En la región de los lagos La Plata y Fontana (provincia del Chubut) las volcanitas fueron denominadas Formación Lago La Plata por Ramos (1976) formalizando el nombre de «Serie de Lago La Plata» propuesto por Quartino (1952). Haller y Lapido (1980) reunieron a distintas unidades aflorantes entre los 43º y 47º S en territorio argentino y chileno bajo el nombre de Grupo Lago La Plata; recibieron además otras denominaciones locales como «Serie de Ibañez’’ (Heim, 1940), «Complejo Porfírico de la Cordillera» (Feruglio, 1949), Formación Huemul (Thiele et al., 1979), Formación Lago La Plata (Ramos, 1976 y 1981), Formación Arroyo Cajón (Pesce, 1979 a) y Formación Elizalde (Skarmeta y Charrier, 1976).
Formación Lago La Plata Estas rocas andesiticas fueron descriptas por primera vez por Feruglio (1931 y 1949), quien las reconoció en el itsmo que separa los lagos Fontana y La Plata y en aislados asomos, como los del cerro Pescador en la margen norte del lago Fontana. Sin embargo corresponde a Quartino (1952) el estudio petrográfico y la delimitación de su importancia areal en la margen sur de los lagos Fontana y La Plata. A este autor se debe la denominación de esta unidad, ya que utilizó por primera vez el nombre de "Serie del Lago La Plata" para el conjunto de volcanitas aflorante en la localidad homónima, y que fue formalizado posteriormente como Formación Lago La Plata (Ramos, 1976, pág. 45). Su localidad tipo se encuentra en la margen sur del lago La Plata, donde fue caracterizada petrográficamente por Quartino (op. cit.). Su distribución está restringida al sector cordillerano. Aflora en la margen sur de los lagos Fontana y La Plata entre el arroyo Blanco y el Paso Kozlowski. Buenas exposiciones se observan en las adyacencias de la mina la Ferrocarrilera, en los arroyos Flores y Fragua y en el cerro Muzzio. En la margen norte de ambos lagos los afloramientos son menos importantes. Los más orientales son los del cerro Pescador, ya reconocidos e ilustrados por Feruglio (1949), junto con las exposiciones en ambas márgenes del rio Unión. Afloramientos menos expuestos se observan al sureste de loma Collar, en las márgenes del arroyo Perdido y en las penínsulas e islas al sur del cerro Dedo Chico. Los asomos más occidentales llegan hasta la margen izquierda del río ubicado inmediatamente al oeste de la loma Pelada. La base de esta unidad no aflora en la comarca, pero dos kilómetros al noreste de la localidad de Appeleg, cerca del borde oriental de la Hoja, ha sido reconocida por Malumián y Ploszkiewicz (1976). Allí sobre depósitos marinos liásicos, bien documentados por una abundante fauna de amonites y pelecípodos de edad toarciana, se apoyan volcanitas andesíticas homologables de esta unidad. En el límite occidental que pasa por el río Las Cataratas las volcanitas de la Formación Lago La Plata son claramente intruidas por el Granito La Plata Chico y lo mismo se observa en el portezuelo Nacimiento Río Torcaza. En su constitución litológica se pueden distinguir dos miembros: uno predominantemente volcánico, de otro con mayor participación sedimentaria. Sin embargo la división entre ambos no es neta, ya que se pueden observar los distintos tipos, interpuestos recurrentemente, en diversas localidades. Miembro volcánico Este miembro es el de mayor distribución areal y está caracterizado por un amplio predominio de andesitas y tobas andesíticas. Se caracteriza por sus colores oscuros, que varían entre gris verdoso y morado intenso, según el grado de meteorización y contenido en hierro. El espesor es difícil de estimar, dado el notable fallamiento que segmenta sus afloramientos en diferentes bloques. En algunos de ellos se ha llegado a estimar hasta 1.500 metros de espesor en el sector occidental y 800 metros en el sector oriental, siendo ambos valores parciales. Su litología está integrada por tobas líticas de composición andesítica dominante, ocasionalmente dacítica. Las tobas constituyen bancos gruesos que oscilan entre 50 y 80 cm, mientras que las andesitas se presentan en cuerpos macizos como en el cerro Delia o en el cerro Muzzio, sin estratificación visible. Su aspecto macroscópico está caracterizado por la casi constante presencia de fenocristales blanquecinos de plagioclasa de 3 a 5 mm de diámetro en una pasta afanítica oscura. Esta, cuando alterada, como en las cercanías de la mina La Ferrocarrilera, adquiere colores claros y verdosos, hasta ocráceos en parte. Al microscopio están caracterizadas (Quartino, op. cit.) por una estructura porfirica compuesta por abundantes cristales de plagioclasa en dos generaciones, considerablemente alterados. Unos tienen algunos milímetros de diámetro, en contraposición con otros más pequeños y abundantes, en confusa relación con la pasta de grano muy fino, que se halla obliterada por la elevada cantidad de hierro. La textura de la pasta es holocristalina y microgranosa. Los fenocristales son de albita oligoclasa, hasta andesina inclusive. En ellos es común una incipiente alteración arcillosa que casi siempre se halla presente, aún en los feldespatos de rocas aparentemente frescas. Los máficos son escasos, estando constituidos por anfíboles reemplazados por calcita, óxido férrico, clorita y epidoto. La pasta está constituida por una densa agrupación sin ordenamiento fluidal de tablillas de plagioclasa con cristales subordinados de clorita, epidoto y calcita. Como mineral accesorio se halla en algunas muestras apatita. Junto a estas andesitas predominan las tobas de igual composición, con un predominio de texturas vitrocristalinas y laicas. En estas últimas los litoclastos raramente exceden los 3 mm de diámetro y suelen estar uniformemente distribuidos, junto con cristales de plagioclasa de tamaño similar en una pasta afanítica de color gris morado oscuro. En ninguna de estas tobas se han observado texturas eutaxíticas, las que son características de las volcanitas más jóvenes, como las observables en las ignimbritas de la Formación Carrenleufú. En ciertos sectores se hallan interpuestos a las andesitas mantos dacíticos de notable potencia como los del cerro Pescador, en la margen norte del lago Fontana o las del cerro Delia, al este del cerro Katterfeld. Estas dacitas se presentan en mantos de 15 a 20 metros de espesor de color gris verdoso pálido con textura porfírica y pasta afanítica. Los fenocristales son de cuarzo y feldespato y varían entre dos y cuatro milímetros. Fueron estudiados petrográficamente por Quartino (1952), quien reconoció un predominio de plagioclasa en los fenocristales, aunque el maclado no es visible debido a la turbidez generada por la alteración a epidoto, clorita, sericita, y calcita junto con material fino arcilloso. Su composición varia de oligoclasa a andesina (An35) y los cristales presentan secciones alotriomorficas. Los fenocristales de cuarzo son idiomorfos con secciones de típica forma exagonal. Algunos presentan corrosiones más o menos acentuadas, hasta carecer de forma definida. La roca contiene algunos xenolitos de pasta microgranosa de pórfido cuarcífero, trozos de vidrio devitrificado, cristales de apatita y agrupaciones de epidoto, clorita y calcita y óxido de hierro opaco. La pasta es por lo general un agregado muy fino de cuarzo, feldespato, óxido de hierro y clorita.En casi toda el área de afloramientos las rocas volcánicas de este miembro se hallan atravesadas por diques dacíticos y vetas de cuarzo correspondientes a ciclos más jóvenes. Dada su íntima mezcla con las volcanitas de la Formación Lago La Plata, no han podido ser separadas en el mapa. Miembro sedimentario Las rocas de este miembro presentan menor expresión areal que el de las volcanitas. Hay un aparente predominio y mayor participación sedimentaria hacia el techo de la unidad. Parte de las rocas asignadas a esta unidad han sido interpretadas como un basamento premesozoico por algunos autores, debido al metamorfismo que presenta en la zona de contacto con los cuerpos intrusivos de la Formación Muzzio (véase Ramos, 1976, pág. 47). Está compuesto por lutitas pizarreñas y conglomerados polimícticos como los aflorantes entre la Ensenada del Burro y la Bahía del Arenal. Se observan buenas exposiciones del conglomerado al este del aserradero Carbajal, donde se hallan interpuestos con tobas y brechas volcánicas. Su espesor es difícil de estimar dada la intensa dislocación que presentan, pero se puede afirmar que es considerablemente menor que el miembro volcánico. En el lado norte de los lagos, donde las exposiciones son más escasas se ha constatado su presencia en las nacientes del arroyo Perdido. En esta área predominan las areniscas cuarcíticas gris oscuras, muy induradas, en parte hornfelizadas por las intrusiones graníticas. Más hacia el oeste están casi ausentes, ya que entre ensenada Huemul y Loma Caiquén predomina ampliamente el miembro andesítico. Edad y ambiente de depositación Entre los distintos geólogos que estudiaron las volcanitas del lago La Plata hubo acuerdo general en atribuirles una edad jurásica. Corresponde a Quartino (1952) el mérito de encontrar los primeros registros fósiles en esta Formación. Es así que en las adyacencias del cerro Katterfeld, en pizarras pertenecientes a esta unidad cita el hallazgo de una flora reconocida por Frenguelli (Quartino, op. cit.) como Otozamites sp. y Cladophlebis sp., a las que asigna al Jurásico inferior. Restos similares a este último género son citados por Ramos (1976) en tobas de los términos inferiores de la Formación Lago La Plata en la Bahía del Arenal.El reciente hallazdo de Malumián y Ploszkiewicz (1976) de estas volcanitas sobre los depósitos marinos del Toarciano, permite definir la base de esta unidad, por lo menos para el sector andino oriental, desechando su asignación al Jurásico inferior. Su techo está dado por la discordancia que separa en el arroyo Pedregoso a estas volcanitas y a la Formación Cotidiano, de la Formación Tres Lagunas de posible edad titoniana. Es así que se podría restringir tentativamente la edad de estas volcanitas al Jurásico medio, coincidiendo en parte con la asignación al Dogger de este ciclo volcánico, postulada por Ceccioni y Charrier (1974) para la región de Aysén. Sin embargo, es necesario destacar que en el sector más interno de la cuenca el volcanismo parece haber continuado con esporádicas interrupciones hasta el Jurásico más superior, como lo establecen Skarmeta y Charrier (19761, al asignar la Formación Elizalde a esta edad. Asimismo Skarmeta (1976), para la región fronteriza adyacente, en el perfil del río Emperador Guillermo, coincide en la edad jurásica superior de esta unidad, al estar por debajo de lutitas negras con Spiticeras (Spiticeras) sp. fósil característico del Berriasiano. Una datación de una andesita del arroyo Fragua, dio por el método K/Ar en roca total una edad de 129 ±10 m.a., que corresponde al lapso Titoniano-Berriasiano. Dada la intensa actividad hidrotermal en este sector se interpreta esta edad como mínima, ya que dataciones procedentes del río Toqui, por debajo de niveles asignables a la Formación Cotidiano, han arrojado valores que oscilan en 145 ± 10 m.a., y permiten ubicar a parte de esta unidad en el Kimmeridgiano. Como conclusión de lo expuesto se asigna a las volcanitas de la Formación Lago La Plata una edad desde el Jurásico medio al superior, por debajo de la discordancia araucánica. El ambiente de depositación de estas volcanitas presenta un cambio transicional del oeste hacia el este. Es así que en el sector oriental y en la parte inferior de la secuencia, como lo denota su asociación con floras fósiles, predominó un ambiente continental. Hacia el techo, engranando en parte lateralmente con esta unidad, se encuentran en el sector más occidental depósitos marinos interdigitados con los fenómenos efusivos póstumos de estas volcanitas.
Formación Cotidiano Esta unidad litológica propuesta por Ramos (1976) comprende una serie de depósitos marinos que tienen su localidad tipo en las inmediaciones del arroyo Cotidiano, al norte del itsmo que separa los lagos Fontana y La Plata. Estas rocas sedimentarias eran sólo conocidas en el arroyo Pedregoso donde fueron mencionadas por Quartino (1952) y Llorente (1968). En ambos casos fueron incluidas en forma conjunta con los depósitos titoneocomianos, a pesar de la discordancia que la separa de los mismos. Las relaciones que presenta la Formación Cotidiano con las rocas infrayacentes son de interdigitación con los términos superiores de la Formación Lago La Plata. El contacto con las volcanitas y tobas asociadas es transicional, ya que comienza con la presencia de delgados bancos de areniscas calcáreas, que se interponen con rocas andesíticas hasta alcanzar un neto predominio de bancos calcáreos. Estos lateralmente pasan a tobas, ya que sus afloramientos no son continuos y representan aislados asomos de pocos kilómetros de longitud. Hasta el presente trabajo se han reconocido depósitos asignables a la Formación Cotidiano en las siguientes localidades: 1 Inmediaciones del arroyo Cotidiano al norte del río Unión. 2 Parte media del arroyo Pedregoso por encima de la primera cascada. 3 Ambas márgenes del río Toqui en las adyacencias de la mina homónima (región fronteriza de Aysén cercana al paso del portezuelo Catedral). En la región más al sur de Coyhaique, entre los lagos Buenos Aires y Cochrane, Niemeyer (1975) reconoció en su Formación Ibáñez, equivalente más austral de la Formación Lago La Plata, la presencia de calizas interpuestas con los términos superiores de la serie volcánica jurásica. En este caso se trataría de calizas en cuyos niveles micríticos se han hallado algas calcáreas verde azules (Niemeyer, op. cit.).
En la sección transversal de estos bancos se observan horizontes dolomitizados interpuestos en las calizas, que indicarían etapas sucesivas de crecimiento del arrecife. La parte superior está constituida por unos 70 cm de caliza con abundantes cavidades de forma similar a las descriptas por Bein (1976). Estas podrían ser producidas por la menor cementación de los rellenos, en su mayor parte sedimentos finos bioerodables, que componen la matriz que llena los espacios vacios entre los distintos organismos. En ambos afloramientos se observa una fracturación diagenética primaria, rellenada por venas de calcita espática y blanquecina. Más hacia el oeste se observa un nuevo núcleo de alta densidad de cnidarios, en los que se pueden reconocer dos o tres formas diferentes de colonias constituyendo otra área positiva, con características similares a las anteriores. Por último los afloramientos más occidentales ya no tienen características biohermales, pues faltan las típicas calizas esqueléticas (boundstones). Los corales se presentan en individuos no coloniales y la caliza dominante es una fangolita calcárea (mudstone). En esta se observan ejemplares aislados de ostreidos, algunos de notable tamaño, junto con restos de posibles amonites muy recristalizados. En estos afloramientos se ha estimado un espesor de la Formación Cotidiano menor a quince metros.
Grupo Coyhaique Se usa esta denominación para agrupar en la unidad estratigráfica primeramente reconocida por Heim (1940) en la región adyacente al sur, a las siguientes formaciones: Formacion Tres Lagunas (Ploszkiewicz y Ramos, 1977), Katterfeld (Ramos, 1976) y Apeleg (Ploszkiewicz y Ramos, 1977).a) Formación Tres Lagunas Formacion Tres Lagunas Tiene su perfil tipo en la cantera homónima, ubicada unos 4 kilómetros al oeste de la ruta 40, distante 15 kilómetros de la localidad de Alto Río Senguerr. Se la ha reconocido en el sector sur del lago Fontana. Dada la estructura tectónica que presenta la comarca, no hay afloramientos donde se pueda observar un perfil completo de la misma. En el arroyo Pedregoso se observa la parte media e inferior, mientras que en el arroyo Blanco sólo se encuentran los términos superiores. En el arroyo de la Mina asoma una sección parcial de difícil ubicación. Para observar su perfil completo es necesario examinar la sección aflorante en la unión de los ríos Concordia y Toqui, en la región chilena adyacente. Sus relaciones estratigráficas varían de este a oeste. En su localidad tipo, así como en el arroyo Pedregoso esta secuencia se inicia con un potente banco de conglomerados que está indicando una discordancia por lo menos erosiva con las Formaciones Lago La Plata y Cotidiano, respectivamente. En la localidad más occidental correspondiente al río Concordia, el contacto es de aparente concordancia. En la zona del Ao. Palmero la Formación Tres Lagunas aflora unos 100 metros agua arriba de la primer cascada, hasta el salto principal. La secuencia se inicia con un miembro basal conglomerádico de 23 m de espesor, que aflora sobre la margen sur del arroyo. Alli el perfil es el siguiente a) Conglomerado ferruginoso en bancos de laminación paralela gruesa (70 a 80 cm) con clastos subredondeados de 2 a 3 cm, con esqueleto semiabierto compuesto por cuarzo y calcedonia. Espesor: 7 metros. b) Conglomerado gris, macizo, sin estratificación, con clastos subangulosospequeños de 1 a 2 cm que pasan hacia arriba a una fangolita gris conclastos de arena gruesa con restos de plantas carbonizados. Espesor:5 metros. c) Idem a. Espesor: 4 metros. d) Banco de caliza pardo amarillenta, maciza, con abundantes pelecipodos de gran tamaño (> 25 cm) de Inoceramtis sp. Espesor: 1,20 metros. e) Lutitas pardas, fisiles de laminación irregular. Espesor: 2 metros. f) Conglomerados finos en bancos de 80 cm con notables ritmos de sedi-mentación gradada, con clastos de 3 a 4 cm en la base a areniscas grue-sas en el techo. Los clastos son subredondeados, faltos de selección, conesqueleto abierto y matriz arenosa gruesa. Espesor: 4 metros. g) Lutitas negras, pardas por meteorización, con abundantes concrecionesde aragonita, interpuestas con bancos de caliza pardoamarillenta con abundantes restos de Trigonia off. cassiope, otros pelecipodos y varios ejemplares de perisfínctidos bien conservados. Espesor: 12 metros. h) Areniscas calcáreas almohadilladas en bancos de 10 a 15 cm de espesor, con clastos o concreciones aisladas de caliza, con pelecipodos recristalizados. Hacia la parte inferior se interponen con areniscas y calizas en forma rítmica en bancos de 15 a 20 cm. La caliza es pardoamarillenta y presenta laminación entrecruzada (calcarenita ?). Las areniscas son gruesas y grises, con clastos aislados de cuarzo. Espesor: 6 metros. i) Lutitas negras pardoamarillentas por meteorización, pobre fisilidad, en bancos de 5 a 10 em, con intercalaciones de conglomerados finos intraformacionales, con clastos de 3 a 10 mm planares de lutita, con algunos restos de pelecípodos. Espesor: 20 metros.Techo: Formación Lago La Plata (contacto tectónico). Al pie de este salto sus estratos se hallan cabalgados mediante una fractura inversa, con una inclinación de 45° hacia el sur, por potentes bancos de tobas vitrocristalinas de composición andesítica, correspondientes a la Formación Lago La Plata.
La edad de la Formación Tres Lagunas varía en sus distintos asomos, de acuerdo a las determinaciones paleontológicas de Blasco (1976). Es así que en el arroyo Pedregoso se presentarían niveles jurásicos, portadores de Aulacosphinctes manguesis, Leanza y Trigonia (Trigonia) carinata Agassiz, que caracterizarían una edad titoniana (Blasco op. cit.). La secuencia del arroyo Blanco sería de edad berriasiana para Riccardi (1976), dada la correlación de esta sucesión con la Formación Springhill. Los fósiles encontrados en el arroyo Blanco, en especial los criocerátidos, de acuerdo a las determinaciones de Blasco (1976), parecerían indicar para la parte superior del perfil, una edad neocomiana (posiblemente hasta el Hauteriviano inclusive.
Formación Katterfeld Esta unidad propuesta por Ramos (1976) abarca un conjunto de lutitas negras aflorantes en el cerro homónimo, el cual ha sido así designado en homenaje al ingeniero de minas Guillermo Katterfeld, quien en 1885 encontró por primera, vez amonites en este cerro. Su perfil tipo se desarrolla en el faldeo noroccidental del cerro donde fue estudiado por numerosos geólogos, entre ellos Brandmayr (1936), Feruglio (1949), Quartino (1952) y Olazábal (1952). Esta formación presenta un amplio desarrollo en la comarca ya que está presente en ambas márgenes de los lagos Fontana y La Plata. A pesar de sus numerosos afloramientos no se ha encontrado su base bien expuesta. Se infiere que la misma se apoyaría sobre la Formación Tres Lagunas, de la que sólo en el sector oriental estaría separada por una discordancia. En otros sectores se apoyaría directamente sobre las andesitas de la Formación Lago La Plata, dada la distribución irregular de la Formación Tres Lagunas. En esta unidad se pueden distinguir dos facies diferentes: una oriental y otra occidental. Esta última en especial presenta dificultades en su reconocimiento ya que debido al denso bosque que cubre esta región son escasos sus afloramientos y sus relaciones son en gran parte inferidas. Facies oriental Está constituida por las rocas de los afloramientos más externos de la cuenca, los que presentan una menor actividad ígnea, y por lo tanto tienen netas características sedimentarias. Estos afloramientos se corresponden con los descriptos para la Formación Katterfeld en trabajos anteriores (Ramos, 1976) .Si bien es en el cerro Katterfeld donde se observan las mejores exposiciones de esta unidad, su naturaleza pelítica y el estar cubiertas por estratos más resistentes, ha originado numerosos deslizamientos. Los más notables son los que exponen la Formación Katterfeld al oeste de la estancia Muzzio. En esa zona se puede observar la escarpa dejada como cicatriz de deslizamiento, constituyendo el clásico "perfil de la veranada de Muzzio", reconocido por numerosos geólogos desde Brandmayr (1936). El sector norte del cerro, al oeste de la quebrada del Perfil de Quartino (1952), presenta grandes masas deslizadas de 500 a 1.000 metros de ancho, las que fueron interpretadas como fallas por algunos autores. Se ha puesto énfasis en estas características para explicar la falta de concordancia entre los espesores medidos por los diversos autores en la sección tipo de esta unidad. Olazabal ( 1952) asignó un espesor de 220 metros en las barrancas del Katterfeld y 440 en las cercanías del cerro homónimo. Quartino (op. cit.) asignó unos 600 metros a esta unidad, mientras que Brandmayr (op. cit.) mencionó 300 metros para la sección arcillosa aflorante, que sobreyace a otros 100 metros cubiertos por derrubios. La constancia de su espesor en sentido norte sur lo largo de más de 30 km con valores que oscilan entre los 300 y 350 metros es notable. Estos pueden constatarse en el sector norte del lago Fontana al este de la veranada Cabrejas, al norte de puesto Burgos, al oeste de la estancia La Valencia y en los tramos sin deslizamientos del cerro Katterfeld. Su potencia en su perfil tipo sería coincidente con los valores de Brandmayr (op. cit.) a excepción de los 100 m no aflorantes que se interpretan como deslizamientos. Su litología es monótona y homogénea formada por lutitas negras, físiles, de alta induración y con frecuentes concreciones. Estas son muy abundantes, en especial en la mitad superior de la Formación. Oscilan en tamaño desde pocos centímetros hasta más de un metro. Se encuentran algunas con estructuras de septaria, formadas por una fracturación radial y concéntrica, con rellenos de calcita. Su origen se debe a los microambientes reductores que se forman por la descomposición de la materia orgánica, que sirve de núcleo a la concreción. Prueba de este ambiente reductor es el hallazgo de pirita y calcopirita masivas, junto a restos de amonites en el núcleo de estas concreciones. Hacia la parte superior presenta interposiciones de areniscas y lutitas gris verdosas, con laminación lenticular. Estas capas por una mayor proporción de psamitas pasan transicionalmente a la Formación Apeleg. En el tercio superior de la Formación Katterfeld es donde se encuentran las faunas más abundantes. En su facies oriental se han registrado las siguientes localidades fosiliferas:— Cerro Katterfeld. A un kilómetro y medio en dirección norte de su cumbre principal se encuentran estratos de lutitas negras con abundante fauna. Esta se compone de Favrella americana (Favre) y Favrella steinmanni (Favre), en ejempiares de diversos tamaños desde unos pocos centímetros hasta unos 45 cm de diámetro. Asociados a estos amonites se han encontrado fragmaconos bien conservados de belemnites. En este cerro Quartino citó Acanthodiscus sp. género característico del Hauteriviano. Facies occidental Esta facies se diferencia de la anterior por las modificaciones producidas en las lutitas, debido a las numerosas intrusiones de cuerpos básicos, rocas graníticas y pórfidos dacíticos. En especial los dos primeros produjeron una recristalización incipiente de las lutitas, las que en sectores pierden su fisilidad convirtiendose en hornfels. En otras localidades las lutitas adquirieron un aspecto lajoso hasta casi pizarreño. Afloran en la margen occidental del arroyo Gato y en el circo glacial de sus nacientes. Es interesante destacar que desde la estancia La Constancia hacia el norte aumenta paulatinamente el efecto térmico en estas sedimentitas producidas por las intrusiones graníticas vecinas. En el límite internacional son verdaderos hornfels con notable aspecto cornubianitico. Hacia el oeste están bien expuestas en los cañadones labrados al pie del cerro Mogote. En este sector las lutitas se hallan blanqueadas por la alteración en la zona de contacto con el granito. Se ha podido constatar la presencia de esta unidad en la margen occidental del arroyo el Pescado, en la estrechura que forma su curso medio. El aspecto que presenta la facies occidental, en especial entre los arroyos Gato y El Pescado, caracterizado por un alto grado de diagénesis y su cubierta boscosa, hizo interpretar a estas rocas como parte de la Serie Porfirítica jurásica a Curtice (1939). Sobre la base de esta observación Feruglio (1949), mencionó una supuesta discordancia entre los depósitos cretácicos marinos y la Serie Porfirítica del arroyo Gato. No hay dudas dado el hallazgo de restos de amonites al oeste del arroyo El Pescado, de que estas rocas son cretácicas, y que las intrusiones de los stocks graníticos ubicados al oeste del cerro Perea y sur del cerro Mogote, son las responsables del leve metamorfismo de contacto que presentan y su consecuente mayor litificación. La presencia de esta facies occidental de la Formación Katterfeld ha sido también verificada en los arroyos de la zona ubicada inmediatamente al este del aserradero La Pepita. En uno de esos arroyos, el que tiene su desembocadura en la loma del hito VII-23 (nacimientos del río Moro chileno), se ha encontrado la secuencia de lutitas negras con una textura pizarreña incipiente. Estas presentan colores castaños y ocres por alteración meteórica dado su abundante contenido en pirita. En este arroyo se ha observado la interposición de un manto de andesita gris oscura afanitica en los términos superiores del perfil. Más hacia el oeste las lutitas pizarreñas han sido constatadas en las nacientes del arroyo ubicado entre Loma Pelada y el cerro Dedo. En ese lugar afloran lutitas pizarreñas de color gris oscuro, de fina laminación que hacia la parte superior están por debajo de un conglomerado heterogéneo, polimíctico, con clastos subangulosos de cuarzo y volcanitas, con escasa selección, que se interpretan como la base de la Formación Carrenleufú. Por encima sigue una serie de tobas e ignimbritas, de diferente composición pertenecientes a esa unidad. La continuidad hacia el este de las lutitas está interrumpida por una falla que produce una notable inclinación de los mantos de tobas hacia el oeste. En esta facies occidental de la Formación Katterfeld se han localizado las siguientes localidades fosiliferas: Aserradero La Pepita. En la loma ubicada dos kilómetros al noroeste de este establecimiento se han hallado numerosos fragmentos de Favrella americana (Favre). Esta localidad había sido mencionada por Feruglio (1931), aunque sin identificar los fósiles encontrados. Nacimiento Río Moro. Unos cinco kilómetros al sursureste del hito VII - 23, en escasos afloramientos de lutitas pizarreñas de la parte central del bosque, se ha encontrado con la colaboración del ayudante geólogo Angel E. Maza, abundantes moldes de amonites pertenecientes a la familia Neocomitidae, y restos de ápticos. En esta localidad también se han hallado restos de pelecípodos. La edad de esta unidad estuvo supeditada a la polémica edad asignada a la Fauna de Favrella. De acuerdo con Leanza (1967 y 1972) y Leanza y Leanza (1973), ésta representaría una edad aptiana-albiana, mientras que para otros autores (Riccardi, 1970; Riccardi, Westermann y Levy, 1971; Riccardi, 1971 y 1976), representaría una edad hauteriviana-barremiana. Una conclusión similar había llegado ya Ceccioni (1971) y Ceccioni y Charrier (1974), quienes presentaron sus reservas a la supuesta edad aptiana de Favrella. Si se acepta la mayor antigüedad de la Formación Tres Lagunas en el arroyo Blanco (berriasiana para Riccardi, 1976), la Formación Katterfeld podría ser valanginiana a hauteriviana en su localidad tipo. Sobre la base de los fechados radimétricos de la secuencia volcánica sobrepuesta, el techo de la Formación Katterfeld no podría ser más joven que barremiano inferior.El ambiente de depositación de esta unidad será analizado en forma conjunta con la Formación Apeleg. Sus características litológicas permiten reconocer un ambiente de baja energía, no muy profundo, dada la gran abundancia de amonites que presenta. La asociación de Favrella con Acanthodiscus, que mencionó Quartino (op. cit.) para el cerro Katterfeld permitiría dado el biocrón de este último confirmar una posible edad hauteriviana. Sin embargo, los trabajos de campo no han podido verificar la presencia de esta última forma. Algunos de los pelecipodos mencionados por Curtice (1939) en puesto Co llinao son característicos de los "Belgrano Beds", mientras que los otros serían similares al Huateriviano-Barremiano del Neuquén (Formación Agrio).
Formación Apeleg Esta unidad ha sido definida por Ploszkiewicz y Ramos (1977), en la sierra de Payaniyeu donde, en la margen sur del valle de Apeleg, a la altura de la aldea homónima, estaría ubicada su localidad tipo. La Formación Apeleg se corresponde en parte con la "Serie de Apeleg" de Russo y Flores (1953). Estos autores en un informe inédito incluyen en esa unidad a estas sedimentitas en forma conjunta con los depósitos de la Formación Tres Lagunas. A su vez se correspondería con las secciones media y superior de las "capas del cerro Katterfeld" y de las "areniscas del río Senguerr" de Quartino (1952). Su distribución , queda comprendida al este de la linea que delimitan los cerros Tres Montes y Katterfeld. Hacia el oeste no hay afloramientos de la Formación Apeleg, dado que muy posiblemente. Miembro inferior Este constituye el pasaje transicional de la Formación Katterfeld a las facies continentales de los términos medios y superiores de la Formación Apeleg. Su espesor estimado es apenas menor de cien metros. Está compuesta por areniscas verdes a gris amarillentas, en bancos de 30 a 40 cm, en cuya base se observa marca de estrías y acanaladuras (flute y groove marks). Hacia arriba se interponen bancos delgados de limolitas gris verdosas que contienen abundantes restos de plantas, así como pelecípodos de agua dulce. Hacia la parte superior del miembro la participación de las areniscas es mayor y se encuentran los primeros restos de troncos. La estratificación es planar y paralela y presenta sólo algunos bancos con ondulitas no muy marcadas. Estas características se observan en el perfil de Muzzio, en la ladera oriental del arroyo Blanco y al norte del lago Fontana, al este del puesto La Lechuza y en la margen izquierda de las nacientes del arroyo Gato. Los afloramientos de este miembro configuran una faja de rumbo meridiano que atraviesa longitudinalmente la comarca. Miembro medio Este constituye la mayor parte de los afloramientos de la Formación Apeleg. Su espesor varía de unos 700 metros en el cerro Katterfeld hasta unos 1.200 metros en la cordillera de Sakmata. Ya Turazzini, entre el arroyo Gato y el río Senguerr, había medido 1.300 metros, siendo estos valores parciales. Está compuesto por areniscas gris parduscas a verdosas, que hacia los términos superiores son netamente amarillentas. En su base el espesor de los bancos de 40 a 50 cm, mientras que hacia arriba aumenta gradualmente hasta un metro y más de potencia. Es común en estos estratos la presencia de ondulitas, la que se alterna con una conspicua laminación diagonal del tipo fluvial, la que es más frecuente en la parte superior. Sus características litológicas fueron definidas por Turazzini (1968, pág. 18), quien encuentra una constancia de las siguientes características a lo largo de este miembro:— Los clastos son angulosos a subredondeados, aumentando el redondea-miento hacia la parte superior del miembro.— En los términos inferiores predominan los fragmentos liticos sobre el cuarzo.— La participación de chert disminuye hasta desaparecer en la parte alta del miembro.— Los feldespatos son más abundantes hacia arriba.— La glauconita está presente en la parte inferior.— El cemento es generalmente silíceo y sólo ocasionalmente carbonático.— El contenido en materia orgánica es mayor hacia la parte superior de la sucesión. La fracción elástica está integrada por un 45 % de fragmentos líticos, pertenecientes a rocas volcánicas, chert y pelitas finas; 35 % de cuarzo de origen ígneo con inclusiones y subangulosos; y en proporción menor feldespato, tanto plagioclasa como feldespato potásico. La glauconita está presente en granos redondeados de estructura microcristalina. Estas características permiten definirlas como una arenita lítico cuarzosa. En ciertos sectores se observan paquetes de fangolitas moradas oscuras, macizas, sin estratificación marcada, en bancos de algunos metros. Buenas exposiciones de estas fangolitas, afloran al este de la unión de los ríos Apeleg Grande y Apeleg Chico, donde fueron descriptas por Kozlowski (1976) como parte superior de la secuencia local de la Cordillera de Sakmata. Estas pelitas vuelven a asomar en el arroyo Victoria donde se hallan interpuertas con areniscas finas limosas, de colores grises en las que Viera (1978) encontró plantas de conservación notable y pertenecientes a varios géneros .Esta facies se encuentra nuevamente al oeste de La Paulina, donde se cita la presencia de Ciadophlebis sp. de acuerdo con las determinaciones de Menéndez (Turazzini, 1968, pág. 22). Es común encontrar asociadas a esta litología pequeñas capas carbonosas. En las pelitas el principal constituyente es el cuarzo sub-anguloso a subredondeado y los minerales opacos. El material aglutinante es el cemento silíceo y una muy elevada participación de una matriz arcillosa sericítica. Las láminas areniscosas, presentan un esqueleto semiabierto, de clastos angulosos y contactos tangenciales. En la fracción monomineral predominan el cuarzo de extinción normal, con inclusiones pulvurulentas y crecimiento secundario. Hay escasos granos de feldespato alterados y una menor cantidad de clastos de arcilitas y posibles aglutinantes. El material ligante es similar al de las pelitas, pero con menor cantidad de arcilla. Estas características permiten definirla como una vaque lltica subfeldespática. Miembro superior Los afloramientos de este miembro están restringidos al sector oriental alcanzando mayor desarrollo en la ladera este de la sierra de Payaniyeu. Está constituido por areniscas amarillentas, gruesas, con estratificación irregular en bancos de 1 a 2 metros de potencia, que presentan una notable estratificación diagonal. Estos bancos se hallan intercalados con lentes conglomerádicos, como los que se observan al este del río Apeleg Chico. Estos lentes conglomerádicos están pobremente cementados y su participación en la secuencia aumenta hacia los términos superiores de la Formación Apeleg. En el miembro superior están casi ausentes los bancos de fangolitas, los que son más característicos del miembro medio. En los lentes conglomerádicos son comunes los restos de troricos parcialmente silicificados, algunos de ellos de considerable tamaño. La edad de esta unidad está dada en el sector oriental por su ubicación por encima de las lutitas con Favrella sp. de la Formación Katterfeld, lo que permitiría tentativamente asignarla al Barremiano. En el sector oriental, se apoya sobre la Formación Tres Lagunas, como lo establecieron Ploszkiewicz y Ramos (1977). Esto pareciera indicar una edad más antigua, ya que podría ser su base valanginiana. El techo en el sector oriental está establecido por la edad barremiana superior de la base de las unidades volcánicas sobrepuestas. Los fósiles encontrados en esta unidad, son hasta ahora flora de dudoso valor cronológico, como la citada por Bergman (1957), compuesta por Ptilophyllum y Pterophylium que indicarían una edad cretácica inferior. Edad similar parecería indicar la presencia de Cladophebis, la que es común en el Jurásico y Cretácico inferior en varias regiones de la Argentina (Archangelsky, 1970). Recientemente Masiuk y Nakayama (1979), han encontrado en el cerro Katterfeld ejemplares de trigonias en esta unidad, similares en parte con las mencionadas por Quartino (1952), que permitirían reconocer una edad neocomiana. El análisis de su ambiente de sedimentación tiene que ser realizado en forma conjunta con el de la Formación Katterfeld, al cual está estrechamente vinculada, desde el punto de vista litogenético. La facies de la Formación Katterfeld son típicas de un ambiente marino de baja energía, lejos de la línea de costa y a una profundidad de varias decenas de metros. Su presencia está restringida al sector occidental de la cuenca a estas latitudes. Hacia el este pasa vertical y lateralmente a las secuencias litorales de la Formación Apeleg. Esta unidad muestra verticalmente una transición entre la depositación de un ambiente litoral marino a uno netamente continental. Esta variación se observa en sentido oeste este, ya que los términos marinos que se observan en sus perfiles occidentales están ausentes en las comarcas ubicadas al naciente de la Hoja. Es posible así reconocer en la parte inferior de la Formación Apeleg, una secuencia depositada en una pendiente deltaica, de acuerdo con Selley (1970) o a típicos depósitos de foreset de Reineck y Singh, 1975. El miembro medio estaría representando una plataforma deltaica con depositación subácuea, en la que ocasionalmente se localizarían depósitos lagunares, que pasan transicionalmente a un ambiente con depósitos de planicies de inundación, que caracterizan al miembro superior. RESUMIENDO El Grupo Coyhaique muestra una interdigitación entre las Formaciones Tres Lagunas y Katterfeld y un pasaje lateral entre la segunda y la Formación Apeleg. Esto concuerda con el desarrollo de un sistema deltaico con facies subácueas y subaéreas de plataforma deltaica (Formación Apeleg), un frente deltaico progradante (Formación Katterfeld), y complejos turbidíticos de prodelta (Formación Tres Lagunas; Ramos y Palma, 1983). Hacia el poniente aumenta el volcanismo en la secuencia de pelitas. En afloramientos más occidentales del Grupo Coyhaique, Skarmeta (1976) y Skarmeta y Charrier (1976) describen la presencia de intercalaciones volcánicas en las sedimentitas, con la presencia de Spiticeras (Spiticeras). Su techo es cubierto por volcanitas del Barremiano superior (Grupo Divisadero). La presencia de Trigonia (Masiuk y Nakayama, 1978) permite confirmar una edad neocomiana. Fuenzalida (1968) en la región de Palena asigna al grupo una edad valanginiana inferior, mientras que distintos autores, en Haller y Lapido (1980), asignan al Grupo Coyhaique una edad kimmeridgiana a barremiana. Un probable aumento del ángulo de la paleozona de Benioff produjo la migración del arco magmático hacia el oeste durante el Jurásico medio y la extensión dentro del mismo. Se desarrolla así la cuenca de intrarco (Dickinson, 1974) cuyo relleno sedimentario conforma el Grupo Coyhaique.
Grupo Divisadero Bajo el nombre del epígrafe se agrupó las siguientes unidades: Miembro Ventisquero de la Formación Tamango (Thiele et al., 1979), Formación Carrenleufú (Pesce, 1979 a), Formación Chile Chico (Charrier et al., 1979), Formación Cordón de las Tobas (Fuenzalida, 1968), Formación Ñirehuao (Skarmeta y Charrier, 1976), Formación Payaniyeu (Ploszkiewicz y Ramos, 1977), Formación El Gato (Ploszkiewicz y Ramos, 1977) y Formación Pico Solo (Lizuain, 1983 y 1987). En la región de Trevelín son andesitas, dacitas y riolitas con facies piroclásticas. Los términos basales se emplazaron en un ambiente subácueo (Thiele et al., 1979; Haller, 1979). Se las reconoce al sur del lago Cholila, en los cordones oriental del Futalaufquen, Leleque y de Esquel, margen sur del lago Futaleufú y como afloramientos discontinuos sobre el sector limítrofe hasta el lago Vintter. Asomos de mayores dimensiones se encuentran en la región del lago Fontana, al norte de Alto Río Senguerr, en el cordón del Cherque y en las nacientes del río Mayo. Andesitas, dacitas, brechas dacíticas, pelitas y areniscas integran los asomos en el sector de Carrenleufú (Pesce, 1979 a; Fuenzalida, 1968), mientras que el sector de Río Pico afloran andesitas y dacitas (Lapido, 1979 a) Su presencia en este sector de los Andes ha motivado la propuesta de nominar este tramo, como Cordillera Patagónica Central (Haller y Lapido, 1980). Hacia el oeste en Chile, las rocas afloran a ambos lados del Batolito Patagónico Cordillerano y en particular se destacan facies desarrolladas en ambiente submarino (Skarmetta, 1976). En la Precordillera Patagónica afloran parcialmente en la sierra de Tepuel y en extremo norte del cordón del Cherque asociadas a cuerpos subvolcánicos y enjambres de diques que se interpretan como los conductos de alimentación del volcanismo. Contemporáneamente con este volcanismo, regiones más australes como la Cordillera Patagónica Austral y la Cordillera Fueguina constituían áreas deprimidas, en donde, luego del cierre de la cuenca de las Rocas Verdes, se acumularon sedimentos marinos en ambiente de plataforma epicontinental. En el extremo norte de la Cordillera Neuquina, hasta el momento sólo se conocen rocas plutónicas de similar edad. En la región del lago Fontana, Ramos (1981) identifica una polaridad composicional en las volcanitas, con los términos andesítico-dacíticos al oeste y una mayor participación de tobas, ignimbritas y lavas riolíticas hacia el este. En la región chilena de Coyhaique, localidad tipo del grupo, la unidad alcanza 1.000 m de espesor y está compuesta por tobas y lavas, con un incremento de la participación piroclástica hacia el este y hacia el techo de la unidad (Baker et al., 1981). Similar comportamiento observan en la variación composicional de las rocas volcaniclásticas, con las andesitas en la base y tendencia ácida con dominio riolítico en el techo, siempre en condiciones subaéreas. El sustrato de las volcanitas cretácicas está constituido en general por las sedimentitas de la Formación Apeleg. Tomando como base varios fechados radimétricos K-Ar, se confeccionó una isocrona de referencia cuya pendiente permitió definir una edad de 115±5 Ma (Ramos, 1978). Suárez y de la Cruz (1997) citan edades en el intervalo 116-102 Ma, lo que ubica estas rocas en el Aptiano-Albiano. En la región de los lagos La Plata y Fontana, Ramos (1981) describió un sector oriental integrado por 780 m de piroclastitas ácidas con facies de areniscas conglomerádicas, que en parte se interdigitan con los términos superiores del Grupo Coyhaique, y en sectores se apoyan en forma concordante. Corresponden a la Formación Payaniyeu, que aflora en las nacientes del río Apeleg Chico y en el sector septentrional de la Cordillera de Sakmata. Sus características más destacadas son sus colores abigarrados y su buena estratificación. En la primera de estas localidades donde se ha levantado su perfil tipo presenta una potencia de 780 metros. La secuencia se inicia con bancos bien estratificados de tobas dacíticas de colores rosados, caracterizados por clastos de cuarzo incoloro, feldespato rosado y escasos máficos alterados. Estas tobas dacíticas normales son las dominantes en la secuencia de esta unidad, alternándose con tobas gris oscuras, que a unos 50 m de la base presentan un potente aglomerado volcánico de composición dacítica y color blanquecino verdoso con clastos de hasta 20 a 30 cm, con un diámetro medio de 2 a 3 cm y una potencia mayor de 10 metros. Interpuestas con este banco se presentan mantos de ignimbritas riodaciticas blanquecinas y ligeramente verdosas que constituyen las rocas más resistentes de esta unidad, formando frecuentes resaltos en la pendiente. Estos bancos más resistentes de ignimbritas se intercalan con bancos de arenitas conglomerádicas volcánicas de colores rojizos y menos resistentes, constituidas por clastos de rocas piroclásticas y de vulcanitas ácidas. Interpuestos con los anteriores y en menor cantidad se observan tobas arenosas gris rojizas y compactas que presentan una composición andesítica. Estas se presentan en bancos de 20 a 30 centímetros.Por encima se encuentran nuevamente ignimbritas dacíticas. Estas ignimbritas muestran a lo largo de la secuencia en su localidad tipo, tres a cuatro pulsos importantes que se destacan de la homogeneidad y pobre expresión topográfica de las tobas adyacentes.
No se han encontrado fósiles en las rocas sedimentarias de esta unidad. Su edad se ha establecido mediante las relaciones estratigráficas y correlaciones con áreas vecinas. Se la ha interpretado como más antigua que la Formación Ñirehuao, aunque no podría descartarse la posibilidad que hubiese un traslape en el tiempo, comenzando la actividad andesítica cuando aún perduraba el volcanismo ácido de la Formación Payaniyeu. En sectores la Formación Payaniyeu se halla más plegada que la Formación Ñirehuao, acompañando en su estilo tectónico a la Formación Apeleg. Esta unidad se puede correlacionar con los afloramientos de tobas ácidas aflorantes en la región de Coyhaique, ubicada al suroeste de la comarca, ya en territorio chileno, atribuidas a la Formación Divisadero. El substrato de ambas unidades está constituido por depósitos del Cretácico inferior marino y continental. Estas fueron estudiadas por Skarmeta y Charrier (1976) y Skarmeta (1976 a y b), asignándolas al "Hauteriviano-Aptiano/Albiano". Una datación radimétrica procedente de su localidad tipo, en la parte medía de la secuencia, arrojó una edad de 117 ± 10 m.a., lo que permite asignarle una edad barremiana superior-aptiana. Formación Ñirehuao Esta unidad definida por Skarmeta y Charrier (1976) en las cercanías de Coyhaique, en la región chilena adyacente, comprende afloramientos de andesitas, dacitas y basaltos en facies lávicas y piroclásticas que están ampliamente expuestas en la región oriental del sector. En trabajos anteriores se ha incluido esta unidad en la "Serie Andesitica" eocena, por homologársela con los afloramientos de rocas andesíticas del norte de la Patagonia (Russo y Flores, 1953; Ramos, 1976; Skarmeta, 1976, etc.). El estudio de estas rocas en su localidad tipo y su homologación con los afloramientos de la comarca, permitieron asignar las mismas al Cretácico inferior, como lo establecieron Ploszkiewicz y Ramos (1977). Sus relaciones son de discordancia con las areniscas de la Formación Apeleg. Esta se deduce en la angularidad que hay entre ambas unidades, como se observa en las nacientes del arroyo Seco, a pesar de que el contacto está cubierto con detritos de falda. El espesor de la Formación Ñirehuao varía de 350 metros en los cerros de Apeleg a 420 metros más hacia el sur. Sobre la base de sus características litológicas se la propone dividir en dos unidades: un Miembro Liempichún netamente volcánico, y un Miembro Arroyo La Bolsa, volcano-piroclástico. a) Miembro Liempichún Este encuentra su mejor exposición en la sierra homónima, ubicada al norte de la confluencia del arroyo Seco con el valle del arroyo Gato. Se caracteriza por su neto predominio de rocas lávicas e ignimbríticas, sobre la facies piroclásticas y sedimentarias. Asimismo se ha incluido en este miembro a rocas hipabisales andesíticas que forman pequeños stocks subvolcánicos, filones capas y diques, por interpretarse a las mismas como productos subvolcánicos expuestos por erosión pero atribuidos a la misma fase magmática. Su base está en discordancia sobre la Formación Apeleg, sobre la cual se apoya, como se observa en la región vecina al este, en la margen occidental del arroyo La Pepita (Ploszkiewicz, 1977). La secuencia se inicia con andesitas gris oscuras en mantos característicos de textura porfirica, formados por cristales de plagioclasa en parte propilitizados, que guardan cierta semejanza con las andesitas de la Formación Lago La Plata. A estos mantos se sobreponen en el sector central de la sierra de Liempichún, potentes secuencias de aglomerados volcánicos gruesos, muy resistentes y de abruptas paredes. A esta facies le siguen coladas ignimbríticas de composición más ácida y notables folias eutaxíticas y litoclastos de andesita, que componen unidades de enfriamiento con potencias superiores a los 10 metros. Estas ignimbritas alcanzan un notable desarrollo en la margen oriental de la sierra y se alternan con andesitas gris verdosas y vitrófiros pardo amarillentos con marcados pliegues de fluidalidad. La composición de estas ignimbritas varía entre dacitica y riodacítica. Se hallan en especial en la parte norte de la sierra de Liempichún, diques dacíticos que atraviesan profusamente las andesitas en forma discordante, los que son asignados a la Formación El Gato. Miembro Arroyo La Bolsa En esta unidad se propone agrupar a una serie de rocas piroclásticas estratificadas de composición andesítica dominante. Estas afloran entre el arroyo homónimo y el río Apeleg, constituyendo además una serie de lomas, como los cerros Altamirano y Negro, loma Loca, etc., que se preservaron como relictos de la erosión glaciaria en el sector noreste de la Hoja. Estos afloramientos son litológica y morfológicamente homologables a los que están expuestos en las adyacencias de la localidad de Ñírehuao, en la región de Aisen, localidad tipo de esta Formación. Están compuestos por andesitas porfíricas como las que constituyen la loma al este de la laguna de Los Cisnes, al naciente de los cerros de Apeleg. El color predominante es gris pardusco a verdoso por alteración. Están caracterizadas por una alteración propilítica, en la que los fenocristales de plagioclasa predominan sobre los de máficos. Estas rocas andesíticas se hallan profusamente atravesadas por diques daciticos pardo amarillentos, de notable diaclasamiento poliédrico, los que se homologan a la Formación El Gato. Más hacia el sur se puede observar un buen perfil, de esta unidad en la vertiente occidental del arroyo Seco, en las proximidades de sus nacientes. Su base está en contacto tectónico con las areniscas de la Formación Apeleg. Está caracterizada por una secuencia piroclástica volcánica, bien estratificada, en la que se ha estimado un espesor de 315 metros. Estas volcanizas fueron tradicionalmente asignadas al Eoceno, por su homologación con la Serie Andesítica de tal edad, que alcanza su máximo desarrollo en la región más al norte. La obtención de fechados radimétricos en rocas de esta unidad permite asignarlas al Cretácico inferior, coincidiendo con las hipótesis de Olazábal (1952), quien en su estudio del cerro Katterfeld fue el primero en establecer la presencia de una serie volcánica neocomiana. Sobre la base de las dataciones se ha confeccionado una isocrona de referencia, cuya pendiente permite definir una edad de 115 ± 5 m.a. (véase Ramos, 1978) que ubicaría a estas rocas en el Barremiano superior- Aptiano. A pesar de la gran concordancia que presentan los datados radimétricos con las evidencias de campo y aquellas suministradas por los registros fosilíferos, hay que destacar que una de las dataciones procedente del Miembro Liempichún no es congruente, ya que su edad aparente sería inferior a la Formación Apeleg, a la cual cubre.Formación El Gato Esta unidad compuesta por rocas dacíticas fue propuesta por Ploszkiewicz y Ramos (1977) y tiene su localidad tipo en la Cordillera homónima. Estas dacitas ya habían llamado la atención de Russo y Flores (1953) en su levantamiento de la comarca de Apeleg. Entre los arroyos Gato y el río Senguerr, varios cuerpos pertenecientes a esta entidad fueron estudiados por Turazzini (1968). En la Formación El Gato se han reconocido tres facies diferentes, que se interpretan como pertenecientes a un único episodio magmático. La diferencia entre las mismas podrían ser sólo función del nivel de erosión alcanzado entre los diferentes bloques estructurales en que se halla segmentada la región. Facies lávico- ignimbrítica Esta facies alcanza su máximo desarrollo en las cordilleras del Gato y del Límite, habiendo remanentes de la misma en el cerro Don Rocha, ubicado al norte de la veranada de Torres, sobre el río Apeleg Chico. Correspondería a los niveles más superficiales de la Formación El Gato. En su área tipo las rocas daciticas se hallan apoyadas en transición sobre las rocas andesíticas estratificadas de la Formación Ñirehuao. En estas se nota una paulatina acidificación de sus componentes volcánicos hasta que los términos dacíticos son netamente dominantes. El aspecto general de esta unidad es homogéneo y su estratificación es sólo parcialmente visible. Su color rojizo contrasta con el aspecto más abigarrado y la heterogeneidad que presentan las vulcanitas más antiguas.Observadas en detalle se percibe una laminación debida a la fluidalidad que pasa a texturas netamente ignimbríticas. Es muy común en estas rocas el desarrollo de una disyunción vertical, que le confiere a algunos afloramientos un aspecto columnar. En algunas muestras se observan xenolitos de dacita parcialmente corroídos. Estas coladas ignimbríticas en la cordillera del Gato alcanzan hasta 250-300 metros de espesor, apoyándose indistintamente sobre las Formaciones Ñirehuao o Apeleg. A la latitud del puesto Las Chapas se observan notables áreas de alteración hidrotermal desarrolladas en las rocas daciticas de esta unidad. En sectores esta unidad presenta una coloración más rojiza y una participación mayor de feldespato potásico. Es así que en la región occidental de la cordillera del Gato se han identificado afloramientos de riodacitas en las adyacencias de la mina La Susana. Facies subvolcánica Está representada por una serie de cuerpos de composición dacítica, riodacítica hasta riolítica inclusive, que afloran en diversos sectores del jlrea estudiada. Se interpreta a estos cuerpos como subvolcánicos ya que su presencia está en parte controlada por los niveles de erosión más profunda alcanzado por sus exposiciones. El cuerpo más occidental aflora al noreste de la veranada Cabrejas, donde asoma un pórfido dacítico de color pardo rojizo de unos 400 m de ancho por un kilómetro y medio de longitud. Está compuesto por fenocris tales de plagioclasa de 2 a 4 mm de diámetro y con una marcada zonalidad, visible megascópicamente por la meteorización diferencial de sus diversas zonas. Facies filoniana La región preandina está profusamente atravesada por diques daciticos con dos direcciones de emplazamiento dominantes: N15-20°O y N55°E. Sólo alguno de ellos en las áreas de mayor densidad han podido ser representados en el mapa. Estos diques son marcadamente más jóvenes que la andesita de la Formación Ñirehuao a la que intruyen. Esta relación se puede observar en el sector norte de la sierra de Liempichún, y en el cuerpo ubicado unos 3 km al sureste de la estancia Tres Zorros. Su composición es similar a la de la facies subvolcánica. La potencia de los diques varía entre 3 a 4 m y hasta varias decenas de metros. Son netamente notables en la Cordillera de Sakmata y en la ladera sur de la sierra de Payaniyeu. Están constituidos por pórfidos daciticos y riodacíticos de composición similar a los cuerpos subvolcánicos descriptos, aunque se observan notables diferencias texturales entre los distintos diques. Granito La Plata Chico (no pertenece al Grupo Divisadero) Esta unidad ha sido propuesta por Ramos (1976) para incluir a las rocas graníticas que constituyen el cuerpo batolítico que aflora en el sector occidental de la zona, donde se halla su localidad tipo en las márgenes del lago La Plata Chico. El mérito de reconocer su presencia en este sector corresponde a Quartino (1952) quien desembarcó en el extremo occidental del lago La Plata, donde caracterizó petrográficamente su composición litológica. Anteriormente su presencia era inferida sobre la base de los numerosos clastos de granitos que procedentes de la Cordillera componen las morenas y depósitos aluviales de la comarca externa. Los reconocimientos efectuados han permitido rectificar en parte la extensión y límites interpretados anteriormente (Ramos, 1976), aunque la densa cubierta boscosa, combinada con las frecuentes condiciones climáticas adversas, hace que deba considerarse a los mismos como tentativos. Sin embargo el límite del batolito granítico ha sido constatado en el sector norte del lago La Plata en el portezuelo Nacimiento río Torcaza y en la desembocadura del río sin nombre, procedente de ese portezuelo. En la zona intermedia entre estos puntos es difícil establecer el contacto preciso entre el intrusivo y la roca de caja. En el lado sur del lago La Plata el contacto es más visible debido a lo abrupto del relieve y la intensa erosión que presenta. El limite pasa al oeste del río de las Cataratas y por el paso Kozlowski, de donde sigue al sur hacia territorio chileno.Además del cuerpo batolitico central, cuya porción oriental entra en el ámbito de la Hoja se han reconocido varios stocks que sobre la base de sus similitudes litológicas se homologan al Granito La Plata Chico. Entre éstos se destaca la aguja del cerro Dedo y picos adyacentes que constituyen el anfiteatro al este del cerro. En el cerro Colorado Plata aflorarían otras apófisis de este granito, si bien no se ha podido comprobar la presencia de afloramientos in situ de estas rocas. Su litología está caracterizada por un predominio de granodioritas y adamellitas. Estas últimas de acuerdo a Quartino (1952), presentan porcentajes de plagioclasa que varían de 35 a 37 %; feldespato potásico entre 28 y 30 %; cuarzo 31 % y escasos máficos (4 %), principalmente biotita y opacos. El grano es grueso y el color dominante es el rosado. Presenta una morfología típica de lomas redondeadas y aborregadas por la erosión glacial en la parte aledaña al lago, en contraposición con las agujas y aristas de las cumbres no exharadas por el paso del glaciar. Este cuerpo batolíticó en las adyacencias del lago La Plata Chico presenta dos facies diferentes. Una de color gris a gris rosado, más oscura, que forma la parte alta de los cerros que constituyen el límite internacional, en especial los ubicados al sur del lago. Presenta un aspecto lajoso característico, con foliación sub-horizontal. Está compuesto por tonalitas y granodioritas de grano mediano a grueso, con plagioclasa dominante, y feldespato potásico subordinado a prácticamente ausente; abundante cuarzo anhedral, biotita y anfíbol. La roca es homogénea y no se observa ninguna lineación. La parte central más aledaña al lago presenta una facies más rosada, que litológicamente se distingue de la anterior por un mayor porcentaje de feldespato potásico y por su grano más fino. Los fémicos no son tan abundantes como en la facies anterior. Ambas facies están atravesadas por diques lamprofiricos, microgranosos, de color gris oscuro y potencias de hasta tres metros. Hacia la parte central del batolito no es posible distinguir nítidamente las dos facies. Este cuerpo batolítico, así como los stocks y apófisis menores que afloran en el sector oriental, son intrusivos en las distintas unidades de la Asociación volcánica del Cretácico inferior. Sobre esta base se podría afirmar que son postaptianos. En la margen sur del lago La Plata se han obtenido dos muestras, cuyas edades radimétricas por el método K/Ar en roca total 85 ± 5 y 90 ±- 5 MaEl promedio de estos valores permitirla asignar estas rocas al Turoniano. Se interpreta por lo tanto al Granito La Plata Chico como parte del batolito andino patagónico que se intruyó como consecuencia de los movimientos orogénicos de la fase patagonídica principal. |
Mapa geologico de la Cordillera Patagónica central
Edades Gr. Divisadero
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