, de colores grises y algo deleznables, entre las que intercalan siete bancos de areniscas con concreciones de areniscas calcáreas finas, con frecuentes teñidos limoníticos y estructuras septarias, alguno de los cuales posee un volumen de medio metro cúbico.
Sobre la margen sudoeste del lago Pueyrredón los afloramientos se hallan entre la veranada de Gómez y la estancia Suyai e incluyen el clásico perfil del río Oro, tanto en su valle como sobre la cuesta de acceso. La unidad tiene 150 m de potencia y consiste en una secuencia granocreciente con varios niveles fosilíferos, comenzando en la zona de transición basal con tres niveles de areniscas gris verdosas, muy litificadas, dentro de arcilitas oscuras, siguiendo con areniscas finas a medianas, gris verdosas, con concreciones y delgados niveles pelíticos. Hacia la parte media del perfil comienzan a aflorar areniscas gruesas y conglomerádicas, así como delgados lentes de conglomerados que se hacen más abundantes hacia el techo, en conjunto con la presencia de estratificación entrecruzada.
El espesor de la unidad disminuye hacia el norte, alcanzando los 40 m en el cañadón que pasa por la estancia Suyai. En el perfil tipo en la entrada al cañón del río Tarde fueron medidos 133 m de espesor (Homovc, 1980), aunque se estima un espesor integrado mínimo de 160 m sin su base aflorante (Ramos, 1982b). En general, hasta los 75 m, dominan las típicas areniscas finas a medianas de color verde y delgadas intercalaciones pelíticas y concreciones calcáreas; en la parte media, entre los 75 y 120 m, se encuentran pelitas y limolitas grises y negras y arcilitas calcáreas, para posteriormente dar lugar a un tramo final granocreciente con predominancia de areniscas. Las secciones más australes se ven en el río Belgrano y en cercanías de la estancia Río Roble con espesores de 100/120 y 170 m respectivamente. Los afloramientos situados en el lago Salitroso tienen unos 50 m de espesor, sin base expuesta, y están constituidos por areniscas verdes a castañas, de grano mediano a grueso, que pasan hacia arriba a pelitas verdes macizas.
En cuanto a la petrografía de las areniscas, en el perfil del río Oro fueron determinadas areniscas conglomerádicas líticas con cemento carbonático y ferruginoso (Busteros, 1980).
El contenido fosilífero de la Formación Río Belgrano es muy abundante, en especial los cefalópodos, pelecípodos y gastrópodos (Stanton, 1901; Riggi, 1957; Ramos, 1982b; Aguirre Urreta y Ramos, 1981). Entre los primeros merecen citarse los amonites correspondientes a la Fauna de Hatchericeras, cuyos géneros son un elemento común y predominante entre las distintas asociaciones de fósiles presentes. Se encuentran Hatchericeras patagonense, Pseudohatchericeras argentinense, Hatchericeras semilaeve y Hatchericeras santacrucense; en la parte basal de la unidad, en el perfil del río Tarde hay restos de Favrella americana. También son abundantes los registros micropaleontológicos de Gimnospermas y Dinoflagelados (Pöthe de Baldis, 1982a)
De acuerdo con Aguirre Urreta y Ramos (1981), la facies más septentrional de la unidad, representada por las «Ghío beds» del lago Salitroso (Hatcher, 1900), corresponde a un ambiente proximal a la línea de costa con litofacies características de ambientes de playa y canales de marea. Hacia el norte engranarían con las facies continentales de la Formación Springhill del arroyo Correntoso, que en su parte superior presentan evidencias de un ambiente deltaico con influencias marinas, mientras que un poco al suroeste en la zona del río Oro y río Tarde, se infiere un ambiente marino muy cercano a la costa hasta deltaico continental (Pöthe de Baldis, 1981).
La Formación Río Belgrano se apoya concordantemente sobre la Formación Río Mayer, mediante una relación transicional; esta relación es interpretada regionalmente como de engranaje lateral (Aguirre Urreta y Ramos, 1981). A su vez es cubierta concordantemente o mediante discordancia erosiva por la sección inferior de la Formación Río Tarde.
En el cerro Negro y cañón del río Tarde está intruida por cuerpos mesosilíceos.
El género Hatchericeras presente en los perfiles de esta unidad no provee por sí mismo datos cronológicos definitorios. Sin embargo, Aguirre Urreta (1985), debido a la posición intermedia que ocupa entre los géneros Favrella en su base y Colchidites en su techo, concluye en asignarla al Barremiano (cf. Riccardi, 1984). Tomando en cuenta la presencia de Favrella americana en los términos basales de la unidad en el perfil del río Tarde, con una edad hauteriviana inferior, puede sugerirse para el sector septentrional una edad hauteriviana-barremiana para la Formación Río Belgrano. Sin embargo, dado el carácter de la ingresión, hacia el sur la unidad es más joven y alcanza en el extremo sur de la Hoja Lago Belgrano una edad barremiana superior-aptiana (Aguirre Urreta y Ramos, 1981; Ramos, 1982b). En síntesis, se ubica a la Formación Río Belgrano en el Hauteriviano-Aptiano.
GRUPO SAN MARTÍN
Con este nombre Ramos (1979) propuso denominar formalmente a la «San Martín Series» de Hatcher (1900), que incluía un conjunto de unidades que este autor denominó «Upper Conglomerates», «Variegated sandstones» («Areniscas abigarradas beds»), «Lower lignite beds» y «Guaranitic beds». En la actual denominación, el grupo está integrado por la Formación Río Tarde, cuyos dos miembros se corresponden con las dos primeras denominaciones de Hatcher, y las Formaciones Kachaike y Cardiel, correlativas de los dos últimos
Debido al desarrollo alcanzado por la cuenca Austral en la región de los Lago Belgrano y Lago Posadas, la unidad de mayor extensión areal en la comarca es la Formación Río Tarde. La Formación Cardiel presenta escasos afloramientos en la parte sur, mientras que la Formación Kachaike se desarrolla al sur del área estudiada.
Formación Río Tarde
El nombre de Formación Río Tarde fue propuesto por Ramos (1979) para incluir los «Upper Conglomerates» y las «Areniscas abigarradas beds» de Hatcher (1900), que se corresponden respectivamente con la sección inferior arenoso-conglomerádica y la sección superior de tobas y tobas arenosas varicolores.
Cabe consignar que debido a la semejanza litológica y de colores que la sección superior presenta con sedimentitas del Grupo Chubut de la sierra de San Bernardo, varios autores como Feruglio (1931; 1949b), Borrello (1943), Reverberi (1956), Riggi (1957) y Bianchi (1967) entre otros, designaron a estos depósitos como «Chubutense». Otros, como Riccardi y Rolleri (1980) incluyeron ambas secciones de la Formación Río Tarde dentro de la Formación Pari Aike (y equivalentes).
Esta unidad se encuentra en inmediaciones del cerro Baker, al pie del borde suroeste de la meseta del lago Buenos Aires, en los alrededores de la estancia Bella Vista, sobre la sierra Colorada y en varios asomos menores dispuestos a lo largo de la falla Sierra Colorada. Los afloramientos más continuos y potentes se hallan a lo largo de las barrancas que limitan por el sur a los lagos Pueyrredón, Posadas y Salitroso.
Las dos secciones que integran la Formación Río Tarde son claramente diferenciables en el campo por su litología y coloración. La sección inferior está formada por conglomerados y areniscas conglomerádicas de color pardo rojizo dominante, areniscas de grano mediano a grueso y tobas. Los conglomerados tienen clastos de hasta 10 cm de diámetro de cuarzo, metamorfitas y volcanitas, en una matriz arenosa con cemento calcáreo y ferruginoso. Afloran en la base de la secuencia e, intercalados con areniscas, en la parte inferior de la misma. Se presentan en bancos de unos 2 m de potencia con estratificación entrecruzada, comúnmente tienen intercalaciones de lentes arenosas dispuestas como relleno de canales y restos de troncos silicificados.
Las areniscas se hacen más frecuentes hacia el techo de la sección, estratificadas en bancos de 0,50 a 2 m de espesor. Son de colores rojizos y verdosos, de grano mediano. Los clastos son de cuarzo, feldespato, a veces muy abundante, y líticos, con cemento ferruginoso y/o carbonático. Hacia la parte superior de esta sección comienzan a aparecer intercalaciones de hasta 50 cm de tobas dacíticas verdes. En algunos sectores, como en el perfil del cañadón Ramírez (estancia Bella Vista), la sección tiene un mínimo de 55 m de espesor y está integrada por 20 m de areniscas rosadas con intercalaciones de conglomerados y restos silicificados de troncos y tallos, 20 m de areniscas rojizas finas con estratificación entrecruzada y 15 m de conglomerados cuarzosos con matriz limolítica (Reverberi, 1956). Los afloramientos más septentrionales se ven sobre el faldeo oriental del cerro Baker, donde la sección inferior alcanza un espesor de 60 a 70 m; también sobre el río Ghío, aguas arriba de los afloramientos de la Formación Río Belgrano, se encuentran areniscas y conglomerados de esta unidad.
Al norte del río Oro, a la altura de la estancia Suyai, se presentan 100 m de la sección inferior integrados por 15 m de conglomerados con clastos de cuarzo y metamorfitas, 50 m de areniscas verdes y rojizas, 20 m de conglomerados con areniscas y 15 m de conglomerados con clastos de volcanitas. El mayor espesor de la sección inferior está en el perfil del río Oro, con 242 m, mientras que en la sección tipo, en el río Tarde, se midieron 93 m (para más detalles sobre este perfil, véase Homovc, 1980). El pasaje de la sección inferior a la superior es transicional y está evidenciado por el paulatino incremento del número de estratos tobáceos, a la vez que disminuye la proporción de estratos de conglomerados y en menor proporción de areniscas. La sección superior está constituida, entonces, por una secuencia bien estratificada de tobas y tobas arenosas de colores verdes, blancos y amarillos, con algunas intercalaciones de areniscas rojizas y conglomerados.
En la sección tipo alcanza 356 m de espesor, con bancos de 3 a 15 m de tobas vitroclásticas y líticas verde grisáceas en la base, tobas arenosas y areniscas tobáceas medianas de colores grises y blancos en la parte media, finalizando con areniscas tobáceas verde amarillentas con estratificación entrecruzada (Homovc, 1980). Hacia el sur, parte de esta misma secuencia se halla bien desarrollada sobre la margen oriental del río Belgrano, donde alcanza 320 m de potencia. El perfil ubicado en cercanías del cerro Colmillo tiene 161 m de espesor, sin base y techo visibles. Presenta una parte inferior a media de 63 m de tobas y tobas arenosas blancas y verdes en bancos macizos de 0,7 a 2 m con intercalaciones menos consolidadas de 0,2 a 0,7 m, que culmina con 20 m de tobas brechosas y aglomerádicas con litoclastos de hasta 0,5 m de diámetro.
Este banco es cubierto por 10 a 15 m de conglomerados y areniscas de base erosiva y estratificación entrecruzada. La secuencia prosigue hasta el final con tobas y tobas arenosas blancas y verdes con intercalaciones de areniscas y areniscas conglomerádicas. En los afloramientos situados al este del lago Salitroso, las tobas son de composición riolítica y dacítica. Paleoambiente de sedimentación La sección inferior de la unidad caracteriza un paleoambiente continental depositado por un sistema fluvial de alta energía, que dio lugar a facies de conglomerados con estratificación entrecruzada, estructuras de corte y relleno y la presencia de troncos petrificados. La mayoría de los clastos derivaron del basamento metamórfico y en menor medida de las volcanitas jurásicas. Hacia la sección superior la secuencia se hace granodecreciente, con una activa participación piroclástica en los bancos de areniscas finas a medianas. Se sugiere que estas sedimentitas son depósitos de planicie de inundación con intermitente caída de cenizas volcánicas. La presencia de piroclastitas en esta sección está vinculada al volcanismo del Grupo Divisadero, ampliamente desarrollado al norte de los 47º S y en territorio chileno.
En concordancia con esto, se observa en la parte superior de los perfiles más septentrionales, la presencia de piroclastitas brechosas y aglomerádicas asociadas a facies de areniscas y conglomerados. Relaciones estratigráficas Las relaciones entre la sección inferior de la Formación Río Tarde y la Formación Río Belgrano son de concordancia o mediando discordancia erosiva. En los afloramientos ubicados sobre la sierra Colorada y en el borde de la meseta del lago Buenos Aires se apoya en discordancia angular sobre el Complejo El Quemado. En general, la unidad se encuentra cubierta por el Basalto Posadas. Sobre la margen oriental del río Belgrano, la unidad pasa en transición a la Formación Cardiel, mientras que al sur del lago Burmeister engrana lateralmente con la Formación Kachaike (Ramos, 1979).
La Formación Río Tarde engranaría lateralmente, hacia el norte y oeste de los Lago Posadas y Lago Belgrano, con las volcanitas de la Formación Divisadero (Ramos, 1979; Riccardi y Rolleri, 1980; Haller y Lapido, 1980; Busteros y Lapido, 1983), hacia el sur lo haría con la Formación Kachaike (Ramos, 1979).
De acuerdo a su relación con la infrayacente Formación Río Belgrano, la sedimentación del miembro inferior habría comenzado en el Aptiano. Dataciones radimétricas en la parte alta del miembro superior permiten asignar a esta parte de la secuencia una edad albiana superior-cenomaniana basal (97,1±3,8 y 99,1±5,6 Ma, K/Ar sobre biotita y plagioclasa, Ramos y Drake, 1987). Por lo tanto, se asigna a la Formación Río Tarde al Aptiano-Cenomaniano basal.
Formación Cardiel
Esta formación ha sido definida por Russo y Flores (1972) para designar a un conjunto de pelitas y tobas de aspecto abigarrado que afloran en las márgenes del lago homónimo. Constituye la parte superior del Grupo San Martín y corresponde a los «Guaranitic beds» de Hatcher (1900). Se debe a Ramos (1979; 1982b) el reconocimiento de esta unidad en el ámbito de la Hoja Lago Belgrano. Distribución areal Aflora únicamente sobre la margen oriental del valle del río Belgrano, desde el sur del río Furioso hasta el sur de la laguna Oriental. Se dispone como una delgada faja de orientación meridional entre la Formación Río Tarde y el Basalto Posadas.
Está compuesta por fangolitas laminadas de colores rojo y gris, con intercalaciones blanquecinas de niveles tufíticos (Ramos, 1982b). Piatnitzky (1938) cita un espesor de 85 m en el perfil del chorrillo Sucio, afluente oriental del río Belgrano. Paleoambiente sedimentario No se cuenta con perfiles detallados para una correcta interpretación paleoambiental. Se sugiere un ambiente continental de baja energía, que de acuerdo con Ramos (1979; 1982b) podría corresponder a una llanura aluvial distal, en parte lagunar. Relaciones estratigráficas La Formación Cardiel guarda en su base una relacion transicional con el miembro superior de la Formación Río Tarde. En su techo se encuentra separada por una discordancia erosiva del Basalto Posadas. Correlaciones y edad Hacia el sur, los depósitos de la Formación Cardiel continúan aflorando con las mismas características hasta los 49º de latitud sur.
La edad, de acuerdo a la relación transicional que guarda con la sección superior de la Formación Río Tarde, podría ser albiana superior-cenomaniana.
SEGUNDO EVENTO DE LA CORDILLERA PATAGONICA AUSTRAL
Formación Lago Viedma
La Formación Lago Viedma está compuesta por secuencias granocrecientes de pelitas con areniscas intercaladas, situadas en transición por encima de la Formación Río Mayer y cuyo estrato tipo se encuentra en las barrancas al norte del lago homónimo. Estos afloramientos habían sido incluidos en el Senoniano por Feruglio (1944). Más tarde, a partir de la realización de perfiles estratigráficos por parte de Flores et al. (1960), pasó a integrar el miembro superior de la Formación Lago San Martín. Nullo (1978) y Riccardi y Rolleri (1980) circunscribieron estas sedimentitas dentro de la Formación Puesto El Álamo.
Con posterioridad, Nullo et al. (1981 a, b) crearon la Formación Río Guanaco, dentro de la cual las sedimentitas en cuestión forman una parte de los afloramientos. Finalmente, la unidad fue formalmente definida y separada de las formaciones infra y suprayacentes por Arbe (1986). Su fauna ha sido estudiada junto con la de la Formación Puesto El Álamo. Distribución areal La Formación Lago Viedma aflora en las bardas de Kaiken Aike (véase Fig. 8) y en el cerro El Faldeo, ambos ubicados al norte del lago Viedma. Hacia el este, los asomos llegan hasta las inmediaciones del río Blanco. Hacia el norte se extienden hasta el sudeste de la estancia Maipú. Litología y ambiente de depositación Arbe (1986) describió la unidad como varias secuencias depositacionales de centenas de metros cada una, integradas por pelitas y areniscas, que normalmente se presentan en ciclos estrato y granocrecientes.
Distinguió un miembro inferior de pelitas y areniscas alternantes y otro superior arenoso. Hacia el oeste y a partir del área del puesto Kaiken Aike hay, según Canessa et al. (2005), otra a las dos anteriores. Está sobre la sección inferior, aunque también reemplaza transicionalmente de manera lateral a ésta, y por completo a la sección superior. Está compuesta por secuencias grano y estratocrecientes del orden de las decenas de metros. Presenta pelitas subordinadas en la base que pasan rápidamente a areniscas medianas a gruesas tabulares, de alrededor de 1 a 2 m de potencia, con contacto neto, a veces erosivo, que internamente tienen estructura maciza o con estratificación entrecruzada en artesa. En estas areniscas son comunes los fósiles de invertebrados marinos y restos de vegetales. Hacia arriba, las secuencias rematan en ortoconglomerados finos a gruesos tabulares, de entre 10 y 30 m de espesor, con contactos netos generalmente erosivos, principalmente compuestos por cuerpos canaliformes amalgamados, internamente macizos o con estratificación entrecruzada de gran escala. Pueden presentar clastos imbricados, intraclastos pelíticos mayores a 0,50 m y restos de grandes troncos.
Las tres sucesiones señaladas fueron descriptas y formalizadas por Canessa et al. (2005) en tres miembros: Estancia Santa Margarita (350 m), Puesto Kaiken Aike (250 m) y Cerro Pirámide (600 m). La Formación Lago Viedma está integrada por sedimentitas que representan asociaciones de sistemas deltaicos destructivos y depósitos de plataforma dominada por olas, tormentas y mareas dentro de las etapas regresivas de la Formación Río Mayer (Arbe, 1986). Mediciones de paleocorrientes sugieren un sentido O-E para las secciones inferiores y algo más variable con dominio de N-S a NO-SE a SO-NE, en la parte cuspidal (Canessa et al., 2005). Relaciones estratigráficas La litología en la parte basal es algo similar a la de la Formación Kachaike, con la cual se homologa; además, tiene relaciones transicionales con el techo de la Formación Río Mayer (véase Fig. 8) y, en la parte superior, un contacto neto con la Formación Puesto El Álamo.
Su contenido paleontológico equivale temporalmente a las formaciones Kachaike y Piedra Clavada. Hacia el sur se correlacionaría en sus niveles superiores con los estratos basales de la Formación Cerro Toro. Contenido paleontológico Los fósiles hallados en esta formación se ubican en las siguientes biozonas (Riccardi, 2002): - Fáunula de Mariella (Albiano superior): Mariella patagonica Leanza. - Zona de Hypoturrilites (Cenomaniano temprano): Hypoturrilites cf. gravesianus (d’Orbigny) y Scaphites sp. - Zona de Desmoceras floresi (Cenomaniano medio): Desmoceras floresi Leanza, Sciponoceras cf. baculoides (Mantell), Borissiakoceras sp., Maccoyella sp. Y Pterotrigonia (Rinetrigonia) sp. - Zona de Calycoceras (Cenomaniano medio a tardío): Calycoceras sp., Inoceramus cf. tenuiumbonatus Warren, Maccoyella sp.
Además se hallaron Megatrigonia aff. conocardiiformis, Neosaynella, Oxytoma sp., Tetorimya sp., Trigonia paleopatagonidica y Aucellina cf. radiatostriata en la base (Arbe, 1986). Hacia el techo se encuentra Maccoyella cf. bonarellii (Leanza), Pterotrigonia (Rinetrigonia) feruglioi Piatnitzky y Labeceras sp. (Arbe, 2002). Edad La zonación bioestratigráfica y la correlación con la Formación Kachaike le otorgan una edad albiana tardía-cenomaniana.
Formación Kachaike
La primera mención de esta secuencia corresponde a Stolley (1912), quien la llamó Meseta Sandstein. Halle (1913) le otorgó el numero «6» en su esquema estratigráfico, en tanto que Bonarelli y Nágera (1921) la describieron someramente y la trataron en su Serie Cretácea. Finalmente, los primeros estudios detallados los realizaron Feruglio (1938) y Piatnitzky (1938). Feruglio (1938, 1949) denominó Estratos de Kachaike a las sedimentitas marinas y continentales que comienzan a partir del Horizonte con Actaeonella patagonica, al que correlacionó por continuidad espacial con la Formación Piedra Clavada.
Riccardi (1971) formalizó esa denominación, pero refiriéndose a las sedimentitas amarillentas que se hallan en el cerro Meseta y que se desarrollan al norte de los 49º S. Por su parte, Bianchi (1967) ubicó estas rocas en el Miembro Sierra Baya de la Formación Lago San Martín, mientras que para las areniscas suprayacentes (Estratos de Kachaike de Feruglio) utilizó el nombre de Formación Piedra Clavada. Nullo (1978) volvió a la designación original, al igual que Riccardi y Rolleri (1980), aún a pesar de incluir en ella a la Formación Piedra Clavada, y Arbe (1986, 1987, 1989, 2002).
De todas formas, Nullo et al. (1981 a, b) consideraron oportuno eliminar de la literatura la denominación anterior y propusieron la de Arenisca de la Meseta, tal cual lo había hecho Stolley (1912). En este trabajo se mantienen las ideas adoptadas por Bianchi (1967) y Riccardi (1971) y se sigue la nomenclatura dada por éste último. La postura de Feruglio (1938) no se comparte, pues por encima de las areniscas de Piedra Clavada, caracterizadas por el Horizonte con Actaeonella patagonica, situó los Estratos de Kachaike, integrados por el Horizonte con Actaeonella patagonica y arcilitas y areniscas con Eriphyla shehuena. En cambio, no hizo hincapié en el cambio litológico que se observa en el techo de la Formación Río Mayer, que fuera puesto en evidencia por Bianchi (1967) y por Riccardi (1971).
Las rocas de la Formación Kachaike afloran en la esquina nordeste de la Hoja, al pie del cerro El Moro, en el este del lago San Martín. La unidad está formada por unos 110 a 150 m de areniscas claras, blancas y verdosas a grises, de grano fino a grueso, con intercalaciones de rocas piroclásticas grises a oscuras, de grano muy fino, conjunto que en superficie se ve amarillento. La estratificación es fina a gruesa. Además, en las descripciones de Feruglio (1938) y de Piatnitzky (1938) se destacan pelitas grises y oscuras que alternan con las areniscas, cada vez menos frecuentes hacia arriba. Las areniscas están compuestas por abundante cuarzo mono y policristalino, seguido en menor proporción por muscovita, magnetita, feldespatos (plagioclasa y ortoclasa) alterados, mafitos y glauconita. Los clastos líticos son fragmentos de metamorfitas de bajo grado integrados por cuarzo, sericita y plagioclasa, y en menor medida fragmentos de volcanitas; también se observan algunas trizas vítreas.
Por su parte, la matriz está constituida por calcita, zeolitas, material piroclástico y un material amorfo no identificado, probablemente silíceo; el pigmento hematítico es abundante. Las areniscas se clasifican como arenitas cuarzo- feldespáticas y wackes, mientras que las piroclastitas, son tufolitas y tufitas de afinidad ácida. El material carbonoso es abundante sobre todo en la parte superior donde se pueden identificar tallos y troncos. De abajo hacia arriba aumenta la cantidad de restos vegetales, mientras que disminuye hasta desaparecer el contenido de invertebrados marinos. Son comunes las concreciones y septarias con fósiles en su interior, similares a las que se encuentran en la Formación Río Mayer. Ambiente de depositación La Formación Kachaike está integrada por sedimentitas correspondientes a la regresión marina de fines del Cretácico temprano en la Cuenca Austral.
Expone arreglos sedimentarios progradantes que pasan hacia la cuenca a facies deltaicas distales y de plataforma interna de la Formación Lago Viedma (Arbe, 2002). Si bien no se han realizado estudios de paleocorrientes, se considera que el aporte de sedimentos provino desde el norte y noroeste. El contenido de material piroclástico podría haber derivado del volcanismo del Grupo Divisadero. Relaciones estratigráficas La Formación Kachaike yace concordantemente sobre la Formación Río Mayer y muestra un pasaje transicional. El punto límite entre ambas es difícil de marcar, pero siguiendo las ideas que Piatnitzky (1938), Riccardi (1971) y Nullo (1978) expusieron en sus trabajos, se asignan los términos superiores de la Formación Río Mayer a aquellos que contienen Aioloceras argentinum y Sanmartinoceras patagonicum, mientras que la sección inferior de la Formación Kachaike está evidenciada por la aparición de areniscas, cada vez más frecuentes hacia arriba, por el color amarillento de los afloramientos y por la presencia de Sanmartinoceras patagonicum. Los niveles más bajos gradan lateralmente hacia el sur a niveles marinos de la Formación Río Mayer, mientras que en el resto de la sección pasan en forma concordante y transicional a la Formación Lago Viedma.
Hacia arriba le sigue en forma brusca la Formación Piedra Clavada (según Arbe, 1986, la relación es de discordancia), a partir de un estrato grueso de arenisca amarillenta que contiene Actaeonella patagonica.
Se correlaciona hacia el norte con la Formación Río Tarde (Ramos, 1979). Finalmente, las coladas del Basalto Strobel, del Mioceno tardío, yacen por encima mediante discordancia angular. Contenido paleontológico A medida que se asciende en el perfil estratigráfico, los fósiles marinos son menos comunes, hasta desaparecer. Los trabajos de Bonarelli y Nágera (1921), Piatnitzky (1938) y Levy (1967), que ilustran sus faunas, mencionan las siguientes especies: Sanmartinoceras patagonicum Bonarelli, Pterotrigonia (Rinetrigonia) feruglioi (Piatnitzky), Megatrigonia aff. conocardiiformis Krauss, Aucellina coquandiana d’Orbigny, Maccoyella bonarellii (Leanza), Avicula (Oxytoma) aff. tardensis Stanton, Inoceramus steinmanni Wilckens, (?) Tapes patagonica Stanton, Panopaea sp., Camptonectes pueyrrydonensis Stanton, Pecten argentinus Stanton, Equisetites (Calamitopsis) sp., Astarte (Eriphyla) cf. Corrugada, Nucula cf. cecileana d’Orbigny, Cardium sp., Lima (Radula) sp., Cucullaea (Idonearca) sp., Arca sp., Neohibolites ultimus?, Kossmaticeras meseticum Bonarelli, Scaphites gr. compressus d’Orbigny y amonites indeterminadas.
El contenido de fauna de la zona de Sanmartinoceras patagonicum y la relación de transición con la subyacente Formación Río Mayer, permite considerar que la Formación Kachaike sea de edad albiana media, posiblemente hasta albiana tardía.
Formación Piedra Clavada
Esta unidad reúne un grupo de areniscas amarillentas que afloran en forma continua desde su localidad tipo, ubicada en cercanías de la localidad de Tres Lagos, hasta la zona del lago San Martín. Dentro del área de la Hoja o en sus inmediaciones fue descripta por algunos autores con otras denominaciones. Ameghino (1906) la incluyó en el Étage Sehuenneén de su Formation Guaranienne. Bonarelli y Nágera (1921) la consideraron dentro de la parte superior de la Serie Cretácea, correlacionándola con las areniscas que observaron en el valle del río Chalía. Feruglio (en Fossa Mancini et al., 1938) la llamó Estratos de Kachaike en la localidad homónima, incluyendo las areniscas del Horizonte con Actaeonella patagonica y las pelitas y areniscas situadas por encima (la actual Formación Mata Amarilla), hasta el pasaje a las sedimentitas con restos de dinosaurios que constituyen la Formación Cardiel; también la denominó Areniscas de Piedra Clavada en la localidad homónima, extendiéndola hasta el lago San Martín.
Piatnitzky (1938) distinguió la unidad como marina, y determinó un pasaje transicional desde las pelitas inferiores (Formación Kachaike). Bianchi (1967) la designó Formación Piedra Clavada, en el mismo sentido que se le otorga en este trabajo, por encima del Miembro Sierra Baya (actual Formación Kachaike) de la Formación Lago San Martín. La formalización del nombre original se debe a Leanza (1972) y Russo y Flores (1972). Las menciones posteriores fueron las de Nullo (1978), Riccardi y Rolleri (1980), Nullo et al. (1981 a, b) y Arbe (1986, 1987, 1989, 2002). Poiré et al. (2002) publicaron perfiles de detalle en el área tipo de la unidad. Distribución areal Dentro del área de trabajo, los afloramientos están ubicados en el borde oriental y pasan a la vecina Hoja Tres Lagos (Poiré et al., 2002; Cobos et al., 2008), en especial en la estructura denominada anticlinal de Piedra Clavada (Ferello, 1955).
La unidad está compuesta por areniscas bien seleccionadas medianas a gruesas de colores ocres hasta blanquecinos, aunque generalmente son amarillentas. Se presentan en estratos muy compactos de más de 10 cm y hasta 2 m de espesor, tanto macizos como con estratificación entrecruzada diagonal. También hay bancos de areniscas finas, laminados, y de areniscas conglomerádicas. Entre las areniscas se intercalan niveles arcillosos oscuros, de unos pocos centímetros. En gran escala se diferencian dos secciones, una inferior con estratificación gruesa y otra, superior, con estratos más delgados. En un detallado análisis estratigráfico, Poiré et al. (2002) describieron la unidad como constituida por 60 m de cuerpos arenosos, intercalados con facies heterolíticas y pelíticas con escasos conglomerados y coquinas, distribuidos en las dos secciones señaladas anteriormente.
Éstas representarían un ambiente de neto corte fluvio-deltaico y otro marino de aguas someras respectivamente, separadas por una importante superficie de endurecimiento caracterizada por la presencia de trazas de organismos perforantes. Las sedimentitas muestran un fuerte predominio de líticos volcánicos y volcaniclásticos con abundante participación de cuarzo monocristalino, escasos feldespatos y baja proporción de micas, minerales pesados y matriz (Poiré et al., 2002).
El espesor es bastante uniforme a lo largo de la región: 60 m es el máximo medido al norte del cerro Kachaike y a lo largo del valle del río Chalía. Hacia el norte se acuña progresivamente por encima de la Formación Kachaike; los últimos afloramientos son aquellos de la parte más alta del cerro Meseta, por debajo de los basaltos. Hacia el sur parece mantenerse con un espesor constante. Contenido paleontológico Las especies halladas en estas areniscas son escasas y se conocen desde los trabajos de Feruglio (1938) y Piatnitzky (1938) y corresponden al área de Kachaike: Actaeonella patagonica Feruglio, Potamides patagonensis Ihering y Exogyra guaranitica Ihering. Nullo (1978) mencionó: Pterotrigonia (Rinetrigonia) feruglioi (Piatnitzky), Megatrigonia conocardiiformis (Krauss) y Pacitrigonia palaeopatagonica (Piatnitzky).
Abundantes y diversas trazas fósiles de bioturbación y de bioerosión fueron descriptas en los perfiles tipo de Tres Lagos (véase Poiré et al., 2002). Relaciones estratigráficas La Formación Piedra Clavada se asienta por encima de las formaciones Kachaike y Lago Viedma, de manera transgresiva sobre la primera (Arbe, 1986) y mediante discordancia erosiva y concordantemente sobre la segunda unidad. Se diferencia de ambas por la aparición brusca de areniscas amarillentas de ambientes mareales. Hacia el sur pasa de manera lateral a la parte superior de la Formación Lago Viedma y quizá a la base de la Formación Puesto El Álamo. En su techo pasa transicional y lateralmente a la Formación Mata Amarilla, por avance de las secuencias continentales hacia el sur y suroeste.
En el subsuelo, el pasaje observado tradicionalmente es entre las formaciones Río Mayer y Piedra Clavada, ya que las formaciones Kachaike y Lago Viedma, descriptas en afloramientos, no son separadas de la Formación Río Mayer en el subsuelo. Edad Riccardi et al. (1987), de acuerdo con los amonites descriptos en la base de la unidad, sugirieron que el inicio de la sedimentación habría ocurrido en el Albiano temprano. Leanza (1970) estimó que la formación podría haber comenzado en el Aptiano tardío, en tanto que el estudio de fauna recolectada al noroeste de Tres Lagos sugirió que la sedimentación habría perdurado hasta el Albiano tardío. Más recientemente, fue considerada del Cenomaniano- Turoniano (Arbe, 2002), edad que se adopta en este trabajo.
TERCER EVENTO DE LA CORDILLERA PATAGONICA AUSTRAL
Formación Cerro Toro
Esta unidad fue identificada por primera vez por Cecioni (1955a) en el sector chileno, en el área del seno de Última Esperanza. Posteriormente Katz (1963) reunió bajo ese nombre un conjunto de pelitas y psamitas cuyos afloramientos en la comarca, tienen un amplia distribución. Furque (1973) denominó esta unidad como Miembro Horqueta de la Formación Las Hayas, nomenclatura desestimada dentro del contexto regional de la cuenca. Riccardi y Rolleri (1980) ubicaron la Formación Cerro Toro (Katz, 1963) concordantemente sobre la Formación Río Mayer y la extendieron desde el lago Viedma hacia el sur hasta la región de Última Esperanza, localidad tipo en territorio chileno. Posteriormente, Blasco de Nullo et al. (1980b) y Nullo et al. (1981a) describieron estas rocas como depósitos turbidíticos pardo-oscuros a negroverdosos aflorantes en la comarca de los lagos Viedma y Argentino, los que fueron agrupados en una única unidad, la Formación Río Guanaco.
Arbe (1989) equiparó la sección inferior de la Formación Río Guanaco con la Formación Cerro Toro, mientras que la sección superior fue incluida en la Formación Alta Vista. Arbe y Hechem (1984a), Arbe (1986) y Kramer y Riccardi (1997) identificaron en esta unidad dos miembros, inferior y superior, criterio seguido posteriormente por Nullo et al. (1999). Por último, Arbe (2002), unificando las diversas opiniones anteriores, denominó Formación Cerro Toro a todos los niveles y depósitos turbidíticos reseñados por Arbe y Hechem (1984a), Arbe (1986) y Kramer y Riccardi (1997) con una fauna acompañante de Pachydesmoceras? sp., Gauthiericeras cf. santacrucense?, Eupachydiscus sp., Inoceramus cf. steinmanii e Inoceramus cf. hobetsensis.
Esta unidad se extiende ampliamente. De norte a sur, aflora entre los arroyos Horqueta y Las Hayas. Hacia el sur se encuentra en las secuencias superiores de la península Avellaneda, al igual que en la península Magallanes. Al sur de los brazos Rico y Sur del lago Argentino, se dispone en el cordón de los Cristales y al oeste, en los cerros Moreno y Adriana.
La Formación Cerro Toro aflora extensamente al sur del lago Viedma, en una ancha faja desde Barrancas Blancas por el este, hasta cerca de la estancia Helsingfors . Continúa al sur del río Guanaco, pero como una faja más reducida que llega al lago Argentino.
El perfil tipo de esta formación se localiza en Chile, en el cerro homónimo. Ha sido reconocida en todo el ámbito de la Cuenca Austral (Katz, 1963; Vilela y Csaky, 1968; Riccardi y Rolleri, 1980; Blasco de Nullo et al., 1980b; Nullo et al., 1981a; Arbe y Hechem, 1984a; Arbe, 1989; Kramer y Riccardi, 1997; Nullo, et al., 1999; Malumián et al., 2000 y Arbe, 2002).
En todos los sectores se encuentra muy plegada y con corrimientos menores, como puede observarse en el tramo medio del canal Spegazzini. Los paquetes poseen repeticiones tectónicas y muchas veces se ven perfiles invertidos. Arbe (2002) dividió la formación en dos miembros, inferior y superior, criterio que no es seguido en este trabajo por razones de mapeo. Los afloramientos en el brazo sur del lago Rico están integrados por una secuencia de pelitas grises muy oscuras o negras microlaminadas, bien estratificadas, en cuerpos tabulares de 0,15 m a 0,25 m de espesor, intercaladas con escasos y finos (0,05 m a 0,10 m de espesor) cuerpos tabulares de areniscas pardo verdosas, con restos de Inoceramus cf. hobetsensis reconocidos inicialmente por Blasco et al. (1980b). Los bancos están desmembrados y son de color rojizo debido a la tinción por óxidos de hierro. Presentan microentrecruzamiento, estratificación tabular y base plana erosiva. Esta sección, es equivalente a la litofacies de «turbiditas delgadas» descriptas por Arbe y Hechem (1984a) y Arbe (1986) y a la litofacies CTO 2 de Kramer y Riccardi (1997).
En el cerro Frías, la secuencia está compuesta por ritmos monótonos de pelitas negras y areniscas finas oscuras, granodecrecientes. Los bancos son delgados, no sobrepasan los 2 cm, están replegados y en parte de los niveles pelíticos se advierte un intenso dínamometamorfismo que los convierte en pizarras. En el techo de la secuencia (no de la unidad) se encontraron restos de Inoceramus indet. En el cordón de los Cristales se efectuó un perfil, debido a que los afloramientos están menos perturbados.
La columna es de 1200 m de potencia y remata en la base del arroyo Chorrillo Chico. Los ritmos sedimentarios marcan la presencia alternante de areniscas finas, con ondulitas y calcos de flujo. En los niveles basales se localizan estructuras de laminación planar y entrecruzada planar. En algunos bancos se observaron nódulos redondeados de tamaño pequeño, alrededor de 1 a 3 cm de diámetro.
En la península Avellaneda las secuencias turbidíticas son predominantes; los niveles delgados se alternan entre pelitas negras y areniscas de grano fino a muy fino; ambas secuencias son de color negro a gris oscuro, tanto en superficie como en roca fresca.
Los estratos están replegados con los ejes de deformación norte-sur, por lo cual, debido a los procesos glaciarios de dirección este-oeste, las estructuras están cortadas por los profundos canales cavados por la glaciación. Al norte, la formación está expuesta entre los arroyos Horqueta y Las Hayas. La misma se presenta en una faja de arrumbamiento nortesur, atravesada al norte por las nacientes del río Guanaco. La litología, como en otros afloramientos, es monótona y está compuesta por una alternancia de pelitas negras y areniscas finas, de color negro a gris oscuro, en delgados bancos de centímetros de espesor. La secuencia, hacia el este, por tener menor compresión está menos replegada que hacia el oeste.
Vilela y Csaky (1968) fueron los primeros en reconocer el ambiente turbidítico. Con posterioridad Furque (1973), Blasco de Nullo et al. (1980b), Nullo et al. (1981a), Arbe y Hechem (1984a), Arbe (1989), Kramer y Riccardi (1997), Nullo et al. (1999),y Arbe (2002) también identificaron estos depósitos como turbidíticos. Los perfiles estudiados en el brazo sur del lago Rico indican que estas turbiditas pueden ser consideradas como clásicas, donde prevalecen los intervalos C y D de la secuencia de Bouma (1962) o las facies C2; D2 y D1 de Mutti y Ricci Lucchi (1972). Cuando dominan los intervalos finales de la secuencia de Bouma, se estima que las turbiditas de grano fino fueron generadas por flujos con baja concentración de sedimentos, que transportan principalmente limos y arcillas, depositándolos por tracción y decantación (Piper, 1978; Stow, 1979, Piper y Stow, 1991). Estas facies indican un ambiente de sedimentación en abanicos turbidíticos distales.
Posteriormente, Poiré (2000), únicamente sobre la base de la presencia de icnogéneros encontrados en esta unidad (Arenicolites, Chondrites, Cochlichnus, Helminthopsis, Ophiomorpha, Palaeophycus, Phycodes, Planolites, Rhizocorallium, Scolicia, Skolitos, Spirophycus, Taenidium, Teichichnus, Thalassinoides y Zoophycus), sostuvo que en algunos sectores de la cuenca el ambiente era de plataforma de baja a moderada energía, con existencia de niveles de tormentitas con facies que revelan diferentes grados de oxigenación. Sin embargo, Nullo y Haller (2002) mantuvieron la idea de la existencia de sedimentación rítmica de fondo marino, que se habría distribuido sobre las facies de plataforma de la Formación Río Mayer, indicando el inicio de la sedimentación profunda. Arbe (2002), señaló que la Formación Cerro Toro correspondería al inicio de la fase tectosedimentaria a la que denominó «subciclo Mata Amarilla», del ciclo Lago Viedma, y vinculó estos lóbulos turbidíticos con una rápida caída del nivel del mar. Al sur del lago Argentino, Malumián et al. (2000) consideraron que la unidad se desarrolló en ambientes anaeróbicos o disaeróbicos.
Las cuatro litofacies distinguidas por Kraemer (1991) son: 1) pelitas grises oscuras macizas, alternantes con areniscas gris verdoso oscuro con microentrecruzamiento; la relación pelita / arenisca siempre es mayor a 4; se observan diques clásticos; 2) pelitas, alternantes con areniscas con microentrecruzamiento, estratificación tabular y base plana erosiva sobre las pelitas; la relación pelita / arenisca es superior a 2; 3) areniscas con gradación positiva y microentrecruzamiento, que rematan en niveles pelíticos con laminación plano-paralela, formando ciclos granodecrecientes con intraclastos pelíticos en la base; son comunes las bioturbaciones del tipo Zoophycus, Helmintoides, Poliphyllum, Chondrites, entre otros, y 4) areniscas gruesas a conglomerádicas amarillento blanquecinas de hasta un metro, con gradación interna normal, base erosiva con intraclastos, microentrecruzamiento y estructuras de escape de agua.
Los ciclos suelen terminar con delgados niveles pelíticos grises. El espesor medido en el cerro Horqueta (Arbe y Hechem, 1984a) es de 1050 m, mientras que en el arroyo La Sola el mínimo es de 880 m (Kraemer, 1991). Estas sedimentitas son secuencias turbidíticas depositadas en ambientes de unos 2000 m de profundidad. Respecto a su proveniencia, se considera que los flujos turbidíticos se originaron al norte del lago Viedma. En este sentido, el análisis de paleocorrientes en el brazo sur del lago Argentino indica una procedencia desde el norte (Vilela y Czaky, 1968).
La Formación Cerro Toro está en discordancia sobre la Formación Río Mayer; sin embargo algo al norte sobre el curso del río Guanaco, esta relación no se observa, aunque la tectónica en este sector afectó fuertemente a ambas unidades. Al norte y al este del lago Argentino está cubierta, en paraconcordancia, por la Formación Alta Vista; intercala entre las formaciones Cerro Toro y Alta Vista. Nullo et al. (1999) sostuvieron que hay un engranaje lateral entre Cerro Toro y Lago Sofía, mientras que Arbe (2002) señaló que entre ambas se desarrolló un proceso erosivo.
Son escasos los restos paleontológicos hallados dentro de esta unidad. Las faunas se presentan aisladas y sin una continuidad como para determinar la amplitud temporal de la depositación. En los sectores de turbiditas del brazo Rico se hallaron ejemplares de Inoceramus cf. hobetsensis (Blasco et al., 1980b). En la parte superior del cordón de los Cristales se encontraron restos de Baculites sp.
Riccardi y Kraemer (1996), Kraemer y Riccardi (1997) y Riccardi (2002) citaron de abajo hacia arriba, especies pertenecientes a las siguientes biozonas: - Zona de Calycoceras (Cenomaniano medio-tardío): Calycoceras sp., Austiniceras cf. A.? magellanicus (Leanza), Scaphites cf. obliquus (Turoniano tardío), Pachydesmoceras? sp., ?Pachydiscidae indet., Placenticeras aff. meeki (Boehm), Zona de Gauthiericeras santacrucense (Coniaciano tardío), Gauthiericeras cf. santacrucense (Leanza), Zona de Polyptychoceras (Santoniano) y Sphenoceramus cf. lingua (Goldfuss). Además, determinaron las siguientes especies: Birostrina? cf. concentrica (Park), Inoceramus sp., ?Eupachydiscus sp., Inoceramus cf. steinmanni (Wilckens), Inoceramus cf. andinus (Wilckens), Kitchinites (Neopuzosia) cf. guanaquensis (Blasco de Nullo et al.), Mesopuzosia? sp., Gaudriceras glaneggense (Redtenbacher), Puzosia sp., Inoceramus cf. hobetsensis (Nagao) y Eupachydiscus sp. Malumián y Proserpio (1979) describieron foraminíferos aglutinados hallados al sur de la estancia Nideros: - Muy frecuentes: Bathysiphon sp., Bathysiphon cf. vitta Gauss, Trochammina ex gr. bulloides (Parker y Jones), Haplophragmoides cf. bulloides (Beissel), - Frecuentes: Spiroplectammina cf. laevis (Roemer), Haplophragmoides cf. gigas minor Nauss, Uvigerinammina cf. jankoi Majzon, Gaudryinopsis ex gr. taylleuri (Tappan), Saccammina cf. lathrami Tappan y Ammodiscus cretaceus Reuss, - Raros: Trochammina cf. bulloidiformis (Grzybowski), Reophax cf. troyeri Tappan, Ammobaculites? sp., Ammobaculites sp. nov., Ammobaculites sp., Ammodiscus sp. y Marssonella oxycona (Reuss).
En la estancia La Herradura, del mismo nivel estratigráfico, Malumián (1979) citó: - Muy frecuentes a frecuentes: Gaudryina laevigata Franke, Hedbergella planispira Tappan, Saccamina sp., Haplophragmoides sp. nov. Malumián y Masiuk, Thalmawammina sp. nov.?, Heterohelix globulosa Ehrenberg, Bathisiphon sp., Praebulimina carseyae (Plummer), Recurvoides? sp. nov.?. - Comunes: Dentalina sp., Haplophragmoides cf. kirki Wickenden, Haplophragmoides cf. gigas minor Gauss, Stensioina sp., Gavelinella murchisonensis Belford, «Rugoglobigerina» pilula Belford, Rugoglobigerina» bulbosa Belford, Ammobaculites sp. «G», Gaudryinopsis sp., Ammobaculites sp. «R» y Nodosaria spp. - Raros: Ramulina spp. «A y B», Lenticulina cf. Gaultina, Lingulina sp., Lenticulina sp., Gyroidinoides sp. Malumián y Masiuk, Notorotalia rakauroana (Finlay), Gavelinella eriksdalensis Brotzen, Alabamina australis Belford, Marginotruncana spp., Globigerinelloides sp., Marginulina sp., Frondicularia sp., Pseudosigmilina? sp. y Marginulinopsis sp. «SC3». En esta localidad se hallaron foraminíferos arenáceos comunes a los de la estancia Nideros. La diferencia hallada entre ambos sitios es que en la estancia La Herradura hay mayor cantidad y variedad de foraminíferos calcáreos planctónicos, de ambiente de mar abierto, mientras que la predominancia de foraminíferos aglutinados (arenáceos) en los niveles superiores de la estancia Nideros, estarían asociados con la aparición de facies características de corrientes de turbidez en ambiente marino profundo (turbiditas)
Sobre la base de la fauna de amonites y pelecípodos presentes, Kramer y Riccardi (1997), Nullo et al. (1999) y Arbe (2002) situaron la unidad en el lapso comprendido entre el Cenomaniano temprano y el Santoniano medio. Arbe (2002) señaló que la base de esta formación es discordante y dató la discordancia entre 93 y 91,5 Ma (Cenomaniano temprano), mientras que en el techo hay otra discordancia fechada en los 85 Ma (Santoniano medio). Sin confirmación paleontológica, el techo podría alcanzar el Campaniano basal.
Sobre la base de la zonación estratigráfica expuesta, la edad de la Formación Cerro Toro corresponde en su base al Cenomaniano medio, mientras que en el techo llegaría hasta el Santoniano.
Lateralmente, se correlacionaría con la parte superior de la Formación Lago Viedma, con la totalidad de la Formación Puesto El Álamo, y en forma distal, con algunos niveles de la parte media de la Formación Mata Amarilla, todas al norte del lago Viedma.
Formación Puesto El Álamo
En la Formación Puesto El Álamo se agrupan sedimentitas psamíticas que afloran al norte del lago Viedma y están situadas por encima de la Formación Lago Viedma. Feruglio (1944) las incluyó en su Senoniano. Nullo (1978) propuso el nombre del epígrafe, que más tarde fue formalizado por Nullo et al. (1981 a, b). Riccardi y Rolleri (1980) la denominaron Formación El Álamo, siguiendo a Bianchi (1967).
En este trabajo se adopta el criterio de Nullo et al. (1981 a, b) por ser el nombre completo de la localidad.
Los afloramientos están ubicados en inmediaciones del puesto El Álamo y se extienden como una faja hasta el sur del lago San Martín. En la localidad tipo, la formación se caracteriza por una sucesión monótona de areniscas feldespáticas, areniscas cuarzosas y camadas delgadas de conglomerados hacia el techo. Arbe (1986) describió ciclos granodecrecientes de arcilitas que gradan hasta areniscas, en las que es común la presencia de glauconita y la actividad de procesos mareales.
Nullo et al. (1999) por su parte, mencionaron areniscas claras, de grano mediano y composición cuarzo- feldespática que alternan con niveles pelíticos de color pardo verdoso a gris. Hacia el techo las areniscas pasan a conglomerados de hasta un metro de potencia. Son depósitos originados en un ambiente de plataforma bajo influencia mareal, con paleocorrientes que provienen del nornoroeste. Los espesores medidos varían según los autores: más de 167 m (Bianchi, 1967), 500 m (Arbe, 1986) y más de 200 m (Nullo et al., 1981a). Canessa et al. (2005) restringieron la extensión y espesor de la unidad y le asignaron 275 m de potencia.
En el puesto El Álamo y hacia el oeste, la Formación Puesto El Álamo se asienta concordantemente sobre la Formación Lago Viedma, de la cual se diferencia por la aparición brusca de areniscas de manera transgresiva. Lateralmente y en su techo equivale a la base de la Formación Mata Amarilla, a la cual pasa transicionalmente. Hacia el sur del lago Viedma se correlaciona enteramente con niveles medios de la Formación Cerro Toro. Contenido paleontológico Los fósiles determinados por Riccardi (2002) están ubicados en la Biozona de Asociación de Pachydesmoceras (Turoniano tardío): Pachydesmoceras cf. linderi de Grossouvre, Sciponoceras santacrucense Leanza, Placenticeras sp., Hoploparia arbei Aguirre-Urreta, Pterotrigonia (Rinetrigonia) nullorum Levy y Pacitrigonia alamensis Levy. Se hallaron además las siguientes especies, sin ubicación estratigráfica precisa: Pterotrigonia aff. windhauseni (Wilckens), Pterotrigonia aliformis, Pleurotrigonia? sp., Pinna anderssoni Wilckens, Lahilla sp., Baculites sp., Placenticeras aff. meeki (Boehm), Placenticeras viedmaense Leanza, Placenticeras santacrucense Leanza, Placenticeras washbournei, Placenticeras patagonicum Leanza, Anapachydiscus steinmanni (Paulcke), Canadoceras megasiphon Leanza, Inoceramus andinus Wilckens, Inoceramus steinmannii Wilckens, Hoploparia antarctica Wilckens, Aucellina sp., Pinna morenoi Wilckens, Panopaea inferior Wilckens.
La zonación bioestratigráfica otorga una edad turoniana. Hacia el este, y por hallarse debajo de la Fáunula de Gauthiericeras del cerro Índice, podría llegar hasta el Coniaciano.
Formación Mata Amarilla
Esta unidad reúne las pelitas y areniscas que yacen por encima de la Formación Piedra Clavada, desde aproximadamente la localidad de Tres Lagos hasta el sur del lago San Martín. Ameghino (1906) había ubicado las sedimentitas del valle del río Shehuen en el Étage Sehuenneén de su Formation Guaranienne. Fue diferenciada por primera vez por Feruglio (1938) y Piatnitzky (1938) en el valle del río Chalía y denominada como Estratos de Mata Amarilla (Feruglio, en Fossa Mancini et al., 1938). El nombre se formalizó a partir de Bianchi (1967) y Leanza (1972), criterio seguido por Nullo (1978), Riccardi y Rolleri (1980), Nullo et al. (1981 a, b) y Arbe (1986, 1987, 1989, 2002).
La formación puede observarse entre los lagos Viedma y San Martín en el área de los cerros Pana y Cangrejo. Regionalmente la unidad, de color gris y gris oscuro, está compuesta por unos 350 m de arcilitas y areniscas intercaladas, con frecuentes fósiles marinos. En la región del lago San Martín afloran areniscas arcillosas de color amarillo a gris oscuro, con areniscas pardas y grisáceas friables. Subiendo en el perfil aumenta la proporción de areniscas, con algunas lentes gruesas de hasta 4 m de potencia con estratificación entrecruzada en artesa. Estas artesas, orientadas unimodalmente, tienen dimensiones moderadas, de unos 20 cm de ancho y 70 cm de potencia (Goin et al., 2002).
Hacia arriba desaparecen paulatinamente los fósiles marinos y aparecen cerca del techo fragmentos de huesos de dinosaurios, hecho que indica condiciones continentales, para pasar a las formaciones Cardiel al norte del cerro Kachaike y Pari Aike al sur. Las litologías observadas revelan un ambiente litoral similar al de la Formación Piedra Clavada, pero afectado por un mayor aporte sedimentario proveniente del continente. Las facies continentales reemplazan de forma gradual el ambiente litoral, hasta llegar al medio subaéreo, caracterizado por extensas llanuras cruzadas por cursos fluviales canalizados, posiblemente en un clima húmedo.
Hacia abajo, la Formación Mata Amarilla pasa vertical y lateralmente a la Formación Piedra Clavada. Hacia el sur y sureste pasa en su techo a la Formación Pari Aike. Hacia el sudoeste se correlaciona, por su contenido de amonites, con la Formación Puesto El Álamo. Goin et al. (2002) sugirieron que las formaciones Mata Amarilla y Pari Aike podrían ser unidades estratigráficas equivalentes.
De la meseta de Kachaike se conoce el siguiente material paleontológico (Piatnitzky, 1938; Feruglio, 1938): Corbula sehuena Ihering, Actaeonella patagonica Feruglio, Potamides patagonensis Ihering, Exogyra guaranitica Ihering, Modiola cf. araucana d’Orbigny, además de escamas de ganoideos, placas y huesos de tortugas, raros dientes de selacios, pequeñas vértebras anficélicas y madera petrificada y/o carbonizada. De real importancia son los afloramientos del cerro Índice, algo al este del lago Viedma, en donde se han hallado Placenticeras Meek, de la Zona de Asociación de Pachydesmoceras, del Turoniano tardío, y Gauthiericeras santacrucense (Leanza), de la Zona homónima, de edad coniaciana tardía (Riccardi, 2002). Hacia el este, en el río Shehuen en inmediaciones de la localidad tipo, la sección basal es netamente continental con restos de dinosaurios y otros vertebrados.
Por su yacencia sobre la Formación Piedra Clavada, la Formación Mata Amarilla tendría en su base una edad turoniana media, mientras que en el techo llegaría hasta el Santoniano medio (Arbe, 2002).
Grupo Divisadero
Con la denominación Serie Divisadero, Heim (1940) denominó a secuencias volcanogénicas del Cretácico inferior aflorantes en el segmento sur de la Cordillera Patagónica, formalizándola luego con el nombre de Formación Divisadero y describiendo el perfil tipo en el cerro que le da nombre, al sur de Coyhaique (Chile) (Heim, 1942). Posteriormente, Russo y Flores (1953) reconocieron esta unidad en la comarca de Apeleg y Turazzini (1968) hizo lo propio en la situada entre el arroyo Gato y el río Senguerr.
Dentro del ámbito de la Hoja Lago Buenos Aires, Lapido (1979c) y Malagnino (1981) describieron esta secuencia volcaniclástica al norte del cerro Teta. Este último autor propuso denominarla Formación Fénix Grande. Con la denominación Grupo Divisadero, Ramos (1976, 1978, 1981) y Lapido (1979c) caracterizaron las secuencias volcanogénicas del Cretácico inferior aflorantes en el extremo sur de la Cordillera Patagónica Septentrional.
Dal Molín (1996) estudió afloramientos de esta unidad comprendidos entre los cerros Compañía, Alto Castor, Acantilado, Mallín Redondo y Arraigada y el río Senguerr, al norte de la Hoja. En áreas cercanas fuera de la Hoja, diferentes autores han diferenciado las siguientes unidades en el Grupo Divisadero: Formación Cordón de las Tobas (Fuenzalida, 1968), Miembro Ventisquero de la Formación Tamango (Thiele et al., 1979), Formación Carrenleufú (Pesce, 1978), Formación Chile Chico (Charrier et al., 1979), Formación Payaniyeu (Ploszkiewicz y Ramos, 1977), Formación Ñirehuao (Skarmeta y Charrier, 1976; Ramos, 1981), Formación El Gato (Ploszkiewicz y Ramos, 1977), Formación Pico Solo (Lizuaín, 1983 y 1987).
El Grupo Divisadero aflora al noroeste de la bahía Lago Buenos Aires, en áreas cercanas a las nacientes del río Fénix Grande y al cerro Teta.
En el estudio de la Hoja Lago Buenos Aires no se han diferenciado las formaciones del Grupo Divisadero, mapeándoselo en forma complexiva. El Grupo Divisadero está constituido por rocas volcaniclásticas, principalmente por piroclastitas, con intercalaciones lávicas de riolitas, dacitas y andesitas. Durante el presente trabajo se estudiaron los afloramientos ubicados en el área cercana a La Horqueta, en la margen sur del río Fénix Grande, donde se expone una potente sección de más de 500 metros.
La unidad presenta allí un color verde, blanco y pardo rojizo, y está integrada por tobas brechosas, tufitas, mantos lávicos porfíricos e ignimbritas. Se destacan varias decenas de metros de tobas, muy contínuas lateralmente, de color castaño blanquecino, que presentan bandeamiento dado por diferencias en la coloración. Están constituídas por fenocristales blanquecinos de andesina, hornblenda y cuarzo y litoclastos de pumicitas y volcanitas. Se observan también fiammes y una matriz afanítica de textura vitroclástica. Intercaladas con las tobas se observan algunos mantos de fenoandesitas de color gris verdoso oscuro, de 2 m de espesor, en las que se distinguen fenocristales de plagioclasa de hasta 2 mm y mafitos prismáticos moderadamente alterados en una pasta afanítica.
Microscópicamente se observa una textura porfírica, con pasta pilotáxica, y fenocristales de labradorita, augita y minerales opacos. La pasta es de plagioclasa, augita, vidrio castaño y minerales opacos; también se observan microlitas de plagioclasa suborientadas y criptofelsita intersticial. La labradorita presenta inclusiones de augita y bordes corroídos. Las ignimbritas muestran al microscopio gran cantidad de vitroclastos con incipiente desvitrificación y, en menor proporción, fenocristales de andesina. La pasta está compuesta por abundantes trizas sumamente deformadas y agregados muy finos de cuarzo.
Hacia la parte más alta del perfil afloran tres metros de pórfiros andesíticos de color verdoso, de grano fino. Se distinguen cristales tabulares de plagioclasa y mafitos prismáticos oscuros. La textura es porfírica, constituida por fenocristales de andesina, hornblenda castaña, augita y minerales opacos. La pasta es de plagioclasa, minerales opacos y augita. Microscópicamente se observó que la andesina presenta una zonación inversa y aparece cribada, con relictos de vidrio castaño; la hornblenda es castaña con reemplazo de clorita, y la pasta es un agregado que consta de una base feldespática en la que se distinguen microlitas de plagioclasa, opacos, pequeños cristalitos de augita y delgadas venillas de carbonatos. También se observan intercalaciones de cuerpos tabulares de basaltos de hasta 3 m de espesor, de rumbo norte-sur y buzamiento entre 10º y 15º al este, de color gris oscuro, macizos, de carácter porfírico, con una pasta intersertal. Los fenocristales son de andesina, augita y olivina.
Microscópicamente se observa una textura porfírica formada por fenocristales principalmente de plagioclasa (andesina) con zonación múltiple oscilatoria, cribados, que en algunos casos presentan relictos de vidrio castaño. La pasta está constituida por andesina, augita, minerales opacos y serpentina, con microlitas de andesina orientadas entre las que se observan cristalitos de augita, opacos, serpentina y agregados criptocristalinos. La olivina se conserva en relictos y la mayoría se encuentra reemplazada por agregados serpentínicos y corroídos por la pasta. Ramos y Palma (1983) determinaron que esta unidad fue generada por un volcanismo calcoalcalino de arco magmático, integrado por un arco interno con predominio andesítico y un arco externo de naturaleza ácida, y la existencia de una extensión ensiálica.
Al noreste del cerro Teta, sobre las márgenes de río Fénix Grande se puede observar un contacto concordante entre el Complejo El Quemado y el Grupo Divisadero.
Al sur del cerro Ap Iwan, en territorio chileno, esta unidad está en concordancia sobre las sedimentitas marinas cretácicas de la Formación Apeleg. El techo se encuentra cubierto por coladas lávicas de la Formación Meseta Lago Buenos Aires, en los cerros Teta y Rojo.
Dentro del ámbito de la Hoja Lago Buenos Aires, al norte del cerro Teta Malagnino (1981) realizó una datación radimétrica indirecta sobre una diabasa que intruye a una intercalación de tobas y brechas. Obtuvo una edad de 88 +/- 3 Ma, es decir Cretácico superior, edad que propone ser tomada como mínima para esta secuencia volcánica. En la región chilena, Charrier et al. (1979) obtuvieron una datación K/Ar de 111+/- 2 Ma en una toba riolítica, expuesta a 3 km del borde de la meseta Lago Buenos Aires de Chile.
En la misma región, Halpern y Fuenzalida (1978) obtuvieron una edad K/Ar de 106+/- 9 Ma. En la región del lago Fontana, al norte de la Hoja, Ramos (1981) realizó dataciones radimétricas de muestras de la Formación Carrenleufú aflorantes en el cerro Don Rueda y en el portezuelo Cumbre Negra, que han arrojado edades entre 111+/- 5 Ma y 125 +/- 10 Ma (barremiana tardia-aptiana). En la Formación El Gato se obtuvieron edades más jóvenes, de 105+/- 10 y 95+/- 5 Ma, que indicarían una edad aptiana-albiana. Estudios realizados por González Díaz y Lizuaín (1984) permitieron extender el dominio paleogeográfico de este volcanismo hasta el norte de Esquel y los 42ºS. Para la Cordillera Patagónica de la provincia de Río Negro se determinaron valores comprendidos entre 120+/-5 Ma y 155+/-10 Ma (Aptiano a Tithoniano).
De acuerdo a las relaciones estratigráficas y las edades obtenidas por los diferentes autores citados, en este trabajo se acepta una edad barremiana tardía- aptiana para esta unidad. Franchi y Page (1980) correlacionaron al Grupo Divisadero con las rocas correspondientes al volcanismo calcoalcalino que se desarrolló en la Precordillera del Chubut, el cual fue dividido en tres episodios volcanogénicos: 1) basaltos y tobas e ignimbritas (62+/-3 - 83+/-10 Ma), 2) dacitas, riodacitas, tobas e ignimbritas (73+/- 2 Ma), y 3) dacitas, andesitas y basaltos (91+/- 3 Ma - 111+/- 5 Ma).