La Formación Bonete se asienta en concordancia sobre Piedra Azul (Harrington, 1947); compuesta por areniscas y pelitas en proporciones aproximadamente equivalentes, alcanza un espesor de 400 m en su perfil tipo (cerro Bonete, Harrington, 1980).

Las areniscas son petrográficamente arenitas cuarzosas, arenitas arcósicas y subarcosas, de color gris verdoso, a menudo con motas blanquecinas. Texturalmente resultan areniscas finas y muy finas, generalmente laminadas, muestran con alguna frecuencia distintos tipos de ondulitas en el techo de los bancos. Estas rocas han proporcionado abundantes restos de invertebrados marinos referidos a la Fauna de Eurydesma (Harrington, 1955; Rocha Campos y De Carvalho, 1975; Amos, 1980). En lo que respecta a las pelitas, son de color gris obscuro, conforman bancos de geometría fuertemente tabular, tanto de carácter internamente macizo como laminados. Con alguna frecuencia han sido reportados restos vegetales en estos niveles (Harrington, 1947; Menéndez, 1966; Archangelsky y Cúneo, 1984).

El desarrollo de facies deltaicas, especialmente hacia la parte superior de la unidad, ha sido señalado por Andreis et al. (1989) y Andreis y Japas (1991).

La edad de la Formación Bonete puede ser establecida por su contenido paleontológico; por un lado la existencia de elementos correspondientes a la Fauna de Eurydesma (de amplia distribución en el Gondwana) indicaría una edad pérmica temprana (sakmariana) para la formación (González, 1981; Archangelsky et al., 1991 b). Paralelamente los restos vegetales encontrados en las capas pelíticas han sido ubicados en la Zona Glossopteris (Archangelsky y Cúneo, 1984) y referidos al Pérmico inferior (Sakmariano- Artinskiano). Estudios composicionales de las areniscas de las Formaciones Sauce Grande, Piedra Azul y Bonete han sido efectuados por Andreis (1965), Andreis et al. (1979) y Andreis y Cladera (1992).

Estos estudios llevan a describir a las areniscas como arcosas y subarcosas; en el caso particular de las diamictitas de Sauce Grande, Andreis y Cladera (1992) han señalado modas detríticas Q=69: F=26: L=5. Estos valores son bastantes similares a los reportados por López Gamundí et al. (1994) en estudios llevados a cabo sobre las Formaciones Piedra Azul y Bonete, donde se obtuvieron modas del tipo Q=70: F=24: L=6.

 

La Formación Tunas aflora en la porción oriental de las Sierras Australes y en algunos asomos aislados de las planicies que se disponen hacia el oriente (alto González Chávez de la cuenca Claromecó). Debido a la falta de niveles guía y a su plegamiento, el espesor de esta unidad ha sido motivo de apreciaciones dispares; por un lado Suero (1957) lo estimó en 2400 m, mientras que Japas (1986) ha medido secciones del orden de 1000 metros.

Consiste en areniscas con pelitas subordinadas y en mucha menor proporción chonitas y tobas. Las areniscas son de colores claros, principalmente gris castaño hasta rojizo y ocasionalmente amarillo; se trata principalmente de areniscas finas y medianas, las que se presentan tanto en bancos macizos como con laminación horizontal, ondulítica o sets entrecruzados. Por su parte, las pelitas conforman estratos delgados y muy delgados, marcadamente tabulares, tanto macizos como laminados.

Estas rocas han proporcionado restos vegetales compuestos principalmente por glossopteridales, articuladas y algunas licópsidas, junto a escasos restos de invertebrados marinos (principalmente bivalvos) en deficiente estado de preservación (Harrington, 1947; Furque, 1973; Ruiz y Blanco, 1985). Finalmente, existen algunas intercalaciones muy delgadas de piroclastitas, tobas y chonitas principalmente vítreas, las que afloran en la mitad superior de la Formación Tunas en la localidad de Abra del Despeñadero (Iñiguez et al. , 1988).

En estos niveles se ha destacado la formación de beidellita y vermiculita a expensas de la transformación diagenética de las piroclastitas (Iñiguez et al., 1988). La Formación Tunas puede ser fácilmente segregada de la sucesión Sauce Grande-Piedra Azul- Bonete sobre la base de diferencias composicionales, un mejor definido patrón de paleocorrientes (desde SO a NE) y en menor medida por diferencias en los paleoambientes sedimentarios (Harrington, 1980; Andreis et al., 1989; Andreis y Japas, 1991; López Gamundí et al., 1995). Composicionalmente, la Formación Tunas muestra modas detríticas con un sensible incremento en los líticos en detrimento del contenido de cuarzo.

Así las modas detríticas para esta Formación muestran composición media Q=46: F=31: L=22 (López Gamundí et al, 1995), donde los líticos son principalmente metamórficos (pizarras y esquistos de bajo grado) y de vulcanitas (riolitas, riodacitas, andesitas y algunas tobas). En lo que respecta a sus paleoambientes sedimentarios, la parte basal de esta unidad ha sido considerada como la culminación de un ciclo regresivo caracterizado por la formación de depósitos de islas barreras, seguido hacia la parte media y superior por condiciones de inundación marina, tal cual lo señala la mayor proporción de pelitas (Andreis et al., 1989).

Recientemente, Zavala et al. (1993) reportaron la existencia de depósitos fluviales en la localidad de Las Mostazas, reconociendo ocho facies sedimentarias y varios elementos arquitecturales. Los citados autores interpretaron al sistema fluvial como meandroso, de carga mixta, identificando depósitos de canal, caracterizados por eventos de acreción lateral, migración de formas del lecho arenosas y facies de planicie de inundación.

Estudios estructurales de la cubierta sedimentaria paleozoica de las Sierras Australes han sido llevados a cabo por Harrington (1947, 1970, 1972), Kilmurray (1969), Massabie y Rossello (1984, 1990), Massabie et al. (1986), Cobbold et al. (1986; 1991), Varela et al. (1987), Japas (1986, 1988, 1995), Di Nardo y Dimieri (1988), Sellés Martínez (1989), Rossello y Massabie (1981), Rossello et al. (1993). De acuerdo con lo señalado por algunos de estos estudios, esta región y sus alrededores sufrieron movimientos transpresivos dextrales durante la orogenia Hercínica (Cobbold et al., 1986; 1991).

Esta deformación es evidente en las Sierras Australes, donde sus efectos se encuentran bien expuestos en varias localidades, incluyendo pliegues con clivaje de plano axial, estructuras s/c, lineaciones de estiramiento (Cobbold et al, 1986), desarrollo de metamorfismo en facies de esquistos verdes, pliegues de crecimiento caracterizados por depocentros en los sinclinales y secuencias condensadas en los anticlinales (Cobbold et al., 1991; Rossello et al., 1993). La fase de mayor deformación en esta región habría tenido lugar durante el Pérmico tardío- Triásico temprano y fue parcialmente coetánea con la sedimentación de la Formación Tunas. En este sentido los horizontes tobáceos de dicha formación, interpretados como lluvias de cenizas (Iñiguez et al., 1988), proporcionan evidencias de volcanismo contemporáneo con la sedimentación. La estrecha relación entre volcanismo a lo largo del margen continental, deformación en la faja orogénica adyacente y sedimentación en las cuencas de antepaís contiguas, constituye un rasgo común documentado en las Sierras Australes de la Argentina y la zona del Cabo en Sudáfrica (Visser, 1987, 1993 y López Gamundí et al., 1995).

Por otro lado, las edades y composiciones semejantes entre el volcanismo de la Formación Choiyoi y sus equivalentes patagónicos (Rapela y Kay, 1988; Pankhurst et al., 1992), las ignimbritas riolíticas de Lihué Calel (Linares et al., 1980; Sruoga y Llambías, 1992) y los horizontes tufáceos presentes en las cuencas Paraná, Sauce Grande-Colorado y Karroo sugieren una fuerte relación genética entre estos episodios. Así, López Gamundí et al. (1994), consideraron que los horizontes volcanogénicos presentes en las mencionadas cuencas están relacionados con la actividad volcánica registrada a lo largo del margen gondwánico.

De esta manera, Forsythe (1982), Uliana y Biddle (1987) y López Gamundí et al. (1994) relacionaron la actividad magmática y la deformación de las Sierras Australes con la presencia de un margen de tipo andino, con un extenso arco magmático y cuenca de retroarco. Por su parte, Ramos (1984) y Ramos et al. (1986), consideraron que estos procesos podrían haber correspondidos a una colisión continente-continente debida a una superficie de subducción inclinando al SO por debajo de una placa patagónica.