Hoja Geológica 4969-III Laguna Grande

Boletin Nº 362Buenos Aires - 2005

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

ISSN 0328-2333

Hoja Geológica 4969-IIILaguna Grande

Provincia de Santa Cruz

Supervisión: Mario Franchi

José L. Panza, Liliana E. Sacomani y Julio C. Cobos

El cerro Ventana, chimenea volcánica del Basalto Strobel, intruída ensedimentitas continentales de la Formación Santa Cruz.

1:250.0001:250.000

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 4969–III

Laguna GrandeProvincia de Santa Cruz

José L. Panza, Liliana E. Sacomani y Julio C. Cobos

Supervisión: Mario Franchi

Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 362Buenos Aires 2005

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

Presidente: Ing. Jorge Mayoral

Secretario Ejecutivo: Lic. Pedro Alcántara

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Director: Lic. Roberto F. Page

DIRECCIÓN DE GEOLOGÍA REGIONAL

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(C1067ABB) Buenos Aires • República Argentinawww.segemar.gov.ar / [email protected]

Referencia bibliográfica

PANZA, J. L., L. E. SACOMANI y J. C. COBOS, 2005. Hoja Geológica4969-III, Laguna Grande. Provincia de Santa Cruz. Instituto de Geología yRecursos Minerales, Servicio Geológico Minero Argentino. Boletín 362, 87 p.Buenos Aires.

ISSN 0328–2333Es propiedad del SEGEMAR • Prohibida su reproducción

CONTENIDO

RESUMEN ...................................................................................................... 1

ABSTRACT ...................................................................................................... 1

1. INTRODUCCIÓN ...................................................................................................... 3

Ubicación de la Hoja y Área que abarca .................................................................................. 3

Naturaleza del trabajo ...................................................................................................... 3

Investigaciones anteriores ...................................................................................................... 4

2. ESTRATIGRAFÍA ...................................................................................................... 4

Relaciones generales ...................................................................................................... 4

2.1. Cenozoico ...................................................................................................... 6

2.1.1. Paleógeno ...................................................................................................... 6

2.1.1.1 Eoceno ...................................................................................................... 6

Formación Man Aike .................................................................................... 6

2.1.2. Paleógeno - Neógeno ...................................................................................................... 8

2.1.2.1. Oligoceno superior a Mioceno inferior ....................................................................... 8

"Patagoniano" ................................................................................................ 8

Formación Monte León -

Formación Monte León parcialmente cubierta ............................................. 9

2.1.3. Neógeno .................................................................................................... 26

2.1.3.1. Mioceno .................................................................................................... 26

2.1.3.1.1. Mioceno inferior a medio ................................................................................... 26

Formación Santa Cruz .............................................................................. 26

2.1.3.1.2. Mioceno superior .............................................................................................40

Depósitos de gravas aterrazadas cenozoicas -

Niveles de agradación pedemontana .......................................................... 40

Depósitos del Primer nivel de agradación pedemontana

(Formación La Ensenada - Cordón Alto y Formación Pampa Alta) .......... 40

Basalto Strobel ............................................................................................ 42

Depósitos de Nivel II de agradación pedemontana -

Formación Pampa de la Compañía ............................................................. 46

2.1.3.2. Plioceno .................................................................................................... 47

2.1.3.2.1. Plioceno Inferior ................................................................................................ 47

Depósitos del Nivel III de agradación pedemontana -

Formación Mata Grande ............................................................................. 47

Basalto Cerro Tejedor ................................................................................ 48

Depósitos del Nivel IV de agradación pedemontana -

Formación La Avenida ............................................................................... 50

2.1.3.2.2. Plioceno inferior alto a superior .....................................................................52

Depósitos fluviales aterrazados de los ríos Shehuen y Chico .............. 52

Depósitos fluviales aterrazados del río Shehuen

y del tramo inferior del río Chico (Niveles I a III) ...................................... 52

2.1.4. Neógeno superior - Cuaternario ..................................................................................... 53

2.1.4.1. Plioceno superior - Pleistoceno inferior ................................................................... 53

Basalto La Angelita - Basalto Laguna Barrosa ......................................... 53

2.1.5. Cuaternario ....................................................................................................58

2.1.5.1. Pleistoceno ....................................................................................................58

Depósitos fluviales aterrazados del río Santa Cruz ...............................58

Depósitos fluviales aterrazados

del sistema integrado de los ríos Chico y Shehuen (Niveles IV y V) ..59

Depósitos de antiguas playas y cordones litorales lacustres .................60

Depósitos que cubren niveles de pedimentos ........................................ 60

2.1.5.2. Holoceno ....................................................................................................61

Depósitos de planicies aluviales .............................................................. 61

Sedimentos finos de bajos y lagunas ......................................................61

Material de derrumbes y deslizamientos ................................................61

Depósitos aluviales y coluviales indiferenciados ..................................63

3. TECTÓNICA ....................................................................................................63

Fases Diastróficas ....................................................................................................63

Descripción de la estructura ....................................................................................................63

Estructuras de fallamiento ................................................................................................... 66

Estructura de plegamiento ..................................................................................................66

Interpretación de la estructura ................................................................................................... 66

4. GEOMORFOLOGÍA ....................................................................................................67

Relieve donde la acción fluvial es dominante ......................................................................... 68

Relieve mesetiforme ....................................................................................................72

Relieve volcánico ....................................................................................................73

Relieve de depresiones endorreicas ..........................................................................................75

5. HISTORIA GEOLÓGICA ....................................................................................................76

6. RECURSOS MINERALES ....................................................................................................78

Petróleo y gas ....................................................................................................78

Carbón ....................................................................................................79

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO .....................................................................................79

BIBLIOGRAFÍA ....................................................................................................82

Laguna Grande 1

RESUMEN

La Hoja 4969-III LAGUNA GRANDE estáubicada en la región centro - austral de la provinciade Santa Cruz, formando parte de la porciónextrandina de la cuenca Austral.

No hay ningún núcleo poblacional en la comarca,siendo la única actividad económica la cría de ovinos.

Las rocas más antiguas son las sedimentitasmarinas de la Formación Man Aike (Eoceno).

En el Paleógeno más alto se tienen otrassedimentitas marinas (Formación Monte León,Oligoceno superior alto a Mioceno más bajo).

El Neógeno continua con sedimentitas ypiroclastitas continentales (Formación Santa Cruz,Mioceno inferior), las que son seguidas por efusio-nes básicas (Basalto Strobel) y por depósitospsefíticos de agradación (Formaciones La Ensena-da, Pampa Alta y Pampa de la Compañía) en elMioceno superior.

Depósitos de otros dos niveles de agradaciónpedemontana, representados por las FormacionesMata Grande y La Avenida, (Plioceno inferior) cu-bren en discordancia erosiva a algunas de las unida-des anteriores, y son cubiertas por los basaltos Ce-rro Tejedor (Plioceno inferior) y La Angelita - La-guna Barrosa (Plioceno superior a Pleistoceno bajo).

Un complejo sistema de depósitos fluviales se de-positó entre el Mioceno más alto y el Pleistoceno en losvalles de los ríos Shehuen, Chico y Santa Cruz.

Al Pleistoceno y Holoceno se asignan depósitosfluviales, de cobertura de pedimentos, de bajos y deremoción en masa.

Predomina la acción fluvial como modeladoradel paisaje, pero también son importantes las formasy efectos producidos por la actividad volcánica, ac-ción eólica y remoción en masa.

No hay actividad minera en la comarca.

ABSTRACT

Sheet 4969-III LAGUNA GRANDE is locatedin the central - southern region of Santa Cruz province,in the extraandean portion of the Austral Basin.

There aren’t population centers, being sheepbreeding the main economic activity.

The oldest rocks exposed are the marinesedimentites of Man Aike Formation (Eocene).During Upper Paleogene there are also recognizedUpper Oligocene - Lower Miocene marinesedimentites (Monte León Formation).

Lower Miocene continental sedimentites (SantaCruz Formation) cover the marine deposits. Basalticlava flows (Strobel Basalt) took place in the Middleand Late Miocene, associated with the agraddationof gravel deposits, in cases of fluvial origin (La En-senada, Pampa Alta and Pampa de la CompañíaFormations, of Late Miocene age).

Other mantles of gravels and sands (MataGrande and La Avenida Formations), depositedin the Lower Pliocene, cover in erosiveunconformity the precedent units. Both arecovered by basaltic flows (Cerro Tejedor Basalt,Lower Pliocene, and La Angelita - Laguna Ba-rrosa Basalts , Upper Pliocene to LowerPleistocene).

A complex system of several levels of fluvialdeposits developped in the valleys of Shehuen, Chi-co and Santa Cruz Rivers from Uppermost Mioceneto Pleistocene.

Pediment development, fluvial, eolian and masswasting deposits are attributed to the Pleistocene andHolocene.

Fluvial processes prevails as landscapemoderator, but in some places volcanic activity, eolianaction and mass wasting effects are important.

No mining activity is recognized in this region.

Laguna Grande 3

1. INTRODUCCIÓN

UBICACIÓN DE LA HOJA Y ÁREA QUE ABARCA

La Hoja 4969-III LAGUNA GRANDE se en-cuentra ubicada en la región centro - austral de laprovincia de Santa Cruz, abarcando parte de los de-partamentos Corpen Aike, Magallanes y Río Chico(Figura 1).

El área que ocupa está delimitada por las coor-denadas de 49° y 50° de latitud sur y 69° y 70° 30'de longitud oeste de Greenwich. La superficie totales de 12.080 kilómetros cuadrados.

Comprende a las siguientes Hojas escala1:200.000 de la antigua subdivisión del MapaGeológico - Económico de la República Argentina:56e Cerro Negro y 57e Corpen Aike, y las mitadesorientales de las Hojas 56d Cerro Moro y 57d Lagu-na Grande.

NATURALEZA DEL TRABAJO

La presente hoja geológica ha sido confeccio-nada siguiendo las normas para la realización y pre-

sentación de hojas geológicas del Programa Nacio-nal de Cartas Geológicas de la Argentina a la escala1:250.000, del Instituto de Geología y Recursos Mi-nerales.

Para la confección del mapa e informe de la HojaLaguna Grande no se contó con informacióngeológica obtenida durante el levantamiento de ho-jas de la antigua escala, sino solamente con mapasprovinciales de compilación realizados con muchomenor detalle, como el efectuado para el ServicioGeológico Nacional por Panza et al. en 1994.

En su conjunto, la Hoja fue levantada en dosrápidas campañas; la primera fue efectuada en par-te de los meses de septiembre y octubre de 2000, yfue muy perjudicada por las pésimas condicionesmeteorológicas a raíz de intensas nevadas tardías.Debido a problemas presupuestarios, la segundacampaña recién pudo llevarse a cabo en noviembrede 2003.

El levantamiento fue de carácter expeditivo, rea-lizándose en los casos que así lo requirieran perfilesde detalle y muestreo sistemático de las rocas de lasdistintas unidades. El recorrido se efectuó con vehí-culo automotor en aquellos lugares accesibles, mien-

Figura 1. Mapa de ubicación Hoja 4969-III, LAGUNA GRANDE.

70°30´ 69°00´ 67°30´72º00´

3

288

M A R

A R G E N TI N O

0 50 100 km

P R O V I N C I A

D E

SANTA CRUZ

48°00´

49°00´

50°00´

51º00´

70°30´ 69°00´ 67°30´72º00´48°00´

49°00´

50°00´

51º00´

PuertoSan Julián

PuertoSanta Cruz

Bahía Grande

3

GobernadorGregores

Río Chico

LagunaGrande

Tres Lagos

Río Sa znta Cru

Lago

Cardiell

Río Shehuen

TresCerros

LagoViedma

LagoArgentino

9

5

25

27

40

Cmte. LuisPiedra Buena

Río Chico

4 Hoja Geológica 4969-III

tras que en unas pocas zonas quebradas sin cami-nos se realizó a lomo de caballo.

Durante los trabajos de campo se contó confotografías aéreas escala 1:60.000 y con mapasescala 1:100.000 del Instituto Geográfico Mili-tar, así como con algunos mosaicos a la mismaescala, procesados por el sector Sensores Re-motos del Instituto de Geología y Recursos Mi-nerales a part ir de imágenes satel i talesLANDSAT.

Los cortes petrográficos fueron estudiados porLiliana Sacomani, los microfósiles marinos porNorberto Malumián y Carolina Náñez y losmegafósiles marinos por María FernandaRodríguez.

INVESTIGACIONES ANTERIORES

No hay estudios geológicos realizados en el ám-bito de la Hoja ni tampoco referencias aisladas so-bre la región en la literatura geológica, con excep-ción del trabajo de Wichmann (1922), que recorrióen forma muy expeditiva la esquina nororiental dela misma.

En cambio, hay numerosas referencias sobrezonas vecinas en obras generales, como las de C.Ameghino (1890) y F. Ameghino (1889, 1902, 1906),Hatcher (1897, 1900, 1903), Mercerat (1896, 1897),Windhausen (1931), Piatnitzky (1938) y Feruglio(1949-50), fundamentalmente.

La gran mayoría de los primeros estudios se handedicado a la búsqueda de fósiles, tanto en la zonacostera entre Puerto San Julián y Puerto Coig, comoen el sector cercano a la cordillera con asomos derocas cretácicas, entre los lagos Cardiel, Viedma yArgentino.

La empresa petrolera estatal Yacimientos Pe-trolíferos Fiscales realizó distintos estudios de su-perficie que cubrieron las áreas vecinas al oeste.Dentro de la hoja sólo se hicieron algunos pozosexploratorios en las décadas del 50 y 60 sin resulta-dos favorables.

Por su parte, Yacimientos Carboníferos Fis-cales llevó a cabo tareas exploratorias en comar-cas al oeste de la Hoja en busca de depósitos decarbón. Ugarte (1956), Cabrera y Pereyra(1980), Álvarez Rojo (1986), y fundamentalmenteSarris y Fernández (1957), reconocieronexpeditivamente el sector noroeste de la HojaLaguna Grande.

Como parte de los levantamientos regionalesencarados por el Servicio Geológico Nacional para

la confección de Hojas a la escala 1:200.000, serealizaron trabajos en áreas vecinas al norte, no-reste y este de la Hoja (Marín, 1984; Panza, 1982,1986; Panza y de Barrio, 1987, 1989; Irigoyen,1989).

Asimismo, para las mismas áreas vecinas se tie-nen los informes de las Hojas Geológicas a escala1:250.000 Tres Cerros (4969-II), Bahía Laura (4966-I/II), Gobernador Gregores (4969-I) y Puerto SanJulián (4969-IV), realizadas por Panza, 1995a y b;Panza y Marín, 1998 y Panza e Irigoyen, 1995, res-pectivamente.

2. ESTRATIGRAFÍA

RELACIONES GENERALES

La Hoja 4769-III LAGUNA GRANDE estáubicada en el sector nor-oriental de la provinciageológica conocida como Cuenca Austral oMagallánica, cuenca pericratónica caracterizada poruna marcada subsidencia, que contrasta con el com-portamiento temporalmente positivo y rígido delMacizo del Deseado, que conforma su bordenororiental en áreas vecinas o en el subsuelo de laHoja.

La evolución y estructura de la cuenca son elresultado de una serie de ciclos diastróficos quecon mayor o menor intensidad han ocurrido duran-te gran parte del Mesozoico y Cenozoico, ligadosal desarrollo del orógeno de la Cordillera PatagónicaAustral y a la evolución de la dorsal meso-atlánti-ca.

La geología de la Hoja y las relaciones estructu-rales de las distintas unidades aflorantes en la mis-ma son sencillas y se han esquematizado en el Cua-dro 1.

Las rocas más antiguas corresponden a los de-pósitos marinos eocenos (areniscas y pelitas) de laFormación Man Aike, apenas aflorantes en el sec-tor topográficamente más bajo de la Hoja.

Las sedimentitas también marinas de la Forma-ción Monte León, del Oligoceno superior a Miocenoinferior, apoyan en discordancia localmente erosivasobre la unidad anterior. En discordancia, son segui-das por las sedimentitas y piroclastitas continenta-les de la Formación Santa Cruz, del Mioceno infe-rior.

Durante todo el Neógeno se reconocen variosciclos de lavas basálticas y sucesivos niveles degravas aterrazadas, en parte de génesis fluvial.Entre los primeros se puede mencionar a los Ba-

Laguna Grande 5

saltos Strobel (Mioceno superior) y Cerro Tejedor(Plioceno inferior), en tanto que el último episodiobasáltico, del Plioceno superior a Pleistoceno muybajo, es el de los Basaltos La Angelita – LagunaBarrosa.

El primer nivel de agradación está formado porlas gravas de las Formaciones La Ensenada y PampaAlta, del Mioceno superior. Posteriormente se depo-sitan las gravas y arenas gruesas de las FormacionesPampa de la Compañía (también en el Mioceno su-perior), Mata Grande y La Avenida (ambas referidasal Plioceno inferior).

Un complejo sistema de terrazas fluviales se de-sarrolló en los valles de los ríos Shehuen y Chico, losque fueron variando en su evolución desde el Miocenomás alto hasta el Cuaternario. Se registra un total decinco niveles de depósitos aluviales antiguos corres-pondientes a ambos sistemas fluviales, y uno al del ríoSanta Cruz, este último de edad pleistocena.

Al Pleistoceno y Holoceno se asignan tambiéndepósitos de cobertura de pedimentos, de antiguasplayas y cordones litorales lacustres, de planicies yconos aluviales, eólicos, de bajos sin salida y pro-ductos de remoción en masa.

Cuadro 1. Cuadro estratigráfico de la Hoja 4969-III, Laguna Grande


2.1. CENOZOICO

2.1.1. PALEÓGENO

2.1.1.1. Eoceno

Formación Man Aike (1)Areniscas medianas a gruesas

Antecedentes

Estas sedimentitas marinas, las rocas más anti-guas que afloran en la Hoja, constituyen un reducidoafloramiento en el sector suroriental de la misma perotienen buen desarrollo en la Hoja 4972-IV Tres La-gos, situada inmediatamente al oeste, donde está lalocalidad tipo.

En 1937 Roll fue el primero que se refirió a estassedimentitas como una unidad independiente, los “Es-tratos del Cerro Castillo”, con su perfil tipo en el cerrohomónimo al este de Pari Aike, también en la HojaTres Lagos.

La unidad fue estudiada en la comarca compren-dida entre los ríos La Leona, Shehuen y Santa Cruz,

al oeste de la Hoja, por Piatnitzky (1938), quién, enla primera mención publicada, la denominó “Hori-zonte de Man Aike” o “de la estancia Man Aike”, ypor Feruglio (1938b) quien la reconoció como “Es-tratos de Man Aike” (o “Estratos de Calafate” parael sector del lago Argentino).

Posteriormente, el nombre fue formalizado, conuna mínima descripción, por Russo y Flores (1972)y por Leanza (1972).

Areniscas con microfósiles propios de esta uni-dad fueron recogidas en el sector occidental del GranBajo de San Julián, unos 70 km al este (Panza eIrigoyen, 1995).

Distribución areal

En la Hoja se encuentra un único afloramiento dereducidas dimensiones asignado a esta unidad (Fotos 1y 2), en el sector topográficamente más bajo de la de-presión situada inmediatamente al oeste de la estanciaEl Baile, en la esquina suroriental de la comarca.

Si bien en estas rocas no se han encontrado fó-siles que certifiquen la asignación a la FormaciónMan Aike, en el estudio por microfósiles algunas

Foto 1. Areniscas medianas a gruesas glauconíticas marinas de la Formación Man Aike en el sector más deprimido delbajo situado al oeste de la estancia El Baile. La laguna que se observa al fondo se encuentra a 34 m bajo el nivel del

mar.

Laguna Grande 7

muestras se caracterizaron por la presencia de muyabundante glauconita en granos grandes, craquelada,de color verde mediano, o de fragmentos limoníticospardo oscuros en el residuo de la muestra lavada,que no son típicos de la suprayacente FormaciónMonte León (Malumián, com. pers.).

En un pozo perforado por YacimientosCarboníferos Fiscales unos 24 km al sudoeste deesta localidad, Luna (1979) menciona haber atrave-sado niveles de esta unidad.

Litología

La Formación Man Aike, en la mayor parte delos afloramientos superficiales de la cuenca Austral,está compuesta por areniscas de grano mediano agrueso, glauconíticas, de colores castaño amarillen-tos y verdosos, hasta rojizos, caracterizadas por es-tructuras entrecruzadas muy notorias. En parte sonconglomerádicas, o bien se intercalan en la secuen-cia lentes y capas de conglomerados finos a media-nos de igual coloración, los cuales son mucho másabundantes hacia la base de la Formación. Las are-niscas finas, limolitas y arcilitas están subordinadas.

En cuanto al asomo de la estancia El Baile, setrata de un reducido espesor, algo más de 5 metros,de areniscas medianas a gruesas, formado, de arri-ba hacia abajo, por:2 m Areniscas medianas a gruesas verdosas a castaño

amarillentas, casi totalmente sueltas, líticas acuarzosas, glauconíticas. A veces se intercalaalgún pequeño nivel castaño rojizo, de 0,05 a 0,10 m,algo más resistente.

0,30 m Arenisca mediana a gruesa, en parte hasta sabulita,verdosa a castaño grisácea oscuro en muestra demano. El banco es resistente, continuo, pero almeteorizarse se forman pequeños bloques prismáti-cos. La roca es algo tufítica, y se observan clastosclaros tobáceos o arcillosos y algunos pequeñoslíticos negruzcos.

3 m Areniscas castaño verdosas (en corte fresco, algu-nas son más negruzcas), con características simila-res al banco anterior pero no constituyendo un es-trato resistente. Se observan pequeños clastos ne-gros, otros brillantes micáceos y abundantes frag-mentos de glauconita verdosa. No se observan es-tructuras.

Base cubierta.

Foto 2. Vista de detalle de las areniscas glauconíticas de la Formación Man Aike, donde se destaca un banco castañomás consolidado. Al fondo se ven niveles de chonitas, arcilitas y areniscas muy finas de la Formación Monte León,

que las suprayacen.


Por su parte, Luna (1979) menciona que el son-deo RSC-1 atravesó en su totalidad a la FormaciónMan Aike, con un total de 97 m de espesor. La litologíacitada no es la más típica de la unidad: “arcilitas decoloración gris verdosa a verde con intercalacionesde limolitas y escasa arenisca”.

Es notable la variación de espesores de sur anorte, en los afloramientos situados al oeste y no-roeste de la Hoja, pasando de 210 m al oeste del ríoLeona (Russo et al., 1980) a 60 m en el perfil dePari Aike (Feruglio, 1938b), 20 a 30 m en el cerroMoro (Piatnitzky, 1938), y sólo siete metros de es-pesor al sur del lago Cardiel (Casas, 1959). Todasestas localidades se encuentran en la vecina Hoja4972-IV Tres Lagos (Cobos et al., 2004).

Paleontología

No se han encontrado fósiles en las arenis-cas asignadas a la formación en el único afloramientode la Hoja, pero en áreas situadas al oeste (valle delrío Shehuen, Pari Aike, cerros Castillo y Moro, en-tre otros) la unidad contiene una abundante faunade bivalvos, gastrópodos y braquiópodos marinos,además de dientes de selacios.

El conocimiento de la megafauna de invertebra-dos de la Formación Man Aike en las precitadaslocalidades comenzó con los trabajos de Roll (1937),Feruglio (1938b, 1949) y Piatnitzky (1938), y conti-nuó posteriormente con los de Camacho et al. (1998;2000) y del Río (2002).

El estudio de los foraminíferos de la unidad enáreas vecinas fue llevado a cabo por Malumián yNáñez (1989), Malumián (1990; 1994) y Caramés yMalumián (1996). La nanoflora fue estudiada porConcheyro (1991) en sedimentitas procedentes delsondeo YCF.SEC-7, mientras que una síntesis de lananoflora de la unidad en el subsuelo de la provinciade Santa Cruz es la de Concheyro y Angelozzi (2002).

Ambiente de depositación

Son depósitos propios de un ambiente marino infralitoral de alta energía, cercano a la costa, como loindica la abundante megafauna.

Malumián (1990) concluyó que las pelitas indi-carían un ambiente somero de comunicación oceánicarestringida, señalando algunas especies deforaminíferos preferencia por fondos fangosos. Porotra parte, indicó que el alto índice de diversidad deestos microfósiles sugeriría un transporte desde áreasde pleno ambiente marino abierto a áreas de estua-

rio con un alto porcentaje de conchillas transporta-das en ambientes subtidales.

Relaciones estratigráficas

En la Hoja no se observa la base de la unidad. Aloeste de la comarca, apoya en discordancia sobre dis-tintas unidades del Cretácico superior (FormacionesPiedra Clavada, Mata Amarilla o Cardiel). En todoslos casos (Russo y Flores, 1972), se evidencia unadiscordancia paralela o de bajo ángulo en la base.

Es cubierta en discordancia, también al oeste dela Hoja, por la Formación Río Leona del Eoceno. Enalgunos pozos se ubica entre ambas unidades elBasalto Chalía (Russo et al., 1980), de edad eocena.

En el único afloramiento de la comarca la uni-dad es seguida, en discordancia erosiva a quizásangular de bajo ángulo, por la Formación Monte Leónde edad oligocena superior a miocena inferior.

Edad

En los primeros trabajos geológicos la edad fuedefinida, de acuerdo a la abundante megafauna,como perteneciendo al Maastrichtiano (Leanza,1972), Maastrichtiano - Paleoceno (Riccardi y Rolleri,1980), Paleoceno (Russo y Flores, 1972), hastaDaniano - Paleoceno (Russo et al., 1980) y Eocenotardío – Oligoceno temprano (Masiuk, 1975, en Russoet al., 1980).

En la actualidad se acota la edad al Eoceno medio,ya que el estudio de foraminíferos y nanofósiles calcáreosda una edad del Eoceno medio a tardío temprano(Malumián, 1994, 1999; Caramés y Malumián, 1996;Concheyro, 1991). La fauna de moluscos también indi-ca una edad eocena media (Camacho et al., 1998; 2000),por la presencia de Venericardia (Venericor) sp. quees un fósil guía del Eoceno mundial.

Teniendo en cuenta estos antecedentes se asig-na la edad de la Formación Man Aike al Eocenomedio a superior bajo.

2.1.2 PALEÓGENO - NEÓGENO

2.1.2.1. Oligoceno superior a Mioceno inferior

“PATAGONIANO”

Antecedentes

Con esta denominación se designa informalmen-te a un conjunto de sedimentitas que son el resultado

Laguna Grande 9

de una transgresión marina atlántica de gran desarro-llo en la provincia de Santa Cruz, la cual, ingresandopor el sur desde la cuenca Austral, cubrió buena par-te del sector suroriental del Macizo del Deseado.

La nomenclatura de esta unidad, así como su ubica-ción cronológica, han sido motivo de controversias en laliteratura geológica ya desde fines del siglo pasado.

Quién reconoció primero estas sedimentitasmarinas en el sector costero de Puerto San Julián ySanta Cruz fue Darwin (1839), quien los agrupó ensu “Patagonia Tertiary Formation”.

Sobre la base de los trabajos de campo de C.Ameghino (1890), éste autor y su hermano F.Ameghino (1889) reconocieron en la costa de la pro-vincia de Santa Cruz un “Piso Sub-patagónico” deorigen marino, situado por debajo del “PisoSantacruzeño” fluvial o subaéreo, y formando conel último la “Formación Santacruzeña”. El “Piso sub-patagónico” es lo que F. Ameghino en 1894 y 1898llamo “piso Superpatagónico”. Posteriormente,Ameghino (1898) reconoció a la FormaciónPatagónica como más antigua que la “FormaciónSantacruceña”, e incluyó en esta última a un pisoinferior marino, el “Piso Superpatagoniano”.

Así, desde 1898 y en sus fundamentales obras de1900-1902 y 1906, F. Ameghino dividió a su “Forma-ción Patagoniana” en un piso inferior o “Juliense”, ca-racterizado por la abundancia de braquiópodos yequinodermos, desarrollado principalmente en el GranBajo de San Julián, y un piso superior o “Leonense”,caracterizado por la presencia de Ostrea hatcheri, consus mejores asomos en la zona costera de Monte Leóny de Puerto Santa Cruz. Wichmann (1922) siguió aAmeghino, pero utilizando los nombres de pisos“Juleano”, “Leoneano” y “Superpatagónico”.

La división efectuada por Ameghino fue muycriticada por Hatcher (1900), quien trabajó tambiénen la zona de Puerto San Julián, además de en mu-chos sectores cordilleranos de la provincia, Ortmann(1902) y Wilckens (1905, en Feruglio, 1949), afir-mando que era una sola formación no divisible enpisos sino con diferentes facies.

Feruglio (1949), en su trabajo de síntesis, utilizóla denominación de Patagoniense para estassedimentitas, a las que subdividió en los pisos Juliense,Leonense y Superpatagoniense.

Bertels (1970), en el primer trabajo de detallesobre la unidad, se refirió al “Patagoniano” de la pro-vincia de Santa Cruz, al que dividió en las Formacio-nes San Julián y Monte León. Zambrano y Urien(1970), así como Russo y Flores (1972), en brevesmenciones, aplicaron el Código de Nomenclatura

Estratigráfica a la denominación de “Patagoniano”,creando la Formación Patagonia.

Para el área tipo del Gran Bajo de San Julián (aleste de la comarca), Di Paola y Marchese (1973)adhirieron a dicha denominación en un estudiosedimentológico detallado, proponiendo la subdivisiónde la Formación en tres Miembros, de abajo haciaarriba, San Julián, Monte León y Monte Observación.

El nombre de Formación Patagonia fue usadotambién por Riggi (1978, 1979), Luna (1979) y Pan-za (1982, 1984, 1986). El primer autor la subdividió,con criterios petrográficos, en los Miembros San Julián(Inferior) y Monte León (Superior).

En contraposición a los autores que consideraronque estos depósitos forman parte de una sola entidadlitoestratigráfica, Camacho (1974) señaló la existen-cia de un hiato y una relación de seudoconcordanciaentre las Formaciones San Julián y Monte León.Náñez (1988) e Irigoyen (1989) indicaron que unadiscordancia (paraconcordancia) se ubica entre am-bas unidades. Dicho criterio, basado en observacio-nes de campo, distribución regional de los depósitos yanálisis paleoambiental de las Formaciones sustenta-do por datos paleontológicos, es el que se mantuvo enPanza e Irigoyen (1995) y en los trabajos posteriores.

La Formación San Julián no aflora en la hoja (sibien su principal área de afloramientos, el Gran Bajode San Julián, se encuentra a escasos 25 km al estedel límite oriental), pero la Formación Monte Leóntiene un amplio desarrollo en toda la comarca.

Por su parte, para la región del lago ArgentinoFurque y Camacho (1972) y Furque (1973) propu-sieron el nombre de Formación Centinela para lassedimentitas marinas aflorantes al este de la Cordi-llera Patagónica, equivalentes en ambiente y edad alas del “Patagoniano” de la costa atlántica. La mis-ma denominación fue usada posteriormente porRiccardi y Rolleri (1980), y también por diferentesautores (Ramos, 1982; Marín, 1984; Cobos et al.,2004) para áreas vecinas al noroeste y oeste, enadyacencias de Tres Lagos y del lago Cardiel.

Formación Monte León - (2) FormaciónMonte León parcialmente cubierta (2a)Arcilitas y limolitas tobáceas; areniscas muy finasa finas; tufitas,chonitas y cineritas; areniscascoquinoideas y coquinas subordinadas

Antecedentes

La mayor parte de las primeras exploracionesgeológicas realizadas en la región costera de la pro-


vincia de Santa Cruz entre Puerto San Julián y la ríade Santa Cruz mencionaron la presencia de lassedimentitas marinas muy fosilíferas de la Forma-ción Monte León, en localidades clásicas como loscerros Monte León, Monte Entrance, Monte Ob-servación, Coy Inlet y otras.

Sin embargo, todos estos clásicos trabajos, comolos de Darwin (1846), C. Ameghino (1890), Mercerat(1896, 1897), Tournouër (1903), Wichmann (1922),Windhausen (1931) y Feruglio (1938a, 1949), y losmás modernos de Ugarte (1956), Bertels (1970, 1977,1980), Di Paola y Marchese (1973) y otros, trabaja-ron siempre en el área costera cercana a PuertoSan Julián o a Puerto Santa Cruz, o a lo sumo en elGran Bajo de San Julián.

Hay muy pocas menciones de trabajos sobre laFormación Monte León (o sus equivalentes) dentrodel área ocupada por la Hoja Laguna Grande. Así,como “Leoneano” fue mapeada en forma muyexpeditiva y sin ninguna descripción por Wichmann(1922) en el área nororiental de la Hoja, como“Patagoniano” fue mapeada y descripta por Sarris yFernández (1957) en el sector noroeste, en los va-lles de los ríos Chalía y Chico, mientras que comoFormación Patagonia fue mapeada por Álvarez Rojo(1986) en los reducidos asomos del cañadón Duartey de la estancia Cerro Cuadrado, en el mismo sec-tor, y también mencionada por Luna (1979) en unsondeo en el sureste de la Hoja. El resto de los aso-mos solamente figura en los mapas de recopilacióngeológica de la provincia de Santa Cruz a escala1:500.000 de Yacimientos Petrolíferos Fiscales(Vergani y Stach, 1984, inédito), y a escala 1:750.000del Servicio Geológico Nacional (Panza et al., 1994;Panza et al., 2002).

Distribución areal

La Formación Monte León aflora en todo el ám-bito de la Hoja Laguna Grande, pero con mayor de-sarrollo en los sectores nororiental y suroriental dela misma.

Esta unidad es una de las que cubre mayor su-perficie en la comarca y tiene un espesor superior alos 200 m en afloramientos. En el único dato de unsondeo efectuado por Yacimientos Carboníferos Fis-cales en el cañadón Chikurik Aike cerca de la rutaprovincial 17, Luna (1979) menciona que se atrave-saron 310 m de esta unidad.

Las mejores exposiciones de la Formación sepresentan a lo largo del perímetro de las mesetasque constituyen la esquina nororiental de la Hoja, y

en los faldeos de algunas depresiones, como los ba-jos de las lagunas del Bajo, de las Toscas, de la es-tancia El Baile y de la Vega.

En muchos afloramientos se reconocen perfilesaislados de pocos metros de potencia, estando el restocubierto. Por ese motivo, en el plano geológico serepresentó en algunas localidades a la unidad con laleyenda de parcialmente cubierta, cuando la cober-tura por depósitos modernos y regolito supera al 80% de la superficie mapeada.

Litología

En todas las barrancas que forman el flanco delas mesetas, y sobre todo en las que bajan al cañadóndel Zorrino y a la laguna del Bajo en el nordeste, y albajo de la estancia El Baile y los cerros Corpen en elsureste, cubierta por los depósitos aterrazadoscenozoicos, la Formación Monte León alcanza susmayores espesores (entre 180 y 200 m), pero sóloafloran en cada localidad unos pocos metros aisla-dos de toda la secuencia; casi nunca se ven más de15 a 20 m, con máximos aflorantes de 40 a 45 m enlos perfiles de la estancia La Madreselva (Foto 3),oeste de la tapera Juan Antonio, laguna del Bajo yotros, estando el resto cubierto.

Los escasos asomos visibles son casi siemprede color amarillento a castaño claro, con escasa onula vegetación, y en ellos no se observa, desde le-jos, ningún tipo de estratificación ni de bancos algodiferentes por color o por resistencia. Sin embargo,por debajo de una delgada capa de regolito (de unospocos centímetros) aparecen ya las típicas arcilitastobáceas o chonitas arcillosas y limolitas propias dela Formación Monte León. Son rocas por lo generalmacizas, fragmentosas, de color amarillo verdoso ohasta blanquecino, y muchas veces con pátinas deóxidos de hierro dentro de la gama de los amarillos oanaranjados claro.

Algunas veces, debido a la mayor litificación delas areniscas coquinoideas o coquinas intercaladas,éstas resaltan como bancos algo más resistentes ocomo afloramientos de superficies redondeadas.

A menudo las pelitas, areniscas finas y tobasfinas contienen fósiles aislados sin ninguna orienta-ción (moldes internos de turritélidos y bivalvos, algu-nas ostreas, y huesos de mamíferos marinos, por logeneral vértebras o fragmentos de costillas). En otrasocasiones los fósiles están concentrados formandolentes. Un rasgo destacado en estas rocas es la granbioturbación que presentan, con abundantes trazasverticales y horizontales (Foto 4).

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Dentro de los paquetes pelítico – tobáceos sedestacan algunos bancos más oscuros y resistentes,de color gris mediano y gris castaño, y espesoresque varían entre 5 y 20 cm, que son rocas de com-posición tufítica y tobácea, de grano fino, macizas ybien consolidadas, con cemento carbonático, arci-llas y material opaco. Estos bancos duros son por logeneral niveles de tobas fosfáticas (Leanza et al.,1981). Muchas veces no son bancos uniformes, sinoun conjunto de cuerpos concrecionales químicos denaturaleza fosfática, nódulos duros y pesados de for-ma elipsoidal o discoidal, que pueden llegar aanastomosarse dando la impresión de conformar unestrato irregular, resistente, por lo que forma unacornisa. Puede tratarse de un único banco muy de-sarrollado lateralmente en distancias de varios kiló-metros, pero en otras localidades se encuentran va-rios de estos delgados bancos, a veces en forma denódulos castaños bien resistentes a la erosión. Pue-den llegar a ser en partes coquinoideos, con restosfósiles en una matriz arenosa muy fina, tobácea.

a. Bajo de la estancia El Baile – Polígono deTiro

En el sector suroriental de la comarca se en-cuentra un conjunto de depresiones endorreicas, quecontinúa en la vecina Hoja 5169-I Puerto Coig in-mediatamente al sur, situado a muchos metros bajoel nivel del mar (-34 m en Laguna Grande, -70 m enPuerto Coig). Esta situación hace que afloren, enesta región de unidades básicamente subhorizontales,las secciones inferiores de la columna estratigráfica,y es el único lugar en que se encuentra expuesta labase de la Formación Monte León.

Uno de los perfiles más completos de la unidad(45 m) se tiene tres kilómetros al sur de la tapera dela estancia La Madreselva (Foto 3). Allí, de arribahacia abajo, afloran:3,00 m – cubierto3,00 m – Areniscas muy finas a finas castaño rosadas

muy friables, algo laminadas, con algún nivel de gran-des nódulos oscuros de hasta 0,50 m de diámetro ynumerosas ostreas dispersas; intercalados, delgadosbancos de areniscas coquinoideas resistentes conpelecípodos, alguna turritela y balánidos.

5,00 m – Arcilitas verde grisáceas muy friables, a vecesfragmentosas.

11,00 m – Arcilitas tobáceas y chonitas de color grisverdoso amarillento, fragmentosas, macizas, conmoldes internos de turritélidos y láminas de yesosueltas.

0,20 m – Toba muy fina lajosa con bioturbación comotubos subhorizontales de 3 a 4 cm de diámetro.

5,00 m – Arcilitas tobáceas gris verdosas, fragmentosas,con algunos bancos que forman pequeños resaltos.

1,20 m – Banco con base erosiva que comienza con unacoquina a arenisca coquinoidea verdoso amarillentabien consolidada, de 0,20 m, calcárea, con guías deóxido de hierro, bivalvos y turritélidos indetermina-bles, enteros y/o fragmentados, y grandes tubos are-nosos dispersos, y sigue hacia arriba con una areniscamediana, a veces gruesa, dorado amarillenta, lítico –cuarzosa, con micas y escaso carbonato, friable, conlaminación cruzada de playa apenas visible ybioturbación como tubos, tanto subhorizontales comoverticales, de 5 a 20 cm de longitud y 3 a 4 cm de ancho.

3,20 m – Ciclo similar, sólo que en este caso la coquinatiene numerosas ostreas enteras, moldes y valvas depelecípodos, y las areniscas superiores tienen 3 m deespesor.

7,10 m – Limolitas y areniscas muy finas tobáceas, grisverdosas, macizas, friables. A los 2 m del techo seintercala un delgado banco (0,10 m) de una toba muysilicificada gris con óxidos de hierro y dendritas deMn, con fractura concoide.

7,00 m – cubierto2,00 m – Areniscas muy finas y limolitas tobáceas gris

verdosas, semejantes a las anterioresBase cubierta

Las barrancas que forman el borde norte delbajo situado al oeste de la estancia El Baile estánconstituidas por asomos de la Formación MonteLeón sumamente cubiertos, de tonalidades por locomún amarillentas (Foto 5), en los que se observasólo muy raramente algún nivel algo más resisten-te, discontinuo. Sin embargo, en los pocos lugaresen los que existen afloramientos, éstos respondena grandes rasgos a los tipos litológicos descriptosen el perfil anterior, casi siempre con predominiode las rocas finas, pelíticas o areniscosas muy fi-nas. Raramente suele encontrarse algún bancoostrero formado por gran cantidad de ostras ente-ras o fragmentadas (Crassostrea hatcheri Ortm.),que se trataría de capas de tormenta.

Unos 12 km al oeste de la estancia El Baile seencuentra la laguna que constituye el puntotopográficamente más deprimido de la Hoja (35 mbajo el nivel del mar). Allí, en la margen occidentalde la laguna (Foto 6), se encuentra el contacto basalde la Formación Monte León con areniscas atri-buidas a la Formación Man Aike del Eoceno (Fo-tos 1 y 2).

Laguna Grande 13

Foto 4. Formación Monte León al este de la tapera de Los Cerros. Arriba, un banco delgado de una coquina a arenis-ca coquinoidea bien consolidada, muy fosilífera, y por debajo capas de chonitas arcillosas hasta limolitas y areniscas

muy finas tobáceas gris amarillentas, muy impregnadas por óxidos de hierro y muy bioturbadas, por lo general contrazas en forma de tubos subverticales y horizontales. En último plano, los bajos del oeste de la estancia El Baile.

Foto 5. Pelitas y areniscas muy finas con aporte cinerítico de la Formación Monte León en el borde norte de la lagunadel bajo situado al oeste de la estancia El Baile; vista hacia el este.


Foto 6. Laguna al oeste de la estancia El Baile, punto más deprimido de la Hoja, vista desde el oeste hacia el este.Aspecto general de los afloramientos “patagonianos” del sector, constituidos dominantemente por rocas finas

(pelíticas hasta arenosas finas) con gran aporte piroclástico, muy cubiertos por materiales cuaternarios o por su pro-pio regolito.

Foto 7. Banco ostrero de la Formación Monte León en la laguna situada frente a la tapera de la estancia Juan Anto-nio, ejemplo de capa de tormenta en un ambiente de offshore representado por las rocas pelíticas. Se observan en

primer plano valvas de Ostreas enteras, en la playa actual de la laguna.

Laguna Grande 15

El perfil, de arriba hacia abajo, es el siguiente:Techo: materiales cuaternarios4,00 m – Coquinas gris amarillentas, muy consolidadas en

bancos delgados y areniscas coquinoideas friables,con marcas de bioturbación y restos fragmentarios deCrassostrea hatcheri (Ortm.) y Ostrea aff. rionegrensis(Ih.), gastrópodos (Turritella sp., Epitonium rugulosaSow.), serpúlidos y dientes de seláceos.

16,00 m – Arcilitas y chonitas gris amarillentas a gris ver-dosas, fragmentosas, a veces algo consolidadas. Encasos llegan a ser limosas o arenosas muy finas yforman muy pequeños resaltos. Puede haber tinciónpor óxidos de hierro, y yeso suelto como láminas.

Base: Formación Man Aike

También en los campos pertenecientes al Polí-gono de Tiro del Ejército Argentino (en la esquinasureste de la Hoja) son numerosos los afloramientosde Monte León.

Los mejores asomos se encuentran cerca delpuesto Observatorio (frente a la tapera Juan Anto-nio) y en las barrancas situadas unos 5 km al oeste ysuroeste del mismo.

En la mayor parte del área entre la tapera y elpuesto Los Troncos de la estancia Cañadón Toro,dominan las lomadas de arcilitas (a limolitas)tobáceas gris amarillentas, a veces algo verdosas encorte fresco, fragmentosas, con abundante tinciónpor óxidos de hierro. Ocasionalmente se parten for-mando pequeñas esferitas.

Dentro de los bancos de pelitas se observanmoldes internos de turritélidos y bivalvos, algunosrestos de ostreas (dispersos, sin orientación, enteroso fragmentados), así como algún trozo muy roto dehueso. Los espesores, parciales, más frecuentesvarían entre los 5 y 15 metros.

Pueden encontrarse en la secuencia bancosostreros consolidados, formando cornisas, de unos0,50 m, formados íntegramente por ostreas enteraso fragmentadas, con escasa arena y algo de cemen-to ferruginoso entre los bioclastos. Serían típicascapas de tormenta en un ambiente de offshore. Unejemplo muy bueno se ve en la laguna frente a latapera Juan Antonio (Foto 7).

En las barrancas al oeste de este punto, se rea-lizó un perfil mucho más completo, de más de 40 m,en una secuencia de la Formación Monte León quees topográfica y estratigráficamente superior a laspelitas finas de offshore antes descriptas (Foto 8).De arriba hacia abajo, se tienen:1,00 m – Arcilitas laminadas, con pequeñas lentes de are-

niscas muy finas más oscuras; con ostreas dispersas.

4,00 m – Arcilitas tobáceas gris amarillentas.0,50 m – Arenisca mediana coquinoidea gris con óxidos

de hierro, consolidada; restos fósiles fragmentados.3,00 m – Areniscas muy finas arcillosas gris medianas0,60 m – Arenisca lítica mediana, coquinoidea, con enorme

cantidad de bivalvos (Panopea nucleus, Phacoidessp., Crassatellites? Sp.) y gasterópodos (Valdesia(V.) dalli Ih., Proscaphella cossmanni Ih., Turritellasp. y Struthiolarella ameghinoi Ih.) en general bienpreservados, ostreas enteras y fragmentadas yequinodermos; muchos de los gastrópodos se pre-sentan agrupados en sectores de formas subesféricas,estando el resto de la arenisca casi sin fósiles.

7,00 m – Areniscas finas a medianas bastante friables, grismediano a gris azulado hasta blanquecinas, lítico –tobáceas, macizas, con abundante bioturbación bajo laforma de tubos de distintas dimensiones, en su mayoríasubhorizontales, rebordeados por óxidos de hierro.

0,40-0,50 m – Micri- subesparita tobácea, castaño moradooscura por tinción ferruginosa; banco resistente queforma cornisa por su gran dureza. Muy bioturbada ycon escasos restos fósiles pequeños.

5,00 m – Areniscas finas tobáceas grises friables, macizas,con mucha bioturbación que se dispone en forma decapas o como si estuviera remarcando estratos (Foto 9).

0,15 m – Arenisca coquinoidea fina castaño oscura, muyresistente, por lo que forma pequeña cornisa. Tienemoldes internos de Turritella sp., restos fragmenta-rios y moldes de Pectinidae («Chlamys» geminata?Sow.) y fragmentos de Crassostrea hatcheri (Ortm.).

6,00 m – Areniscas tobáceas finas, muy cineríticas, grisblanquecinas. Se caracterizan por la presencia denumerosos nódulos subesféricos castaño oscuros,de 15 a 30 cm de diámetro o aún mayores, que a vecesson muy duros y sobresalen en el afloramiento. Enparte forman algo parecido a un estrato irregular demedio a un metro, que forma cornisa.

5,00 m – Cineritas gris blanquecinas, hasta castañas por pig-mentación por óxidos de hierro, macizas; consolidadas,constituyen un paredón de formas redondeadas.

8,00 m – Arcilitas y limolitas tobáceas gris amarillentas,macizas, fragmentosas, como las observadas en per-files situados más al este y sur.

Base cubierta.

b. Río Shehuen – arroyo Corpen

La margen sur (izquierda) del valle del río Shehueno Chalía es una abrupta barranca que constituye laladera norte de la gran planicie mesetiforme que seencuentra entre este río y el Santa Cruz, denominadaPampa Alta. La parte más baja de esta barranca, en


todo el recorrido del río Shehuen dentro de la Hoja,está formada por afloramientos de la Formación MonteLeón, con espesores que varían entre 15 y 60 m yhasta más, casi siempre formando lomadas y peque-ñas mesetas de colores dominantes castaños, amari-llentos y grises claros, bastante cubiertas por su pro-pio regolito, con escasa vegetación y paisajes tipo bad-lands, compuestas por rocas mayormente pelíticas oarenosas finas por lo general friables, entre las que sedestacan unos pocos bancos delgados más oscurosresistentes que sobresalen como cornisas.

Estratigráficamente se trata de los niveles supe-riores de la unidad, ya que en todos los perfiles lamisma es seguida hacia arriba por las piroclastitas ysedimentitas continentales neógenas de la FormaciónSanta Cruz que forman la mayor parte del cuerpo delas mesetas. No obstante, los casos en que esta ob-servación es posible son muy esporádicos, porque elcontacto está casi siempre muy cubierto por materia-les de asentamientos, depósitos de cobertura de pedi-mentos, regolito y rodados provenientes de la des-trucción de las gravas que cubren la Pampa Alta.

De oeste a este, el primer perfil es el que seencuentra seis kilómetros al norte de la estancia LaRosita (Foto 10). De arriba hacia abajo, se halla:Techo: Formación Santa Cruz6,50 m – Estratos de 1 a 1,50 m de arcilitas y limolitas gris

verdosas a gris castañas algo tobáceas, en casosfragmentosas pero que en el estrato central se ve desdelejos que en realidad está finamente laminado en capitasarcillosas gris verdosas (1 a 5 cm) y limosas castañoclaras (10 a 20 cm), atravesadas por guías subverticalessilicificadas y escaso yeso. Hacia el sur dicho estratocentral se va haciendo progresivamente más areniscoso,pasando en poco más de cien metros a un potente pa-quete psamítico castaño anaranjado de 4,50 m de are-niscas medianas a gruesas friables, líticas, con cementode óxido de hierro, caracterizadas por estructuras delaminación cruzada de playa y por enormes concrecio-nes subesféricas de 0,30 a 1,50 m de diámetro de colormorado violáceo oscuro. La laminación se conserva tam-bién en estos cuerpos, que, por ser muy duros y pesa-dos, caen al pie de las barrancas (Foto 11).

4,00 m – Arcilitas tobáceas grises, fragmentosas, duras,muy cubiertas por su regolito. Se observan algunasconcreciones grises blanquecinas duras, de hasta 15cm, y, totalmente destruido, un nivel de 10 a 30 cmcon ostreas incluidas en sectores algo mássilicificados y con mucho óxido de hierro.

0,10-0,50m – Chonita silicificada gris verdosa, muy dura(se parte en pequeños fragmentos), forma aparente-mente lenticular.

3,50 m – Tobas blanquecinas a gris claras, macizas,fragmentosas, se parten en grandes terrones con des-camación catafilar; consolidadas.

Base cubierta.

Siguiendo hacia el este, a unos 25 km del ante-rior se tiene el perfil Los Sauces – La Ensenada,cuya base está en la planicie aluvial actual del ríoShehuen, a 5,5 km de la estancia La Ensenada.

Morfológicamente la Formación se presenta concaracterísticas similares a las del perfil de La Rosita,con un espesor mayor de la unidad (40 m) y algunosniveles que se pueden distinguir con algo más declaridad. Se tiene, de arriba hacia abajo:Techo: Formación Santa Cruz0,30-0,80 m – Tufita calcárea algo fina, gris rosada en cor-

te fresco, castaño morado en afloramiento, formandoun banco muy resistente que hace cornisa pero queen parte se acuña o se resuelve como una hilera deconcreciones. Muy cementada, y con contacto basalmuy neto. Marcas de bioturbación como tubos a 45°de 0,5 cm de diámetro y 6 cm de longitud; posibleshuecos de valvas.

0,60 m – Cinerita gris blanquecina muy friable, maciza, aveces con silicificación incipiente.

4,00 m – Areniscas muy finas a finas gris azuladas, maci-zas, friables, que en sus 2,50 m superiores se hacenmuy tobáceas y de color gris claro a mediano, for-mando un abrupto paredón muy notorio en el perfil.

6 a 10 m – Secuencia arcillosa gris mediana a gris amari-llenta muy cubierta por regolito. En muestra frescason arcilitas macizas fragmentosas, gris verdosas.

8,40 m – Alternancia de bancos arenosos gris amarillen-tos con otros más espesos gris medianos a oscurosarcillosos, todo muy cubierto por regolito. Las are-niscas son muy finas a finas (raramente medianas),castaño naranjas en corte fresco. No se ven estructu-ras por lo friable de la roca, tienen 0,70 a 1,20 m, y enla parte superior de los bancos se observan concre-ciones subesféricas algo tobáceas morado rojizas (10– 30 cm). Las arcilitas son tobáceas, gris verdosas,fragmentosas; son bancos de 0,60 – 0,80 hasta 1,80 my en ellos aparecen láminas de yeso y ostreas sueltas(en el nivel más bajo).

8,00 m – Secuencia muy cubierta de areniscas muy finas afinas grises y castañas, casi siempre muy friables. Enmínimos cortes naturales se han vistos sigmoides, ytambién algunos delgados niveles algo más gruesos(finos a medianos) en sectores coquinoideos, conpequeños trozos de valvas blancas y trozos deostreas, muchos perforados, todo de color gris viole-ta oscuro por óxidos de hierro.

Laguna Grande 17

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Foto 9. Capas de areniscas tobáceas finas, con bioturbación, en el perfil de la Formación Monte León en las barran-cas del oeste del Polígono de Tiro.

Foto 10. Niveles superiores de la Formación Monte León (en la base) e inferiores de la Formación Santa Cruz, en elperfil ubicado 6 km al norte de la estancia La Rosita, en la margen sur del valle del río Shehuen; vista tomada hacia el

nordeste.

Laguna Grande 19

5,00 m – Muy cubierto, pero por el derrubio podrían serareniscas muy finas muy friables, quizás arcillosas.

0,30 m – Arenisca mediana a gruesa lítica, gris mediana aoscura, con sigmoides, que forma un resalto.

3,00 m – Muy cubierto. Areniscas muy finas totalmentesueltas.

Base cubierta

Toda el área entre el puesto Blanco de la estan-cia Las Toscas y la gran laguna del mismo nombre,está caracterizada por afloramientos de la FormaciónMonte León sumamente cubiertos, en los que casi nose distinguen estratos bien definidos pero donde, porla naturaleza del derrubio, se reconocen litologías bá-sicamente arenosas finas a medianas, con restos suel-tos de ostreas y un tapiz de lajas y trozos de areniscasamarillentas a moradas que cubren sobre todo laspartes más altas de las lomadas. Las variedades quese observan pueden ser coquinoideas, macizas o conbioturbación; son líticas, en partes tobáceas, con ce-mento ferruginoso y raramente silíceo. Compuestascasi exclusivamente por conchillas de Struthiolarellaameghinoi (Ih.) muy bien preservadas. Icnofósiles(relleno arenoso de excavaciones simples, rectas).

Los cerros Corpen son una elevación aislada quese destaca ampliamente en el sector central de la

Hoja, en donde confluyen los ríos Chico, Shehuen yel arroyo Corpen. En la ladera norte, justo cerca dedonde pasaba la vieja huella vecinal que desde laruta nacional 288 permitía remontar el valle delCorpen, se encuentra un perfil que comprende lostérminos más altos de la Formación Monte León ylos inferiores de la Formación Santa Cruz (Foto 12).

Por debajo de la base del “Santacruciano” se tie-ne una secuencia de 18 m de bancos finos, muy bienestratificados en forma plano paralela, de arcilitastobáceas amarillento verdosas que se intercalan conniveles de 5 a 10 cm de areniscas medianas a gruesasgris oscuras, friables, macizas (Foto 13). En algunossectores conforman estructuras flaser hasta que lle-gan a proporciones similares de arcilla y arena dandoestructuras onduladas. Se intercalan delgados nivelesferruginosos, así como dos o tres con nódulos areno-sos calcáreos, castaño oscuros, consolidados, que enocasiones se unen entre sí.

Un banco resistente de 15 cm de espesor, queforma un resalto en el relieve, subyace a la secuen-cia anterior. Se trata de una arenisca coquinoideamediana, gris castaño oscura, cuarzo lítica, consigmoides, cantos blandos arcillosos, megaripples ensu techo y base erosiva; se observan algunas ostreasenteras.

Foto 11. Nivel arenoso con laminación cruzada de playa y grandes concreciones en la Formación Monte León. Perfilal norte de la estancia La Rosita.


Foto

12.

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Laguna Grande 21

Arenas medianas grisáceas con estratificaciónflaser bajo la forma de lentes muy pequeños de arci-llas endurecidas siguen por debajo, con un espesorvisible sólo de un metro, ya que luego sigue todocubierto.

En otros sectores de las laderas de los cerrosCorpen se observan también arcilitas fragmentosaschoníticas castaño amarillentas a verdosas como lastípicas de la Formación Monte León en toda la co-marca, casi siempre muy cubiertas, en casos for-mando paredones algo manifiestos.

c. Norte del río Chico – laguna del Bajo

En el sector de la laguna del Bajo y la estanciaLa Marina, en la esquina nororiental de la comarca,las secciones aflorantes de la unidad se caracteri-zan por formar un conjunto de bajas mesetas, muycubiertas de rodados y regolito, en las que se desta-ca una sección superior castaño a gris amarillentade más de 30 m, en su mayor parte friable pero conalgunos pocos bancos resistentes más delgados, yuna sección inferior blanquecina friable de por lomenos 10 m de espesor.

Unos cuatro kilómetros al nordeste de la estan-cia se realizó un perfil en el que la sección superior

gris amarillenta está compuesta fundamentalmentepor 31 m de arcilitas y limolitas tobáceas, hastachonitas arcillosas, fragmentosas, casi siempre muycubiertas por su regolito y que en ocasiones suelenser algo más lajosas y de lejos se insinúan como pe-queños bancos delgados subparalelos; algunas par-tes pueden ser un poco más resistentes. En la partemás alta del perfil se encontraron nódulossubesféricos dispersos, de 10 a 30 cm de diámetro,más oscuros y muy duros. Suele haber sectores irre-gularmente teñidos por óxidos de hierro, así comoyeso suelto.

Intercalados en la secuencia se encuentran es-casos bancos (0,15-0,30 m) de arcilita muy consoli-dada, muy teñida por óxidos, resistentes y recorta-dos, de color castaño violáceo a rojizo, conbioturbación intensa como tubos subhorizontales ymoldes de bivalvos, que serían un probable hard-ground, así como un par de estratos de limolitas aareniscas tobáceas muy finas de medio a un metrode espesor, situados hacia la base, gris amarillentascon manchas dispersas de óxidos, ligeramentefriables, con abundantes marcas de bioturbación ycon moldes internos y/o restos de bivalvos, turritélidos,ostreidos, dientes de seláceos y huesos planos de uncetáceo, probablemente un Mysticeti (Bond,

Foto 13. Perfil de los cerros Corpen. Detalle de la secuencia de la Formación Monte León: 18 m de arcilitas tobáceas yareniscas muy bien estratificadas en bancos finos en forma plano paralela, en casos con estructuras flaser y ondulada.


com.pers.). Termina esta sección con un nuevohardground de 0,30 m irregular, entrecortado, rojoa castaño oscuro en superficie meteorizada a grisen corte fresco; es una arcilita a arenisca muy fina,tobácea, con marcas de bioturbación moderada, yfinalmente una arenisca coquinoidea rojiza por óxi-dos de hierro (gris si está fresca), de 0,30 m, conunos pocos litoclastos oscuros y abundantes restosde turritelas, braquiópodos, ostreidos, pectínidos ycorales inidentificables.

En cuanto a la sección inferior (Foto 14), secompone de 9 m de arcilitas tobáceas a cineríticas,blancas a ligeramente amarillentas, fragmentosaso terrosas, casi siempre formando bochones. Porlo general duras, llegan a formar superficies redon-deadas; es muy raro observar improntas deturritélidos.

Por debajo de las rocas anteriores se tiene unaarenisca coquinoidea castaño morada (0,50 m), muyconsolidada, formando un banco lenticular con 70 %de grandes fósiles enteros pero que se destruyenfácilmente: moldes internos de bivalvos (Glycimeritacuevensis Ih.), gastrópodos (Polinices sp.),turritélidos (Turritela breantiana Ih.), pectínidos(Zygochlamys? sp.), dientes de tiburón y vértebrasde un pequeño cetáceo indeterminado. Por debajoparecerían continuar cineritas similares a las ante-riores.

Siempre en el área al norte del río Chico, en elcañadón del Zorrino y unos 25 km al noroeste delperfil anterior, se realizó un perfil en la FormaciónMonte León. La misma forma un conjunto de pe-queñas mesetas amarillentas unos 3 km al sur de laestancia La Virginia, y está integrada fundamental-mente por secuencias de grano fino, arcilitas ylimolitas, hasta areniscas finas (Foto 15).

Hacia arriba comienza con 2 m de areniscas fi-nas líticas gris verdosas, friables, con estructuraslaminadas muy poco visibles, probables sigmoides, yalguna escasa concreción discoidal castaño moradade 30 a 40 cm de diámetro. Siguen hacia abajo 11 mde una secuencia plano paralela de finas láminas (1a 2 cm) de arcilitas y limolitas algo tobáceas grisclaras y amarillentas, hasta gris verdosas en cortefresco, en las que la estructura es a veces remarcadapor óxidos de hierro. En varios niveles de la secuen-cia (como por ejemplo, a los 2, 4,20 y 8 m del techo),se tienen hiladas de concreciones gris moradas arojizas (grises en corte fresco), consolidadas, quepueden llegar a anastomosarse e insinuar un nivelmás resistente. Tal es así que a 8,60 m del techo setiene un nivel bien resistente, castaño morado oscu-

ro, que forma cornisa, integrado por concrecionesque forman un banco irregular pero casi continuocon espesor máximo de 30 cm y promedio de 15cm; es una roca arenosa muy fina tobácea, muy dura,con pátinas de óxidos de hierro.

Por debajo sigue un paquete areniscoso muy finoa fino, lítico tobáceo, amarillento a blanquecino ensu parte basal, donde son rocas mucho más tobáceas.De 4 m de espesor, no se observan estructuras. Enla base hay un banco muy resistente de 0,30 m deuna arenisca fina a mediana gris amarillenta muydura, silicificada, lajosa, que forma un nivel continuoque se destaca muy bien en el perfil.

Se completa el perfil con otros 4 m de nivelespelíticos o arenosos muy finos amarillento verdosos,algo tobáceos, mucho más fragmentosos que lassecuencias superiores por lo que casi no se haceperceptible la laminación.

La Formación Monte León ocupa también la partemás baja de las depresiones formadas entre algunosde los cerros basálticos del centro norte de la Hoja,como los bajos de las lagunas del Guadal de Yapeyú yde Cardiel Chico. En todos los casos la unidad apare-ce como lomadas muy cubiertas formadas por se-cuencias fundamentalmente amarillentas entre losasentamientos basálticos, en ocasiones por debajo dedepósitos grises y blanquecinos de la Formación San-ta Cruz (Foto 16). Los mayores espesores visibles nosuperan los 10 a 15 m, siendo lo más común pequeñosperfiles de 3 a 4 m de potencia.

Típicamente la unidad está formada por arcilitastobáceas amarillentas, blanquecinas y verdosasfragmentosas, pigmentadas por óxidos de hierro, aveces algo plásticas, que casi siempre se disponen enbancos poco definidos debido a la gran cubierta; haydelgadas intercalaciones arenosas finas más oscuras.

En pocas ocasiones se tienen bancos arenososfinos a medianos, en parte bastante consolidados;suelen tener intercalaciones arcillosas, estructurasflaser y raramente sigmoides. Areniscas finas amedianas coquinoideas amarillentas, lajosas, conso-lidadas, y coquinas muy delgadas (5 a 20 cm) sonaún más escasas en el sector, y se caracterizan so-bre todo por la presencia de ostreas y, más rara-mente, turritélidos y bivalvos mal conservados.

Cabe mencionar que en casi todos los aflora-mientos pelíticos también se encuentran numerosasostras sueltas en el derrubio, así como algún escasomolde de bivalvo o trozo de pectínido.

En las bardas que rodean a la depresión drenadapor el cañadón La Cancha (cuyo punto más bajo seencuentra en la vecina Hoja al norte), se encuentra

Laguna Grande 23

Foto 14. La Formación Monte León en el bajo de la laguna del Bajo. Vista de la sección inferior del perfil ubicado 4 kmal nordeste de la estancia La Marina, integrado por arcilitas tobáceas a cineríticas blancas. Vista tomada hacia el este.

Foto 15. Aspecto de la Formación Monte León en el valle del cañadón El Zorrino, a 3 km al sur de la estancia La Virgi-nia, donde la unidad está compuesta por secuencias de grano fino, arcilitas y limolitas, hasta areniscas finas.


la Formación Monte León con algunos asomos bas-tante buenos. Los mejores son los cercanos al límiteentre las Hojas y coinciden totalmente con losdescriptos por Panza y Marín (1998), con espesoresde unos 35 metros. Se trata fundamentalmente delas típicas arcilitas tobáceas y chonitas gris amari-llentas, fragmentosas, casi siempre muy cubiertaspor regolito o por material procedente de la destruc-ción de los depósitos aterrazados suprayacentes. Enalgunos sectores se observan moldes internos debivalvos y turritélidos y numerosas marcas debioturbación. Hay también algunas intercalacionesdelgadas de areniscas finas de igual color, pero másconsolidadas.

Hacia las partes inferiores del perfil, aparecen va-rios metros de coquinas y areniscas coquinoideas, cas-taño amarillentas a verdosas, con abundantesmegafósiles en buen estado de conservación (coloniasde briozoarios, corales, pectínidos y braquiópodos).

Paleontología

La Formación Monte León es portadora deuna abundante fauna de invertebrados y vertebradosmarinos, que ha sido objeto de numerosas coleccio-nes ya desde los tiempos de Darwin. En todo elámbito de la provincia de Santa Cruz son innumera-bles los estudios paleontológicos referentes a restosfósiles procedentes de las localidades “patago-nienses”.

Una reseña de los trabajos pioneros y la lista dela megafauna de invertebrados se puede encontraren la fundamental obra de Feruglio (1949), y recien-temente, en la síntesis de Del Río (2002) para laprovincia de Santa Cruz. Numerosos fueron los es-tudios de microfauna (foraminíferos) efectuados enlocalidades de superficie y subsuelo de la Forma-ción Monte León en la provincia; así, se tienen lostrabajos de Bertels (1975; 1980); Boltovskoy (1979);Malumián y Náñez (1989; 1991; 1998; 2002) y Náñez(1989; 1990). Estudios palinológicos en la localidadtipo de la unidad son los de Barreda y Palamarczuk(2000 a y b) y Barreda (2002). Referencias con res-pecto a los fósiles encontrados en las Hojas vecinas,se tienen en Panza e Irigoyen (1995), Panza (1995 ay b), Panza y Marín (1998) y Cobos et al. (2004).

Sin embargo, no se encontró en la bibliografíaninguna cita de hallazgos paleontológicos en el áreacubierta por la Hoja Laguna Grande.

Como se mencionó en la descripción de la uni-dad, durante los trabajos de campo y levantamientode perfiles se recogieron numerosos ejemplares de

bivalvos, pectínidos, ostreidos, corales, turritélidos,gastrópodos, equinodermos, dientes de seláceos,huesos planos y vértebras de probables cetáceosmisticetos.Se han reconocido:

Bivalvia:Ostreidae: Crassostrea hatcheri (Ortm.)

Ostrea aff. rionegrensis (Ih.)Hiatellidae: Panopea nucleusVeneridae: «Chione» patagonicaLucinidae: Phacoides? sp.Crassatellidae: Crassatellites? sp.Pectinidae: «Chlamys» geminata? (Sow.)

Zygochlamys? sp.Glycimeridae: Glycimerites cuevensis (Ih.)Gastropoda:Epitoniidae: Epitonium rugulosa (Sow.)Turritellidae: Turritella sp.

Turritella breantiana (Ih.)Architectonicidae: Valdesia (V.) dalli (Ih.)Volutidae:Proscaphella cossmanni (Ih.)Struthiolariidae: Struthiolarella ameghinoi (Ih.)Naticidae: Polinices sp.

Asimismo, se han tomado numerosas muestraspara estudios micropaleontológicos, pero la granmayoría han resultado estériles.


Los depósitos de la Formación Monte León in-dican un ambiente marino somero, y se han deposi-tado en condiciones neríticas y litorales, tal como loindican la presencia de abundantes restos de orga-nismos marinos dispersos en las sedimentitas o cons-tituyendo bancos de coquinas, la existencia deglauconita y las estructuras sedimentarias, fundamen-talmente estratificación cruzada sigmoidal, flaser,ondulitas, hardgrounds y otras.

Las características de los depósitos correspon-derían a dilatadas planicies submareales, principalmentearenosas o mixtas, con barras y canales mareales,esporádicamente influenciadas por tormentas.

En gran parte de la secuencia sedimentaria sonmucho más notorias las evidencias (fundamentalmen-te a través de las estructuras sedimentarias) de laacción de corrientes de mareas que de la influenciadel oleaje, pero en ambos casos con intervención detempestades.

Las coquinas formadas por restos orgánicos nofragmentados (incluso con valvas cerradas) indica-rían zonas de menor energía, protegidas de la acción

Laguna Grande 25

del oleaje o corrientes, es decir, bahías, como sugie-ren Di Paola y Marchese (1973). No obstante, losbancos con fósiles triturados y con mayor aporteclástico indicarían zonas de rompiente de olas, en ba-rreras o playas. En muchos casos las acumulacionesorganógenas representan bancos de tormentas(tempestitas), en áreas alejadas de la costa (offshore).

El contenido faunístico, y en particular la grancantidad de grandes ostras de valvas espesas,pectínidos y restos de moldes internos degastrópodos, son reveladores de ambientes de aguassomeras, claras, cercanas a la costa (Rossi de Garcíay Levy de Caminos, 1984). También la asociaciónmicrofaunística (Bertels, 1977) indica aguas pandasde profundidades menores a los 50 m, es decir, res-ponden a un ambiente de plataforma interna; a suvez, sugieren aguas templado - cálidas conpaleotemperaturas superiores a las actuales a iguallatitud. A igual conclusión llega Bellosi (1996) sobrela base del estudio de las colonias de ostras de laFormación Chenque (homóloga de la FormaciónMonte León en la Cuenca del Golfo San Jorge).

La asociación de foraminíferos encontradamuestra una diversidad moderadamente alta, lo queindicaría un ambiente marino normal. La escasez deplanctónicos y la presencia del género Cribrorotalialimitarían la profundidad a plataforma interna, mien-tras que la escasez de miliólidos es interpretada porMalumián (1978) como debida a baja salinidad o másprobablemente a desmejoramiento climático.

La presencia de bancos de tobas, así como dematerial piroclástico como constituyente en ocasio-nes importante de las pelitas, fue considerado porBertels (1970), Di Paola y Marchese (1973) y Riggi(1978) como indicativo de la existencia de episodiosvolcánicos coetáneos en el ámbito cordillerano, cu-yas cenizas habrían sido transportadas por los vien-tos hasta la cuenca de sedimentación patagoniense.Estos materiales, al enriquecer en sílice las aguasmarinas, generaron condiciones favorables para laproliferación de organismos silíceos (diatomeas,espículas de esponjas, dinoflagelados) encontradosen varias localidades (Panza e Irigoyen, 1995).


Una superficie regular localmente erosiva peroregionalmente angular se encuentra en la base de laFormación Monte León, labrada como consecuen-cia de la transgresión progresiva del mar“patagoniense” (Panza e Irigoyen, 1995; Panza yMarín, 1998).

La unidad en la comarca apoya solamente so-bre las areniscas eocenas de la Formación Man Aike,en la laguna situada en el bajo ubicado al oeste de laestancia El Baile (Foto 6).

En el área inmediatamente al este, está separadade la Formación San Julián por una relación que enmuchas oportunidades se dio como concordante, peroque en la actualidad se acepta que es deparaconcordancia (Panza e Irigoyen, 1995). ParaIrigoyen (1989), la existencia de un hiato entre ambasunidades se sustenta por las observaciones de campo,especialmente el análisis de las facies sedimentarias,que refleja que los procesos y condiciones de sedimen-tación son diferentes. Náñez (1988, 1990) indica quelas diferencias en las microfaunas de ambas unidadesreflejan cambios paleoecológicos ypaleooceanográficos, quizás relacionados con variacio-nes relativas del nivel del mar y con una discordancia.

Con respecto a su techo y su vinculación con losdepósitos continentales de la Formación Santa Cruz(Fotos 10, 12 y 16), tradicionalmente se establecióuna relación de aparente concordancia y pase gra-dual, ya reconocida por Feruglio (1938a, 1949) yconfirmada por Sarris y Fernández (1957), Ramos(1982), de Barrio (1984) y Panza y Marín (1998). Elpasaje se ubicó siempre en forma convencional enel último nivel de arcilitas portadoras de Ostreahatcheri Ort. Asimismo, en la porción de la cuencadel Golfo San Jorge que se halla en el noreste de laprovincia, se registra el mismo pasaje transicionalentre la Formación Santa Cruz y la FormaciónChenque (equivalente temporal de la FormaciónMonte León), como fue señalado por Bellosi (1998).

Russo y Flores (1972) y Russo et al. (1980) indica-ron también un pase gradual y concordante, citando en-tre ambas unidades una zona con intercalación de sedi-mentos marinos y continentales, fácilmente identificablespor su contenido paleontológico. Según estos autores, enlos registros eléctricos de pozos aparece un cambiolitológico muy marcado 50 m por debajo del banco másalto con fósiles marinos, convencionalmente elegido comolímite entre ambas unidades. Hasta el momento, ni losdatos de campo ni la microfauna (prácticamente inexis-tente) han permitido comprobar esta posible interdigitaciónentre las dos unidades.

Por el contrario, para los sectores cercanos alpie de la cordillera, Giacosa et al., (1998) indicaronrelaciones de discordancia angular. Igual situaciónmencionan Nullo y Combina (2002) para la relacióncon la Formación Centinela al sur del lago Argenti-no, en la que habría una suave discordancia con unaleve angularidad que sería menor a 5 grados.


Ugarte (1958), con dudas, menciona una ciertadiscordancia erosiva, de pequeña magnitud, entreambas unidades. Una discordancia erosiva es tam-bién indicada por Marenssi y Casadío (2002).

Finalmente, la Formación Monte León está se-parada por discordancias erosivas de los basaltoscenozoicos y de los depósitos de gravas y arenasplioceno - pleistocenos.

Edad

Las interpretaciones sobre la edad de la Forma-ción Monte León han variado de acuerdo con losdistintos autores. Camacho y Fernández (1956) con-sideraron que la transgresión comenzó en el Eoceno(superior?) debido a la presencia de pelecípodos dela especie Venericardia planicosta.

Otros autores le asignaron una edad oligocena(Riggi, 1978; Malumián, 1978), mientras queWindhausen (1931) y Bertels (1970) la ubicaron enel Oligoceno superior (Chattiano según Bertels).

Hatcher (1900), Wichmann (1922) y Feruglio (1949)consideraron que es del Oligoceno superior, pudiendoalcanzar al Mioceno inferior. A igual resultado llegaronBertels (1970, 1980), Rossi de García y Levy de Cami-nos (1984) y Náñez (1988), de acuerdo a estudios demega y microfauna. Malumián y Náñez (1998, 2002)acotaron la edad de la transgresión patagoniana alOligoceno cuspidal – Mioceno temprano, sobre la basedel estudio de foraminíferos, siendo ésta la edad acepta-da en la actualidad para la Formación Monte León.

Se ha datado una muestra del tope de la Forma-ción Monte León en la localidad tipo, por el métodoAr40/Ar39 sobre plagioclasa, que dio un valor de 19,33± 0,18 Ma, es decir Mioceno inferior (Fleagle et al.,1995), que corrobora la edad asignada a la unidad.

2.1.3. NEÓGENO

2.1.3.1. Mioceno

2.1.3.1.1. Mioceno Inferior a medio

Formación Santa Cruz (3) - FormaciónSanta Cruz parcialmente cubierta (3a)Limolitas y arcilitas choníticas; areniscas muy finas amedianas, tobáceas. Escasas tobas, chonitas y cineritas

Antecedentes

Bajo la denominación de Formación Santa Cruz(Zambrano y Urien, 1970) se incluye a un conjunto

de sedimentitas y piroclastitas continentales,varicolores, de amplio desarrollo en la regiónprecordillerana y en la costa atlántica de la provin-cia de Santa Cruz.

Conocidos ya desde mediados del siglo pasadopor Darwin (1846), quien los vio en el valle del ríoSanta Cruz, inmediatamente al sur de la Hoja, losdepósitos santacrucenses fueron muy estudiados enrazón de la rica y variada fauna de vertebrados quecontienen, destacándose los trabajos de Ameghino(1889, 1898), que los denominó “FormaciónSantacruceña”, y de Hatcher (1897, 1900, 1903), quelos llamó “Santa Cruz beds”.

Una síntesis de las investigaciones realizadashasta mediados del siglo XX se encuentra en la obrade Feruglio (1949), autor que se refiere a la unidadcomo “Santacrucense”.

Muchas de las primeras investigaciones y co-lecciones de faunas fósiles fueron realizadas reco-rriendo afloramientos situados en ambas márgenesdel río Santa Cruz, por ejemplo en los viajes deMoyano y del Perito Moreno en 1877 o en el primerviaje de Carlos Ameghino en 1887 (C. Ameghino,1890), y luego en las regiones costeras entre las ríasde Santa Cruz, Coyle y Gallegos, todas ellas pocoskilómetros al sureste y sur de la Hoja (Ameghino,1889, 1906; Mercerat, 1896, 1897; Feruglio, 1938a;Bordas, 1941; Marshall, 1976).

Fue reconocida también en el centro - oeste dela provincia, entre el lago Cardiel, GobernadorGregores y el lago Pueyrredón, además de los tra-bajos detallados de Hatcher, por Roll (1937),Piatnitzky (1938), Ramos (1982), de Barrio et al.(1984) y Panza y Marín (1998). Finalmente, afloraen sectores cordilleranos cercanos al lago Argenti-no (Feruglio, 1949; Furque y Camacho, 1972).

La adecuación de los nombres “Santacruciano”y “Santacrucense” fue efectuada por Zambrano yUrien (1970) y Furque y Camacho (1972), quienesutilizaron la denominación de Formación Santa Cruz,seguida por los autores posteriores.

Muy pocos antecedentes de la Formación SantaCruz se tienen en la Hoja Laguna Grande: en loscerros Ventana y Cuadrado, Sarris y Fernández(1957) la mapearon y describieron (como“Santacruciano”), mientras que Álvarez Rojo (1986)solamente la incluyó en su mapa. Wichmann (1922),como “Santacruceano”, indicó su existencia en elcerro Ventana, pero no al este del río Chico. En for-ma sumamente imprecisa, Cabrera y Pereyra (1980)ubicaron afloramientos de esta unidad en el sectorque correspondería a la estancia La Rosita. Muy

Laguna Grande 27

Foto 16. Faldeo oeste del cerro Chonque, casi frente a la estancia La Pierina. Entre escombros de basaltos, en la basese observan arcilitas amarillentas y verdosas de la Formación Monte León y, por encima, separadas por un banco detoba gris muy destacado, areniscas medianas a gruesas castaño amarillentas con artesas y restos de troncos de la

Formación Santa Cruz.

Foto 17. Formación Santa Cruz en cercanías de la tapera de la estancia La Muriel. Presentación típica de la unidad enla comarca: limolitas, arcilitas y areniscas muy finas a finas, con gran participación piroclástica, con estratificación

plano paralela, y algún banco arenoso canalizado, con base erosiva.


poco al oeste, Ugarte (1958) realizó un perfil. Otrosafloramientos sólo aparecen en el mapa geológicode la provincia de Santa Cruz a escala 1:750.000 dePanza et al. (1994).

Distribución areal

En la Hoja Laguna Grande la Formación SantaCruz aflora en el sector occidental, fundamentalmen-te en el faldeo austral de la meseta de Cali y en lasladeras de diversos cerros basálticos (Ventana, Cua-drado, Negro, Redondo y otros), así como, sobre todo,en el flanco norte de la Pampa Alta, o sea el queforma la margen sur (derecha) del valle del ríoShehuen, y en los valles de sus tributarios.

En la gran mayoría de los afloramientos se reco-nocen solamente perfiles aislados, por lo general depocos metros de potencia, estando el resto cubierto.Por ese motivo, en el plano geológico se representó ala unidad con la leyenda de “parcialmente cubierta”cuando la cobertura por depósitos modernos y regolitoes superior al 80 % de la superficie mapeada. Losescasos asomos visibles son de colores amarillentos ygrises claros a oscuros, con escasa o nula coberturavegetal, y en ellos solamente se destacan, desde lejos,bancos algo diferentes por color o resistencia.

Los mejores perfiles se observan en la margensur del río Shehuen en el área de las estancias LaRosita y Los Sauces – La Ensenada (80 m), y en elfaldeo occidental del cañadón Chikurik Aike (58 m),en el límite sur de la Hoja.

Litología

En la zona que nos ocupa la secuencia es predo-minantemente clástica pero con gran aportepiroclástico. Está representada por limolitas y arcilitasgrises, amarillentas y verdosas (en gran partechoníticas), areniscas muy finas a medianas y tufitasgris blanquecinas y gris azuladas, en las que se in-tercalan delgados bancos de tobas cineríticas y te-rrosas grises y castañas.

Debido a las características litológicas de la For-mación Santa Cruz, los afloramientos presentan for-mas erosivas características, como en tubo de órga-no, o conforman un paisaje de bad-lands o huaiquerías,en parte con sumideros. Siempre son asomos muycubiertos, en muchos casos por su propio regolito.

Predominan las limolitas, arcilitas y areniscasmuy finas a finas con estratificación plano paralela,con algún delgado estrato de areniscas medianas agruesas intercalado, por lo general friables, llegando

a ser arenas sueltas (Foto 17). Las variedades are-nosas son líticas y contienen abundante materialpiroclástico fino, por lo que casi siempre son varie-dades tufíticas. Son comunes en las psamitas lasconcreciones ferruginosas y calcáreas subesféricas.

Intercalados entre las pelitas y areniscas haypaquetes de bancos tabulares de tobas, chonitas ycineritas, en general de colores más claros y muyfinamente estratificadas.

El color de conjunto dominante es gris amari-llento a verdoso y gris claro a azulado y oscuro, perose encuentran intercalaciones finas de tobas ycineritas castañas a gris violáceas.

a. Borde norte de la Pampa Alta

El perfil más completo (80 m) de la FormaciónSanta Cruz en todo el ámbito de la Hoja se encuentraentre las estancias Los Sauces (5 km al sur) y La En-senada (5,5 km al norte). La base está en la planiciealuvial actual del río Shehuen y su techo en los faldeosde la gran barranca que constituye el borde de la plani-cie mesetiforme conocida como Pampa Alta. El levan-tamiento del perfil (Foto 18) se ha realizado integrandovarios tramos, ya que los afloramientos no son total-mente continuos, y su tramo superior (por lo menos150 m) está cubierto debido a un conjunto deasentamientos rotacionales que afectan las barrancas.

De arriba hacia abajo se tiene:Techo: cubierto por depósitos cuaternarios5,50 m – Areniscas muy finas arcillosas gris verdosas y

pelitas algo tobáceas intercaladas en niveles planoparalelos con potencias que van entre 0,50 y un me-tro. Sería una secuencia granodecreciente de arenasfinas en la base hasta arcilitas en el techo.

0,45 m – Arcilita no plástica algo tobácea, castaña a rosa-da en manchas irregulares, fragmentosa en trozos.

6,50 m – Arcilitas gris verdosas claras algo tobáceasfragmentosas, muy cubiertas, con manchas irregula-res de óxidos de hierro. Se distinguen algunos nive-les de un metro de arcilitas grises, ocres por tinción.Son niveles plano paralelos.

2,70 m – Secuencia de arcilitas en la que alternan bancosde 0,70 m de arcilitas y limolitas gris claras algo plás-ticas similares a las anteriores, con otros más delga-dos (0,20 a 0,30 m) de arcilitas gris verdoso oscuras yotras gris oscuras o con tanta pigmentación por óxi-dos de hierro que les confiere tonos rojizos. Unos200 m al sur esta secuencia es reemplazada por 3,50 mde areniscas finas a medianas algo arcillosas gris ver-dosas a doradas, lítico-cuarzosas, que hacia la basepresentan un nivel de concreciones gris claras resis-

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Foto

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tentes, arenosas medianas a gruesas,con cementoferruginoso – carbonático.

0,80 m – Arenisca fina gris verdosa lítica, algo tobácea,friable, muy cubierta.

0,10 m – Arcilita gris verdosa con tintes rojizos, que vistadesde lejos aparece como un banco rosado muy cons-picuo.

5,70 m – Areniscas finas a muy finas, escasas limolitas,gris verdosas hasta algo doradas por óxidos, líticas,algo tobáceas, algo consolidadas.

0,50 m – Arcilita verdosa fragmentosa, pero en superficiemeteorizada castaña a rojizo morada, por lo que tam-bién se destaca en el relieve como un segundo bancorojo notorio.

6,00 m – Alternancia de niveles gris verdosos con “cho-rreado” arenoso de 1,00 a 1,90 m, que en realidad sonarcilitas plásticas castaño amarillentas a doradas contintes verdosos, fragmentosas o algo laminadas; hayformación de nódulos arcillosos más duros, macizos,de 3 a 6 cm de diámetro. Alternan con capas de 1,50 a2,00 m de arcilitas gris claras ligeramente verdosas,con pigmentación irregular por óxidos de hierro, ape-nas tobáceas, cuyo derrubio tiene tonos castañoamarillentos.

0,40 m – Arcilitas fragmentosas terrosas, que se parten enpequeños fragmentos de no más de 1 cm, verde os-curas a rojizas con manchas castaño oscuras en cor-te fresco, rojizo moradas en superficie meteorizada.Forman un primer banco rojizo notorio.

5,00 m – Arcilitas gris verdoso oscuras a castañas, ligera-mente plásticas, que alternan con otros bancos dearcilitas gris claras ligeramente verdosas, sumamentecubiertas por su propio derrubio, muy similares a lasque están por encima del primer nivel rojizo.

5,00 m – Arcilitas a limolitas tobáceas gris verdosas a grismedianas, algo fragmentosas, muy poco plásticas,con pequeños puntos blancos de eflorescencias.

0,80 m – Arcilitas fragmentosas castañas, macizas.1,80 m - Arcilitas gris verdosas a gris medianas, fragmen-

tosas.0,80 m – Arenisca fina castaño oscura, lítica, algo arcillo-

sa, bastante friable.2,00 m – Arcilitas gris verdosas fragmentosas.2,50 m – Areniscas muy finas a limolitas tobáceas gris

claras, líticas, posiblemente macizas, muy cubiertas,sólo resaltan algunos sectores algo más consolida-dos. Se advierten pequeñas concreciones más durasde igual color, de 2 a 5 cm de diámetro. Con restos depequeños huesos y vértebras.

1,50 m – Areniscas finas tobáceas gris castañas, líticas,con algunos clastos de arcilitas de igual color ynodulitos ferruginosos de 1 cm; macizas; friables.

0,80 m – Arcilitas tobáceas gris verdosas, friables,fragmentosas.

1,70 m – Bancos de tobas terrosas gris claro amarillento,consolidadas, que se parten en bochonessubesféricos con estructura catafilar, en los que elmedio metro central es de color gris algo violáceo.

0,50 m – Arenisca tobácea muy fina, arcillosa, gris casta-ña, maciza.

5,00 a 8,00 m – Tramo totalmente cubierto.6,00 m – Arenas finas a medianas, amarillentas algo dora-

das, líticas, muy sueltas.9,00 m – Arenas muy finas a limolitas arcillosas formando

asomos de color gris mediano algo verdoso muy cu-biertos. Desde lejos a veces se observa laminaciónparalela. Son rocas friables a totalmente sueltas, ma-cizas en muestra de mano.

1,20 m – Tobas normales a finas formando un banco con-solidado gris claro que hacia el oeste parece formarvarios banquitos planos paralelos de los que algu-nos son más resistentes; con escasas concrecionescastaño moradas.

Base: Formación Monte León (ver descripción)

En todo el sector al norte de la estancia LaRosita, las barrancas de la Pampa Alta que bajanhacia el río Shehuen se encuentran sumamente cu-biertas, observándose en primer lugar una franjasuperior de asentamientos rotacionales que se esca-lonan hacia el río, y luego una serie de superficies depedimentación que se disponen sucesivamente enniveles cada vez más bajos. Se reconocen al menostres pedimentos de flanco, todos cubiertos por unadelgada capa de material en tránsito.

Toda esta cobertura de materiales más modernostrae como consecuencia que las unidades infrayacentes,fundamentalmente la Formación Santa Cruz en la ma-yor parte de los faldeos y la Formación Monte León enlos más cercanos al río, estén sumamente tapadas ysólo en forma esporádica asomen sus rocas por debajode la cubierta, más que nada en algunos cortes en loscauces efímeros. Por ese motivo todos los perfiles sonparciales e incompletos (15 a 30 m).

Unos 4 km al norte de la estancia La Rosita, unperfil del sector medio a inferior de la FormaciónSanta Cruz muestra, de arriba hacia abajo (Foto 19):Techo: cubierta de pedimentos1,50 m – Arenisca mediana friable, rojiza con concrecio-

nes arenosas moradas muy duras. La base está inte-grada por unos 10 cm de una arenisca gruesa grismediana, lítica, con óxidos de hierro.

10,00 m – Areniscas muy finas tobáceas algo arcillosas,castaño amarillentas, macizas, friables, con nódulos

Laguna Grande 31

castaño morados más finos, bien resistentes, que sedestacan en el afloramiento en varios nivelesdiscontinuos. Se observa una cierta estratificaciónparalela con espesores de 0,50 a 1 m.

1,50 m – Tobas gris amarillentas, macizas, algo consolida-das, con escaso óxido de hierro.

Base: cubierta

Dos kilómetros más al norte, y topográficamentequizás unos 30 a 50 m más abajo, el perfil sigue así(Foto 10):Techo: cubierta de pedimentos1,50 m – Arenas casi sueltas, gris amarillento claras, casi

verdosas, con moteado ferruginoso.1,50 m - Arcilitas fragmentosas castaño amarillentas a

verdosas, muy pigmentadas por óxidos.6,00 m – Areniscas muy finas líticas, tobáceas, color cas-

taño claro a casi anaranjado por óxidos en algunosniveles. Se intercalan pequeñísimas lentes de arenis-cas gris oscuras medianas a gruesas. Lo cubierto delafloramiento impide ver estructuras. Los sectoresbasales parecen ser algo más limosos y macizos. Sóloal observar desde lejos, se ven pequeños resaltos dealrededor de un metro.

1,80 m – Limolitas arcillosas friables, castaño algo oscu-

ras, por sectores algo laminadas, que forman un re-salto.

1,20 m – Nivel gris claro, que forma a veces una pequeñacornisa, de tobas finas macizas, con pequeñas con-creciones rojizo morado oscuras, fragmentadas.


Al oeste de la estancia La Rosita, poco más alponiente del límite de la Hoja, Ugarte (1958) realizóun perfil donde menciona 95 m aflorantes para laparte basal del “Santacruciano”.

Hacia el naciente, la pequeña elevación aislada si-tuada entre el arroyo Corpen y el río Chico, conocidacomo los cerros de Corpen, está constituida en su par-te cuspidal por un paquete no demasiado espeso derocas de la Formación Santa Cruz (Foto 12), que seven fundamentalmente en la ladera norte de la meseta.Allí aflora, de arriba hacia abajo:Techo: rodados.7,00 m – Arcilitas tobáceas y areniscas muy finas limosas,

gris verdoso a gris oscuras, friables, muy cubiertas.1,50 m – Arenisca mediana a gruesa castaño dorada, cuar-

zo lítica, friable, con concreciones arenosas oscurasdiscoidales que a veces forman un nivel más o menoscontinuo, de 5 a 10 cm de espesor; base erosiva.

Foto 19. Formación Santa Cruz, compuesta por areniscas finas tobáceas y tobas de la sección inferior a media de launidad, unos 4 km al norte de la estancia La Rosita.


7,00 m – Arcilitas y limolitas tobáceas gris verdosas,fragmentosas, muy cubiertas.

5,00 m – Grueso nivel lenticular plano convexo, muy re-sistente formando un notorio paredón. El espesordisminuye hacia los extremos. Está formado por are-niscas medianas tobáceas gris azuladas, líticas, conrestos de troncos y placas de gliptodóntidos.

5,00 m – Chonitas arcillosas finas, gris castaño claras,muy bioturbadas, con formas de erosión muy redon-deadas.

0,20 m – Arenisca mediana a gruesa algo consolidada grisoscura, maciza, que forma un nivel que lateralmentese va resolviendo en un conjunto de nódulosdiscoidales aislados.

10,00 m – Areniscas finas limosas, gris verdosas a grisoscuras, algo plásticas cuando tienen material arci-lloso; por lo general friables; macizas; con nódulosarenosos dispersos o bien alineados constituyendoniveles bien distintivos. A dos metros de la base seintercala un nivel lenticular grueso (0,50 a 1,20 m) deuna arenisca muy fina a limolita consolidada, conpequeños nódulos de toba blanca.

1,00 a 2,00 m – Banco lenticular plano-convexo, resisten-te, de una toba gris clara, a veces chonítica, vitro-lítica.


b. Borde sur de la Pampa Alta

La mayor parte de la barranca sur de la PampaAlta, es decir, la que forma la margen norte o iz-quierda del gran valle del río Santa Cruz, se encuen-tra en la vecina Hoja al sur, pero el extremo orientalde la misma, así como las cabeceras de los grandescañadones que la disectan, se encuentran en la co-marca en estudio.

La mayoría de las laderas que forman los cuer-pos de la gran meseta, así como de todos los rema-nentes de erosión que de ella quedan, sobre todohacia el este, y las laderas de los valles de los gran-des colectores troncales que atraviesan la mesetapara desembocar en el río Santa Cruz (cañadonesGrande, Chikurik Aike) se encuentran totalmente cu-biertas por materiales modernos.

Son escasísimos los lugares en los que se observasolamente un regolito básicamente pelítico o arenosomuy fino, gris amarillento o verdoso claro, donde esimposible tomar muestras frescas, pero que revela queen subsuelo se encuentra una unidad que, por topogra-fía, no debería ser otra que la Formación Santa Cruz.

Un perfil bastante completo de la parte superiorde la Formación Santa Cruz se encuentra cerca de

la ruta provincial 17, a unos 4 km del acceso a laestancia Cañadón Toro, en el que se destaca unaalternancia de capas de limos arcillosos de color grismediano, friables, que se erosionan dando formansuaves, redondeadas, con capas de arcillas gris ama-rillentas más delgadas bastante friables, pigmentadaspor óxidos de hierro, con unos pocos resaltos de are-niscas rojizas, en bancos entrecortados (Foto 20).

Pero el perfil sin duda más importante del sec-tor, y uno de los más completos de la región, es elque se encuentra en la margen oeste del cañadónChikurik Aike, a 3 km de la ruta 17, justo en el límitede la Hoja (coordenadas 50°00’ lat.S, 69°30’ long.O).

De arriba hacia abajo (Foto 21):Techo: 4,00 m – Rodados del Nivel II de Agradación2,00 m – cubierto2,00 m – Toba fina vítrea gris clara a rosada, maciza, bas-

tante cubierta.2,50 m – Tobas gris claras normales o algo arenosas, ví-

treas, que en su metro superior forman una pequeñacornisa, estando el resto muy cubierto. Macizas.

0,80 m – Toba gris clara, terrosa, vítrea, en parte algoarcillosa; maciza.

0,30 m – Banco bastante contínuo de concrecionesarenotobáceas gris oscuras, subesféricas a irregula-res que se anastomosan entre sí. Es material muy fino,endurecido por un cemento carbonático.

12,50 m – Secuencia constituida por tres ciclosgranodecrecientes que en conjunto, vistos desde le-jos, son una fina alternancia de capas plano paralelasgris oscuras a gris claras, con espesores entre 0,50 a0,80 m, desde limolitas hasta areniscas muy finas yfinas. Cada ciclo está formado, en la base, por un estra-to más claro, gris claro a gris azulado, de areniscasfinas a medianas (a veces muy finas), líticas, tobáceas,en el que en forma aislada se ven concreciones areno-sas discoidales gris oscuras. Hacia arriba los paquetesse van haciendo arenosos finos a muy finos, limolíticosa muy arcillosos, y de color gris verdoso claro, muycubiertos por detrito. En los ciclos basales, incluso losniveles inferiores se hacen más finos que en el supe-rior y no hay tantas concreciones como en éste último.

6,00 m – Secuencia de areniscas muy finas a limolitasgris amarillentas, algo verdosas, a veces arcillosas,con abundante óxido de hierro, en su mayor partefriables. Vista de lejos tiene un color de conjuntoamarillento claro a gris amarillento con un típicochorreado arenoso, que sólo en parte parece algolaminado, pero visto en detalle se observa que enrealidad se trata de pequeños banquitos de 5 a 15cm de espesor individual que forman paquetes de1,50 a 2,00 metros. Se observa también algún nivel

Laguna Grande 33

muy delgado (5 a 6 cm) e irregular, morado, tobáceo,muy resistente, así como algunos estratosalternantes de 0,30 a 0,50 m gris verdosos, que for-man cornisas, de areniscas muy finas tobáceas peroen apariencia macizas. En varios sectores hay nive-les con concreciones tobáceas finas irregulares muysilicificadas castaño moradas, gris verdosas en cor-te, que se destacan en el perfil.

1,00 m – Arenisca fina a mediana gris verdoso oscura,maciza, con pintas blancas de carbonato de 1 a 4 mm.Lítica, algo tobácea, forma un banco muy distintivogris oscuro a negruzco, con tubos de órgano.

2,00 m – Pelitas gris verdosas muy finamente laminadasen muestra de mano; en el afloramiento es un paque-te arcilloso amarillento totalmente cubierto por supropio derrubio.

18,50 m – Secuencia de areniscas muy finas a limolitastobáceas gris verdosas, macizas, con color de con-junto gris mediano a gris oscuro, con algunos nive-les grises más claros. De lejos se ve una estratifica-

ción plano paralela bien notable en capas delgadas(0,30 a 0,60 m), pero de cerca está todo muy cubiertopor derrubio arcilloso. Son rocas bastante consolida-das, algo tobáceas, fragmentosas, que pueden llegara ser bastante arcillosas. Los niveles más arenosostienen incipientes formas de erosión en tubos de ór-gano. En los metros superiores se encontraron pe-queños trozos de madera fósil.

1,00 m – Toba muy fina algo arcillosa, gris castaño algorosado; banco que se distingue muy bien por su color.

6,50 m – Secuencia gris castaña a gris rosado claro de nivelesarenosos y tobáceos plano paralelos que se destacanpor ligeras diferencias en dureza que forman pequeñosresaltos. Los más resistentes son areniscas muy finastobáceas, algo arcillosas, en bancos de 0,50 a 0,80 m; losmás friables son tobas arenosas terrosas castaño gri-ses, fragmentosas, con yeso, que forman mediascañasy son más espesos (1,00 a 1,20 m).

1,00 m – Areniscas muy finas, castaño amarillentas, friables.4,00 m – Arcilitas y limolitas gris verdoso claras, que se

fragmentan como pequeños bochones. En el aflora-miento son niveles mucho más oscuros, con coloresde meteorización gris oscuro a mediano, todo muycubierto. En el derrubio se encuentran restos de ma-míferos fósiles, entre los que se pudieron determinar(Scillato, com. pers.) placas de la coraza dePropalaehoplophorinae, vértebras lumbares de untardígrado (cf. Hapalops sp.) y algún colmillo o trozode esmalte dentario, así como pequeños fragmentosde madera petrificada.

Base cubierta.

Foto 20. Perfil de la Formación Santa Cruz en cercanías de la estancia Cañadón Toro, donde se destaca una alternan-cia de limolitas arcillosas gris medianas, friables, que se erosionan dando formas redondeadas, y arcilitas gris amari-

llentas delgadas bastante friables, con unos pocos resaltos de areniscas rojizas, en bancos entrecortados.


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Laguna Grande 35

c. Sector noroccidental – Mesetas de Cali yde Molinari

En el borde sur de la gran meseta de Cali (cuyomayor desarrollo se encuentra en la Hoja inmedia-tamente al norte) y en el conjunto de cerrosbasálticos que son sus remanentes de erosión o bienson aparatos volcánicos desmantelados correspon-dientes al mismo episodio eruptivo que le dio origen,como los cerros Negro, Cuadrado (Foto 22), Re-dondo, Ventana, Chonque, Cortado y muchos otrossin nombre que se encuentran en el noroeste de lacomarca, la Formación Santa Cruz forma el cuerpode las elevaciones y mesetas, distinguiéndose entrelos materiales de los asentamientos basálticos y de-más productos de remoción en masa (Foto 23).

Suelen predominar las alternancias, casi siem-pre muy bien estratificadas, plano paralelas, de ban-cos ligeramente más resistentes de areniscas conotros dominantes más friables de chonitas y pelitasfragmentosas, con coloraciones de conjunto grises agris amarillentos, castaño claro y verdosos, erosiónen tubos de órgano y en muchos casos con forma-

ción de badlands casi totalmente desprovistos devegetación (Foto 24).

Las escasas areniscas suelen ser finas a media-nas, bastante poco consolidadas hasta friables, enbancos de 1 a 2 m, líticas, tobáceas, con incipienteformación de tubos de órgano.

Son también comunes las areniscas fluviales quese presentan como relleno de canales, como estra-tos planares o lenticulares con base a veces erosiva.Son areniscas medianas a gruesas, a veces hastaconglomerádicas, mucho más raramente medianasa finas, grises a gris castañas con algún tinte azula-do (castaño amarillentas a castaño rojizas portinción con óxidos de hierro). Con marcada estrati-ficación entrecruzada en artesa (muchas veces conlas láminas internas remarcadas por el óxido) y al-gunas concreciones ferruginosas oscuras.Composicionalmente son líticas. En sectores, comoen el faldeo occidental del cerro Chonque (Foto16), se encuentran trozos y astillas blanquecinasde madera petrificada.

En esta localidad se observa el siguiente perfil,de arriba hacia abajo:

Foto 22. Formación Santa Cruz formando el cuerpo del cerro Cuadrado (centro de emisión del Basalto Strobel), sobre-saliendo entre los materiales de los asentamientos basálticos y demás productos de remoción en masa. En último

plano, en el centro de la foto, el cerro Pistola, otro neck del Basalto Strobel. Foto tomada desde el cerro Negro hacia elsudeste.


Foto 23. Formación Santa Cruz, afectada por fallas de escaso rechazo, y cubierta por las coladas miocenas del BasaltoStrobel que forman el borde sur de la meseta de Cali. Vista hacia el oeste, desde la huella hacia el puesto de la estan-

cia Cerro Negro.

Foto 24. Formación Santa Cruz en el faldeo norte del cerro Ventana. Alternancia plano paralela de bancos muy bienestratificados de areniscas, chonitas y pelitas, con erosión en tubos de órgano y formación de bad lands. Al fondo,

nevada, la meseta de Molinari.

Laguna Grande 37

8,00 m – Areniscas medianas a gruesas, con lentespsefíticos, castaño amarillento rojizas, con artesas yconcreciones subesféricas y discoidales ferruginosasy restos de madera petrificada.

3,00 m - Arcilitas tobáceas gris blanquecinas1,00 – 1,50 m – Toba gris blanquecina, consolidada,

fragmentosa.5,00 m – Formación Monte León (arcilitas amarillentas

con óxidos de hierro, material carbonoso y restos deostreidos).

En la esquina noroccidental de la Hoja, que co-rresponde al borde sureste de la gran meseta deMolinari (situada al norte), la Formación Santa Cruzgeneralmente está afectada por numerosas superfi-cies de pedimentación (se han reconocido por lo me-nos tres niveles) y sus afloramientos se hallan muycubiertos por los materiales en tránsito que tapizandichas superficies, así como también por materialesde asentamientos, eólicos o por su propio regolito (Foto25). Solamente en los cauces de algunos cañadonesefímeros se observan algunos pequeños cortes natu-rales donde se reconocen pocos metros de pelitas,tobas finas y areniscas fundamentalmente.

Básicamente se reconoce una secuencia similara la determinada por Panza y Marín (1998) pocoskilómetros al norte, donde se observan en la baseunos 20 m de pelitas a veces arenosas, algo consoli-dadas, de color gris verdoso, y por encima unos 40m de areniscas de grano fino mediano, consolida-das, en parte algo friables, gris verdoso claras, quehacia arriba pasan a castaño amarillentas, con mar-cada estratificación entrecruzada, en estratos agru-pados de escala muy pequeña, y concreciones are-nosas de diferentes tamaños, dispersas.

En la Hoja, este nivel de areniscas tiene menorpotencia (20 m) y forma un abrupto paredónsubvertical castaño oscuro que se observa en el topede la Formación Santa Cruz, aflorandoesporádicamente debajo de la cubierta de los depó-sitos psefíticos de la Formación La Ensenada.

Espesor

El espesor de la formación en la comarca, don-de las unidades son esencialmente subhorizontales,se estima en alrededor de 250 m, pero no se observóuna columna completa donde pueda ser medido conexactitud. Estos valores mayores, que incluso po-drían llegar a 300 m, se darían en la esquinanororiental (faldeo sur de la meseta de Molinari, don-de el espesor real medido no supera los 60 m) y

margen sur de la meseta de Cali. En el resto de lacomarca los valores son menores y hacia el estevan disminuyendo hasta desaparecer. Los mayoresvalores medidos incluyen 80 m en el perfil Los Sau-ces – La Ensenada y 58 m en el de Chikurik Aike.

En la comarca situada al norte, Panza y Marín(1998) citan máximos de 300 m, con mínimos de unos75 metros. Ramos (1999) estima más de 1500 mpara el área cordillerana, Feruglio (1949) mencionauna potencia total que superaría los 500 m en cerca-nías del lago Argentino, mientras que Russo y Flo-res (1972) y Russo et al. (1980) citan 800 m paraáreas occidentales en subsuelo y 200 m para la cos-ta atlántica. Para la zona costera cercana a RíoGallegos, Tauber (1997) indica 225 metros.

Paleontología

La Formación Santa Cruz se caracteriza por elabundante contenido de vertebrados fósiles continen-tales, los cuales fueron observados por primera vezpor Darwin (1846) en la desembocadura del río SantaCruz, poco al este de la Hoja. En Feruglio (1949) semencionan los trabajos pioneros de la regiónsantacruceña. Una reseña de las expedicionespaleontológicas de Carlos Ameghino, Hatcher,Tournouër, Martín y Riggs, y las localidades con fósi-les santacrucenses, es aportada por Marshall (1976).

Investigaciones más recientes de los mamíferossantacrucenses fueron realizadas por Marshall yPascual (1977), Marshall et al.(1977), de Barrio etal. (1984), y sobre todo por Tauber (1994, 1996,1997), autor que realizó numerosos estudios de launidad en el acantilado costero entre los ríos Coyley Gallegos (al sur de la comarca), con una colecciónde restos fósiles en la que están representados 13órdenes, 25 familias, 44 géneros y 60 especies, queprocede de siete localidades y 22 niveles fosilíferosde la Formación Santa Cruz.

Sin embargo, todos estos estudios y descubrimien-tos se han realizado en zonas vecinas cercanas a laHoja Laguna Grande. La única cita en la bibliografíareferente a un hallazgo en el área misma de la Hoja esla de Sarris y Fernández (1957), que mencionan placasde gliptodóntidos y huesos pequeños en el cerro Venta-na. A estos fósiles se sumarían los escasos restos en-contrados en los perfiles de Los Sauces – La Ensena-da y de Chikurik Aike. En este último caso, Scillato(com. pers.) determinó placas de la coraza dePropalaehoplophorinae y vértebras lumbares de untardígrado (cf. Hapalops sp.). Restos de madera fósilse encontraron en el cerro Chonque y en Chikurik Aike.



La Formación Santa Cruz es una unidad típica-mente continental, propia de un ambiente de planiciealuvial distal con lagunas, caracterizado por el pre-dominio de facies pelíticas o arenosas muy finas.

Las intercalaciones de areniscas macizas repre-sentarían depósitos de desbordamiento, mientras quelas mucho más escasas psamitas con estructurasentrecruzadas representan los depósitos de rellenode canal.

La repetición a veces cíclica de bancoslenticulares de areniscas y pelitas, en casos con evi-dencia de paleosuelos, y las estructuras asociadas,indicarían que los depósitos santacrucenses son re-sultado de un ambiente de sedimentación fluvial qui-zás anastomosado, predominando la facies de llanu-ra de inundación respecto a la de canales. La prime-ra, representada por pelitas y areniscas finas, se ca-racteriza por el abundante contenido demontmorillonita, que resultaría de la alteración de laabundante ceniza y polvo volcánico aportados comolluvias durante la sedimentación. En esta facies sehan colectado la mayoría de los fósiles devertebrados. Los restos paleontológicos, incluyendotrozos de madera silicificada, indicarían, para deBarrio et al. (1984), un ambiente de sabana arbola-da, pasando en las secciones medias de la unidad aambientes secos de régimen estacional, tipo estepa,por desmejoramiento climático (Bellosi, 1999).

Las areniscas, levemente granodecrecientes ycon estratificación planar y entrecruzada alternantes,representan los depósitos de relleno de canal. Engeneral no contienen fósiles y los pocos restos detroncos y huesos observados están muy mal conser-vados.

En las primeras etapas de la sedimentación loscanales fluviales fueron del tipo mantiforme, pasandogradualmente a geometrías cordoniformes, y móvilesal final de la sucesión sedimentaria (Bellosi, 1998).En los afloramientos de la comarca la geometría delos canales responde mayormente a las de los ele-mentos más bajos de la unidad en el esquema deBellosi, pasando a geometrías netamente canalizadashacia las regiones costeras (Monte León, Rincón delBuque y otras localidades) situadas al este y sureste.

Bellosi (1998) señaló que las paleocorrienteshabrían tenido una dirección dominante hacia el este,en coincidencia con el levantamiento de la cordilleraPatagónica.

La presencia de materiales piroclásticos es indi-cativa de un vulcanismo contemporáneo en áreas

ubicadas en la cordillera Patagónica, la cual, al estaren proceso de levantamiento, era a su vez el área deaporte de los materiales clásticos y, a su vez, res-ponsable de los cambios climáticos. En la regióncordillerana se han mencionado espesores de másde 1500 m (Ramos, 1999) y un mayor porcentaje desedimentos de granulometría más gruesa.


Ya desde los tiempos de Feruglio (1938a, 1949),se establece una relación de concordancia y pasegradual entre los depósitos de la ingresiónpatagoniana y los continentales de la Formación San-ta Cruz. El pasaje se ubica en forma convencionalen el último nivel de arcilitas portadoras de Ostreahatcheri Ort. Para las comarcas vecinas al norte,dicho pasaje transicional fue corroborado por Sarrisy Fernández (1957), Ramos (1982), de Barrio (1984)y Panza y Marín (1998). Asimismo, en la cuenca delGolfo San Jorge, en el noreste de la provincia, elmismo pasaje, transicional, con la FormaciónChenque (equivalente temporal de la FormaciónMonte León) fue señalado por Bellosi (1998).

Russo y Flores (1972) y Russo et al. (1980) tam-bién indican un pase gradual y concordante, citandoentre ambas unidades una zona con intercalación desedimentos marinos y continentales, fácilmenteidentificables por su contenido paleontológico. Se-gún estos autores, en los registros eléctricos de po-zos aparece un cambio litológico muy marcado 50 mpor debajo del banco más alto con fósiles marinos,convencionalmente elegido por ellos como límiteentre ambas unidades. Hasta el momento, ni los da-tos de campo ni la microfauna (prácticamente inexis-tente) han permitido comprobar esta posibleinterdigitación entre las dos unidades.

Para los sectores cercanos al pie de la cordille-ra, Giacosa et al. (1998) indicaron relaciones de dis-cordancia angular. Igual situación señalaron Nullo yCombina (2002) para la relación con la FormaciónCentinela al sur del lago Argentino, donde existiríauna suave discordancia con una leve angularidadmenor a 5 grados.

Ugarte (1958), con dudas, menciona una ciertadiscordancia erosiva, de pequeña magnitud, entreambas unidades. Una discordancia erosiva es tam-bién indicada por Marenssi y Casadío (2002).

Con respecto al techo de la Formación SantaCruz, está cubierta en relación de discordanciaerosiva por los depósitos conglomerádicos de la For-mación La Ensenada (Ramos, 1982), del Mioceno

Laguna Grande 39

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superior más bajo, y por basaltos del Mioceno supe-rior (Basalto Strobel) y Plioceno inferior (BasaltoCerro Tejedor).

Edad

La asociación faunística corresponde a géneroscaracterísticos de la Edad - Mamífero Santacrucensede Pascual et al. (1965), a la que se le asigna unaedad del Mioceno inferior. Dicha edad fue confir-mada por dos dataciones radimétricas sobre tobas,de 21,7 ± 0,3 Ma y 18 ± 0,2 Ma, obtenidas una alnorte de Río Gallegos y la otra en Monte León(Marshall et al., 1977).

Marshall et al. (1986) presentaron nuevos datosradimétricos K-Ar y magnetoestratigráficos de mues-tras de la unidad provenientes de Karaikén (río SantaCruz al suroeste de la comarca), Rincón del Buque yMonte León (ambas en la zona costera poco al sur dela misma). De los datos obtenidos, estiman que la For-mación se depositó en un lapso entre los 17,3 y 16,0Ma, y estiman, para la Edad – Mamífero Santacrucense,un rango de los 18,0 a los 15,0 Ma en el Mioceno.

Otras dataciones dadas a conocer por Fleagleet al. (1995) para la Formación Santa Cruz en lasclásicas localidades de Monte León y Monte Ob-servación, por el método 40Ar/39Ar (sobreplagioclasa o biotita), dieron valores entre 16,59 ±0,59 y 16,16 ± 0,27 Ma, por lo que la unidad corres-pondería a la parte alta del Mioceno inferior, hasta laparte baja del Mioceno medio.

2.1.3.1.2. Mioceno superior

DEPÓSITOS DE GRAVAS ATERRAZADASCENOZOICAS – NIVELES DE AGRADACIÓN

PEDEMONTANA

Dentro del Neógeno (Mioceno superior aPlioceno superior) y hasta el Pleistoceno bajo, sereconocen en la comarca en estudio un total de cua-tro niveles de depósitos psefíticos aterrazados, losque en conjunto cubren buena parte del área abarcadapor la Hoja Laguna Grande, y en particular los sec-tores nororiental y suroccidental.

Estos depósitos de gravas forman parte de losque en la literatura geológica fueron denominados“Rodados Patagónicos” o “Rodados Tehuelches”,conocidos ya desde el siglo pasado y de los cualesse dieron las más variadas opiniones en cuanto a sugénesis. Una amplia y completa síntesis de las in-vestigaciones anteriores sobre estos depósitos pue-

de encontrarse en Feruglio (1950) y en Fidalgo yRiggi (1965, 1970); estos dos últimos trabajos sonlos primeros estudios enfocados con criteriosgeomórficos y sedimentológicos. Finalmente, Panza(2002) realizó un análisis completo de la cubiertadetrítica cenozoica de la provincia de Santa Cruz.Siguiendo sus criterios y los de otros autores, no seutiliza aquí la denominación de Rodados Patagónicospor tratarse de un nombre que no involucra a unaúnica unidad geomorfológica o geológica mapeableen todo el ámbito patagónico, sino que abarca a nu-merosas unidades correspondientes a distintos orí-genes y distinta edad.

Como resultado de diversos estudios regionalesy de la síntesis de Panza (2002), se han definido den-tro de la Hoja cuatro niveles de depósitos psefíticosaterrazados dentro del Cenozoico, que se han inter-pretado como producto de la agradaciónpedemontana, en parte con sedimentación fluvialasociada.

Se han identificado las Formaciones La Ense-nada (Ramos, 1978, 1982), Cordón Alto (Panza y deBarrio, 1987; Panza e Irigoyen, 1995) y Pampa Alta(Panza, 2002), cuyos depósitos constituyen el nivelmás alto y son por consiguiente más antiguos; Pam-pa de la Compañía (Panza y de Barrio, 1987; Panzae Irigoyen, 1995), Mata Grande (Panza, 1995a) yLa Avenida (Marín, 1982; Panza, 1982, 1995a), estaúltima situada en el nivel altimétricamente más bajoy por lo tanto la más joven.

Depósitos del Primer Nivel de agradaciónpedemontana (Formaciones La Ensenada –Cordón Alto (4) y Formación Pampa Alta (5)Gravas muy gruesas, escasa matriz arenosa media-na a gruesa

Antecedentes

Se incluye dentro de la Formación La Ensena-da (Ramos, 1978, 1982) al manto de gravas areno-sas correspondiente al primer nivel de agradaciónpedemontana, que constituye la parte superior de lasmesetas más elevadas situadas al norte y norestedel lago Cardiel y al norte y sureste de GobernadorGregores (mesetas de Cali, de Molinari, del Once yCentral o del Martillo-El Puma), todas al norte de lacomarca en estudio. El extremo austral de la mese-ta de Cali se encuentra dentro de la Hoja LagunaGrande.

Por su parte, Panza y de Barrio (1987, 1989)utilizaron la denominación de Formación Cordón Alto

Laguna Grande 41

para los depósitos del primer nivel de rodados queconforman pequeñas mesetas, remanentes de ero-sión de las planicies más elevadas, otrora más ex-tensas, que se desarrollan al oeste de Puerto SanJulián (cordón Alto, Loma Zapatero, cerro Cuadra-do y otras).

Posteriormente, Panza e Irigoyen (1995) y Pan-za y Marín (1998), sobre la base de estudios regio-nales y de la observación de imágenes satelitales,establecieron la continuidad física entre las plani-cies agradacionales de gravas de la región de Go-bernador Gregores y las situadas en el área dePuerto San Julián.

Panza (2002) utiliza la denominación de Forma-ción Pampa Alta para los depósitos esencialmentepsefíticos que integran la parte alta de la meseta delmismo nombre, gran planicie de gravas que se extien-de en el sector suroccidental de la Hoja, entre los ríosShehuen y Santa Cruz (este último situado pocos kiló-metros al sur). Al oeste de la comarca aparecen comoasomos aislados por debajo de las coladas de los ba-saltos pliocenos (Panza, 2002), pero ya en la Hojasiguen sin solución de continuidad hacia el este y sóloen algunos lugares están cubiertos por coladasbasálticas plioceno superior – cuaternarias.

Menciones sobre esta superficie aterrazadaconstituída por mantos tabulares de gravas y gravasarenosas se tienen en Feruglio (1950) y Panza (2002),mapeos regionales preliminares en los informes dePanza y Sacomani (2001) y de Cobos y Panza (2001),así como consideraciones sobre los distintos nivelesde gravas en los trabajos de Schellmann (1998),Wenzens (2000) y Schellmann et al. (2000). Wenzens(2000) se refiere a esta planicie como “Meseta I”.

Distribución areal

La Formación La Ensenada aflora en el sectorcentro norte de la Hoja Laguna Grande, en el bordeaustral de la meseta de Cali (que se extiende haciael norte en la vecina Hoja Gobernador Gregores),desde donde continúa hacia el este formando la par-te más alta de la planicie mesetiforme que se extien-de al norte del valle del río Chico. Sus afloramientosmás orientales terminan a la altura del cañadón delDoctor. Muy pocos kilómetros al este, ya en la HojaPuerto San Julián (Panza e Irigoyen, 1995), comien-zan los afloramientos de la Formación Cordón Alto.Con respecto a los depósitos psefíticos de la Forma-ción Pampa Alta, se desarrollan en la gran planiciedel mismo nombre que se extiende en el sectorsuroccidental de la Hoja, desde donde continúa ha-

cia el oeste y el sur.

Litología

En todos los casos se trata de un mantosubhorizontal continuo, siendo el depósito un agre-gado algo consolidado a casi totalmente suelto degravas de granulometría muy gruesa hasta guijarro,con un espesor que casi seguramente supera los 5metros, pero que usualmente varía entre tres y cua-tro metros. La formación de taludes al actuar la ero-sión y la remoción en masa sobre los afloramientosde la unidad impide la observación directa de loscontactos con la roca de base y la medición de es-pesores totales.

Las gravas de la Formación La Ensenada cons-tituyen depósitos tabulares que se disponen siguien-do una pendiente regional hacia el este, desde unamáxima altura de 400 a 425 metros sobre el nivel delmar en los afloramientos más occidentales (norte dela estancia Mata La Jugada), hasta valores mínimosde 375 m en los asomos más orientales. Con res-pecto a la Formación Pampa Alta, son también de-pósitos tabulares con pendiente regional hacia el este,con una cota de 970 m s.n.m. cerca de la Bajada delos Orientales (en la vecina Hoja Tres Lagos), hastaalgo menos de 400 m al oeste de la tapera La Ar-gentina (Panza y Sacomani, 2001; Panza, 2002).

Se trata de gravas sueltas o conglomeradospolimícticos poco consolidados, en general de esque-leto abierto, compuestos por hasta 70% de rodadosen una matriz de arena mediana gris a gris castaña,siendo ésta la coloración general del afloramiento.Las gravas de la Formación Pampa Alta pueden lle-gar a ser de esqueleto cerrado, y la matriz arenosapuede llegar a ser gruesa a sabulítica.

La estratificación es grosera, con alternanciairregular de gravas medianas y gruesas, eintercalaciones lentiformes de areniscas gruesasinconsolidadas, de color gris oscuro. Cabe mencio-nar que las características de los depósitos sólo pue-den observarse en escasísimas canteras de ripio,todas muy desmoronadas, ya que no existen cortesnaturales disponibles.

Los rodados son subangulosos a subredondeados(más raramente redondeados) y de formas proladasa equidimensionales, con escasos ejemplaresdiscoidales; con buena a moderada selección. Pre-dominan los tamaños entre uno y seis centímetros,con máximos de ocho centímetros, aunque tambiénse han encontrado bancos lenticulares con clastosde hasta 15 y 20 centímetros.


La litología de los clastos es variada: para el casode la Formación La Ensenada, los más abundantesson de metamorfitas, siguen los de volcanitasmesosilíceas y ácidas, y en menor proporción se ha-llan los de rocas graníticas alteradas, ignimbritas ytobas. En cuanto a las gravas de la Formación PampaAlta, se componen de cantos rodados dominantementeprovenientes de rocas volcánicas y piroclásticas(riolitas porfíricas grises, andesitas y basaltos gris os-curas a verdosas y negras, tobas e ignimbritas ácidassilicificadas) y de plutonitas (granitos gruesos gris clarosalterados, leucogranitos y aplitas rosadas, frescas, ygranodioritas gris oscuras). Son escasos los demetamorfitas (esquistosas y cuarzosas gris claras ogris verdoso oscuro, con mucha inyección silícea) yde cuarzo y muy raros los de areniscas finas a media-nas castañas con posibles fósiles. Esta composiciónevidenciaría que el área de aporte fue la actual regióncordillerana. Para la Formación Cordón Alto, en cam-bio, la casi totalidad de sus clastos son de riolitas yandesitas, ignimbritas ácidas, tobas silicificadas y decuarzo, provenientes en gran parte del Macizo delDeseado. Los clastos están aglutinados por una ma-triz arenosa, más abundante en los afloramientos orien-tales, y de mayor granulometría en los occidentales, ypor cemento calcáreo blanquecino de distribuciónheterogénea pero mucho más abundante en el metrosuperior.


Los niveles psefíticos de las Formaciones LaEnsenada - Cordón Alto y Pampa Alta, correspon-den a los depósitos distales del primer nivel deagradación pedemontana, formado por coalescenciade abanicos aluviales, que se desarrolló con poste-rioridad a la fase principal de ascenso de la Cordi-llera, la Fase Quéchuica, ocurrida entre los 10 y 8,8Ma (Ramos, 1982), que cubrieron un paisaje elabo-rado sobre sedimentos arcillosos y areniscosos delas Formaciones Monte León y Santa Cruz.


Las gravas del primer nivel de agradaciónpedemontana (Formaciones La Ensenada - Cordón Altoy Pampa Alta) cubren en relación de discordanciaerosiva a los depósitos marinos de la Formación MonteLeón (Oligoceno superior alto a Mioceno inferior másbajo) o a los continentales de la Formación Santa Cruzdel Mioceno inferior a medio, y están cubiertas en igualrelación por las coladas del ciclo basáltico del Mioceno

superior (Basalto Strobel) al norte de la estancia Yapeyú,así como por otras de los episodios volcánicos delPlioceno inferior (Basalto Cerro Tejedor, al norte de laestancia Cardiel Chico) y del Plioceno superior –Cuaternario (Basaltos La Angelita - Laguna Barrosa,en el suroeste de la comarca).

Edad

En su localidad tipo de la estancia La Ensena-da, al noreste del lago Cardiel (Ramos, 1982), lacolada que cubre los depósitos de la Formación LaEnsenada tiene una edad de 8,6 ± 0,6 Ma, lo queubica a dicha Formación en el Mioceno superiormás bajo. Considerada la equivalencia lateral en-tre las Formaciones La Ensenada y Cordón Alto,se asigna a esta última unidad también esa edad(Panza e Irigoyen, 1995; Panza y Marín, 1998;Pan-za, 2002).

Por su parte, por sus relaciones estratigráficas,las gravas de la Formación Pampa Alta son total-mente equivalentes a las de las Formaciones LaEnsenada y Cordón Alto, y por lo tanto su edad esdel Mioceno superior más bajo (Panza, 2002).

En consecuencia, Panza et al. (1994) y Panza(2002) fecharon a los Depósitos del Nivel I deAgradación del área que aquí se describe en elMioceno superior, criterio igualmente seguido porWenzens (2000), quien también data a estos niveles(que denominó “Meseta I”) en el Mioceno superior(entre los 7 y 8 Ma). Igual criterio se mantiene eneste informe.

Basalto Strobel (6)Basaltos olivínicos, escasos pórfidos basálticos;variedades analcímicas

Antecedentes

La denominación Basalto Strobel fue propuesta porRamos (1978, 1982) para las lavas de esa composiciónque forman la parte superior de la meseta homónimasituada al noroeste de la comarca. Posteriormente, estaunidad fue reconocida por otros investigadores en sec-tores colindantes del Macizo del Deseado. Marín (1984)y Panza y Marín (1998) la individualizaron en la regiónde Gobernador Gregores y Panza (1986) en las mese-tas al oeste del paraje La Manchuria.

Estos basaltos, fundamentalmente los de los ce-rros Ventana, Ventura, Chonque y Redondo, fueronmencionados por Wichmann (1922), quién les asig-nó una probable edad pliocena.

Laguna Grande 43

Desde el punto de vista geoquímico y tectónico,estas lavas fueron analizadas por Ramos y Kay(1992) y por Gorring et al. (1997), quienes aporta-ron asimismo varias dataciones radimétricas.

Finalmente, el ciclo basáltico del Mioceno supe-rior, del que forma parte el Basalto Strobel, fue ana-lizado por Panza y Franchi (2002) para todo el ámbi-to de la provincia de Santa Cruz.

Distribución areal

En la comarca, las coladas del Basalto Strobelafloran solamente en el sector austral de la mesetade Cali, situada al este del valle del río Chico en elnorte de la Hoja, fundamentalmente al norte y oestede la estancia Cerro Negro. Se observan asimismoen varios remanentes de erosión de la meseta, comolos cerros Cuadrado (Foto 22) y Chonque, y bocasde emisión como los cerros Negro (Foto 26), Venta-na (foto de tapa), Redondo, Cortado, Ventura y otros.

Litología

Las lavas forman una planicie mesetiforme quese caracteriza por una superficie relativamente uni-forme cubierta por bloques, con abundante materialarenoso fino intersticial. La meseta está recortadapor numerosas depresiones cerradas, algunas ocu-padas por lagunas de aguas permanentes.

El borde de la meseta es una abrupta y continuabarda subvertical, casi siempre muy escarpada, yvisible desde gran distancia (Foto 27). En todo superímetro se observan fenómenos de remoción enmasa (asentamientos), en general poco modeladospor la erosión posterior. La disyunción columnar estácasi siempre bien desarrollada, así como una parti-ción horizontal menos definida.

La pendiente regional del Basalto Strobel es ha-cia el este y sureste, coincidiendo con una disminu-ción del espesor. En la parte que aquí se describe seobservan una o varias coladas con un espesor indi-vidual que varía entre cinco y diez metros, pero cuyoespesor de conjunto puede superar los 30 metros.Ramos (1982) ha citado espesores de conjunto de20 a 50 metros para el área situada al poniente, de-bido a la superposición de numerosas coladas.

Se han conservado los centros de emisión deestas lavas, tratándose de aparatos volcánicos ac-tualmente muy desmantelados por la erosión. Mu-chos de ellos son accidentes orográficos destacadosen el relieve de la comarca; entre los mismos setiene el cono parcialmente erosionado del cerro Ne-

gro, y los necks de los cerros Ventana, Redondo,Cuadrado, Puntudo, Cortado, Ventura y Pistola (Foto28), así como varios innominados.

El cerro Negro (Foto 26) es un notable conovolcánico cortado por una falla en su mitad oriental,por lo que es claramente visible el apilamiento dehasta seis coladas.

Las chimeneas, que se destacan nitidamente enel paisaje debido a sus formas puntiagudas y paredesverticales muy escarpadas, se caracterizan en oca-siones por una marcada fluidalidad o una apretadadisyunción subvertical prismática. En algunos secto-res de los necks, en particular en sus bordes, puedenobservarse brechas de intrusión y aglomerados vol-cánicos de color gris castaño a rojizo y morado, deaspecto bastante alterado, formadas por bloques debasaltos muy vesiculares de hasta 20 cm de diáme-tro. Las chimeneas pueden ser de gran tamaño, comopor ejemplo el cerro Cuadrado, de unos 1500 m dediámetro mayor, o bien tratarse de pequeños pinácu-los verticales de unos 10 a 20 m de diámetro.

En los aparatos volcánicos se observan, alternan-do con los bancos de brechas y aglomerados, potentesespesores de basaltos (20 a 35 m) macizos o vesicularespero casi siempre muy lajosos, con fuertes inclinacio-nes de 55° a 75° hacia la periferia de las chimeneas.Las lajas son subhorizontales, en casos de hasta unmetro cuadrado de superficie y espesores de 3 a 10cm, que pueden llegar a ser muy perfectas.

En las vecindades de los aparatos volcánicos escaracterística la presencia de grandes cantidades dematerial piroclástico, gris morado a rojizo y hastanegro, muy liviano, en los que se destacan principal-mente bombas y bloques de todo tamaño, ya quevan desde los 3 a 30 cm pero que en algún casosuperan el metro de largo.

En algunos afloramientos, como en los cerros Ne-gro, Chonque, Ventana y otros, además de las coladaspueden reconocerse diques subverticales que han sidointerpretados como los canales de alimentación por losque han salido las lavas. Estos diques llegan a medirhasta 5 m de potencia, pero en otros casos son peque-ñas estructuras de 10 a 20 cm, hasta menos de mediometro de espesor. La roca que los constituye es similara la de los derrames, ligeramente menos vesicular.

Las coladas del Basalto Strobel incluyen unasección superior de poco espesor (medio a un me-tro) que es muy vesicular hasta amigdaloide y deaspecto alterado. En la misma se observan grandescavidades redondas a elipsoidales, de muy variadotamaño (3 a 8 mm, hasta 2 y 3 cm), y en ocasionesalgunos canalículos.


Foto 26. El cerro Negro visto desde el este. Cono volcánico del Basalto Strobel (Mioceno superior) seccionado poruna falla en su mitad oriental, lo que permite observar claramente el apilamiento de hasta seis coladas.

Foto 27. Dos grandes chimeneas volcánicas correspondientes al ciclo del Basalto Strobel, y cuerpos más pequeños,rodeados por una orla de asentamientos. Al fondo, parte de la meseta de Cali, cuya parte superior está formada por

lavas del mismo episodio. En primer plano, depósitos de la Formación Santa Cruz. Foto tomada hacia el norte desde elfaldeo occidental del cerro Cortado.

Laguna Grande 45

La sección central es la más importante por suespesor (tres a seis metros en las coladas más po-tentes), es maciza pero puede llegar a ser a vecesmicrovesicular a poco vesicular, con cavidades pe-queñas (hasta 4 mm) de formas redondeadas. Enocasiones presenta hiladas horizontales de vesículasredondas, o bien canalículos también horizontales.En muchas partes se meteoriza en pequeños cuerpi-tos subesféricos, presentando la roca un aspectomucho más alterado y también menor compacidad.Está caracterizada por una marcada disyunción ver-tical, con formación de grandes prismas de hasta 1,5m de lado y con superficie rojiza debido a la pigmen-tación ferruginosa y a la presencia de líquenes.

Completa el perfil vertical una sección inferior,de 2 a 2,5 metros, muy lajosa debido a un marcadodiaclasamiento subhorizontal que produce lajas irre-gulares de 5 a 30 cm de espesor. En esta secciónel basalto es macizo a microvesicular y casi siem-pre fresco, salvo en los 0,15 m inferiores que pue-den ser escoriáceos y de aspecto muy alterado.Suele observarse abundante material carbonáticoblanquecino pulverulento tapizando a la superficie.

La roca característica de este ciclo lávico esun basalto olivínico gris oscuro a negro, casi siem-pre poco a medianamente porfírico y de tamañode grano algo grueso. Por lo general es una rocafresca, compuesta por fenocristales de olivinafrescos o algo alterados en material rojizo, y otrosmás escasos de plagioclasa, que en casos puedenllegar a los dos milímetros. En ocasiones se ob-servan pequeños nódulos ultrabásicos de hastacuatro centímetros (raramente hasta 40 cm, comoen el cerro Redondo), formados por grandes cris-tales de olivina verdosa fresca, y otros cristalesrojizos alterados. Algunas pocas cavidades, siem-pre redondas, se encuentran tapizadas o rellenaspor material carbonático o ceolítico blanquecino agris rosado, casi siempre pulverulento pero a ve-ces botrioidal, y también por calcedonia.

Al microscopio son microporfíricos a pocoporfíricos, con pasta fina de textura intergranular aintersertal. Fenocristales de olivina y escasaplagioclasa y augita, en una pasta formada pormicrolitos de plagioclasa, abundantes partículas opa-cas y escasos gránulos de olivina y piroxeno, a ve-ces con agregados de ceolitas (analcima).

Cuando las coladas son de poco espesor (hastados metros) o en los casos en que se observa unaúnica colada, ésta es casi siempre muy vesicular aamigdaloide, como la sección superior de las lavasmás espesas.

Ambiente

Se trata de efusiones lávicas básico - alcalinasproducidas por erupciones del tipo central y no fisural,ya que se conservan algunas de las bocas de emi-sión. Se asocian a períodos de distensión de la cor-teza después de otros de fuerte compresión, y sondebidos a fisuración cortical profunda. Su emisiónestaría vinculada con la formación de una ventanaastenosférica como consecuencia de la colisión dela dorsal oceánica de Chile con la zona de subducciónen el margen pacífico, ocurrida entre los 6 y 12 Ma(Ramos y Kay, 1992; Gorring et al., 1997).


El Basalto Strobel cubre en discordancia (o bienintruye como diques o necks) a las Formaciones San-ta Cruz del Mioceno inferior a medio y La Ensenadadel Mioceno superior más bajo. Esta última relaciónes claramente visible al sur de la estancia Mata LaJugada. Por su parte, es cubierto por basaltos de edadpliocena inferior (Basalto Cerro Tejedor) y pliocenasuperior a pleistocena (Basalto La Angelita).

Edad y correlaciones

En muestras de basaltos de la localidad tipo (me-seta del Strobel) y alrededores del lago Cardiel, Ra-mos (1982) realizó dataciones radimétricas por elmétodo K-Ar sobre roca total, obteniendo valoresque varían entre 8,6 ± 0,6 y 6 ± 1 Ma, es decir, quecorresponden al Mioceno superior. Por su parte,Gorring et al. (1997) agregan tres dataciones de ba-saltos provenientes de la región de GobernadorGregores, inmediatamente al norte: 9,39 ± 0,55 Maen estancia La Calandria (meseta Peicovich) y 8,57± 0,03 y 9,19 ± 0,17 en la parte norte de la meseta deCali, al oeste de la estancia La Flecha.

Son también sincrónicos con el Basalto Belgrano(Riggi, 1957) y equivalentes, ampliamente distribui-do en la región al sur y sureste del lago Posadas, loscuales son ubicados en el Mioceno superior en basea dataciones radimétricas. Por su parte, una dataciónde lavas del Basalto Belgrano para la meseta delPobre, al oeste de Gobernador Gregores, dio 10,1 ±0,3 millones de años (Gorring et al., 1997).

Asimismo, la emisión de estas lavas básicas se-ría sincrónica con la fase magmática responsabledel emplazamiento, en el sector cordillerano, del stockdel Granito San Lorenzo, de 8,8 ± 6,1 Ma (Ramos etal., 1982).


Depósitos del Nivel II de agradaciónpedemontana (7) – Formación Pampa de laCompañía (8)Gravas gruesas, escasas arenas

Antecedentes y distribución areal

Con posterioridad a la depositación de las gravasde las Formaciones La Ensenada – Cordón Alto yPampa Alta, correspondientes al primer nivel deagradación pedemontana, y a la emisión de los basal-tos del Mioceno superior (ciclo del Basalto Strobel),se reconoce en la comarca en estudio otro nivel dedepósitos psefíticos aterrazados dentro del Miocenosuperior más alto, los que se disponen inmediatamen-te al este de los correspondientes al primer nivel deagradación.

También en este casos se trata de un conjuntode mantos de gravas arenosas incluidos en los “Ro-dados Patagónicos” o “Rodados Tehuelches. Al igualque para el caso de los depósitos del primer nivel ysiguiendo el criterio de Panza (2002), tampoco seutiliza aquí la denominación de Rodados Patagónicos,empleándose para las gravas aflorantes en la mese-ta al norte del río Chico (que continúa sin soluciónde continuidad al norte y al este de la Hoja) la deno-minación de Formación Pampa de la Compañía (Pan-za y de Barrio, 1987; Panza e Irigoyen, 1995; Panza,2002). Este nombre fue utilizado en las HojasGeológicas vecinas 4969-I Gobernador Gregores(Panza y Marín, 1998), al norte, y 4969-IV PuertoSan Julián (Panza e Irigoyen, 1995), al este.

Por el contrario, para los depósitos de este se-gundo nivel de agradación que se encuentran en elsector oriental de la Pampa Alta, al suroeste de lacomarca, no se ha empleado ningún términoformacional formal ante la imposibilidad de reali-zar una descripción más completa por falta de cor-tes naturales. Panza (2002) también los denominóinformalmente como Depósitos del Nivel II deagradación pedemontana.

Panza y de Barrio (1987) aplicaron la denomi-nación de Formación Pampa de la Compañía al man-to de gravas gruesas con matriz arenosa, que cons-tituye la parte superior de la planicie mesetiformeque se encuentra situada entre el cordón Alto y laloma Zapatero, al oeste de Puerto San Julián, aleste de la comarca. Como una larga franja de 12 a14 km de ancho, la unidad se extiende desde cer-canías de la costa atlántica hacia el oeste, hasta elparaje La Avenida al este de Gobernador Gregores(Panza e Irigoyen, 1995; Panza, 2002). En su tra-

mo distal, cerca de Puerto San Julián, la mesetarecibe el nombre de pampa de la Compañía. El sec-tor central de la franja ocupada por estas psefitasse encuentra en la esquina nororiental de la HojaLaguna Grande.

El resto de los afloramientos de gravas del se-gundo nivel son los depósitos que cubren la plani-cie agradacional mesetiforme que se desarrolla enel sector ubicado entre los ríos Shehuen y SantaCruz, flanqueando la meseta del Nivel I pero enuna posición topográfica más baja. Tienen una pen-diente regional hacia el noreste y se desarrollancomo una franja casi continua entre la estancia VivinAike (ex estancia El Galpón), con alturas de unos480 m sobre el nivel del mar, y el cañadón ChikurikAike (350 m s.n.m.). Los asomos más orientalesson mencionados por Wenzens (2000) como “Me-seta II” y asignados también al Mioceno superior(6 Ma), pero los cercanos al cerro Mank Aike enla vecina Hoja Tres Lagos situada al oeste los de-nomina “Level 1” y “Level 2”, sin explicar de quése trata (Panza, 2002).

Litología

Son depósitos castaño grisáceos casi siemprepoco consolidados, gruesos, constituídos por clastosbien redondeados, en general prolados aequidimensionales, de hasta 10 cm de diámetro, perocon un tamaño promedio de dos a cuatro centíme-tros. Tienen esqueleto abierto, con un 60 % defenoclastos en una matriz arenosa mediana de co-lor castaño grisáceo, que a veces se hace domi-nante, disponiéndose en pequeñas lentes de uno atres centímetros de potencia en las que se obser-van pocos rodados sueltos. Se encuentra asimismocemento calcáreo terroso pulverulento ocupandoespacios intersticiales o bien como pátina alrede-dor de los clastos; puede llegar a ser abundante,pero siempre los clastos se separan del cemento yse acumulan al pie de los afloramientos como unpavimento suelto.

En estos depósitos, casi siempre mal seleccio-nados, no se ha observado ninguna estructura niorientación de los fenoclastos, pero no debe olvidar-se que los afloramientos están muy cubiertos y loscortes naturales son prácticamente inexistentes, porlo que no debe descartarse la presencia de estructu-ras.

Entre los fenoclastos predominan fragmentos devulcanitas e ignimbritas grises, castañas y moradas,de naturaleza ácida e intermedia, pero también hay

Laguna Grande 47

trozos de cuarzo y calcedonia, muy escasos de basal-tos y de rocas del basamento ígneo - metamórfico.


Los depósitos de la Formación Pampa de la Com-pañía, por lo menos en parte, tienen probable génesisfluvial, como ya fuera considerado para la comarca aleste (Panza e Irigoyen, 1995) por su disposición en-cauzada entre mesetas más altas correspondientes ala Formación Cordón Alto. La observación a escalaregional (Panza et al., 1994; Panza y Marín, 1998;Panza, 2002) sugiere la posibilidad de que se trate desedimentos fluviales depositados en un paleovalle delrío Chico, el cual en esos momentos desembocaba enel océano Atlántico a la latitud de Puerto San Julián.Los ubicados al sur del río Chalía corresponden adepósitos distales de un segundo ciclo de agradaciónpedemontana, formado por coalescencia de abani-cos aluviales, por ascenso de la cordillera Patagónica.No se descarta, sin embargo, la actuación de proce-sos vinculados con pedimentación en la génesis deestos depósitos.

Relaciones estratigráficas y edad

La Formación Pampa de la Compañía se dispone,al norte de la comarca, en discordancia erosiva sobrelavas básicas atribuídas al Basalto Strobel y está adosadaa los depósitos de la Formación La Ensenada pero a unnivel topográfico más bajo, por lo que es más joven queéstos. Igual relación tienen las gravas situadas en lameseta de la Pampa Alta con respecto a las corres-pondientes al Nivel I (Formación Pampa Alta).

Esta unidad fue asignada tentativamente alPleistoceno inferior a medio por Panza y de Barrio(1987, 1989), que la homologaron con la FormaciónLa Avenida (Marín, 1982; Panza, 1982). Posterior-mente, Panza e Irigoyen (1995) la asignarontentativamente al Plioceno inferior al establecer lacontinuidad física con los depósitos psefíticos del su-reste de Gobernador Gregores, ligeramente más jó-venes que las lavas del Basalto Strobel del Miocenosuperior.

Sin embargo, la ubicación en el Plioceno supe-rior de las lavas del Basalto La Angelita (antes asig-nado al Pleistoceno inferior a medio) sobre la basede dataciones aportadas por Gorring et al. (1997),lleva a redefinir la edad de las gravas de la Forma-ción Pampa de la Compañía, interpretándose aho-ra que corresponden al Mioceno superior más alto(Panza, 2002).

2.1.3.2. Plioceno

2.1.3.2.1. Inferior

Depósitos del Nivel III de agradaciónpedemontana (9) – Formación Mata Gran-de (10)Gravas gruesas con matriz arenosa fina a mediana

Antecedentes y distribución regional

A una cota topográfica más baja que las psefitasdel segundo nivel de agradación pedemontana, sereconoce en la comarca en estudio y áreas vecinasotro nivel de depósitos de gravas aterrazadas, desa-rrollados fundamentalmente en el sector nororientalde la Hoja y en el borde noroeste de la Pampa Alta,al sur del río Shehuen. También fueron anteriormen-te incluidos dentro de los “Rodados Patagónicos” o“Rodados Tehuelches”, pero, al igual que para losotros niveles de agradación, tampoco se utiliza aquíesa denominación, sino la de Formación Mata Gran-de empleada para depósitos similares situados alnoroeste de la comarca (Panza, 1995a, 1995b), alnorte de la misma (Panza y Marín, 1998), y en lasíntesis de Panza (2002).

Por su parte, en el borde nororiental de la me-seta de la Pampa Alta se desarrolla una nueva pla-nicie mesetiforme producida por la agradación deabanicos aluviales pedemontanos, cuyos depósitosde gravas y arenas, que mantienen una pendienteregional hacia el este, fueron denominados infor-malmente por Panza (2002) como depósitos del ni-vel II de agradación. Se hallan desde el sector dela estancia Los Sauces hasta poco al sur de la es-tancia Cañadón Toro, como una franja con alturasde 400 m al noreste y 300 m en sus asomos másorientales, que son relictos de erosión separadosdel asomo principal (Panza y Sacomani, 2001; Pan-za, 2002). Al igual que las demás planicies, se tratade una superficie relativamente plana y uniformeen vías de disección por afluentes del río Shehuen,como los cañadones Corpen Aike, El Sargento yotros, y cubierta en parte por depósitos aluviales yeólicos.

Litología y ambiente

Se trata de un manto subhorizontal continuo, conun espesor que casi seguramente no excede los tresa cinco metros, pero destacando que la formaciónde taludes dificulta la observación directa de los con-


tactos con las rocas infrayacentes y por lo tanto lamedición del espesor.

Son depósitos de gravas por lo general grue-sas, casi siempre poco consolidados, constituídospor rodados bien redondeados a subredondeados,de formas en general proladas a equidimensionales,de hasta diez centímetros de diámetro máximo perocon un tamaño promedio de dos a tres centímetros.Tienen esqueleto abierto, con un 60% defenoclastos, y una matriz arenosa fina a medianade color gris castaño. Se encuentra asimismo ce-mento calcáreo terroso pulverulento que puede lle-gar a ser abundante.

La composición de los clastos es similar a la delas gravas de los demás niveles de agradación: lavasy piroclastitas ácidas y mesosilícicas, cuarzo,granitoides, basaltos y metamorfitas.

En estos depósitos, casi siempre mal seleccio-nados, tampoco se ha observado ninguna estructurani orientación de los fenoclastos, pero no debe des-cartarse la posible presencia de las mismas.

Su génesis correspondería a procesos deagradación pedemontana, asociados, por lo menosen parte, a acción fluvial y pedimentación, posible-mente del tipo de flanco.


La Formación Mata Grande cubre en discordan-cia erosiva a las sedimentitas de la Formación Mon-te León y se adosa a los depósitos de la FormaciónPampa de la Compañía pero a un nivel topográficoinferior, por lo que es más joven. Con respecto a lasgravas del Nivel III en la meseta al sur del ríoShehuen, cubren en discordancia erosiva a lassedimentitas del Mioceno inferior de la FormaciónSanta Cruz y se adosan a las del Nivel II, siempre amenor altura.

En forma imprecisa, y hasta contar con mejoresevidencias, se la asigna a la parte baja del Pliocenoinferior, siguiendo el criterio de Panza (2002).

Basalto Cerro Tejedor (11)Basaltos olivínicos

Antecedentes

Con la denominación de Basalto Cerro Tejedor,Sacomani (1984) se refiere a los basaltos olivínicosque constituyen la meseta y el cerro homónimos,ubicados poco al norte de la Hoja, en el paraje LaManchuria. Panza (1986) y Panza y Marín (1998)

utilizaron el mismo nombre para basaltos situadosen la comarca inmediatamente al norte de la HojaLaguna Grande.

Por su parte, en trabajos inéditos de Cobos yPanza (2001) se denominó Basalto La Siberia a laslavas equivalentes en edad aflorantes en la granmeseta situada entre los ríos Shehuen y Santa Cruz,al oeste y suroeste de la Hoja.

Estas unidades forman parte del ciclo basálticodel Mioceno superior - Plioceno inferior de Panza yFranchi (2002) identificado para el interior del Ma-cizo del Deseado y para regiones aledañas al occi-dente del mismo.

Distribución areal

El Basalto Cerro Tejedor aflora al sureste de lalocalidad de Gobernador Gregores (poco al norte dela comarca) en la meseta de Cali, donde constituyeun campo lávico que se desarrolla fundamentalmenteen la Hoja situada inmediatamente al norte (Panza yMarín, 1998), pero cuyos derrames distales penetranen el área en estudio en el sector que se halla al nortede las estancias Cerro Negro y Cardiel Chico (Foto29). La localidad tipo se encuentra en el cerro delmismo nombre, unos 100 km al norte de la Hoja.

Litología

En la comarca el manto lávico tiene una poten-cia que en los bordes de la meseta varía entre dos ytres metros, conformando una barda subvertical sóloen el borde austral de la meseta, que tiene una su-perficie irregular y recortada, con barrancas de es-casa altura y muy pequeñas lomadas.

La colada representativa de este ciclo se caracte-riza por presentar una sección superior muy vesiculara amigdaloide, con un espesor cercano al medio metro.La roca que la compone es un basalto olivínico negro,bastante fresco a ligeramente alterado, casi afírico, enel que se destacan vesículas esféricas o alargadas degrandes dimensiones (8 mm a 3 cm), y algunoscanalículos en general subhorizontales.

El sector central o principal, que en afloramientossituados más al norte está bien definido, en la comar-ca se presenta con una partición horizontal muy gro-sera y con disyunción columnar también poco marca-da. La roca tipo es un basalto melanocrático gris ne-gruzco a negro muy vesicular, en casos microvesicular,con cavidades subesféricas o alargadas de cinco adiez milímetros, pero que pueden llegar hasta los trescentímetros de diámetro. Hay algunos canalículos

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Foto 28. El cerro Pistola, notable chimenea del Basalto Strobel, intruída en sedimentitas de las Formaciones MonteLeón y Santa Cruz, que se ven muy cubiertas en los faldeos.

Foto 29. Vista hacia el este de la colada del Basalto Cerro Tejedor situada al norte de la estancia Cardiel Chico, dondese la ve, en último plano, cubriendo a los rodados de la Formación La Ensenada.


subhorizontales y unas pocas amígdulas rellenas o ta-pizadas por material carbonático blanquecino pulveru-lento. Texturalmente es casi afírico hasta algo porfírico,con algún muy aislado nódulo de olivina fresco o algoalterado, en una base negra de grano grueso.

Un sector escoriáceo, de 0,10 a 0,20 metros,puede encontrarse en la base de la colada; se tratade un basalto muy vesicular, de color violáceo oscu-ro por su mayor alteración.

Al microscopio, están formados pormicrofenocristales de olivina en una pastaintergranular con abundantes microlitos deplagioclasa y gránulos de titanoaugita, opacos yolivina, con escaso vidrio desnaturalizado.

En la Hoja sólo se conserva una boca de emisiónde estos basaltos olivínicos. Es un típico cono de esco-rias que apenas sobresale en el relieve local, cerca dela estancia Cerro Negro. Por el contrario, en el sectorde la meseta inmediatamente al norte se han identifica-do numerosos conos volcánicos (Panza y Marín, 1998).Por lo general los conos están compuestos por bancosde aglomerados volcánicos (de tres a cinco metros deespesor individual), con algunas lavas basálticas inter-caladas. Los aglomerados volcánicos son de color grisrojizo a gris negruzco, y están muy alterados. Estánformados por grandes fragmentos subesféricos de ba-saltos muy vesiculares y muy alterados, gris negruzcosa morados, que apenas se destacan en la base grisoscura y tienen avanzado grado de alteración.

En los conos volcánicos se encuentran innume-rables fragmentos sueltos de escoria y bombas vol-cánicas de color rojo ladrillo a morado, sumamentevesiculares y muy livianas; los mayores tamaños lle-gan a los 25 centímetros.

Ambiente

Estos basaltos están asociados a períodos de disten-sión y corresponden a una asociación basáltica alcalinaproducida por fisuración cortical profunda. Ramos et al.(1982) analizaron aspectos del quimismo de los basaltospliocenos, así como de algunos pequeños cuerposintrusivos asociados y de los nódulos máficos yultramáficos incluídos en ellos en varias localidades de laprovincia. Corresponden a los basaltos post plateau delesquema de Gorring et al. (1997), formados en elretroarco andino por corrientes astenosféricas residuales.


Los basaltos correspondientes a este ciclo pliocenoinferior se disponen sobre los depósitos de la Formación

Santa Cruz en los afloramientos del norte de la comarca,y sobre las gravas de la Formación La Ensenada y laslavas del Basalto Strobel en el borde sur de la meseta deCali, donde a su vez son cubiertos por otros derrameslávicos, correspondientes al Basalto La Angelita.

Edad y correlaciones

Si bien no se dispone de dataciones radimétricasde estos basaltos, se considera que forman parte de unimportante episodio basáltico alcalino de edad miocenasuperior alta a pliocena inferior, ocurrido entre los 4 y5,5 millones de años, con numerosos representantes enla zona central y occidental de la provincia de SantaCruz, al norte, oeste y sur del área en estudio, los quetienen características y relaciones geológicas muy si-milares a las del Basalto Cerro Tejedor.

Así, pueden correlacionarse con esta unidad lasefusiones del Basalto Las Tunas (Ramos, 1982), conuna edad de 5 ± 1 Ma, las del Basalto La Cueva(Ramos, 1982), con una edad de 4 ± 1 Ma, ambosaflorantes en el área del Lago Cardiel, las del Basal-to Cerro Mojón (Panza, 1998) aflorantes al norte delBosque Petrificado de Madre e Hija, con edades de5,6 ± 0,7 Ma (Gorring et al., 1997) y 4,8 ± 0,5 Ma(Panza, 1982) para la localidad tipo, y las del Basal-to Olnie (Ramos, 1982), al sureste del lago Posadas,con 3,79 ± 0,13 Ma (Gorring et al., 1997).

Por otra parte, basaltos de edad pliocena apare-cen al suroeste de la comarca, al norte del lago Viedmay en la meseta de la Vizcachas al sur del lago Ar-gentino. En el primer sector, en el cerro Cangrejo yen las mesetas Chica y Desocupada, datacionesradimétricas K/Ar han arrojado valores que van des-de los 3,48 a los 4,3 Ma (Mercer et al., 1975), y enla meseta de las Vizcachas de 4,5 Ma (reconocién-dose aquí un volcanismo continuo desde el Pliocenohasta el Pleistoceno; Fleck et al., 1972).

Basaltos también asignados al Plioceno, conmoderadas afinidades alcalinas, fueron reconocidosen el plateau de la meseta del Lago Buenos Aires(Charrier et al., 1978; Mercer y Sutter, 1982; Panzay Franchi, 2002).

Depósitos del Nivel IV de agradaciónpedemontana (13) - Formación La Avenida(12)Gravas medianas a gruesas con matriz arenosa finaa limosa

Panza (1982; 1995a,b; 2002) utilizó esta denomi-nación litoestratigráfica para el manto de gravas me-

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dianas a gruesas y arenas finas que, como un depósitotabular, constituye la planicie mesetiforme de mayordesarrollo areal en el centro de la provincia al norte delrío Chico, ya que se extiende desde el paraje del mismonombre cerca de Gobernador Gregores, hasta más aleste de Tres Cerros, llegando sus remanentes de ero-sión a la costa atlántica. Sin embargo, en la Hoja Lagu-na Grande ocupa una reducida superficie en la esquinanororiental; tiene pendiente regional hacia el este y unacota de 250 m sobre el nivel del mar.

Por su parte, en el extremo suroccidental de la Hoja,bordeando por el este a la gran depresión endorreicadel bajo de la estancia El Baile y prolongándose haciael oriente hasta la unión de los valles de los ríos Chico ySanta Cruz (inmediatamente al norte de ComandanteLuis Piedra Buena), se encuentra una planicieagradacional, también con pendiente regional hacia elnaciente y con alturas que van desde algo más de 150m hasta 130 m sobre el nivel del mar, que se asignatentativamente al Nivel IV de Agradación Pedemontana(Panza et al., 1994; Panza, 2002). A los afloramientosmás orientales, integrados por gravas medianas a grue-sas con matriz arenosa fina hasta limosa gruesa, Panzae Irigoyen (1995) los correlacionaron con los depósitosde la Formación La Avenida.

Son también depósitos tabulares bajo la formade un manto subhorizontal continuo. Es difícil deter-minar espesores por la formación de taludes a ex-pensas de la escasa consolidación de los depósitos,pero teniendo en cuenta la altura máxima visible dela roca de base, se han medido valores mínimos deuno a cuatro metros. Donde mejor se reconocen losdepósitos es en algunas canteras de canto rodado(“ripieras”) a lo largo de las rutas troncales, como laruta nacional 288 y la provincial 25.

El depósito es un agregado casi totalmente suel-to de gravas medianas a muy gruesas (hasta guija),de esqueleto abierto. Está compuesto por un altoporcentaje de rodados (hasta 60 - 80%) en una ma-triz arenosa fina a mediana, gris a gris castaña, quele da la coloración al afloramiento, con algo de ce-mento calcáreo terroso.

Se trata de estratos psefíticos lenticulares de 10a 20 cm de espesor, casi siempre con arreglosgranodecrecientes. En muchos bancos es posible veruna estratificación entrecruzada de escala medianadel tipo artesa, imbricación de los clastos mayores ybase marcadamente erosiva. En forma subordinadase observan lentes delgadas (hasta 20 cm) de are-nas grises medianas a gruesas con fenoclastos ais-lados, muy friables y también con estructurasentrecruzadas del tipo lenticular - cóncavo.

Los rodados son subangulosos a subredondeadosy bien redondeados, y de formas proladas adiscoidales en general. Predominan los de tamañoentre dos y cinco centímetros, con máximos de has-ta 10 y 15 centímetros. Son en su casi totalidad devolcanitas riolíticas y andesíticas, ignimbritas y tobasácidas, cuarzo lechoso y calcedonia, trozos de ma-dera silicificada, y más escasos fragmentos deplutonitas y metamorfitas.

Los 0,30 - 0,40 metros superiores estáncementados por carbonato de calcio terroso blan-quecino, lo que hace más consolidado al depósito.

En comarcas situadas al este (Panza, 1995a;Panza e Irigoyen, 1995) se consideró que la génesisde los depósitos de la Formación La Avenida podríacorresponder a pedimentos, quizás de flanco, habien-do intervenido en la dispersión de las gravas proce-sos vinculados fundamentalmente con pedimentacióny acción fluvial.

Sin embargo, la estrecha asociación entre los de-pósitos del primer nivel de terrazas del río Chico y losde la Formación La Avenida, demuestra participaciónfluvial en la genesís de los últimos (Panza, 2002). Estaidea ya fue propuesta por Marín (1984), quién incluyóa las gravas aflorantes al este de Gobernador Gregoresdentro de sus “Depósitos terrazados antiguos”, y porPanza y Marín (1998), quienes las consideraron aso-ciadas a un paleo río Chico que fuera posteriormentecapturado por la erosión retrocedente de un afluentedel río Shehuen o Chalía.

Con respecto a los depósitos del sectorsuroriental, su génesis se atribuyó a agradaciónpedemontana con intervención de procesos depedimentación (posiblemente del tipo de pedimentosde flanco), pero no puede descartarse totalmente laposible acción fluvial en la formación, al menos par-cial, de estos depósitos psefíticos (Panza, 2002). Alrespecto, Wenzens (2000) incluyó parte de esta su-perficie en su nivel de terrazas T2 del sistema fluvialdel río Shehuen. Siguiendo a Panza (2002), se consi-dera también esta posibilidad, pero considerando quese trataría del primer nivel de terrazas fluviales delrío Shehuen o Chalía.


Los depósitos del Nivel IV de agradaciónpedemontana (en parte, Formación La Avenida) cu-bren en relación de discordancia erosiva a elementosde la Formación Monte León. En todos los casos elcontacto está muy enmascarado por la formación detaludes y por un pavimento de rodados sueltos.


En su techo, están cubiertos, en áreas inmedia-tamente al noreste, en discordancia erosiva, por elBasalto La Angelita (Panza, 1982, 1984), asignadopor dataciones radimétricas (Gorring et al., 1997)fundamentalmente al Plioceno superior. Por esemotivo, se ubica a la Formación La Avenida en laparte más alta del Plioceno inferior.

2.1.3.2.2. Plioceno inferior alto a superior

Depósitos fluviales aterrazados de los ríosShehuen y Chico

Un complejo sistema de terrazas fluviales sedesarrolló en los valles de los ríos Shehuen (o Chalía)y Chico. Fue descripto en forma integrada por Pan-za (2002) y tiene su mayor expresión dentro del áreade la Hoja 4969-III Laguna Grande.

A partir de la síntesis de Feruglio (1950), de lostrabajos de levantamiento regional de las Hojas a es-cala 1:250.000 4969-IV Puerto San Julián (Panza eIrigoyen, 1995), 4969-I Gobernador Gregores (Panzay Marín, 1998), 4969-III Laguna Grande (Panza ySacomani, 2001) y 4972-IV Tres Lagos (Cobos y Pan-za, 2001; Cobos et al., 2004) y de las contribucionesde Wenzens (2000) y Schellmann et al. (2000), Panza(2002) ha podido reconocer un total de 5 niveles deterrazas fluviales genética y evolutivamente relacio-nadas entre sí.

El comportamiento de este sistema fue variandoen su evolución desde el Mioceno superior – Pliocenohasta el Cuaternario.

De acuerdo con los trabajos citados y la síntesis dePanza(2002), se ha determinado que originalmente ha-bría existido un amplio valle fluvial orientado de oeste aeste, surcado por el río Shehuen y el curso inferior delrío Chico (desde la estancia La Julia hacia el este, has-ta su desembocadura en la ría de Santa Cruz). Un ex-tenso sistema de terrazas fluviales, de gran desarrollofundamentalmente en la margen izquierda (norte) delvalle, acompañaba al curso de agua.

Simultáneamente, otro paleo río formado por elcurso superior del río Chico (de Gobernador Gregoresal oeste) desaguaba en el Océano Atlántico al nortede Puerto San Julián, como lo demuestra lainterdigitación de las gravas de la Formación LaAvenida con el primer nivel de terrazas del río Chi-co, asignado al Plioceno inferior más alto sobre labase de dataciones radimétricas de coladas basálticasque lo cubren. Estos depósitos y sus relaciones,descriptos por Panza y Marín (1998) y por Panza(2002), afloran al norte de la comarca.

Posteriormente (quizás en el Plioceno superior altoo Pleistoceno más bajo), un afluente de la margenizquierda del río Chalía capturó al paleo río Chico pocoal sur de Gobernador Gregores, modificando su cursoy decapitando el tramo inferior, que ya no desaguómás en el Atlántico por su salida original, quedandoquizás el valle del río Seco como probable relicto deese antiguo cauce (Panza y Marín, 1998).

A partir de entonces se produce la integraciónde los sistemas fluviales del Shehuen y el Chico, conla formación de los Niveles IV y V de terrazas en elPleistoceno u Holoceno (Panza, 2002).

Depósitos fluviales aterrazados del ríoShehuen y del tramo inferior del río Chico(Niveles I a III) – (14,15 y 16)Conglomerados y gravas medianas a muy gruesas,con matriz arenosa gruesa; escasas areniscasconglomerádicas

Un total de tres secuencias de depósitos aluvialesantiguos pertenecientes a los sistemas fluviales delrío Shehuen y del tramo inferior del río Chico, quepor erosión posterior darían lugar a los correspon-dientes niveles de terrazas, se reconocen en el sec-tor central de la comarca, entre Tres Lagos poco aloeste de la misma, y la ría de Santa Cruz inmediata-mente al este. En todos los casos tienen una suavependiente hacia el este y sus alturas decrecen gra-dualmente hacia la planicie aluvial actual.

Los depósitos del Nivel I (más antiguo) compren-den un conjunto de sedimentos psefíticos que consti-tuyen una extensa planicie mesetiforme que se desa-rrolla en la margen norte del río Shehuen y del ríoChico, atravesando la comarca de oeste a este. En lamargen sur del Shehuen no se han reconocido aflora-mientos atribuidos a este nivel, los que en forma aisla-da sí se encuentran al oeste (Panza, 2002).

En el sector situado al norte del río Shehuen y deltramo del río Chico situado en la Hoja, la planicie tie-ne una amplitud promedio de 20 a 25 kilómetros. Aleste del límite oriental, cerca de la ruta nacional 3, laplanicie se hace mucho más amplia, hasta alcanzar lacosta atlántica donde los depósitos de gravas formanla parte cuspidal de los acantilados (Panza e Irigoyen,1995; Panza, 2002). Se trata de una superficie relati-vamente plana y uniforme, incipientemente disectadapor los afluentes del río principal y cubierta en partepor depósitos aluviales y eólicos.

Los depósitos aludidos constituyen el primer ni-vel de terrazas de los ríos Shehuen – Chico, aunquepara Wenzens (2000) integran la Terraza 2, ya que

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este autor considera un nivel más antiguo represen-tado por dos pequeños relictos situados a mayor al-tura topográfica. Por su dudosa posiciónestratigráfica y reducido tamaño no han sido consi-derados como terrazas por Panza(2002), quien esti-ma que serían en realidad remanentes de un antiguonivel de agradación pedemontana.

Estos depósitos aluviales antiguos del Nivel I seelevan unos 100 m sobre la planicie correspondiente alsegundo nivel de terrazas fluviales del río Shehuen oChalía, manteniendo una altura de los 375/400 m s.n.m.en el oeste para descender a unos 200 m en el río Chi-co. Su espesor es muy difícil de medir debido a la for-mación de taludes en los frentes de los afloramientosque enmascaran el contacto con las rocas infrayacentes,pero se calcula en 20 a 35 m como máximo; los valoresefectivamente medidos alcanzan a los cinco metros.

Estos depósitos cubren en discordancia a nivelespaleógeno - neógenos de la Formación Monte León yconsisten en conglomerados y gravas medianos a grue-sos (hasta muy gruesos), de matriz arenosa, mal se-leccionados y con esqueleto bastante abierto. Estánformados por clastos subredondeados a redondeadosy escasos subangulosos, con formas proladas aequidimensionales y diámetros variables entre uno ydiez centímetros (máximos 20 a 30 cm), en matrizarenosa gruesa con algo de cemento carbonático. Sonrodados en su mayoría de colores grises, verdosos ycastaños, de rocas graníticas (granitos grises altera-dos, porfíricos, y granodioritas), vulcanitas (riolitasporfíricas grises, andesitas porfíricas gris verdosas,escasos basaltos vesiculares), piroclastitas ácidas(ignimbritas moradas y tobas silicificadas),metamorfitas esquistosas cuarzo micáceas con inyec-ción silícea, escasas sedimentitas y abundante cuar-zo. Los bancos, muchas veces lenticulares y de 2 a 3m de espesor máximo, exhiben arreglosgranodecrecientes, estratificaciones entrecruzadas demedia y pequeña escala, y bases erosivas cóncavas(Panza e Irigoyen, 1995).

Los depósitos del segundo nivel (T3 para Wenzens,2000), separados del anterior por una escarpa de ero-sión en tramos inexistente, se encuentran a más de 250m sobre el nivel del mar en el oeste hasta 75 a 80 m enel sector costero. Se elevan hasta 50 m sobre los depó-sitos del tercer nivel o Terraza III y se presentan en lamargen norte del río Shehuen, donde constituyen unafranja completa a través de toda la comarca desde TresLagos (al oeste) hasta cerca del meridiano de 69°00’,de 6 a 15 km de ancho. En la margen austral del ríoChico se desarrollan desde ese meridiano hacia el oes-te hasta el arroyo Corpen. Consisten en conglomera-

dos y gravas arenosos y areniscas con lentesconglomerádicas de coloración castaño oscura, friables.Los conglomerados son poligénicos y el tamaño de losrodados en general no excede los 10 centímetros. Lapotencia máxima de estos niveles es de hasta cuatrometros, si bien en ocasiones no superan el metro y medio.Constituyen la Terraza II del sistema de los ríos Shehueny Chico (T3 en Wenzens, 2000).

Por su parte, los depósitos del tercer nivel, consti-tuyentes de la Terraza III (T4 para Wenzens, 2000),tienen un desarrollo mucho más limitado. En la margennorte o izquierda del sistema fluvial hay varios sectoresde afloramientos: una delgada franja desde LagunaGrande hasta el río Chico en la estancia El Chonque, ydesde allí hasta la estancia El Porvenir. En la margensur del río Shehuen no afloran en la Hoja, pero sí pocoal oeste del límite occidental, y en la del río Chico apa-recen entre las estancias Oschem Aike y La Elena(esta última ya en la Hoja Puerto San Julián).

Los depósitos del primer nivel, que integran laterraza I, para Wenzens (2000) se habrían originadoaproximadamente en el límite Plioceno inferior –Plioceno superior (alrededor de 3,5 Ma), edad quese considera probable. Por su parte, los otros dosniveles fueron ubicados por Wenzens (2000) en elPleistoceno inferior, con una antigüedad calculadaen 2,00 y 1,2 Ma respectivamente. En esta contribu-ción se estima, siguiendo a Panza (2002), que sonmás antiguos, probablemente del Plioceno superior,porque son anteriores al evento de captura del tra-mo superior del río Chico, que posiblemente hayatenido lugar entre el Plioceno superior más alto y elPleistoceno inferior bajo, edad estimada sobre la basede la datación radimétrica de basaltos que cubren alos depósitos aluviales antiguos del río Chico al no-roeste de Gobernador Gregores.

2.1.4. NEÓGENO SUPERIOR -CUATERNARIO

2.1.4.1. Plioceno superior - Pleistoceno infe-rior

Basalto La Angelita - Basalto Laguna Ba-rrosa (17 y 17a)Basaltos olivínicos

Antecedentes

Panza (1982) propuso la denominación de Ba-salto La Angelita para incluir a extensos mantosbasálticos de muy variable desarrollo, pero de espe-


sor reducido, que cubren amplios sectores en buenaparte del Macizo del Deseado (Panza, 1984, 1986,1995a, b), considerándolos de edad pleistocena me-dia a superior baja.

Los primeros autores que han trabajado al nor-te de la comarca se han referido muy someramentea estas lavas. Así, De Giusto (1956; 1957) y DiPersia (1958) englobaron a todos los basaltos bajoel título de “Rocas Ígneas”, incluyéndolos con du-das en el Cuaternario. Posteriormente, fueron es-tudiados por Sacomani (1984), también en el nor-te de Gobernador Gregores y de la Hoja en estu-dio.

Por su parte, en trabajos preliminares de Cobosy Panza (2001) se denominó Basalto Laguna Barro-sa a los extensos derrames desarrollados en las al-tas mesetas situadas entre los ríos Shehuen y SantaCruz, de los que las coladas aflorantes en la esquinasuroccidental de la comarca son las más orientales.Dicho nombre fue tomado por Panza y Franchi(2002), quienes desarrollaron una síntesis completasobre los basaltos de este ciclo que abarca delPlioceno superior al Pleistoceno inferior.

En el Mapa Geológico de la Provincia de SantaCruz (Panza et al., 1994) se agrupó a estas lavasdentro de un ciclo plioceno - pleistoceno.

Dataciones radimétricas y análisis químicos so-bre alguno de estos basaltos fueron aportados porGorring et al. (1997). Por su parte, Haller et al.(2002) analizaron la petrografía y geoquímica debasaltos equivalentes aflorantes en el campo vol-cánico de Camusú Aike, al suroeste de la comar-ca.

Distribución areal

El Basalto La Angelita aflora en el sector cen-tro-norte de la hoja, en la parte austral de la mesetade Cali, donde forma un campo lávico bastante con-tinuo, mientras que representantes del Basalto La-guna Barrosa se encuentran en el extremosuroccidental de la comarca, donde se presentancomo delgadas coladas aisladas que se han derra-mado en forma encauzada, fluyendo hacia las par-tes más bajas siguiendo los faldeos de la meseta olos valles de algunos cañadones (Foto 30), como elMercerá, el Yatén Guajén y otros.

En ambos sectores se han identificado en total16 bocas de emisión, como conos volcánicos, algu-nos de dimensiones destacables. En algunos casosse estima que los basaltos se pueden haber derra-mado siguiendo fracturas.

Litología

Los distintos campos lávicos correspondientes aestos basaltos se caracterizan casi siempre por la pre-sencia de una única colada, que en ocasiones sueleser bastante espesa (4 a 6 m) pero que por lo generaltiene potencias de entre uno y tres metros. Solamenteen el cañadón Yatén Guajén se han reconocido variascoladas, con un espesor total de 10 a 15 m, y poten-cias individuales de 3 a 4 metros (foto 32).

En las coladas de este episodio volcánico se reco-noce casi siempre una sección superior muy vesiculara amigdaloide, de un basalto negro y casi siempre fres-co. La mayoría de las cavidades son subesféricas, condiámetros variables entre medio y dos centímetros; sonmuy frecuentes las grandes vesículas ovoidales oelongadas (con frecuencia orientadas y alineadas, for-mando a veces hasta canalículos) de seis a siete centí-metros de longitud máxima (si bien el promedio alcan-za a un centímetro). Se suelen observar amígdulas re-llenas por material blanquecino cristalino (analcima) opor otras zeolitas fibrosas blanquecinas, o bien tapiza-das por material terroso pulverulento castaño a amari-llento. En parte, esta sección suele hacerse escoriácea,siendo entonces mayor su grado de alteración y tinciónpor óxidos de hierro.

La sección media o principal es mucho menosvesicular (casi siempre microvesicular), si bien aveces tiene grandes vesículas subesféricas ocanalículos aislados. En ella se desarrolla muchasveces una disyunción vertical grosera, que sólo encasos se hace bien marcada. Suele observarse tam-bién una partición o lajamiento subhorizontal queocasiona la formación de bloques cúbicos o prismá-ticos, a veces bastante irregulares; si esta estructu-ra está bien desarrollada, la roca se parte en lajasfinas, de 5 a 20 cm de espesor.

En esta sección principal los basaltos,melanocráticos, suelen ser algo menos porfíricos queen el resto de la colada, hasta casi afíricos. En algu-nos sectores la roca comienza a meteorizarse enforma de pequeños cuerpitos subesféricos, de me-dio a un centímetro de diámetro, y se observa unacostra de meteorización gris a gris morada.

En muy pocas ocasiones se reconoce una sec-ción inferior muy escoriácea y de color rojizo mora-do por oxidación, de 0,30 a 0,40 metros de espesor.

Cuando las coladas son poco espesas (0,5 a 1,5metros), o bien en las partes distales de las mismas,no se reconocen las secciones y en todo el espesor seobserva una estructura bien vesicular a amigdaloide.Las vesículas tienen un tamaño promedio de 2 a 15

Laguna Grande 55

Foto 30. Colada del Basalto Laguna Barrosa encauzado en el cañadón Yatén Guajén, camino a estancia Marta, vista alsur.

Foto 31. Frente de las coladas del Plioceno superior (Basalto Laguna Barrosa) provenientes del cono del cerro de laestancia La Pilar, que se ve al fondo.


mm, las más pequeñas son esféricas y alargadas yalgo irregulares las de mayor tamaño (5 a 8 cm).

En casi todos los casos los basaltos son poco amedianamente porfíricos y son escasos los de mar-cado porfirismo. Los cristales de olivina verdosa, de1 a 2 mm, están casi siempre frescos, pero en oca-siones se hallan algo alterados en iddingsita. Se ob-servan asimismo pequeños prismas euedrales deplagioclasas frescas, de uno a cinco milímetros.

En corte delgado son porfíricos a glomeroporfíricos(fenocristales de olivina, algunos de plagioclasa yclinopiroxeno), con pasta intergranular gruesa, forma-da por tablillas de plagioclasa (andesina básica alabradorita), gránulos de augita, olivina y opacos pris-máticos, con material vítreo castaño.

En el sector de La Manchuria, al norte de lacomarca, Sacomani (1984) pudo distinguir dos va-riedades petrográficas, con variaciones en textura,composición y expresión morfológica, señalando queexisten transiciones entre ambos tipos. Fueron iden-tificados como basaltos del tipo I y tipo II y pudieronposteriormente ser reconocidos por Panza (1986) yPanza y Marín (1998) en el resto de los asomos dela unidad al norte de la Hoja en estudio.

El basalto del tipo I es el de mayor desarrollo areal,representando más del 75 % del total de las lavascuaternarias. La roca tipo es una variedad olivínicaque se caracteriza por presentar pocos y grandesfenocristales de ese mineral (de dos a diez milíme-tros) y hasta pequeños nódulos ultrabásicos (dunitas,compuestas por olivina y piroxenos) de forma ovoidal,por lo general de uno a cinco centímetros de diámetromayor, en una base afanítica melanocrática.

La roca característica para la variedad llamada porSacomani (1984) tipo II, es un basalto de grano en gene-ral fino y poco a medianamente porfírico, en el que sereconocen pequeños cristales de olivinas y feldespatosalterados, de hasta un milímetro de longitud, en una basenegra o gris negruzca casi siempre microvesicular o convesículas y amígdulas de reducido tamaño (1 mm).

Corresponderían al tipo I de basaltos las emisio-nes lávicas de los volcanes situados sobre la mesetade Cali, así como las del cerro de la estancia La Pilar(Foto 31) y las aflorantes al oeste de la estancia KolienkAike. Son todas coladas de dimensiones reducidas,producto de una única erupción en cada caso, y conespesor variable entre uno y tres metros.

El relieve superficial de las coladas de los basal-tos La Angelita y Laguna Barrosa es irregular, conpequeñas lomadas y depresiones, y cubierto por grancantidad de bloques irregulares a subesféricos, gran-des, o por lajas de hasta un metro cuadrado de su-

perficie. El frente o la parte distal de las coladastambién muestra un predominio de bloques, bochonesy lajas gruesas irregulares; solamente en los frentesmás espesos se reconoce la disyunción vertical pris-mática, que está casi siempre poco desarrollada.

Las características de las lavas, y en particular lapresencia de una sección central maciza omicrovesicular, la forma típicamente esférica y regu-lar de las vesículas, así como la falta de una superfi-cie sumamente escabrosa cubierta por fragmentos deescoria ásperos y cortantes, permiten considerarlasdel tipo pahoehoe (MacDonald,1953). Asimismo, sonrasgos típicos de este tipo de lavas la gran extensiónalcanzada por las coladas sin mayores cambios ensus características desde las bocas de emisión hastasus extremos distales, lo que sugiere que se tratabade lavas muy poco viscosas y ricas en volátiles.

En el cañadón Yatén Guajén se han reconocidonumerosos túneles de lava, por lo general derrum-bados salvo los del área de la vieja quinta, que tienende 3 a 4 m de profundidad (Foto 33) y son tambiéncaracterísticos de las lavas pahoehoe.

El contacto basal se observa en muy pocos ca-sos debido a la cantidad de bloques caídos que difi-cultan la observación.

El curso de las coladas del Basalto La Angelitaestá fuertemente controlado por el relieve previo.Las emisiones lávicas sepultaron las partes bajas yaprovecharon el valle de cursos de aguapreexistentes. El sepultamiento del relieve no fuetotal, ya que quedaron como remanentes aisladosalgunas ventanas lávicas convexas.

Conos volcánicos

En casi todos los casos los centros de emisióndel Basalto La Angelita y del Basalto Laguna Ba-rrosa son típicos conos de escorias (Foto 34), quemuestran una planta de contorno circular o más ra-ramente elipsoidal, con un diámetro basal de 300 a1000 m y una altura sobre los derrames que rara-mente supera los 100 metros.

Todos los conos observados son el producto de unaerupción que no diseminó mayormente el materialpiroclástico eyectado, posiblemente debido al tamaño delmismo. Algunos son del tipo aportillado, con una escota-dura por la cual se produjo la emisión del material lávico.

El basalto de la periferia de los conos es muyvesicular, de grano fino y prácticamente afírico. Encambio, el centro y las laderas de los conos estáncubiertos por lapillos, bombas y bloques de escoriabasáltica, casi siempre de color rojo ladrillo a mora-

Laguna Grande 57

Foto 33. Túneles de lava en inmediaciones de la vieja chacra de la estancia Yatén Guajén, en el cañadón del mismonombre.

Foto 32. Apilamiento de coladas lávicas del Basalto Laguna Barrosa en el cañadón Yatén Guajén, con un espesor deconjunto que alcanza los 15 metros.


do por oxidación, y sumamente vesiculares por loque son muy livianos. En algunos volcanes se obser-van bancos de aglomerados volcánicos gruesos, decolor violáceo oscuro a rojizo y aspecto muy altera-do, con espesores de hasta dos y tres metros.


El Basalto La Angelita cubre en relación de discor-dancia a varias unidades más antiguas, como los basal-tos Strobel del Mioceno superior y Cerro Tejedor delPlioceno inferior, y las gravas del Nivel I de terrazasfluviales del río Chico (Panza y Marín, 1998). Las cola-das del Basalto Laguna Barrosa cubren en discordanciaerosiva a las gravas de la Formación Pampa Alta, delMioceno superior bajo (Foto 31), y se derraman siguien-do cauces labrados en las mismas (Foto 30).

Oportunamente, y ante la falta de datacionesradimétricas, estos basaltos se asignaron al Pleistoceno,fundamentalmente por la relativa conservación de lascoladas y sus aparatos de emisión. En formacomplexiva, Panza et al. (1994) reunieron a todas laslavas modernas de la provincia de Santa Cruz dentrode un ciclo plioceno - pleistoceno.

Gorring et al. (1997) y Panza y Marín (1998) die-ron a conocer varias dataciones radimétricas de es-tas lavas, algunas ubicadas dentro de la Hoja Gober-nador Gregores situada al norte de la comarca: en laestancia El Puma, el valor obtenido fue de 3,64 ± 0,13Ma; en el cerro Bandera, 3,4 ± 0,02 Ma; en la estan-cia La Angostura, 3,65 ± 0,07 Ma. Para la Hoja TresCerros (noreste de la comarca), obtuvieron, en el cam-po lávico del mismo nombre, una edad de 1,96 ± 0,16

Ma, y en las cercanías de la estancia Vega Grande,2,82 ± 0,14 Ma. Finalmente, en la localidad tipo delBasalto La Angelita, el valor obtenido fue de 2,0 ±0,05 millones de años.

Para el Basalto Laguna Barrosa, Wenzens(2000) aporta varias dataciones por el método K-Arde muestras tomadas en distintas localidades situa-das poco al oeste de la comarca: cerro Mank Aike(2,53 ± 0,13 Ma), estancia Los Petisos (2,2 0,9 May 2,8 ± 1,4 Ma), cerro Los Orientales (2,48 ± 0,12Ma y 3,10 ± 0,15 Ma), estancia La Urbana (2,25 ±0,27 Ma) y estancia El Amor (3,00 ± 0,18 Ma).

Una datación realizada por el método de 40Ar/39Ar sobre plagioclasa, de un basalto del cerro deestancia La Pilar, dio una edad de 3,23 ± 0,38 Ma,en un todo concordante con las anteriores.

Todos estos valores indican una edad delPlioceno superior, no descartándose, sin embargo,que algunas emisiones de este ciclo puedan llegar aser del Pleistoceno inferior.

2.1.5. CUATERNARIO

2.1.5.1. Pleistoceno

Depósitos fluviales aterrazados del ríoSanta Cruz (Nivel III) (18)Gravas y conglomerados con matriz arenosa

En la esquina suroriental de la Hoja se encuentra elúnico afloramiento de depósitos de uno de los niveles deterrazas fluviales del río Santa Cruz, curso que recorre laregión pocos kilómetros al sur del límite austral.

Foto 34. Cono volcánico del cerro de la estancia La Pilar y coladas del Basalto Laguna Barrosa derramadas sobre losdepósitos del Nivel I de Agradación Pedemontana o Formación Pampa Alta. Vista tomada de norte a sur, poco al norte

de la estancia La Pilar.

Laguna Grande 59

Sobre la base de las síntesis de Feruglio (1950) yde Schellmann (1998), de los trabajos regionales dePanza e Irigoyen (1995) y de la actualización de Panza(2002), apoyada en la observación de imágenessatelitales y fotografías aéreas, se interpreta que estosdepósitos integran el tercero de los 5 niveles de depósi-tos fluviales aterrazados reconocidos en el sistemahidrográfico del río Santa Cruz. Pese a lo reducido delafloramiento, mantienen una suave pendiente hacia eleste, y su altura decrece gradualmente hacia la planiciealuvial actual situada inmediatamente al este.

Estos depósitos del Nivel III de terrazas del ríoSanta Cruz forman asomos mucho más discontinuosen ambas márgenes del río, pero el mayor desarro-llo se observa en el tramo inferior, ya cerca de laría de Santa Cruz (Panza, 2002), donde se los re-conoce desde el cerro de los Caracoles hasta Co-mandante Luis Piedra Buena y en el morro Beagle,en la unión de los ríos Chico y Santa Cruz. En losafloramientos occidentales se encuentran a 100-125 m sobre el nivel del mar, para descender amenos de 50 m ya en la ría. Corresponden al nivelT3 de Schellmann (1998) y en el morro Beagleconstituye el Nivel II de Panza e Irigoyen (1995),donde consisten en gravas y conglomerados are-nosos y areniscas con lentes conglomerádicas decoloración castaño oscura, friables. Los conglome-rados son poligénicos y el tamaño de los rodadosen general no excede los 10 centímetros. La po-tencia máxima de estos niveles es de hasta cuatrometros, si bien en ocasiones no superan el metro ymedio.

Con respecto a la edad, se los asigna complexiva-mente al Cuaternario, siendo probablementepleistocenos (Panza, 2002).

Depósitos fluviales aterrazados del siste-ma integrado de los ríos Chico y Shehuen(Niveles IV y V) (19 y 20)Gravas medianas a finas y conglomerados arenosos,arenas subordinadas

Otros dos niveles de depósitos fluviales, que die-ron lugar a las correspondientes terrazas fluviales, losNiveles IV y V, se han desarrollado en los valles delos ríos Shehuen o Chalía y Chico con posterioridad ala captura del tramo superior del último por un tributa-rio del Shehuen en el Plioceno superior o Pleistocenoinferior. Morfológicamente no difieren mayormenteentre sí, y pequeñas escarpas separan a cada niveldel situado topográficamente más abajo. Las descrip-ciones más detalladas de los mismos se encuentran

en Panza e Irigoyen (1995), Panza y Marín (1998) yPanza (2002). Se asignan temporalmente alPleistoceno, a quizás Holoceno, ya que no se tienenelementos de juicio para precisar mejor la edad.

En las planicies que originaron se reconocenotros escalones o subniveles, pero éstos no tienencontinuidad física ni una buena expresióntopográfica. Tal es el caso de los depósitos fluvia-les aterrazados que Panza e Irigoyen (1995) adju-dican al Nivel IV y que originaron a la Terraza IVdel sistema de terrazas fluviales de los ríos Chico yShehuen, que forma una delgada franja de reduci-da representación. Schellmann et al. (2000), en uncuadro, mencionan 4 niveles de terrazas (T6 a T9)dentro de lo que Panza (2002) consideró como Ni-vel V. Los mapeos regionales y la observación demosaicos satelitales no justifican para este últimoautor una separación tan precisa de los depósitosmás jóvenes, ya que considera que se trata sola-mente de subniveles muy locales y de escasarepresentatividad.

Los depósitos del Nivel IV son los que tienen undesarrollo mucho más marcado en la margen norteo izquierda del río Shehuen, en forma continua des-de el límite occidental de la Hoja hasta la estanciaLa Julia, ya en la unión de los ríos Shehuen y Chico.Forman una planicie que se eleva entre 10 y 15 msobre el nivel actual del río Chalía. En el valle infe-rior del río Chico se desarrollan extensamente en lamargen izquierda, formando una franja de varios ki-lómetros de ancho hasta la desembocadura del río.Por su parte, en la margen derecha afloran sólo en-tre las estancias La Julia y Oschem Aike, dondeconstituyen una amplia planicie.

Los sedimentos, con potencias individuales dehasta dos metros y medio, consisten en gravas yconglomerados arenosos y areniscas castañas, conestructuras entrecruzadas originadas por migraciónde canales y megaóndulas, arreglos granode-crecientes y laminación paralela en los nivelespsamíticos finos. Composicionalmente están consti-tuidos por clastos redondeados de variada proceden-cia (principalmente sedimentitas cenozoicas, rocasvolcánicas ácidas jurásicas y granitoides), cuyos diá-metros varían entre dos y diez centímetros (Panza eIrigoyen, 1995). Constituyen la Terraza IV del siste-ma fluvial de los ríos Chico y Shehuen (T5 paraWenzens, 2000).

Por su parte, en el valle superior del río Chicoestos depósitos forman parte de los que Panza yMarín (1998) denominaron “nivel II”, que se encuen-tran a 275 - 325 m sobre el nivel del mar aguas arri-


ba de Gobernador Gregores, hasta algo más de 125m ya cerca de la estancia La Julia. Tienen gran de-sarrollo en la margen derecha del río, sobre todo enel sector de la estancia Cañadón del Chara, dondetienen de tres a siete kilómetros de ancho. En lamargen izquierda sólo están representados en trespequeños sectores al norte, y como una delgada fran-ja desde el cerro Puntudo hacia el sur. Se elevanunos 15 a 18 m sobre el río actual y su espesor nodebe superar los 10 metros. Son depósitos psefíticosno consolidados, formados por gravas arenosas conarenas finas a gruesas subordinadas.

También en ese sector, los depósitos que consti-tuyen la Terraza V (III para Panza y Marín, 1998),se elevan directamente por sobre la planicie aluvialdel río Chico, con un espesor de 3 a 7 metros. Se losencuentra en ambas márgenes del río como una del-gada franja paralela a los anteriores, en general nosuperando los 500 a 1000 m de ancho, salvo al nortede la estancia Cerro Pelado donde superan los doskilómetros. En el valle del río Chalía y del río Chicoinferior afloran en la margen izquierda como una fran-ja casi continua desde la estancia Pasto Blanco has-ta la desembocadura (donde corresponden al NivelV de Panza e Irigoyen, 1995).

Es un depósito inconsolidado integrado por ma-terial tamaño grava fina a mediana gris castaño, deesqueleto bastante abierto, con abundante matriztamaño arena gruesa hasta fina y limo.Composicionalmente está constituído por clastos re-dondeados, prolados y de tamaño promedio de 2 a 3cm (máximo 15 cm) de variada procedencia (princi-palmente rocas volcánicas ácidas afaníticas,andesitas y escasos basaltos, tobas silicificadas yrocas metamórficas con inyección cuarzosa).

Depósitos de antiguas playas y cordoneslitorales lacustres (21)Arenas finas, limos y arcillas; cordones de gravasfinas con matriz arenosa mediana

Estos depósitos se han desarrollado en el bordeoriental de algunas lagunas de la comarca, como enla laguna de los Pájaros, en la gran laguna sin nom-bre situada unos 18 km al oeste de la estancia ElBaile y en otros pequeños cuerpos de aguainnominados.

Son depósitos de arenas muy finas, limos y limosarcillosos, de color castaño claro y gris castaño, queson restos de antiguas playas de dichos cuerpos deagua correspondientes a momentos en que cubríanuna superficie mucho mayor que la actual.

Asimismo, se observan varios sistemas de cor-dones litorales, tres al oeste de la estancia El Baile,hasta cuatro en la laguna de los Pájaros. En el pri-mer caso son fundamentalmente de rumbo N-S, mien-tras que en la laguna de los Pájaros son de rumboaproximado NO-SE en su porción septentrional, paravariar a rumbo norte - sur. Son acumulaciones ma-yormente psefíticas (rodados finos) con abundantematriz arenosa mediana a fina y pelítica, pobremen-te consolidadas.

Se ubican temporalmente en el Pleistoceno, nodescartándose que en algún caso puedan alcanzartambién el Holoceno.

Depósitos que cubren niveles de pedimen-tos (22, 23 y 24)Gravas con matriz arenosa y limosa; arenas

Tres ciclos de pedimentos de flanco de los tipossensu strictu (es decir, cuyo nivel de base local estárepresentado por un curso de agua principal) o con-vergente (con nivel de base constituido por una de-presión sin salida) de la nomenclatura de GonzálezDíaz y Malagnino (1984), se han desarrollado envarios sectores de la comarca durante el Pleistoceno.

Todos los niveles de pedimentación presentanuna cubierta detrítica de caracter psefítico - psamíticosuelta o escasamente consolidada, constituyendoafloramientos esencialmente planos y de variabledesarrollo areal.

Por sus características morfológicas, altimétricasy litológicas se han reconocido tres miembros: supe-rior o más antiguo (I), intermedio (II) e inferior omás moderno (III). Presentan un típico diseño digitadoen planta que es claramente visible en las fotogra-fías aéreas e imágenes satelitales.

Los depósitos más antiguos (I) constituyen aflo-ramientos actualmente muy disectados por erosiónfluvial que se encuentran repartidos por toda la su-perficie de la Hoja: en el noroeste, al oeste del cerroVentana, en el sector de la estancia Yapeyú, al oestede la estancia La Rosita en la margen sur del ríoShehuen (Foto 35), en el valle del arroyo Corpen, yen el área del Polígono de Tiro al norte de la taperaJuan Antonio. Siempre se presentan bajo la formade pequeñas pampas cubiertas por vegetaciónarbustiva y herbácea.

Son acumulaciones poco consolidadas de hastatres metros de espesor, de granulometría mediana agruesa, formadas principalmente por capas con ro-dados subangulosos a subredondeados de hasta 12cm de diámetro máximo (promedio uno a cinco cen-

Laguna Grande 61

tímetros). Están ligados por una matriz arenosa finaa limosa, castaño gris clara a gris amarillenta, y algode cemento ferruginoso o calcáreo terroso blanque-cino. Litológicamente dominan los fragmentos derocas tobáceas ácidas silicificadas y de volcanitasde distinta composición, con mucha menor partici-pación de plutonitas y metamorfitas.

Los niveles intermedios (II) se encuentran en unaposición altimétrica un poco más baja que los anterio-res, y se desarrollan como pedimentos de flanco con-vergentes en el sector noroeste, en el bajo de la lagu-na del Bajo y en todas las depresiones situadas aloeste de la estancia el Baile y en el sector del Polígo-no de Tiro del Ejército Argentino, y como pedimentosde flanco s. str. en toda la barranca que forma lamargen sur del valle del río Shehuen (Fotos 35 y 36).

Con respecto a los niveles más modernos (III),ocupan las posiciones topográficamente más bajasy se han desarrollado en la mismas localidades quelos correspondientes al nivel intermedio.

Los depósitos que constituyen la cubierta de losniveles intermedio y superior de pedimentos son depoco espesor, ya que por lo general no superan elmetro. Están compuestos por gran cantidad de ro-dados subredondeados de uno a siete centímetrosde variada naturaleza (piroclastitas, volcanitas,plutonitas mucho más escasas), con materialintersticial limoso - arenoso castaño grisáceo claro.

Temporalmente se ubica a todos los depósitosde cobertura de pedimentos en el Pleistoceno, sinpoder precisar la edad de cada uno de los nivelesante la falta de argumentos estratigráficosdefinitorios. No se descarta, sin embargo, una edadholocena para alguno de los niveles más jóvenes.

2.1.5.2. Holoceno

Depósitos de planicies aluviales (25)Arenas finas a gruesas, gravas, limos y arcillas

Sedimentos de planicie aluvial se observan enlos cauces de los principales cursos de agua efíme-ros, destacándose entre ellos los de los cañadonesCorpen Aike, Sargento, Grande, Toro, Collón Kaike,La Cancha y Osamenta, pero donde están mejorrepresentados es a lo largo de los ríos Chico yShehuen o Chalía.

El río Chico desarrolla una planicie aluvial deuna anchura promedio de 3000 a 4000 m, sobre lacual quedan vestigios de antiguos cursos, mientrasque la del río Shehuen es mucho más amplia, varian-do entre 7,5 y 9 kilómetros de ancho.

Son depósitos de materiales sueltos generalmentearenosos, de grano fino a grueso y de colores claros(castaño amarillentos a gris blanquecinos). Más ra-ramente hay delgadas camadas conglomerádicasintercaladas o bien guijarros sueltos en las arenas.En los escasos cortes naturales del terreno, estosdepósitos se disponen en delgados estratoslenticulares, y en casos se observan estructurasentrecruzadas del tipo artesa en estratos agrupadosen escala pequeña, imbricación de rodados y arre-glos granodecrecientes. Asimismo, es posible indivi-dualizar en las planicies aluviales de los ríos princi-pales, barras de punta formadas por rodados contípica geometría semilunar y que se asocian a esca-sos meandros ya abandonados.

En algunos sectores de la planicie se encuentramaterial limo-arcilloso gris constituyendo una finacapa superficial, normalmente resquebrajada pordesecación.

El máximo espesor observado, sin base visible,alcanza los tres a cinco metros, si bien en la mayorparte de los casos no supera el metro y medio.

Sedimentos finos de bajos y lagunas (26)Limos y arcillas

Se encuentran en la zona gran cantidad de bajosy lagunas temporarias, constituyendo los llamadosguadales o barreales. En estas depresiones se depo-sitan sedimentos muy finos (limos, limos arcillosos yarcillas) de color castaño claro a gris. Hacia lasmárgenes de las lagunas se encuentra una zona enla que hay dispersos abundantes rodados y bloques,los cuales a veces son llevados hacia la zona centralpor efecto de los fuertes vientos. En la margen orien-tal de muchos bajos este material se mezcla con otrode origen eólico aportado por los vientos dominantesdel oeste, llegando en casos a configurar cordonesde arena.

Material de derrumbes y deslizamientos(27)Bloques

Son acumulaciones de materiales sueltos que seencuentran en las laderas de las principales mesetasbasálticas del sector septentrional de la comarca y dela planicie de gravas conocida como Pampa Alta, ensu faldeo norte que da al valle del río Shehuen (Foto35). Se disponen como una orla que bordea a lasmesetas o a sus remanentes de erosión. Estos depó-sitos cubren gran parte de los faldeos y enmascaran a


Foto 35. Superficies de pedimentación en la barranca norte de la Pampa Alta (margen sur, derecha, del valle del ríoShehuen) al norte de estancia La Rosita. Vista al oeste. Al fondo, el nivel 1 de pedimentación, labrado sobre la Forma-

ción Santa Cruz.

Foto 36. Igual localidad que la foto anterior. Vista hacia el este de los niveles de pedimentos elaborados sobre la For-mación Santa Cruz.

Laguna Grande 63

las capas infrayacentes más friables, pero por lo ge-neral no alcanzan gran espesor. No obstante, se losha mapeado como unidad independiente por consti-tuir afloramientos de considerable extensión.

Donde alcanzan mayor desarrollo es en el bordesur de la meseta de Cali, y también son destacablesen las chimeneas volcánicas de los cerros Ventana,Cuadrado, Chonque y otros.

Estos depósitos están constituídos por fragmentosangulosos a subangulosos de basalto, de tamaño suma-mente variable. Se trata de bloques irregulares que al-canzan dimensiones entre 0,10 y un metro de diámetro,pero en algunos casos llegan a ser más grandes.

En muchas ocasiones, aparte de los materialessueltos producto de la destrucción mecánica de losbordes de las coladas basálticas, se tienen masas enforma de medialuna que se han deslizado sobre lasladeras de las mesetas, produciendo las típicas for-mas de los asentamientos. En dichas laderas, gene-ralmente se han producido varias generaciones deasentamientos basálticos, desde los más antiguos enla parte inferior a los más modernos en la superior.

Los rasgos característicos de los asentamientosbasálticos se van perdiendo por acción fluvial a me-dida que se desciende por la pendiente, suavizándo-se las formas agudas hasta dar un paisaje de lomadasredondeadas por remodelado de los asentamientosmás antiguos.

En el borde norte de la Pampa Alta son másnotorios desde poco al oeste de la tapera Vivin Aike(Foto 37) hasta el sector de la estancia La Rosita.

Depósitos aluviales y coluvialesindiferenciados (28)Arenas finas a medianas, limos y arcillas subordi-nados; rodados dispersos

Estos depósitos se encuentran en casi todoslos taludes o quiebres de pendiente, fundamen-talmente en los valles de los cañadones Grande,Corpen Aike y Sargento, y se trata de depósitosinconsolidados de color gris a castaño claro, detamaño de grano por lo general arena fina a me-diana, mezclada con variables proporciones delimos y arcillas y también con rodados dispersos,angulosos a subredondeados, de rocas volcáni-cas, tobas silicificadas, ignimbritas y materialessilíceos.

Se trata de una capa delgada, formada por ma-teriales procedentes de la destrucción de otras uni-dades geológicas, así como por otros de origeneólico.

3. TECTÓNICA

FASES DIASTRÓFICAS

La estratigrafía de la comarca se caracterizapor una secuencia sedimentaria del Oligoceno su-perior y Mioceno inferior cubierta por derramesbasálticos mioceno – pliocenos y fundamentalmentepor depósitos de gravas y arenas del Cenozoicosuperior que enmascaran la mayor parte de las re-laciones entre las unidades geológicas. Todas es-tas unidades determinan una estructura esencial-mente tabular.

Muy pocos son los eventos diastróficos cuya ac-ción puede registrarse en la Hoja Laguna Grande.

La orogenia Incaica podría ser responsable dela discordancia entre las areniscas eocenas de laFormación Man Aike y las sedimentitas tambiénmarinas de la Formación Monte León, ya que estosmovimientos produjeron un descenso de la comarcay permitieron la ingresión del mar “patagoniano”.

La regresión de este mar en tiempos delMioceno inferior estaría quizás vinculada con otroevento de deformación principal. El levantamientode la cercana Cordillera Patagónica produjo las se-cuencias sinorogénicas continentales de la Forma-ción Santa Cruz.

En el Mioceno medio, otra fase diastróficamayor, representada por la conocida orogeniaQuéchuica, se evidencia en la comarca con losdepósitos psefíticos de las Formaciones La En-senada - Cordón Alto y Pampa Alta, como res-puesta a uno de los principales pulsos de ascen-so de la cordillera.

Varios movimientos ascensionales tuvieron lugaren el Neógeno superior y Cuaternario y generaroncondiciones de rejuvenecimiento del paisaje, produ-ciendo terrazas fluviales en los principales cauces.

DESCRIPCIÓN DE LA ESTRUCTURA

Muy pocos rasgos estructurales pueden de-terminarse en los trabajos de campo debido a quela totalidad de la superficie de la Hoja LagunaGrande está caracterizada por una estructura ta-bular en la que las distintas unidades cenozoicasmantienen una disposición esencialmentesubhorizontal.

La interpretación estructural de la comarcadebe basarse entonces en el estudio de fotogra-fías aéreas e imágenes satelitarias, y en las prin-cipales estructuras determinadas en el campo, que


Foto

35.

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n.

Laguna Grande 65

Río Shehuen

Pampa Alta

Bajo de Ea.El Baile

LagunaLas Toscas

Lagunadel

Bajo

LagunaGrande

LagunaSeca

Co. Chonque

Co. Negro

Meseta de Cali

Co.Ventana

Co. Cuadrado

70º30´

69º00´

49º00´

50º00´

Sedimentos del Oligoceno superior-Mioceno inferior

Basaltos del Mioceno superior-Plioceno

Cubierta detrítica del Cenozoico superior

Centros volcánicos (conos y chimeneas)

Fallas o fracturas, cubiertas y/o inferidasA) Labio bajo

Sistema N55º-N65ºO

Sistema N25º-N35ºO

Sistema N20º-30ºE y N55º-60ºE

Ríos

Lineamiento Río Chico

A

Cos. Corpen

Río

Chic

o

0 15 30 45 km

Río Chico

Co.Redondo

Figura 2. Diagráma estructural de la Hoja 4969-III, Laguna Grande.


como ya se mencionó son muy pocas y por lo ge-neral de escasa significación regional.

Estructuras de fallamiento

Solamente se han podido reconocer algunas es-tructuras de fallamiento, casi siempre del tipo direc-to y de pocos metros de rechazo, que afectan princi-palmente a rocas areniscosas y tobáceas de la For-mación Santa Cruz.

La mayor parte no son de rápida identificaciónen el campo, dado que su expresión es en generalreducida y de poca relevancia en el terreno; tampo-co son claramente visibles en las fotografías aéreas.La dificultad en la observación hace que en la ma-yoría de los casos sea muy complejo, si no imposi-ble, determinar el tipo de estructura, así como la in-clinación del plano de falla y el movimiento relativoa lo largo del mismo.

Por último, se han identificado aquellas fallasgravitacionales relacionadas con los asentamientosde los bordes de las mesetas basálticas.

Estructuras de plegamiento

Solamente se ha mapeado una pequeña es-tructura anticlinal, con eje de rumbo N-S y flan-cos con muy pocos grados de inclinación, afec-tando a estratos de la Formación Monte León pocoal norte de la laguna Las Toscas, en el sector cen-tro - sur de la comarca. En otros sectores se hanidentificado unas pocas estructuras similares, tam-bién plegando a las sedimentitas marinas, pero dedimensiones aún más reducidas, por lo que no sehan podido mapear.

INTERPRETACIÓN DE LA ESTRUCTURA

De la observación de las imágenes satelitariasy fotografías aéreas, y tomando en cuenta algunoselementos morfológicos y estructurales caracterís-ticos, tales como la alineación de centros efusivos,ubicación de diques, tramos muy rectilíneos de arro-yos o bordes de mesetas, bajos endorreicos alinea-dos, etc., se determinó un conjunto de rasgoslineares, a los que se midió la longitud y orienta-ción. Cabe mencionar que esto pudo realizarse enpocos sectores de la Hoja, fundamentalmente en elsector al norte del río Chico, en el área caracteri-zada por estructuras volcánicas.

Dichos rasgos lineares inferidos, caracteriza-dos en algunos casos como lineamientos, se mues-

tran en el diagrama estructural de la Figura 2. Fue-ron evaluados tratando de compararlos con los dis-tintos sistemas de fracturación actuantes en co-marcas más al norte, ya en el ámbito del Macizodel Deseado.

Se observa que la estructura del sector analiza-do de la comarca está dominada por dos sistemasprincipales de fracturación, en los que no se hanpodido determinar los movimientos relativos sobreambos flancos de los planos o líneas de debilidad, yun tercero menos expuesto o representativo.

Tanto en el sector norcentral como en el suroes-te predomina la dirección N 55° O – N 65° O. Estetren de fracturación está representado fundamen-talmente por el lineamiento Río Chico (que une losnecks de los cerros Ventana y Redondo, más la tra-za rectilínea del río), el lineamiento del cañadón ElZorrino – laguna del Bajo y otras estructuras. Ladirección en cuestión, en casi todas las estructuras,se ve desviada pocos grados, por lo que el tren pre-dominante es muy fuerte.

El otro tren de fracturación muestra una direc-ción N 25° O – N 35° O, marcada en el sector no-roeste por el lineamiento de la laguna Seca y otrosmenores, y en el sureste por dos importantes estruc-turas, en este caso fallas de comportamiento tensionalcon labio hundido hacia el nordeste, que podrían serresponsables del asomo de las areniscas de la For-mación Man Aike en el bajo de la estancia El Baile.

Por último, el sistema menos representado tie-ne una dirección preferencial mucho más variable,entre N 20°-30° E y N 55°- 60° E, mejor desarro-llada en el sector centro-norte, aunque reconocibleen toda la comarca.

Resumiendo, en el área considerada se handeterminado trenes de deformación asociados afallas y fracturas de tres direcciones predominan-tes, las que en algunos sectores se han desplaza-do permitiendo la concreción de procesosextensionales. Como producto de esa actividad, ydebido a la delgada corteza continental, se derra-maron, directamente del manto superior, produc-tos volcánicos básicos.

La consideración de más de 1200 estructuraspara el área de las Hojas 53e Gobernador Moyano y54e Cerro Vanguardia, situadas en el centro delMacizo del Deseado (Panza, 1982), permitió a dichoautor reconocer la existencia de dos sistemas prin-cipales de fracturación. Definió un primer sistema,denominado El Tranquilo, más antiguo y de menordesarrollo, con rumbo promedio N35°O y conjugadade rumbo N60°E. El segundo sistema de fracturación,

Laguna Grande 67

de mayor desarrollo y posterior al antes citado, fuedenominado Bajo Grande. Tiene una dirección prin-cipal de rumbo N64°O y una conjugada de rumboN35°E, formando entre sí un ángulo de 80°.

Para sectores ubicados al norte de la comarca(sector nororiental de la Hoja Gobernador Gregores;Panza, 1986; Panza y Marín, 1998) se estableció lavigencia de ambos sistemas, con valores bastantesimilares a los obtenidos más al este, hasta la costaatlántica (Panza, 1984; 1995a; 1995b). Así, el Siste-ma El Tranquilo mantiene para la dirección principalun rumbo promedio N26°O y para la conjugada unvalor N53°E. El Sistema Bajo Grande, por su parte,tiene una dirección principal promedio N49°O y unaconjugada de rumbo N25°E.

Para la mitad sur de la Hoja antes citada, esdecir para zonas colindantes con las evaluadas en elcroquis de la Figura 2, los valores obtenidos por Panzay Marín (1998) fueron aún más afines a los defini-dos por Panza (1982), ya que se obtuvieron rumbosN37°O y N64°E para las direcciones principal yconjugada del Sistema El Tranquilo, y N60°O yN36°E para las correspondientes del Sistema BajoGrande.

De lo antes expuesto, se desprende claramenteque la dirección de fracturación N 55° O - N 65° Ose corresponde con la dirección principal del siste-ma Bajo Grande, el tren N 25°O – N 35°O con ladirección principal del sistema El Tranquilo, y el ter-cer sistema, mucho menos representado y con di-recciones variables al este, se ajusta a las direccio-nes conjugadas de ambos sistemas definidos porPanza (1982).

No hay evidencias concretas y claras en la co-marca, ante la escasez de elementos estructuralessecundarios, para establecer con certeza las carac-terísticas de ambos sistemas así como el movimien-to relativo según las direcciones principales y conju-gadas. No obstante, las evidencias objetivas indica-das por las relaciones geológicas disponibles en elMacizo del Deseado (Panza, 1982; 1995a; Panza yMarín, 1998) sugieren para la dirección principal delSistema El Tranquilo un desplazamiento horizontallevógiro, y quizás del tipo dextrógiro para su conju-gada. Hay asimismo una componente vertical enambas direcciones de fracturación, si bien posible-mente no demasiado importante.

Dado que en la deformación por cupla el sistemamás reactivo es el transversal a los esfuerzos (Coiraet al., 1975), se deduce que la dirección noroeste, porser la más importante, es la que transmitió los esfuer-zos principales mediante deformación por cizalla.

Con respecto al sistema de fracturación BajoGrande, Panza (1982) interpreta también un despla-zamiento horizontal levógiro para la dirección princi-pal (la cual tiene asimismo un desplazamiento verti-cal marcado). Para la dirección conjugada se ha in-ferido desplazamiento horizontal de tipo dextrógiro,con una componente vertical siempre presente. Nue-vamente la dirección noroeste es la que trasmitió losesfuerzos mediante deformación por cizalla.

Siguiendo los criterios sustentados por Coira etal., (1975), las direcciones principal y conjugada deambos sistemas son direcciones regmáticas defracturación.

4. GEOMORFOLOGÍA

Desde el punto de vista geomorfológico, predo-mina en la comarca la acción fluvial comomodeladora del paisaje. Sin embargo, como se tratade una región de clima semidesértico, la erosión flu-vial no es muy intensa y en algunos sectores sonimportantes los efectos producidos por acción eólicao fenómenos de remoción en masa. Asimismo, laactividad volcánica ha sido un importante factor enla morfología local.

Previo al análisis geomorfológico de la comar-ca, se incluye una breve síntesis fisiográfica de lamisma, en sus aspectos orográficos e hidrográficos.

Se pueden reconocer dos paisajes distintos en laHoja Laguna Grande: el netamente mesetiforme,dominante en la mayor parte de la comarca perofundamentalmente en el sector austral y oriental, yel de relieve irregular de chimeneas volcánicas ymesetas basálticas aisladas, que caracteriza al sec-tor centro norte de la Hoja.

Varios de estos aparatos volcánicos constituyenlos puntos más elevados dentro de la comarca. Lamayor cota (816 m s.n.m.) se tiene en un cono vol-cánico sin nombre situado casi en el límite norte dela Hoja. Otras elevaciones de importancia, entre laspocas acotadas, son los cerros Negro (718 m, Foto26) y el de la estancia La Pilar (642 m, Foto 34).

El relieve de la comarca se caracteriza funda-mentalmente por la presencia de extensas planiciesmesetiformes, recortadas por algunas depresionessin salida de dimensiones variadas o disectadas porcañadones de cursos de agua efímeros. El frente delas mesetas es una escarpa erosiva conspícua yabrupta que conforma una línea muy sinuosa que seobserva desde gran distancia.

El elemento morfológico de mayor importanciaen la comarca son los anchos valles fluviales de los


ríos Chico y Shehuen o Chalía, ambos de régimenpermanente, los cuales, enmarcados entre varios ni-veles de terrazas fluviales, ocupan más de la mitadde la superficie total de la Hoja. El gran valle del ríoShehuen está marginado al sur por la alta planicie dela Pampa Alta, de más de 500 m s.n.m. (Foto 37), ycruza la Hoja de oeste a este para desembocar en elrío Chico en inmediaciones de la estancia La Julia,en el centro de la comarca.

En cuanto al gran valle del río Chico, tiene den-tro de la Hoja un primer tramo de rumbo NO-SEque es un poco más angosto y que está en partelabrado entre cerros y mesetas volcánicos, para lue-go tomar dirección francamente oeste-este a partirde su unión con el Shehuen. En este tramo inferiordel río Chico el valle es mucho más amplio, con uncomplejo sistema de terrazas fluviales que respondea una historia evolutiva mucho más antigua y com-pleja que el anterior.

Se pueden reconocer varios niveles de mesetas,de los cuales la más elevada está integrada en el nor-deste por el extremo oriental de la meseta de Cali, conuna pendiente regional hacia el este y alturas cercanasa los 425 metros, con cobertura de lavas miocenas ypliocenas a pleistocenas en su sector occidental. En elextremo suroeste de la Hoja, y de ahí hacia el oeste y elsuroeste, se tiene la gran planicie cubierta de gravas yalgunas coladas basálticas (con sus conos volcánicosque sobresalen en el relieve local, Foto 34) de la Pam-pa Alta, con alturas máximas que superan los 600 m enel límite oeste de la comarca.

Los dos niveles siguientes, también con pendienteregional hacia el este y noreste, tienen un desarrollomucho menor y se disponen, separados por escalo-nes, adosados al nivel más alto tanto en el oriente dela meseta de Cali como en la Pampa Alta.

Finalmente, un cuarto nivel mesetiforme de al-tura topográfica cada vez menor, pero siempre conpendiente regional hacia el este, se desarrolla en laesquina nororiental de la Hoja (y de allí al noreste yeste) y en el sureste; los cerros Corpen (232 ms.n.m.) son remanentes de erosión de este nivel, muynotorios en el relieve local.

Dentro de la Hoja Laguna Grande se encuen-tran numerosas depresiones sin salida, algunas degrandes dimensiones, como los bajos de la lagunadel Bajo y todos los situados en la esquina surestede la comarca, desde el sector de la estancia El Bailehasta más al sur del paralelo de 50° de latitud Sur.

En este sector es donde se encuentra el puntomás deprimido de la comarca, con 34 metros bajo elnivel del mar en el bajo situado al oeste de la estan-

cia El Baile. En varias áreas dentro del Polígono deTiro y del Campo de Instrucción del Ejército Argen-tino, como por ejemplo en vecindades de la taperaJuan Antonio, también hay depresiones de hasta –25 metros (Foto 8), con los valores más bajos pocoal sur, donde llega a los –70 m bajo el nivel del maren la Hoja Puerto Coig.

Con excepción de los dos ríos troncales, el restode la Hoja no tiene una red hidrográfica bien desarro-llada; en todo el área los cañadones y zanjones vier-ten sus ocasionales aguas en depresiones sin desagüe,como muchas de las mencionadas. Las cuencas cen-trípetas, en su mayoría desconectadas entre sí, tienenun escurrimiento pobremente desarrollado.

Todos los cauces son de régimen efímero y lle-van agua solamente en el invierno, que es la esta-ción de las lluvias. Pueden citarse los cañadonesCorpen, Sargento, Toro, Osamenta, La Cancha, delZorrino, del Doctor y de las Latas.

La esquina suroccidental de la comarca formaparte de la cuenca imbrífera del río Santa Cruz, elcual se encuentra pocos kilómetros al sur del límiteaustral de la Hoja Laguna Grande.

Varios cañadones tributarios del río Santa Cruz,la mayor parte de régimen efímero, como el Grande,Yatén Guajén, Mercerá, Collón Kaike, Chikurik Aikey otros, nacen en la parte alta de la planicie de laPampa Alta situada dentro de la Hoja, para dirigirsehacia el sur o sureste hasta el río troncal (Foto 21).

A los fines de una mejor comprensión, se ha sub-dividido el área ocupada por la Hoja 4969-III LagunaGrande en varios sectores, de acuerdo a los procesosdominantes en cada uno de ellos y a las geoformasresultantes. Los mismos se encuentran distinguidosen el Bosquejo Geomorfológico de la Figura 3, y son:

1. Relieve donde la acción fluvial es dominante(incluye los valles del río Chico y del río Shehuen)

2. Relieve mesetiforme3. Relieve volcánico (modificado por acción

subaérea)4. Relieve de depresiones endorreicas

1.RELIEVE DONDE LA ACCION FLU-VIAL ES DOMINANTE

La evolución del paisaje, por erosión fluvial so-bre rocas de variable resistencia a la erosión, da comoresultado morfologías distintas. Por ello pueden re-conocerse varios sectores según la litología predo-minante, las características del drenaje y del paisajey las geoformas resultantes.

Laguna Grande 69

Valles de los ríos Chico y Shehuen

El sector central de la Hoja forma parte de lacuenca imbrífera del río Chico de Santa Cruz, la quese integra con corrientes que tienen sus nacientesen los escasos lagos de reducidas dimensiones delárea cordillerana, donde se originan sus principalestributarios. Los valores de caudal medio medidos parael río Chico varían entre 16 y 30 m3/segundo. En lacomarca recibe a su único afluente principal del áreaextraandina, el río Shehuen o Chalía. La unión deambos se produce en inmediaciones de la estanciaLa Julia, justo en el centro de la Hoja.

Ambos ríos son desproporcionados en menos, aligual que la mayoría de los grandes ríos patagónicos,debido a que los caudales fueron mucho mayoresdurante los períodos de deshielo del englazamientocordillerano.

En la Hoja, el río Chico, de régimen permanente,corre enmarcado entre varios niveles de terrazas flu-viales, y su hábito es meandriforme, desarrollando unaplanicie aluvial de entre 1000 y 4500 m de ancho, lacual coincide con la faja de meandros. Sobre la super-ficie de su llanura aluvial aún quedan vestigios de cana-les abandonados y meandros abandonados, albardonessemilunares y lagunas en collera debido a la reseccióndel cuello de los meandros. En el lecho del río hay ban-cos de gravas e islas, una de las cuales, situada aguasarriba del puente Chonque de la ruta provincial 71, esconocida como isla Grande del Río Chico.

En casi todo su recorrido el río se encuentramarginado por superficies llanas bastante continuas,de escasa altura y gran amplitud, en parte cubiertaspor aluvio y cuyas alturas decrecen gradualmentehacia el valle. Se trata de varios niveles de terrazasfluviales, que serán descriptas a continuación. Asi-mismo, hay acumulaciones eólicas de escasa altura.

Con respecto al río Shehuen, es también de régi-men permanente, si bien su caudal es muy escaso.De hábito en general sinuoso, ha desarrollado unaenorme planicie aluvial, de 7500 a 9000 m de ancho,absolutamente desproporcionada al caudal aportadopor el río en la actualidad. También está marginado,solamente en su margen norte (izquierda), por un com-plejo sistema de terrazas fluviales (cinco niveles).

Terrazas fluviales de los ríos Shehuen yChico. Evolución de los cursos a partir delNeógeno.

Un complejo sistema de terrazas fluviales sedesarrolló en los valles de los ríos Shehuen (o Chalía)

y Chico. El mismo, descripto en forma integrada porPanza (2002), se desarrolla en el centro de la pro-vincia de Santa Cruz pero tiene su mayor expresióndentro del área de la Hoja 4969-III Laguna Grande,donde se ha podido reconocer un total de 5 nivelesde terrazas fluviales genética y evolutivamente rela-cionadas entre sí.

El comportamiento de este sistema fluvial fuevariando en su evolución desde el Mioceno superioralto – Plioceno inferior hasta el Cuaternario.

Al principio, habría existido por una parte unamplio valle fluvial orientado de oeste a este, surca-do por el río Shehuen y el curso inferior del río Chico(desde la estancia La Julia hacia el este, hasta sudesembocadura en la ría de Santa Cruz). Un exten-so sistema de terrazas fluviales, de gran desarrollofundamentalmente en la margen izquierda (norte) delvalle, acompañaba al curso de agua.

Simultáneamente, otro paleo río formado por el cur-so superior del río Chico (de Gobernador Gregores aloeste) desaguaba en el Océano Atlántico al norte dePuerto San Julián, tal como se comprueba por lainterdigitación de las gravas de la Formación La Aveni-da con el primer nivel de depósitos fluviales aterrazadosdel río Chico, descriptos por Panza y Marín (1998) y porPanza (2002) y aflorantes al norte de la comarca.

En esos momentos, el caudal aportado por losríos era sensiblemente mayor que el actual, y estaríaprobablemente relacionado con etapas de deshielode los glaciares desarrollados en el área cordillerana.Es muy posible una vinculación temporal con el granepisodio de glaciación registrado por Mercer (1976,1983) para el norte de la provincia de Santa Cruz,alrededor de los 3,6 a 3,5 Ma.

Posteriormente (quizás en el Plioceno superioralto o en el Pleistoceno más bajo), un afluente de lamargen izquierda del río Chalía capturó al paleo ríoChico aguas arriba de Gobernador Gregores, modi-ficando su curso y decapitando el tramo inferior, quea partir de entonces ya no desaguó más al Atlánticopor su salida original, quedando quizás el valle del ríoSeco como probable relicto de ese antiguo cauce(Panza y Marín, 1998).

Desde ese momento se produce la integraciónde los sistemas fluviales de los ríos Shehuen y Chi-co, con la formación de los Niveles IV y V de terra-zas en el Pleistoceno u Holoceno.

a.Terrazas del río Shehuen y del río Chico inferior

Tres secuencias de depósitos aluviales antiguoscorrespondientes al sistema fluvial inicial del río


Río ShehuenRío

Chico

A. Corpen

Bajo de Ea.

El Baile

Pampa Alta

Cñd.G

rande

Laguna

del

Bajo

Cñd. La

Cancha

Meseta de Cali

Laguna

Seca

Laguna Grande

Cñd. Corpen Aike

Co.

Ventana

0 15 30 45 km

Río Chico

Agradación pedemontana - Nivel II

Agradación pedemontana (en parte fluvial) - Nivel I

Agradación pedemontana - Nivel IV

Agradación pedemontana (en parte fluvial) - Nivel III

Pedimentos de flanco s. str. y convergentes

(niveles inferior, intermedio y superior)

SISTEMA FLUVIAL

DEL

RÍO SHEHUEN Y

RÍO CHICO INFERIOR

Terraza fluvial - Nivel I

Terraza fluvial - Nivel II

Terraza fluvial - Nivel III

Terraza fluvial - Nivel V

Terraza fluvial - Nivel IVSISTEMA FLUVIAL

INTEGRADO DE LOS

RÍOS SHEHUEN Y

CHICO

SISTEMA FLUVIAL

DEL

RÍO SANTA CRUZ

Terraza fluvial - Nivel III

Planicies aluviales actuales

Relieve de planicies estructurales (mesillas) con áreas

de bad-lands en sedimentitas marinas paleógeno-neógenas

Bajos endorreicos con playas secas o húmedas,

en casos con cordones litorales

Bajos endorreicos elaborados en ambiente basáltico

Planicies estructurales lávicas y sus remanentes

Paisaje de coladas poco modificadas

(algunas encauzadas)

Deslizamientos rotacionales

Conos volcánicos

Chimeneas volcánicas

Dirección de desplazamiento de las coladas

plioceno-pleistocenas

Relieve de pedimentos con áreas de bad-lands

en sedimentitas continentales neógenas

Cauces permanentes

Principales cauces efímeros

RE

LIE

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OR

ME

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RR

EIC

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Mio

cen

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cen

o

Pleistoceno

70º30´

69º00´

49º00´

50º00´

Co.

Ventura

Co.Pistola

Co.Negro

Laguna

de los

Pajaros

Ea.La Julia

Laguna

Las Toscas

Figura 3. Esquema geomorfológico de la Hoja 4969-III, Laguna Grande.

Laguna Grande 71

Shehuen y tramo inferior del Chico, que por erosiónposterior darán lugar a los tres niveles más antiguosde terrazas, se reconocen en el sector central de laHoja. Se extienden desde Tres Lagos, poco al oestede la misma, hasta la ría de Santa Cruz y la costaatlántica al este. Tienen una suave pendiente haciael este, y las alturas decrecen gradualmente hacia laplanicie aluvial actual.

El Nivel I (más antiguo) es una extensa planiciemesetiforme que se desarrolla en la margen nortedel río Shehuen y del río Chico. En la margen sur delShehuen no hay afloramientos de este nivel, los queen forma aislada sí se encuentran al oeste (Panza,2002). La planicie tiene una amplitud promedio de20 a 25 kilómetros. Se trata de una superficie relati-vamente plana y uniforme, comenzada a disectar porlos afluentes del río principal y cubierta en parte pordepósitos aluviales y eólicos.

Este nivel de terrazas se eleva unos 100 m so-bre el segundo nivel de terrazas fluviales del ríoChalía, manteniendo una altura de 375/400 m s.n.m.en el oeste para descender a unos 200 m en el ríoChico. Su espesor es muy difícil de medir debido ala formación de taludes, pero se calcula en 20 a 35m como máximo; los valores efectivamente medi-dos alcanzan a los cinco metros.

La terraza II, separada de la anterior por unaescarpa de erosión en tramos inexistente, se encuen-tra a más de 250 m sobre el nivel del mar en el oestehasta 75 a 80 m en la costa. Se eleva hasta 50 m porsobre la inferior o Terraza III y se presenta en lamargen norte del río Shehuen, donde constituye unafranja completa a través de toda la comarca, desdeTres Lagos (al oeste) hasta cerca del meridiano de69°00’, de 6 a 15 km de ancho. En la margen australdel río Chico se desarrolla desde ese meridiano ha-cia el oeste hasta el arroyo Corpen. La potenciamáxima es de hasta cuatro metros, si bien en oca-siones no superan el metro y medio.

Por su parte, la Terraza III tiene un desarrollo mu-cho más limitado. En la margen norte o izquierda delsistema fluvial hay varios sectores de afloramientos,mientras que en la margen sur del río Shehuen no afloraen la Hoja, pero sí poco al oeste del límite occidental, yen la del río Chico aparece en un reducido sector.

b. Terrazas del sistema integrado de los ríos Chicoy Shehuen

Otros dos niveles de terrazas fluviales, los Nive-les IV y V, se han desarrollado en los valles de losríos Shehuen o Chalía y Chico con posterioridad a la

captura del tramo superior del último por un tributa-rio del Shehuen en el Plioceno superior o Pleistocenoinferior. Morfológicamente son muy similares, y pe-queñas escarpas separan a cada nivel del situadotopográficamente más abajo.

En estas planicies se reconocen otros escaloneso subniveles, pero éstos no tienen continuidad físicani buena expresión topográfica, ya que es posibleque se trate solamente de subniveles muy locales yde escasa representatividad.

La Terraza IV es la que tiene un mayor desarro-llo en la margen norte o izquierda del río Shehuen,donde se eleva entre 10 y 15 m sobre el nivel actualdel río. En el valle inferior del río Chico se desarrollaextensamente en la margen izquierda, formando unafranja de varios kilómetros de ancho hasta la desem-bocadura del río. Por su parte, en la margen derechaaflora sólo entre las estancias La Julia y Oschem Aike,donde constituye una amplia planicie.

Por su parte, en el valle superior del río Chicoesta terraza se encuentra a 275 - 325 m sobre el niveldel mar aguas arriba de Gobernador Gregores, hastaalgo más de 125 m ya cerca de la estancia La Julia.Tiene gran desarrollo en la margen derecha del río,donde llega a tener hasta siete kilómetros de ancho.En la margen izquierda sólo está representada en pe-queños sectores. Se eleva unos 15 a 18 m sobre el ríoactual y su espesor no debe superar los 10 metros.

También en ese sector, la Terraza V se eleva di-rectamente por sobre la planicie aluvial del río Chico,con un espesor de 3 a 7 metros. Se la encuentra enambas márgenes del río como una delgada franja pa-ralela a la terraza anterior, en general no superandolos 500 a 1000 m de ancho. En el valle del río Chalía ydel río Chico inferior aflora en la margen izquierdacomo una franja casi continua desde la estancia Pas-to Blanco hasta la desembocadura.

Terrazas del río Santa Cruz (Nivel III)

En la esquina suroriental de la Hoja se encuen-tra el único afloramiento del tercero de los cinco ni-veles de terrazas fluviales del sistema hidrográficodel río Santa Cruz, curso de agua que recorre la re-gión pocos kilómetros al sur del límite austral.

Relieve de planicies estructurales (mesillas)con áreas de bad-lands en sedimentitas ma-rinas paleógeno - neógenas

Los asomos de las coquinas y areniscascoquinoideas de la Formación Monte León son re-


ducidos y discontinuos, de muy poco espesor, peroen algunos sectores la consolidación de las rocas ysu posición subhorizontal determina que se dispon-gan como pequeñas mesillas o cornisas de bordesverticales. En esos escasos ejemplos, el frente delos afloramientos es una escarpa de erosión en acti-vo retroceso por el proceso de remoción en masa(caída de bloques, más raramente deslizamientos).

El paisaje de bad-lands es característico, encambio, para el resto de los asomos de lassedimentitas patagonienses, constituidos en su ma-yor parte por arcilitas y limolitas tobáceas o arenis-cas muy finas también cineríticas; se trata en estoscasos de faldeos de mesetas o lomadas de formasredondeadas, totalmente cubiertas de regolito odepósitos modernos, y con poca o ninguna cober-tura vegetal. Son de laderas moderadamente em-pinadas a suaves, y en los pocos casos en que seobserva algún banco más resistente (casi siempreuna arenisca o conglomerado), el mismo se desta-ca como cornisa en el relieve.

Relieve de pedimentos con áreas de bad-lands en sedimentitas continentalesneógenas

En todos los afloramientos de la Formación SantaCruz, formados por sedimentitas finas con gran apor-te tobáceo, es característico el paisaje de bad-lands,en un todo similar al descripto para las rocas pelíticasy psamíticas finas de la Formación Monte León.

Debido a las características litológicas de la For-mación Santa Cruz, los afloramientos presentan for-mas erosivas muy típicas, como en tubos de órgano,o conforman un paisaje de bad-lands o huaiquerías,con numerosas cárcavas y en parte con sumideros.Siempre son asomos grises, amarillentos y verdososmuy cubiertos, en muchos casos por su propioregolito.

En este ambiente la red de drenaje presenta undiseño dendrítico bien desarrollado, sin evidenciasde ajuste a la estructura.

Es fundamentalmente en este medio desedimentitas y piroclastitas donde se han desarrolla-do tres ciclos de pedimentos de flanco de los tipossensu strictu (es decir, cuyo nivel de base local estárepresentado por un curso de agua principal, que esfundamentalmente el río Shehuen o el Chico) o con-vergente (con nivel de base constituido por una de-presión sin salida) de la nomenclatura de GonzálezDíaz y Malagnino (1984), en varios sectores de lacomarca durante el Pleistoceno (Fotos 35 y 36).

Estas superficies de erosión, actualmente muydisectadas por procesos fluviales, tienen una leveinclinación hacia el nivel de base local.

Todos los niveles de pedimentación presentanuna cubierta detrítica de caracter psefítico - psamíticosuelta o escasamente consolidada, constituyendoafloramientos esencialmente planos y de variabledesarrollo areal.

Sobre la base de la posición topográfica y de lascaracterísticas litológicas de los depósitos que loscubren, se han diferenciado tres ciclos de pedimen-tación: superior o más antiguo (I), intermedio (II) einferior o más moderno (III).

2.RELIEVE MESETIFORME

Este paisaje se desarrolla fundamentalmente enel sector nororiental de la Hoja Laguna Grande, des-de donde se extiende ampliamente al norte y al este,y en el sector suroccidental, desde donde sigue fun-damentalmente hacia el oeste y en menor medidahacia el sur.

Se pueden reconocer cuatro niveles de mesetas,de los cuales el más elevado se desarrolla tanto en elsector centro norte de la Hoja, constituyendo la partesuroriental de la meseta de Cali (donde en buena par-te por encima de los depósitos de gravas aterrazadasse derramaron lavas basálticas neógenas ycuaternarias), y fundamentalmente en la esquinasuroccidental de la Hoja, donde forma el extremo orien-tal de la gran planicie conocida como Pampa Alta.

Otras dos superficies mesetiformes se encuen-tran al este de las mesetas de Cali y de la PampaAlta, a niveles topográficos más bajo sucesivamen-te, y con desarrollos mucho más reducidos que laprincipal. La cuarta planicie, que es la más baja ytambién de gran extensión areal, se encuentra tam-bién inmediatamente al este de las anteriores, perose desarrolla fundamentalmente en las Hojas veci-nas Tres Cerros y Puerto San Julián.

En algunas mesetas se reconocen otros escalo-nes o subniveles, pero éstos no tienen continuidadfísica ni una buena expresión topográfica.

Se trata de superficies prácticamente llanas,cubiertas por un delgado manto de gravas y arenas,con pendiente regional hacia el este y noreste.

Dentro de estas planicies se encuentran variasdepresiones sin salida, algunas de grandes dimen-siones, como el bajo situado al norte de la estanciaLa Cancha que se prolonga en la Hoja vecina alnorte. Una (o varias) laguna temporaria ocupa laparte más deprimida de los bajos.

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La red hidrográfica no está totalmente integra-da dentro de las planicies, desaguando los cortoscursos de agua efímeros en las depresiones sin sali-da. Sin embargo, se encuentra un conjunto de cur-sos consecuentes, que desaguan en los colectoresprincipales, como los cañadones La Cancha y Osa-menta en las mesetas del nordeste, y los cañadonesGrande, Mercerá, Yatén Guajén, Collón Kaike,Corpen Aike, Sargento y otros en la meseta de laPampa Alta en el sudoeste, que siguen la pendienteregional disectando las planicies de gravas. Estoscursos son de régimen efímero y hábitoanastomosado, y en ellos hay desarrollo de planiciesaluviales anchas.

Las mesetas están limitadas por una escarpa deerosión, actualmente muy disectada y con un diseñoen planta sumamente irregular, con engolfamientosy apófisis. La cubierta de rodados está en procesode remoción, de manera que se encuentra un tapizde rodados y material suelto formando un talud queenmascara a las unidades subyacentes.

Los depósitos psefíticos han sido denominadosFormaciones La Ensenada (Ramos, 1978, 1982) –Cordón Alto (Panza e Irigoyen, 1995) y Pampa Alta(Panza, 2002) para los correspondientes al primer ni-vel de terrazas, o sea al primer ciclo de agradaciónpedemontana coincidente con la principal etapa delevantamiento de la Cordillera Patagónica. Para elsegundo nivel de mesetas se han reconocido las gra-vas de la Formación Pampa de la Compañía (Panza yde Barrio, 1987; Panza e Irigoyen, 1995), para el ter-cer nivel las de la Formación Mata Grande (Panza,1995 a) y para el cuarto nivel de mesetas la Forma-ción La Avenida (Marín, 1982; Panza, 1982, 1995 a).

En el caso de la Formación Pampa de la Com-pañía, se estima que al menos en parte la acciónfluvial ha tenido también gran importancia, ya que araíz de la disposición encauzada entre mesetas algomás elevadas que tiene la unidad en comarcas orien-tales, podrían tratarse de sedimentos fluviales en unpaleocauce del antiguo río Chico, siguiendo la pen-diente regional hacia el este (Panza e Irigoyen, 1995).En este caso, el paleo río debe haber alcanzado lacosta atlántica a la latitud de Puerto San Julián (Panzay Marín, 1998). Los depósitos correspondientes aeste segundo nivel en el sector de la Pampa Altaserían debidos a la agradación pedemontana.

En cuanto a las psefitas que constituyen el ter-cer nivel de mesetas, incluyendo a la FormaciónMata Grande, su génesis correspondería, por lo me-nos parcialmente, a procesos de agradaciónpedemontana, asociados a acción fluvial y posible-

mente a pedimentación, del tipo de flanco. Comoestarían desarrollados fundamentalmente sobresedimentitas, se trataría de un glacis (pedimento de-sarrollado sobre rocas sedimentarias). Habrían in-tervenido en su dispersión, procesos relacionados conpedimentación, acción fluvial y remoción en masa,de acuerdo a las ideas de Fidalgo y Riggi (1970). Sinduda ha sido de significación en su transporte ydepositación la acción de crecientes laminares pro-ducidas en clima árido o semidesértico, debidas aprecipitaciones esporádicas y copiosas. La acciónfluvial, con desarrollo de condiciones dinámicas desedimentación altas, habría actuado en forma com-plementaria contribuyendo a la planación de la cu-bierta de gravas.

También ha sido importante la acción fluvial enla génesis de las gravas de la Formación La Aveni-da, las que habrían integrado en parte a la planiciealuvial de un paleo río Chico que fuera posterior-mente capturado por la erosión retrocedente de unafluente del río Shehuén (Panza y Marín, 1998; Pan-za, 2002). Para los depósitos del sector suroriental,si bien su génesis se atribuye mayormente aagradación pedemontana, no puede descartarse laacción fluvial, por lo menos en parte. Esa posibilidadtambién fue considerada por Wenzens (2000) y porPanza (2002).

3.RELIEVE VOLCÁNICO(modificado por acción subaérea)

El vulcanismo basáltico es uno de los procesosimportantes que ha intervenido en el desarrollo de lamorfología, ya que las principales elevaciones de lacomarca corresponden a formas construccionales de-bidas a la actividad volcánica, posteriormente degrada-das por acción subaérea con formación de planiciesestructurales lávicas y sus remanentes de erosión.

Como hay algunas diferencias morfológicas en-tre los paisajes de las coladas miocenas y las plioceno- pleistocenas, se ha subdividido al ambiente basálticoen dos subunidades, según la edad de las volcanitas.

Ambiente del Basalto Strobel

Constituyen típicas planicies estructurales lávicasde amplio desarrollo. Forman la meseta de Cali, si bienla mayor parte de la misma se encuentra en la vecinaHoja Gobernador Gregores (Panza y Marín, 1998). Seconservan mesillas, montes testigo y pedestales (butte)como remanentes de erosión y testimonio de la mayorextensión anterior de las planicies.


El borde de la planicie estructural está repre-sentado por una abrupta barranca subvertical (Foto27), que es una escarpa de erosión que se encuentraen activo retroceso por procesos de remoción enmasa (fundamentalmente deslizamientosrotacionales y multirotacionales, y caída de rocas),favorecidos por el carácter friable de las sedimentitasdel sustrato (Foto 22).

Debido a que las vulcanitas más resistentes apo-yan sobre un sustrato constituído por sedimentitasfriables (fundamentalmente la Formación Santa Cruzo las gravas de la Formación La Ensenada) , se pro-duce una situación favorable para la movilización degrandes bloques por remoción en masa.

Los deslizamientos tienen formas típicas de me-dialuna, con sus terrazuelas inclinando hacia el inte-rior de la meseta y reconociéndose claramente losbloques comprometidos en el movimiento, los quepueden llegar a ser de gran tamaño.

Los rasgos característicos del deslizamientobasáltico se van modelando algo por acción fluvial amedida que se desciende por la pendiente alejándo-se de las bardas.

La superficie de la meseta es irregular, salpica-da por numerosas depresiones sin salida, algunas degrandes dimensiones. Son de forma subcircular oelongada en planta, con diámetros que varían usual-mente entre 50 y 200 m, pero que pueden superarlos tres kilómetros.

Los centros de emisión correspondientes a es-tas lavas se conservan aún, tratándose de aparatosvolcánicos actualmente muy desmantelados por laerosión. Muchos de ellos son accidentes orográficosdestacados en el relieve de la comarca, como el conovolcánico parcialmente seccionado por una falla delcerro Negro (Foto 26) y las chimeneas de los cerrosRedondo, Ventana (foto de tapa), Cuadrado, Puntudoy varios otros.

Los necks, algunos de grandes dimensiones, sedestacan en el paisaje por sus formas puntiagudas,paredes verticales y apretada disyunción prismáticasubvertical.

Material basáltico se distribuye en forma irregu-lar sobre la superficie de las mesetas, por lo generalcomo bloques de gran tamaño. Su origen se debe ala meteorización física o desintegración mecánicade los basaltos por congelifracción. El material másfino se distribuye por acción eólica como montonesde arena fina, entre los bloques de mayor tamaño.En las vecindades de los aparatos volcánicos se en-cuentra abundante material piroclástico suelto, comoescorias, bombas y lapillis.

Ambiente de los basaltos plioceno -pleistocenos

Son extensos mantos basálticos de poco espe-sor (medio a seis metros) que se han derramado enlas partes más bajas del relieve, cubriendo variossectores de la comarca, en la que conforman algu-nos campos lávicos o bien constituyen un paisaje decoladas aisladas poco modificadas, algunas de lascuales incluso pueden llegar a estar encauzadas.

El campo lávico más extenso se encuentra enel sector centro norte de la Hoja, en la parte australde la meseta de Cali (Foto 29), penetrando en lavecina hoja Gobernador Gregores (Panza y Marín,1998). Al suroeste de la comarca, estas lavas sepresentan como delgadas coladas aisladas que sederramaron en forma encauzada, siguiendo losfaldeos de las mesetas o los cañadones (Foto 30),pudiéndose reconocer claramente la adaptación deldesplazamiento de las coladas al relieve previo.

Los rasgos internos de estas lavas, en especialla forma subesférica y regular que adquieren las nu-merosas vesículas y amígdulas, así como el desarro-llo de una sección central potente con estructuramaciza o microvesicular, indican que se trata de la-vas del tipo pahoehoe; la falta de una superficie muyescabrosa y accidentada, formada por una cubiertade fragmentos de escoria espinosos y cortantes,apunta también en ese sentido, al igual que la pre-sencia de túneles de lava (Foto 33).

El relieve superficial es algo áspero, dificultando eltrazado de huellas; está compuesto por bloques y lajassueltas, algunos de grandes dimensiones, pero las carasde los fragmentos no son rugosas sino lisas y pulidas.

Las bocas de emisión de estas erupciones, bienidentificables por ser formas prominentes del relievelocal, son de tipo central, y se trata de típicos conospiroclásticos (Foto 34). Se han reconocido 17 conosen la comarca para los Basaltos Cerro Tejedor, LaAngelita y Laguna Barrosa. Son de planta circular omás raramente elipsoidal, con un diámetro basal de300 a 1000 m y en general de escasa altura sobre elrelieve circundante, no más de 100 metros. La mayorparte es del tipo aportillado, con una o dos escotaduras.En todos los casos corresponden a una única emisión,ya que no se distingue superposición de conos.

El cráter y las laderas de los conos están cu-biertos por escoria basáltica, como trozos, bloquesy bombas de color rojo ladrillo a morado por oxi-dación y sumamente vesiculares, por lo que sonmuy livianos. La escoria es de un tamaño que os-cila entre uno y cinco centímetros de diámetro,

Laguna Grande 75

pero también se encuentran innumerables bom-bas mayores; éstas tienen longitudes entre 10 y30 cm, en muchos casos superficies rugosas (aveces con sectores escoriáceos) o se presentancon estriaciones paralelas al eje mayor de la bom-ba, que suele ser groseramente cilíndrica. El cen-tro de las bombas es casi siempre muy vesicular yde color más morado que la corteza, más macizoy de color rojo fuerte.

4. RELIEVE DE DEPRESIONESENDORREICAS

Se encuentran diseminadas por toda la comarcanumerosas cuencas sin desagüe ocupadas en sussectores más profundos por barreales o lagunastemporarias. Estas depresiones forman el nivel debase local de erosión en varios sectores del área enestudio.

Las de mayor tamaño son las lagunas Las Tos-cas, del Bajo, Seca, del Guadal de Yapeyú, de CardielChico y la gran laguna sin nombre al oeste de laestancia El Baile.

La forma en planta de estas depresiones es porlo general elíptica o subcircular, si bien en los casosde mayor tamaño es muy irregular. Lo más comúnes que tengan diámetros entre algún centenar demetros hasta dos o tres kilómetros, con profundida-des variables (hasta 25 y más metros), estando loscuerpos de agua generalmente recostados sobre unode los bordes de la cuenca.

Los cuerpos de agua actuales de la laguna delos Pájaros y de la situada al oeste de la estancia ElBaile se encuentran marginados en sus bordes orien-tal y septentrional por superficies de antiguas playasy por dos o tres líneas de cordones litorales psefíticos,con rumbos aproximados N-S hasta NO-SE.

Asimismo, algunos de estos bajos presentan ensu margen oriental (opuesto a la procedencia de losvientos dominantes del oeste), acumulaciones dematerial eólico sin formas definidas (montones dearena), producto de la deflación que remueve el se-dimento fino de las playas.

Las cuencas cerradas muestran una red de dre-naje del tipo centrípeto, con colectores efímeros queno son de igual longitud en toda la superficie de lacuenca.

Con el fin de un mejor entendimiento para ladeterminación del origen, dentro de la Hoja se en-cuentran bajos elaborados en las mesetas basálticas,y otros elaborados en el ambiente mesetiforme cu-bierto por depósitos psefíticos.

La explicación del origen de los bajos sin salida,rasgo geomórfico tan típico de la Patagonia, es untema de discusión aún no totalmente resuelto. Mu-chas ideas e interpretaciones se han formulado so-bre este tema; un breve resumen de las mismas puedeencontrarse en Feruglio (1929), Methol (1967), Panza(1995a) y Panza y Marín (1998). Una síntesis parala provincia de Santa Cruz se tiene en Pereyra et al.(2002). Diversos autores (Feruglio, 1929; Fidalgo yRiggi, 1965; Methol, 1967; Fidalgo, 1973; Panza,1995a) se inclinan por la hipótesis del origen múltiplede los bajos sin salida.

En términos generales, se puede interpretar que,en la formación de depresiones, un posible controlcombinado estructural (fracturación, en muchos ca-sos plegamiento) y litológico (alternancia de estra-tos duros con otros más blandos), sería el factordesencadenante de la formación de los bajos en de-terminados lugares.

La acción eólica, a través del proceso dedeflación causado por los fuertes vientos tan fre-cuentes en la zona, debe haber sido y continúasiéndolo, probablemente el factor principal en la re-moción del material suelto y la elaboración de losbajos. La misma está asociada a la actuación de otrosfactores (meteorización física y química, remociónen masa, lavaje en mantos, acción fluvial), que enconjunto contribuyen a la destrucción de la roca debase y por consiguiente al ensanchamiento yprofundización de los bajos. La coalescencia de ba-jos adyacentes trae como resultado la formación deuna depresión de mayor dimensión.

Con respecto a los bajos elaborados en el am-biente basáltico y sobre todo a los desarrollados enel ambiente de los basaltos plioceno – pleistocenos(no muy abundantes en esta Hoja pero sí en la situa-da inmediatamente al norte), su origen sería la elimi-nación por erosión diferencial de rocas más friablesque permanecieron como ventanas lávicas convexasluego de la emisión de las lavas. La destrucción deestas rocas por la combinación de los factores cita-dos (meteorización, remoción en masa, acción flu-vial y eólica, etc.) produce en primer lugar una in-versión de relieve con formación de una depresión,y posteriormente da lugar a la ampliación yprofundización de la misma.

Otro tipo de depresiones son las labradas en lascoladas basálticas miocenas. Son cuencas por logeneral de reducidas dimensiones, de plantasubcircular y por lo común sin ningún colector. Ensus bordes se observa una orla de detritos, salvo enlas mayores donde ya hay una franja de deslizamien-


tos. La unidad infrayacente son las rocas friables dela Formación Santa Cruz, o las gravas de la Forma-ción La Ensenada.

Para la formación de estas cuencas podría apli-carse la secuencia postulada por Methol (1967), lacual comenzaría con el sublavado de las rocasinfrayacentes (ya postulado por Schiller, 1923) y sutransporte por suspensión y/o solución hasta la for-mación de una cavidad que debilita el techo basáltico.Éste se hundiría posteriormente dando comienzo ala creación de una depresión, la cual se ensancharíay profundizaría de la forma citada para las demáscuencas, es decir, por la combinación demeteorización, acción hídrica, remoción en masa ydeflación.

Con respecto al origen de los bajos sin salidadesarrollados sobre las planicies mesetiformes cu-biertas por depósitos psefíticos, los mismos se ha-brían iniciado por sublavado de materiales (piping),o sea la remoción de los materiales finos de las uni-dades friables cubiertas por las gravas cenozoicaspor acción de las aguas de infiltración. La elimina-ción de estos materiales por solución y/o suspensiónproduciría un vacío con hundimiento por desplomedel techo.

Posteriormente, la acción combinada de agua deorigen pluvial, meteorización física y química, esca-sa acción fluvial y una intensa deflación, habríancontinuado con el ensanchamiento y profundizaciónde los bajos.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

La historia geológica de la Hoja Laguna Gran-de, documentada por las unidades aflorantes, es muyjoven, ya que el primer episodio geológico que seregistra corresponde al Ciclo Ándico del Cenozoico.

Sin embargo, desde el punto de vista morfo-estructural, el subsuelo de la comarca es una partemarginal de la gran cuenca de antepaís conocidacomo cuenca Austral o de Magallanes que se origi-nó a partir del Mesozoico. A grandes rasgos, la tra-za noroeste – sureste del río Chico, que se estimauna importante línea estructural, es considerada ensubsuelo el borde de la cuenca Austral, el cual estraslapado por las unidades geológicas más moder-nas, tales como las Formaciones Monte León o SantaCruz.

La cuenca Austral es una extensa cubetasedimentaria en posición de retroarco abierta en laspostrimerías del Jurásico como consecuencia de losmovimientos tectónicos causantes de la ruptura del

continente de Gondwana y rellenada por materialesclásticos fundamentalmente marinos, depositadosdurante todo el Cretácico y el Cenozoico.

La evolución del borde norte de la Cuenca Aus-tral está controlada por un elemento tectónico quese ha caracterizado por un comportamiento tempo-ralmente positivo y rígido, el Macizo del Deseado,cuyos componentes australes afloran muy pocos ki-lómetros al este de la Hoja, en el Gran Bajo de SanJulián (Panza e Irigoyen, 1995) o al norte, en el sec-tor de Manantial Espejo (Panza y Marín, 1998).

Como resultado de procesos extensionales quecomenzaron quizás en el Triásico superior y culmi-naron en el Jurásico superior (Nullo et al., 1999), esdecir, ya en el Ciclo Patagonídico, comenzó el desa-rrollo de una gran actividad magmática, que va a serel basamento técnico de la cuenca y que se dará entodo el ámbito del Macizo del Deseado y áreas veci-nas. Se produjo primero el derrame de coladasbasálticas y andesíticas de la Formación Bajo Pobre(Panza y Marín, 1998); esta unidad es del Doggerinferior y estaría relacionada a fracturación profun-da, con procesos de rifting, en una etapa previa aldesmembramiento del continente de Gondwana.

La secuencia anterior fue cubierta por un com-plejo piroclástico - lávico - sedimentario, caracteri-zado por la emisión de ignimbritas de composiciónriolítica, acompañadas por abundantes piroclastitas,tufitas y escasas lavas. Este ciclo efusivo fragmen-tario, de gran magnitud en todo el Macizo del De-seado, se desarrolló también en el subsuelo de lacuenca Austral y en lo que luego sería la CordilleraPatagónica Austral. En el Macizo este complejo in-tegra el Grupo Bahia Laura, atribuído al Mesojurásicosuperior a Suprajurásico inferior, constituido por lasFormaciones Chon Aike (ignimbrítico - lávica) y LaMatilde (piroclástica - sedimentaria), ambasinterdigitadas entre sí, mientras que en la cuenca ycordillera, corresponde al Complejo El Quemado(Feruglio, en Fossa Mancini et al., 1938; Riccardi,1971; Nullo et al., 1999), o Serie Tobífera en elsubsuelo de la cuenca.

Desde el punto de vista geotectónico (de Barrio,1989), este vulcanismo silícico correspondería a unaasociación petrotectónica de áreas de prerift en zo-nas de intraplaca continentales (Malumián y Ramos,1984; Nullo et al., 1999). Las mismas habrían esta-do sujetas a un régimen traccional intenso, en mo-mentos previos al futuro desmembramiento del con-tinente de Gondwana (Bruhn et al., 1979), con laseparación de Sudamérica y Africa y la apertura delOcéano Atlántico.

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Con posterioridad al proceso que dio origen alvolcanismo, se desarrolló una cuenca marginal, jun-to con una extensión en gran escala, con lo que seformaron hemigrabens que dislocaron la cortezacontinental (Nullo et al., 1999). En el Macizo delDeseado, el período diastrófico que afectó fuerte-mente a las rocas chon-aikenses y matildenses, co-rresponde a los movimientos del Jurásico superior,casi con seguridad a los Intramálmicos o FaseAraucánica (Panza, 1982; Panza y Marín, 1998).Como consecuencia del tectonismo, se produjo unaestructura de bloques sobreelevados y hundidos, conformación de cuencas y subcuencas elongadas, deconformación estructural aproximada norte-sur, enlas que se depositaron sedimentos continentalesepiclásticos.

Con posterioridad, a medida que transcurrió lasedimentación pasó a instalarse un régimen marinotransgresivo ya a partir del Oxfordiano –Kimmeridgiano, si bien su inicio no se produjo en for-ma sincrónica en toda la cuenca (Nullo et al., 1999).

Durante todo el Cretácico, el régimen marino es-tablecido comenzó a retraerse en distintas etapas, consecuencias transgresivas características. En la evo-lución de la cuenca, eventos tectónicos sucesivos afec-taron algunos sectores con efectos de tipo regional.En consecuencia, se desarrollaron varios ciclossedimentarios (Nullo et al., 1999), con migración delos depocentros marinos del noroeste al sudeste.

No se hará una descripción de la complejaestratigrafía cretácica de los depósitos marino – con-tinentales de la cuenca Austral porque los mismosno afloran en la Hoja Laguna Grande. Sin embargo,cabe mencionar que pocos kilómetros al oeste de sulímite occidental, el meridiano de 79°30’ O, ya afloranunidades sedimentarias neocretácicas y paleógenascorrespondientes al relleno de la cuenca (Cobos yPanza, 2001; Cobos et al., 2004).

Una transgresión marina de aguas someras, co-rrespondiente a la ingresión atlántica del Eocenomedio a superior, es el primer evento geológico quese registra en la comarca evidenciado por aflora-mientos. El mar eoceno, si bien fue somero, llegó apenetrar profundamente sobre el Macizo del Desea-do, ocupando áreas que previamente correspondíana la cuenca de sedimentación del Golfo San Jorge,como es el caso de las areniscas coquinoideas de laFormación Puesto del Museo (Panza, 1998; Panzaet al., 1996). Esta transgresión del Eoceno medio,representada en la Hoja Laguna Grande por las are-niscas glauconíticas de la Formación Man Aike, ha-bría sido la consecuencia de un gran cambio en la

pendiente regional producido antes del Miocenomedio, por la colisión de la dorsal oceánica Aluk-Farallón con la placa Sudamericana (Ramos y Kay,1992; Panza et al., 1996).

De acuerdo con los registros en áreas vecinasdel Macizo del Deseado al norte (Panza y Marín, 1998)y del sector de Tres Lagos al oeste (Cobos et al.,2004), habrían sobrevenido a continuación períodosde erosión, para registrarse a posteriori, como conse-cuencia de movimientos de distensión en la cordilleraPatagónica, un ciclo efusivo basáltico de edad eocena(Basaltos Posadas, María Elena y Cerro del Doce), y,tras un breve período erosivo, otro ciclo efusivo bási-co alcalino referido al Oligoceno inferior a medio (Ba-saltos Alma Gaucha y El Matrero).

La conocida orogenia Incaica podría haber sidoresponsable de un nuevo y progresivo hundimientodel continente, lo que trajo aparejado el ingreso deun nuevo ambiente marino somero en el Oligocenosuperior a Mioceno inferior, cuyos depósitos estánrepresentados por la Formación Monte León.

A partir de la regresión de este mar en tiemposdel Mioceno inferior, toda el área permanecerásobreelevada hasta la actualidad. El consecuentelevantamiento de la cordillera Patagónica ocasionóla continentalización del área como respuesta a laregresión del mar patagoniano, y la depositación delas secuencias sinorogénicas continentalesprogradantes de la Formación Santa Cruz, potentesucesión de epi y piroclastitas fluviales con unaimportantísima fauna de vertebrados terrestres.

Este importante evento de deformación neógena,asignado tradicionalmente a la orogenia Quéchuica,coincide aproximadamente con intervalos de altaexpansión del fondo oceánico entre los 10 y 20 Ma,la colisión de dorsales oceánicas activas (10 a 14Ma) y el desarrollo de magmatismo básico deretroarco (Ramos, 2002).

En el Mioceno medio a superior, por su parte, ytambién como respuesta a los episodios principalesde levantamiento de la cordillera Patagónica, se pro-dujo la acumulación de potentes mantos de gravas,correspondientes a los depósitos del Primer Nivelde Agradación, los que han recibido distintas deno-minaciones (Formación La Ensenada en los secto-res al norte, hasta el lago Cardiel; Formación Cor-dón Alto, al este, hacia Puerto San Julián, y Forma-ción Pampa Alta en la meseta del mismo nombre enel suroeste de la comarca y de allí hacia el oeste).

Como consecuencia de períodos de aliviotensional producidos por fracturación cortical pro-funda, se originaron los derrames de lavas básicas


correspondientes a los ciclos del Mioceno superior(Basalto Strobel) y del Plioceno inferior (BasaltoCerro Tejedor).

El emplazamiento de estos basaltos de mesetaestá asociado a la colisión de diferentes segmentosde la dorsal de Chile y el desarrollo de ventanasastenosféricas.

Varios movimientos epirogénicos ascensionalestuvieron lugar en el Neógeno alto y Cuaternario, pro-duciéndose como consecuencia de los mismos pe-ríodos de erosión y posterior agradación.

Así, se produjo la acumulación de distintos nive-les de gravas y arenas, resultantes de varios episo-dios de agradación pedemontana y/o de sedimenta-ción fluvial. En consecuencia, se registran los depósi-tos del II Nivel de Agradación Pedemontana (Forma-ción Pampa de la Compañía) del Mioceno superioralto, del III Nivel o Formación Mata Grande y del IVNivel (Formación La Avenida) del Plioceno inferior,así como los depósitos fluviales aterrazados del ríoShehuén en sus tres primeros niveles (del Pliocenoinferior más alto al Plioceno superior).

En las postrimerías del Plioceno inferior se origi-nó un importante acontecimiento que modificó de allíen adelante la evolución geomorfológica de la comar-ca, como fue la captura del tramo superior del ríoChico, en inmediaciones de Gobernador Gregores (alnorte de la Hoja), por la erosión retrocedente de unafluente del río Shehuen. A partir de ese momento,quedó integrado el sistema fluvial río Chico – ríoShehuen tal como se presenta en la actualidad, hastasu desembocadura en la ría de Santa Cruz.

En el Plioceno superior (a Pleistoceno inferior),por su parte, se produjo el derrame de las lavas delBasalto La Angelita – Basalto Laguna Barrosa, últi-mo episodio volcánico básico que tiene lugar en lacomarca, también asociado al desarrollo de una ven-tana astenosférica.

Ya en el Pleistoceno y pasando quizás alHoloceno, se originaron los últimos dos niveles de te-rrazas fluviales asociadas al sistema fluvial integradoChico - Shehuen, así como los correspondientes altercer nivel de depósitos fluviales aterrazados del ríoSanta Cruz y tres secuencias de materiales que cu-bren a otras tantas superficies de pedimentación.

En el Holoceno la comarca se encuentra afec-tada por procesos de erosión fluvial y eólica y deremoción en masa, de los que son testimonio los de-pósitos de planicies aluviales en los cauces actuales,los sedimentos finos en los bajos sin salida, así comolos productos de deslizamientos en los faldeos de lasmesetas.

6. RECURSOS MINERALES

No hay en la Hoja Laguna Grande ningún tipode actividad minera, ni tampoco hay denuncias omanifestaciones por ningún mineral.

En cuanto a las rocas de aplicación, se encuen-tran unas pocas canteras (“ripieras”) a lo largo de laruta nacional 288 y de las provinciales 27 y 17, don-de en forma muy esporádica se extraen cantos ro-dados y arenas para la reparación de las mismas.

Solamente se han registrado, en distintas épo-cas, diversos trabajos exploratorios tendientes a labúsqueda de combustibles fósiles (petróleo, gas ycarbón), llevados a cabo por empresas estatales fun-damentalmente.

PETRÓLEO Y GAS

La petrolera estatal Yacimientos PetrolíferosFiscales realizó numerosos estudios, ya desde la dé-cada de 1930, y sobre todo entre 1950 y 1960, delevantamientos geológicos y estructurales en los sec-tores situados al oeste de la Hoja, en el área de aflo-ramientos cretácicos que se halla entre los lagosArgentino, Viedma y San Martín.

Posteriormente, esa empresa realizó un intensotrabajo de exploración geofísica trazando cientos dekilómetros de líneas sísmicas que atraviesan la HojaLaguna Grande fundamentalmente de este a oestey también de norte a sur, básicamente en todo elvalle del río Shehuen y en los faldeos de la PampaAlta.

Como consecuencia de estos trabajos geofísicos,entre los años 1962 y 1973 se perforaron una seriede pozos estratigráficos y exploratorios, de los cua-les muchos de ellos fueron piezas clave para esta-blecer la estratigrafía de subsuelo de este sector delborde oriental de la cuenca Austral. Entre ellos, lospozos SCS LG (Laguna Grande) 1, 2 y 3, CV (Ce-rro Ventana) x-1, x-2 y x-3, CVN (Cerro VentanaNorte) x-1, LN (La Numancia) x-1, LJ (Los Jun-cos) x-1 y 2, CG (Cañadón Grande) es-1, PB (Pie-dra Buena) x-1 y otros.

Lamentablemente, todos estos sondeos fueroneconómicamente estériles, abandonándose este sec-tor de la cuenca.

Como consecuencia de la apertura a licitacióninternacional del Plan Houston en 1985, algunasempresas privadas retomaron la exploración de es-tas áreas marginales (denominadas CA-4 LagunaGrande y CA-5 Piedra Buena), si bien con muy pocoentusiasmo y más escasos resultados.

Laguna Grande 79

Cabe mencionar que en la empresa petroleraChevron perforó en 2002, el pozo El Galpón Norte x-1(49°42´13´´ LS - 70°17´01´´ LO), que es el único des-cubridor de pequeñas concentraciones de petróleo ygas, en reservorios de la Formación Piedra Clavadadel Cretácico, en este sector de la plataforma.

Si bien la comarca está ubicada en la platafor-ma estable de la cuenca Austral al norte del río San-ta Cruz, región donde nunca se realizaron descubri-mientos comerciales, en la actualidad representa unverdadero desafío para la moderna exploración dehidrocarburos, con el aporte de nuevas tecnologías(Zilli et al., 2002).

CARBÓN

También la empresa estatal YacimientosCarboníferos Fiscales realizó tareas de campo ymuestreos de superficie al oeste de la Hoja LagunaGrande, reconociendo niveles con carbón y arcillascarbonosas en depósitos cretácicos de la FormaciónMata Amarilla y en los paleógenos de la FormaciónRío Leona.

La Formación Río Leona, arenoso pelítica, afloraen amplias zonas en la Hoja Tres Lagos (Cobos yPanza, 2001; Cobos et al., 2004) y ha sido reconoci-da en los perfiles de varias perforaciones realizadaspor Yacimientos Petrolíferos Fiscales dentro de laHoja Laguna Grande.

Por ese motivo, Álvarez Rojo (1986) propuso unprograma de perforaciones a realizar por Y.C.F., al-gunas dentro del ámbito de la comarca, con extrac-ción de testigos, tendientes a definir los nivelescarbonosos en profundidad encontrados en las uni-dades paleógenas. Por otra parte, propuso tambiénun sondeo profundo cerca del cerro Chonque, paraestudiar los niveles carbonosos encontrados en elCretácico en los pozos de Y.P.F. denominadosCardiel Sur, Cerro Ventana 1, 2 y 3, Cerro VentanaNorte, La Pampa, El Amanecer 1 y 2, El Cuadrado3, Río Shehuen 1 y 2, La Cancha y otros, en unazona de borde de cuenca, y con una profundidadestimada en 850 metros.

Ninguno de estos trabajos se llevó a cabo, por loque se desconocen las reales posibilidades de la co-marca en cuanto a combustibles sólidos se refiere.

Previamente (Luna, 1979), la misma empresaYacimientos Carboníferos Fiscales había trabajadopocos kilómetros al sur de la comarca, realizando laexploración mediante siete sondeos (uno de los cua-les está situado en el extremo suroriental de la HojaLaguna Grande) de un gran depósito de lignitos en

el subsuelo del curso medio del río Santa Cruz, inte-grado por varios niveles carbonosos ubicados tam-bién dentro de la Formación Río Leona.

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO

Existen en la Hoja varios sitios de interésgeológico que pueden ser inventariados por su valory representatividad para una posible utilización condiversos fines, de acuerdo a su interés científico, di-dáctico e incluso turístico.

Sector de chimeneas volcánicas y planiciesestructurales lávicas de los cerros Ventanay Redondo.

El mismo reúne un alto grado de interés científi-co y didáctico en varios aspectos.

Desde el punto de vista geomorfológico, esdestacable la diversidad de formas volcánicas que sedesarrollan en este sector del norte de la comarca.Son características las chimeneas volcánicas o neckscorrespondientes a la secuencia miocena superior delBasalto Strobel, entre las que se destacan las de loscerros Ventana (foto de tapa), Redondo, Cuadrado,Pistola (foto 28), Ventura, Cortado y muchos otrosinnominados (foto 27), así como varios conos volcáni-cos como el cerro Negro, del cual se hablará en par-ticular. Las características de estas geoformas, comola disyunción columnar prismática, marcadafluidalidad, presencia de brechas de intrusión y deaglomerados volcánicos, son muy distintivas.

La cercanía de los cerros Ventana y Redondo ala ruta provincial 27 los hace muy accesibles paracualquier tipo de vehículo.

Otras geoformas, como las planicies estructura-les lávicas basálticas y sus remanentes de erosión,son muy notorias en este sector de la Hoja, tantopara su estudio científico como con fines didácticos,al igual que el desarrollo de fenómenos de remociónen masa (asentamientos) al pie de las mesetas y delos aparatos volcánicos.

El área también tiene un cierto potencialpaleontológico, ya que en el cerro Ventana, en aflora-mientos de la Formación Santa Cruz, se han encon-trado restos de mamíferos fósiles. Cabe mencionarque dicha unidad sedimentaria continental forma elcuerpo de todas las elevaciones y mesetas volcáni-cas, aflorando en forma aislada entre los materialesde remoción en masa. Por su parte, en algunos secto-res más bajos afloran unos pocos metros de la For-mación Monte León, marina, también fosilífera.


Cono volcánico del cerro Negro.

Varios campos lávicos basálticos se hallan en la Hojay tienen valor geomorfológico y didáctico por el estadode conservación de las formas construccionales volcá-nicas, en particular los conos, de los que se encuentra unbuen número sobre todo en la parte sur de la meseta deCali, en el sector centro norte de la comarca.

Sin embargo, de todos ellos, cabe citar, por sufácil acceso, ya que está frente a la estancia delmismo nombre, y por su peculiar forma de presen-tarse, el del cerro Negro (716 m s.n.m.). Es un nota-ble cono cortado por una falla en su mitad oriental,por lo que es claramente visible el apilamiento depor lo menos hasta seis coladas (Foto 26). Asimis-mo, se reconocen en las cercanías estructurasdiqueiformes subverticales, que fueron canales dealimentación por los que salieron las lavas.

Bajo de la estancia El Baile

El bajo de la estancia El Baile (Fotos 1,2,5 y 6)tiene alto valor estratigráfico porque, al ser el puntotopográficamente más deprimido de la Hoja (- 34 mb.n.m.), aparecen afloramientos de la FormaciónMan Aike, del Eoceno medio, que serían así los aso-mos más orientales de los depósitos marinos corres-pondientes a la gran transgresión eocena de la cuencaAustral.

También reviste un importante valor paleontológicoy sedimentológico para el estudio faunístico y ambien-tal de las sedimentitas, también marinas, de la Forma-ción Monte León, así como interés geomorfológico,desde el punto de vista científico y didáctico, para laexplicación de la génesis y evolución de una impor-tante y profunda depresión endorreica.

Valles de los ríos Shehuen y Chico

Los valles de los ríos Shehuen y Chico, en toda suextensión dentro del ámbito de la Hoja, tienen impor-tante interés científico y didáctico para el estudio de laevolución geomorfológica de valles fluviales de ríosactualmente desproporcionados en menos, con un com-plejo sistema de niveles de depósitos fluvialesaterrazados antiguos que constituyen el conjunto másespectacular de terrazas fluviales de toda la provinciade Santa Cruz, reconociéndose un total de 5 nivelesgenética y evolutivamente relacionados entre sí.

El comportamiento de este sistema fluvial fuevariando en su evolución desde el Mioceno superior– Plioceno hasta el Cuaternario.

Se determinó que originalmente habría existidoun amplio valle fluvial orientado de oeste a este, sur-cado por el río Shehuen y el curso inferior del ríoChico (desde la estancia La Julia hacia el este, has-ta su desembocadura en la ría de Santa Cruz). Unextenso sistema de terrazas fluviales, de gran desa-rrollo fundamentalmente en la margen izquierda delvalle, acompañaba al curso de agua.

Simultáneamente, otro paleo río formado por elcurso superior del río Chico atravesaba la provinciaal norte de la comarca (por Gobernador Gregores) ydesaguaba en el océano Atlántico al norte de PuertoSan Julián.

Posteriormente (quizás en el Plioceno superioralto o Pleistoceno más bajo), un afluente de la mar-gen izquierda del río Chalía capturó al paleo río Chi-co poco al sur de Gobernador Gregores, modifi-cando su curso y desvinculándolo del tramo infe-rior, que ya no desaguó más al Atlántico por susalida original.

A partir de entonces se produce la integraciónde los sistemas fluviales del Shehuen y el Chico, conla formación de los Niveles IV y V de terrazas en elPleistoceno y Holoceno.

Perfil entre las estancia Los Sauces y LaEnsenada (barda sur del río Shehuen)

El perfil más completo de la Formación MonteLeón (40 m) y de la Formación Santa Cruz (80 m)en todo el ámbito de la Hoja se encuentra entre lasestancias Los Sauces (situada 5 km al sur) y LaEnsenada (unos 5,5 km al norte)(Foto 18). La baseestá en la planicie aluvial actual del río Shehuen y sutecho en los faldeos de la gran barranca que consti-tuye el borde de la planicie mesetiforme conocidacomo Pampa Alta. El perfil se ha integrado en va-rios tramos ya que los afloramientos no son total-mente continuos, y su tramo superior (por lo menos150 m) está cubierto debido a un conjunto deasentamientos rotacionales que afectan las barran-cas.

La parte más baja del perfil está formada porlos afloramientos de la Formación Monte León, casisiempre formando lomadas y pequeñas mesetas decolores dominantes castaños, amarillentos y grisesclaros, bastante cubiertas por su propio regolito, conescasa vegetación y paisajes tipo bad-lands, mien-tras que el resto está compuesto por asomossantacrucenses muy cubiertos, de limolitas, arcilitas,areniscas y piroclastitas finas de coloraciones gri-ses, amarillentas y castañas.

Laguna Grande 81

Perfil del cañadón Chikurik Aike

En la margen oeste del cañadón Chikurik Aike,gran colector troncal que drena la Pampa Alta y des-emboca en el río Santa Cruz, se encuentra uno delos perfiles más completos de la Formación SantaCruz de la región (Foto 21). Afloran allí 58 m deespesor visible y está ubicado a 3 kilómetros de laruta provincial 17, en las coordenadas 50°00’ latitudsur y 69°30´ longitud oeste.

Túneles de lava con pictografías indígenasdel cañadón Yatén Guajén

En el cañadón Yatén Guajén («Piedra pintada»en idioma aónikenk) poco al norte de la estancia delmismo nombre, afloran varias coladas lávicas delBasalto Laguna Barrosa, con un espesor de conjun-to de 12 a 15 metros. Si bien en su origen las coladasse emplazaron en el valle preexistente en un típico

ejemplo de adaptación al relieve, posteriormente elcurso de agua profundizó su cauce erosionando lascoladas, por lo que en la actualidad el mismo estáflanqueado por paredones subverticales abruptos(Foto 32).

En la parte basal de varias de las coladas, perosobre todo en la inferior, se reconocen numerosostúneles de lava, la mayor parte de ellos con el techoen partes derrumbado, por lo que solamente en al-gunos se puede entrar unos pocos metros (Foto 33).Varios de estos túneles, o los aleros que han perma-necido luego de los derrumbes, han sido usados porlos antiguos pobladores indígenas, pudiéndose obser-var pictografías muchas veces en muy buen estadode conservación.

Se trata también de un sitio de gran belleza, yaque el cañadón en este sector conserva numerosospiletones de agua, con vegetación mucho más abun-dante que en el resto de la comarca e incluso conposibilidades de pesca de pequeñas truchas.


BIBLIOGRAFÍA

ÁLVAREZ ROJO, G., 1986. Informe sobre exploracióngeológica carbonífera del área sudeste de lagoCardiel, Santa Cruz. Yacimientos Carboníferos Fisca-les, Informe 1188 (inédito), 17 pp.

AMEGHINO, C., 1890. Exploraciones geológicas en laPatagonia.Boletín Instituto Geográfico Argentino, 11(1): 3-46.

AMEGHINO, F., 1889. Contribución al conocimiento de losmamíferos fósiles de la República Argentina. Actas Aca-demia Nacional de Ciencias, 6: 1 - 1028, Cordoba.

AMEGHINO, F., 1894. Enumération synoptique des espe-cies de mamiferes fossiles des formations éocenesde Patagonie. Boletín Academia Nacional de Cien-cias, 13: 259-445.

AMEGHINO, F., 1898. Sinopsis geológico -paleontológica. Segundo Censo de la República Ar-gentina, tomo 1: 111 - 225.

AMEGHINO, F., 1900-1902. L’age des formationssédimentaires de Patagonie. Anales Sociedad Cien-tífica Argentina, 50: 109-130/ 145-165/ 209-229; 51:20-39/ 65-91; 52: 189-197/ 244-250; 54: 161-180/ 220-249/ 283-342.

AMEGHINO, F., 1906. Les formations sédimentaires duCrétacé supérieur et du Tertiaire de Patagonie, avecun paralléle entre leurs faunes mammalogiques etcelles de l’ancien continent. Anales Museo Nacio-nal Buenos Aires, 15(3) 8: 1-568.

BARREDA, V., 2002. Palinofloras cenozoicas. En M.J.Haller (Ed.): Geología y Recursos Naturales de SantaCruz. Relatorio del 15° Congreso Geológico Argenti-no. El Calafate, II-12: 545-567.

BARREDA, V. y S. PALAMARCZUK, 2000a.Palinomorfos continentales y marinos de la Forma-ción Monte León en su área tipo, provincia de SantaCruz, Argentina. Revista Asociación PaleontológicaArgentina, 37 (1): 3-12.

BARREDA, V. y S. PALAMARCZUK, 2000b. Estudiopalinoestratigráfico del Oligoceno tardío – Miocenoen secciones de la costa patagónica y plataformacontinental argentina. En F.G. Aceñolaza y R. Herbst(Eds.), El Neógeno de Argentina, INSUGEO, SerieCorrelación Geológica, 14: 103-138.

BELLOSI, E. S., 1996. Arrecifes de ostras gigantes en de-pósitos de albufera de la Formación Chenque(Mioceno inferior, Cuenca San Jorge). Actas 6ª Re-unión Argentina de Sedimentología: 175-180.

BELLOSI, E. S., 1998. Depósitos progradantes de la For-mación Santa Cruz. Mioceno de la Cuenca de SanJorge. 7ª Reunión Argentina de Sedimentología,Actas de Resúmenes: 110-111.

BELLOSI, E. S., 1999. El cambio climático – ambiental de laPatagonia en el Mioceno temprano – medio. Actas14° Congreso Geológico Argentino, 1: 57.

BERTELS, A., 1970. Sobre el “Piso Patagoniano” y la re-presentación de la época del Oligoceno en Patagoniaaustral (República Argentina). Asociación GeológicaArgentina, Revista 25 (4): 495 - 501.

BERTELS, A., 1975. Bioestratigrafía del Paleógeno en laRepública Argentina. Revista Española deMicropaleontología 7 (3):429-450.

BERTELS, A., 1977. Estratigrafía y micropaleontología dela Formación San Julián en su área tipo, provincia deSanta Cruz. Ameghiniana, Revista de la AsociaciónPaleontológica Argentina, 14 (1-4): 233 - 293.

BERTELS, A., 1980. Estratigrafía y foraminíferos (Protozoa)bentónicos de la Formación Monte León (Oligoceno)en su área tipo, provincia de Santa Cruz, Rep. Argen-tina. Actas 2° Congreso Argentino de Paleontologíay Bioestratigrafía y 1° Congreso Latinoamericano dePaleontología, 2: 205-212.

BOLTOVSKOY, E., 1979. Paleooceanografía del Atlánticosudoccidental desde el Mioceno, según estudiosforaminiferológicos. Ameghiniana, 16 (3-4): 357-389.

BORDAS, A. F., 1941. Restos fósiles del Rincón del Bu-que, Santa Cruz. Physis, Revista de la Sociedad Ar-gentina de Ciencias Naturales, 19: 55-61.

BRUHN, R., Ch. STERN y M. J. DE WIT, 1979. Field andgeochemical data bearing on the development of aMesozoic volcano- tectonic rift zone and back- arcbasin in southernmost South America. Earth andPlanetary Sciences Letters, 41: 32 - 46.

CABRERA, O. R. y J. PEREYRA, 1980. Informe geológicoal este del cerro Pari Aike, provincia de Santa Cruz.Yacimientos Carboníferos Fiscales, Informe 1157, 22pp. (inédito).

CAMACHO, H., 1974. Bioestratigrafía de las formacionesmarinas del Eoceno y Oligoceno de la Patagonia.Academia Ciencias Exactas, Físicas y Naturales,Anales 26: 39 - 57.

CAMACHO, H. y J. FERNÁNDEZ, 1956. La transgresiónpatagoniense en la costa atlántica entre ComodoroRivadavia y el curso inferior del río Chubut. Asocia-ción Geológica Argentina, Revista 11(1): 23 - 45.

CAMACHO, H. H., J. O. CHIESA y S. G. PARMA, 1998.Relaciones estratigráficas entre formaciones terciariasen el occidente de la Provincia de Santa Cruz. Asocia-ción Geológica Argentina, Revista 53 (2): 273 – 281.

CAMACHO, H. H., J. O. CHIESA, S. G. PARMA y V.REICHLER, 2000. Invertebrados marinos de la For-mación Man Aike (Eoceno medio), Provincia de San-ta Cruz, Argentina. Boletín de la Academia Nacionalde Ciencias 64: 187-208, Córdoba.

Laguna Grande 83

CARAMÉS, A. y N. MALUMIÁN, 1999. Foraminíferosdanianos de la perforación SC-1, provincia de SantaCruz, Cuenca Austral, Argentina. Servicio GeológicoMinero Argentino, Simposio Paleógeno de Américadel Sur, Anales 33: 33-50.

CASAS, J. H., 1959. Estudio geológico del lago Cardiel,Dto. Río Chico, prov. Santa Cruz. Yacimientos Petro-líferos Fiscales, (inédito), Buenos Aires.

COBOS, J. C. y J. L. PANZA, 2001. Hoja Geológica 4972-IV Tres Lagos, escala 1:250.000, provincia de SantaCruz. Mapa e informe preliminar. Servicio GeológicoMinero Argentino, inédito.

COBOS, J. C., G. ANSELMI, J. L. PANZA, R. GIACOSA yL. ESCOSTEGUY, 2004. Hoja Geológica 4972-IV TresLagos, escala 1:250.000, provincia de Santa Cruz. Ser-vicio Geológico Minero Argentino, inédito.

COIRA, B., F. NULLO, C. PROSERPIO y V. A. RAMOS,1975. Tectónica de basamento de la región occiden-tal del Macizo Nordpatagónico (provincias de RíoNegro y Chubut). Asociación Geológica Argentina,Revista 30 (1): 361 - 383.

CONCHEYRO, A., 1991. Nanofósiles eocenos de la For-mación Man Aike (SE Lago Cardiel), Provincia deSanta Cruz, Argentina. Ameghiniana, 28 (3-4): 385-399.

CONCHEYRO, A. y G. ANGELOZZI, 2002. Nanofósilescalcáreos. En M.J. Haller (Ed.): Geología y RecursosNaturales de Santa Cruz. Relatorio del 15° CongresoGeológico Argentino, El Calafate, II-10: 519-531.

CHARRIER, R., E. LINARES, H. NIEMEYER y J.SKARMETA, 1978. Edades potasio-argón devulcanitas mesozoicas y cenozoicas del sector chile-no de la Meseta Buenos Aires, Chile, y su significa-do geológico. Actas 7° Congreso Geológico Argen-tino, 2(5): 23 - 41.

DARWIN, Ch., 1839. Narrative of the surveying voyagesof H.M.S. Adventure and Beagle, between the years1826 and 1836. Vol. III, Colburn , H. (Ed.), 615 p., Lon-dres.

DARWIN, Ch., 1846. Geological observations on SouthAmerica. En: Escuti, A., 1906. Anexo Anales Univer-sidad de Chile, Santiago

DE BARRIO, R. E., 1984. Descripción geológica de laHoja 53c Laguna Olín (Resumidero), provincia deSanta Cruz. Servicio Geológico Nacional, 31 pp.,inédito.

DE BARRIO, R. E., 1989. Aspectos geológicos ygeoquímicos de la Formación Chon Aike (Grupo Ba-hía Laura), Jurásico medio a superior, en el noroestede la provincia de Santa Cruz. Tesis doctoral 528.Facultad Ciencias Naturales y Museo de La Plata,174 p., inédita. La Plata.

DE BARRIO, R. E., G. SCILLATO YANÉ y M. BOND, 1984.La Formación Santa Cruz en el borde occidental delMacizo del Deseado (provincia de Santa Cruz) y sucontenido paleontológico. 9° Congreso GeológicoArgentino, Actas 4: 539 - 556.

DE GIUSTO, J. M., 1956. Informe geológico zona RocaBlanca - Baqueró. Yacimientos Petrolíferos Fiscales,38 pp., inédito.

DE GIUSTO, J. M., 1957. Informe geológico zona AguadaAlegre – Los Manantiales. Yacimientos PetrolíferosFiscales, 33 pp., inédito.

DEL RÍO, C. J., 2002. Moluscos del Terciario marino. EnM. J. Haller (Ed.): Geología y Recursos Naturales deSanta Cruz. Relatorio del 15° Congreso GeológicoArgentino. El Calafate, II-9: 495-517.

DI PAOLA, E. y H. MARCHESE, 1973. Litoestratigrafía dela Formación Patagonia en el área tipo (Bajo de SanJulián - desembocadura del río Santa Cruz). Provin-cia de Santa Cruz. República Argentina. 5° Congre-so Geológico Argentino, Actas 3: 207 - 222.

DI PERSIA, A., 1958. Informe previo al levantamientogeológico en escala 1:100.000 de la zona norte de laprovincia de Santa Cruz al sur del río Deseado. 5ª cam-paña. Yacimientos Petrolíferos Fiscales, 27 pp., inédito.

FERELLO, R., 1969. Intento de sistematizacióngeocronológica de las rocas eruptivas básicas ensectores del Chubut y Santa Cruz Norte. 4a JornadasGeológicas Argentinas, Actas 1: 293 - 310.

FERUGLIO, E., 1929. Apuntes sobre la constitucióngeológica de la región del Golfo de San Jorge. Ana-les GAEA 3 (2): 395 - 488.

FERUGLIO, E., 1938a. Relaciones estratigráficas entre elPatagoniano y el Santacruciano en la Patagonia aus-tral. Revista Museo La Plata (N.S.), Geología I (4):129- 157.

FERUGLIO, E., 1938b. El Cretáceo superior del Lago SanMartín y de las regiones adyacentes. Physis, 12: 293-342.

FERUGLIO, E., 1949 - 1950. Descripción geológica de laPatagonia, 3 tomos. Yacimientos Petrolíferos Fisca-les, Buenos Aires.

FIDALGO, F., 1973. Consideraciones sobre los bajos si-tuados al norte de la provincia de Santa Cruz. 5° Con-greso Geológico Argentino, Actas 5: 123 - 137.

FIDALGO, F. y J. C. RIGGI, 1965. Los RodadosPatagónicos de la Meseta del Guenguel y alrededo-res (Santa Cruz). Asociación Geológica Argentina,Revista 20 (3): 273 - 325.

FIDALGO, F. y J. C. RIGGI, 1970. Consideracionesgeomórficas y sedimentológicas sobre los RodadosPatagónicos. Asociación Geológica Argentina, Re-vista 25 (4): 430 - 443.


FLEAGLE, J. G., T. M. BOWN, C. SWISHER y G. BUCKLEY,1995. Age of the Pinturas and Santa Cruz Formations.6° Congreso Argentino de Paleontología yBioestratigrafía (Trelew, 1994), Actas: 129-135.

FLECK, R. J., J. H. MERCER, A. E. NAIRN y D. N.PETERSON, 1972. Chronology of Late Pliocene andEarly Pleistocene glacial and magnetic events insouthern Argentina. Earth Planetary Science Letters,16: 15 - 22.

FOSSA MANCINI, E., E. FERUGLIO y J. C. YUSSEN DECAMPANA, 1938. Una reunión de geólogos de YPFy el problema de la nomenclatura estratigráfica. Bo-letín de Informaciones Petroleras, 171: 31-95.

FURQUE, G., 1973. Descripción geológica de la Hoja 58b,Lago Argentino, provincia de Santa Cruz. ServicioNacional Minero Geológico, Boletín 140: 1-52.

FURQUE, G. y H. H. CAMACHO, 1972. El Cretácico supe-rior y Terciario de la región austral del lago Argenti-no, provincia de Santa Cruz. Actas 4a JornadasGeológicas Argentinas, 3: 61 - 75.

GIACOSA, R., M. FRANCHI y A. GENINI, 1998. HojasGeológicas 4772-III Lago Belgrano y 4772-IV Lago Po-sadas, escala 1:250.000, provincia de Santa Cruz. Ser-vicio Geológico Minero Argentino, Boletín 256: 1 - 95.

GONZÁLEZ DÍAZ, E. F. y E. MALAGNINO, 1984.Geomorfología de la provincia de Río Negro. 9° Con-greso Geológico Argentino, 1-160.

GORRING, M. L., S. M. KAY, P. K. ZEITLER, V. A. RA-MOS, J. L. PANZA, D. RUBIOLO y M. I.FERNÁNDEZ, 1997. The Late Cenozoic Evolution ofPatagonian Plateau Magmatism, SE of the Chile Tri-ple Junction. Tectonics, 16(1): 1-17.

HALLER, M. J., M. D’ORAZIO, F. INNOCENTI, P. MANETTIy F. MAZZARINI, 2002. Late Cenozoic plateau andpost-plateau basalts from southwestern Santa Cruz,Argentina: an example of transition from subduction –influenced to intraplate magmatism. Actas 15° Congre-so Geológico Argentino, El Calafate.

HATCHER, J. B., 1897. On the Geology of SouthernPatagonia. American Journal Science, Series 4, 4(23):321 - 354.

HATCHER, J. B., 1900. Sedimentary rocks of SouthernPatagonia. American Journal Science, Series 4, 9(50):85 - 108.

HATCHER, J. B., 1903. Narrative of the expeditions andgeography of Southern Patagonia. Reports of thePrinceton University Expeditions to Patagonia, 1896- 1899, I: 1-210.

IRIGOYEN, M. V., 1989. Descripción geológica de la Hoja57f-g, Comandante Luis Piedrabuena, provincia deSanta Cruz. Servicio Geológico Nacional, 114 p., in-édito.

LEANZA, A. F., 1972. Andes Patagónicos Australes. EnGeología Regional Argentina (A. F. Leanza, Ed.), Aca-demia Nacional de Ciencias, 609-706, Córdoba.

LEANZA, H. A., C. A. HUGO y A. SPIEGELMAN, 1981.Manifestaciones fosfáticas en la FormaciónPatagonia: su génesis y relación con el vulcanismopiroclástico silíceo. Asociación de Mineralogía,Petrología y Sedimentología, Revista, 11 (3-4): 27-39.

LUNA, P., 1979. Informe sobre los resultados de 6 pozosejecutados en la zona del curso medio del río SantaCruz (Pcia. Santa Cruz). Yacimientos CarboníferosFiscales, Informe 1111, 30 p., inédito.

MACDONALD, G. A., 1953. Pahoehoe, aa and block lava.American Journal of Science, 251: 169 - 191.

MALUMIÁN, N., 1978. Esbozo paleoecológico de lasasociaciones foraminiferológicas terciarias de la Ar-gentina. Asociación Paleontológica Argentina,Ameghiniana, 15 (1-2): 161 - 171.

MALUMIÁN, N., 1990. Foraminíferos de la FormaciónMan Aike (Eoceno, sureste Lago Cardiel) Provinciade Santa Cruz. Revista Asociación Geológica Argen-tina, 45 (3-4): 365-385.

MALUMIÁN, N., 1994. Foraminíferos nuevos o caracte-rísticos del Eoceno medio de cuenca Austral: signifi-cado paleozoogeográfico. Ameghiniana, 31 (2): 139-151.

MALUMIÁN, N., 1999. La Sedimentación en laPatagonia Extraandina, en N. Malumián et al., Lasedimentación y el volcanismo terciarios en laPatagonia Extraandina. En Geología Argentina, Ins-tituto de Geología y Recursos Minerales, Anales 29(18): 557-612.

MALUMIÁN, N. y C. NÁÑEZ, 1989. Asociaciones deforaminíferos del Terciario medio de Cuenca Austral:sus relaciones con eventos eustáticos globales. Re-vista Asociación Geológica Argentina, 43 (2): 257-264.

MALUMIÁN, N. y C. NÁÑEZ, 1991. Paleogeografía delTerciario medio del cono sur: avance de aguasantárticas. 6° Congreso Geológico Chileno, resúme-nes expandidos: 847-851.

MALUMIÁN, N. y C. NÁÑEZ, 1998. El géneroTransversigerina y la edad de la transgresiónpatagoniana. Actas 10° Congreso Latinoamericanode Geología y 6° Congreso Nacional de Geología Eco-nómica, 1: 285-290.

MALUMIÁN, N. y C. NÁÑEZ, 2002. Los foraminíferos.Su significado geológico y ambiental. En M.J. Haller(Ed.): Geología y Recursos Naturales de Santa Cruz.Relatorio del 15° Congreso Geológico Argentino. ElCalafate, II-8, 481-493.

Laguna Grande 85

MALUMIÁN, N. y V. RAMOS, 1984. Magmatic intervals,transgression - regression cycles and oceanic eventsin the Cretaceous and Tertiary of southern SouthAmerica. Earth and Planetary Science Letters, 67: 228- 237.

MARENSSI, S. y S. CASADÍO, 2002. Estratigrafíasecuencial de los depósitos fluviales y marinos delPaleógeno tardío, suroeste de Santa Cruz, Argenti-na. 9ª Reunión Argentina de Sedimentología, Resú-menes, 55.

MARÍN, G., 1982. Informe preliminar de la descripcióngeológica de la Hoja 55c, Gobernador Gregores, pro-vincia de Santa Cruz. Servicio Geológico Nacional,17 p., inédito.

MARÍN, G., 1984. Descripción geológica de la Hoja 55c,Gobernador Gregores, provincia de Santa Cruz. Ser-vicio Geológico Nacional, 48 p., inédito.

MARSHALL, L. G., 1976. Fossil localities for Santacrucian(Early Miocene) Mammals, Santa Cruz Province,Southern Patagonia, Argentina. Journal ofPaleontology, 50 (6): 1129 - 1142.

MARSHALL, L. G. y R. PASCUAL, 1977. Nuevosmarsupiales Caenolestidae del “Piso Notohippi-dense” (SW de Santa Cruz, Patagonia) de Ameghino.Sus aportaciones a la cronología y evolución de lascomunidades de mamíferos sudamericanos. Publica-ción Museo Municipal Ciencias Naturales “L.Scaglia”, 2(4): 91 - 122, Mar del Plata.

MARSHALL, P., R. PASCUAL, G. CURTIS y R. E. DRAKE,1977. South American Geochronology: Radiometrictime-scale for Middle to Late Tertiary Mammal- bearingHorizons in Patagonia. Science, 195: 1325 - 1328.

MARSHALL, L. G., R. E. DRAKE, G. H. CURTIS, R. F.BUTLER, K. M. FLANAGAN, y C. W. NAESER, 1986.Geochronology of type Santacrucian (MiddleTertiary) Land Mammal Age, Patagonia, Argentina.Journal of Geology, 94 (4): 449-457.

MERCER, J. H., 1976. Glacial History of SouthernmostSouth America. Quaternary Research 6: 125 - 166.

MERCER, J. H., 1983. Cenozoic glaciation in the SouthernHemisphere. Annual Reviews Earth PlanetarySciences, 11:99 - 132.

MERCER, J. y J. F. SUTTER, 1982. Late Miocene-EarliestPliocene glaciation in Southern Argentina:implications for global ice sheet history.Paleogeography, Paleoclimatology and Paleoecology38:185-206.

MERCER. J. H., R. J. FLECK, E. A. MANKINEN y W.SANDER, 1975. Southern Patagonia: glacial eventsbetween 4 m.y. and 1 m.y. ago. Quaternary Studies.Royal Society New Zealand Bulletin, 13: 223- 230,Wellington.

MERCERAT, A., 1896. Essai de classification des terrainssédimentaires du versant oriental de la Patagonieaustrale. Anales Museo Nacional de Buenos Aires,(2)II: 105-130.

MERCERAT, A., 1897. Coupes géologiques de laPatagonie Australe. Anales Museo Nacional de Bue-nos Aires, (2) II: 309-320.

METHOL, E., 1967. Rasgos geomorfológicos de la Mese-ta de Somuncura, Río Negro. Consideraciones acer-ca de los orígenes de los “pequeños bajos sin sali-da”. Asociación Geológica Argentina, Revista 22 (4):295 - 311.

NÁÑEZ, C., 1988. Paleoecología de los foraminíferos delTerciario medio de la región oriental de la provinciade Santa Cruz, Argentina. Tesis doctorado Universi-dad Nacional de Buenos Aires, 113 pp., inédito.

NÁÑEZ, C., 1989. Informe micropaleontológico sobremuestras de las F. Baqueró, San Julián y MonteLeón del área oriental de la provincia de Santa Cruz.Dirección Nacional de Minería y Geología, 4 p., in-édito.

NÁÑEZ, C., 1990. Foraminíferos y bioestratigrafía delTerciario medio de Santa Cruz Oriental. Revistade la Asociación Geológica Argentina, 43(4): 493-517.

NULLO, F. E. y A. M. COMBINA, 2002. Sedimentitas ter-ciarias continentales, en M. J. Haller (Ed.): Geologíay Recursos naturales de Santa Cruz. Relatorio del15° Congreso Geológico Argentino, El Calafate, I-16:245-258.

NULLO, F. E., J. L. PANZA y G. BLASCO, 1999. El Jurásicoy Cretácico de la Patagonia y Antártida. 7. Jurásico yCretácico de la Cuenca Austral. En Geología Argen-tina, Instituto de Geología y Recursos Minerales,Anales 29 (17): 528-535.

ORTMANN, A. E., 1902. Tertiary invertebrates. Reportsof the Princeton University Expeditions to Patagonia.4(2): 45-332, Princeton, New Jersey.

PANZA, J. L., 1982. Descripción geológica de las Ho-jas 53e, Gobernador Moyano y 54e, Cerro Van-guardia. Servicio Geológico Nacional, 197 p., in-édito.

PANZA, J. L., 1984. Descripción geológica de las Hojas54f, Bajo de la Leona y 54g, Bahía Laura, provinciade Santa Cruz. Servicio Geológico Nacional, 197 p.,inédito.

PANZA, J. L., 1986. Descripción geológica de la Hoja 54d,La Manchuria, provincia de Santa Cruz. ServicioGeológico Nacional, 141 p., inédito.

PANZA, J. L., 1995a. Hoja Geológica 4969-II Tres Cerrosescala 1:250.000, provincia de Santa Cruz. ServicioGeológico Nacional. Boletín 213: 1-103.


PANZA, J. L., 1995b. Hoja Geológica 4966-I/II Bahía Laura,escala 1:250.000, provincia de Santa Cruz. ServicioGeológico Nacional. Boletín 214.

PANZA, J. L., 1998. Hoja Geológica 4769-IV MonumentoNatural Bosques Petrificados, escala 1:250.000, pro-vincia de Santa Cruz. Servicio Geológico Minero Ar-gentino, Boletín 258: 1 - 110.

PANZA, J. L., 2002. La cubierta detrítica del CenozoicoSuperior. En M. J. Haller (Ed.): Geología y RecursosNaturales de Santa Cruz. Relatorio del 15° Congre-so Geológico Argentino. El Calafate, I-17: 259-284.

PANZA, J. L. y R. de BARRIO, 1987. Informe preliminar dellevantamiento geológico de las Hojas 55f, Cordón Altoy 55g, Puerto San Julián, provincia de Santa Cruz. Di-rección Nacional Minería y Geología, 122 p., inédito.

PANZA, J. L. y R. de BARRIO, 1989. Descripción geológicade las Hojas 56f, Cordón Alto y 56g, Puerto SanJulián, provincia de Santa Cruz. Servicio GeológicoNacional, 155 p., inédito.

PANZA, J. L. y M. R. FRANCHI, 2002. Magmatismobasáltico cenozoico extrandino. En M. J. Haller (Ed.):Geología y Recursos Naturales de Santa Cruz.Relatorio del 15° Congreso Geológico Argentino. ElCalafate, I-14: 201-236.

PANZA, J. L. y M. V. IRIGOYEN, 1995. Hoja Geológica4969-IV Puerto San Julián, escala 1:250.000, provin-cia de Santa Cruz. Servicio Geológico Nacional, Bo-letín 211: 1-77.

PANZA, J. L. y G. MARÍN, 1998. Hoja Geológica 4969-IGobernador Gregores, escala 1:250.000, provincia deSanta Cruz. Servicio Geológico Minero Argentino,Boletín 239: 1-104.

PANZA, J. L. y L. SACOMANI, 2001. Hoja Geológica 4969-III Laguna Grande, escala 1:250.000, provincia deSanta Cruz. Mapa e informe preliminar. ServicioGeológico Minero Argentino, inédito.

PANZA, J. L., J. COBOS y D. RAGONA, 1994. Mapageológico de la provincia de Santa Cruz, escala1:750.000. Servicio Geológico Nacional.

PANZA, J. L., C. NÁÑEZ y N. MALUMIÁN, 1996. Aflo-ramientos y foraminíferos eocenos en el Macizo delDeseado, provincia de Santa Cruz. Ameghiniana. Re-sumen, 33(2): 231.

PANZA, J. L., L. E. SACOMANI y J. C. COBOS, 2002.Mapa geológico de la provincia de Santa Cruz, esca-la 1:750.000. Servicio Geológico Minero Argentino,Buenos Aires.

PASCUAL, R.; E. ORTEGA HINOJOSA; D. GONDAR y E.TONNI, 1965. Las edades del Cenozoico mamalíferode la Argentina, con especial atención a aquellas delterritorio bonaerense. Comisión Investigaciones Cien-tíficas Provincia de Buenos Aires, Anales 6: 165 - 193.

PEREYRA, F. X., L. FAUQUÉ y E. F. GONZÁLEZ DÍAZ, 2002.Geomorfología. En M. J. Haller (Ed.): Geología y Recur-sos Naturales de Santa Cruz. Relatorio del 15° CongresoGeológico Argentino. El Calafate, I-21: 325-352.

PIATNITZKY, A. 1938. Observaciones geológicas en eloeste de Santa Cruz (Patagonia). Boletín de Informa-ciones Petroleras 165: 45-85.

RAMOS, V. A., 1978. Descripción geológica de la Hoja55b Meseta de la Muerte, provincia de Santa Cruz.Informe Servicio Geológico Nacional, 87 pp., inédito.

RAMOS, V. A., 1982. Geología de la región del lago Cardiel,provincia de Santa Cruz. Asociación Geológica Ar-gentina Revista, 37 (1): 23 - 49.

RAMOS, V. A., 1999. Los depósitos sinorogénicos tercia-rios de la Región Andina. En Geología Argentina,Instituto de Geología y Recursos Minerales, Anales29 (22): 651-682.

RAMOS, V. A. y S. MAHLBURG KAY, 1992. SouthernPatagonian plateau basalts and deformation: backarctestimony of ridge collisions. Tectonophysics, 205:261 - 282.

RAMOS, V. A., H. NIEMEYER, J. SKARMETA y J. MUÑÓZ,1982. Magmatic Evolution of the Austral PatagonianAndes. Earth - Science Reviews, 18: 411 - 443.

RICCARDI, A. C., 1971. Estratigrafía en el oriente de la bahíade la Lancha, lago San Martín, Santa Cruz, Argentina.Revista Museo La Plata 7 (Geología 61): 245- 318.

RICCARDI, A. C. y E. ROLLERI, 1980. CordilleraPatagónica Austral. 2° Simposio de Geología Regio-nal Argentina, Academia Nacional Ciencias, II:1173-1306, Córdoba.

RIGGI, J. C., 1957. Resumen geológico de la zona de los lagosPueyrredón y Posadas, provincia de Santa Cruz. Revis-ta Asociación Geológica Argentina, 12 (2): 65- 97.

RIGGI, J. C., 1978. La importancia de los sedimentospiroclásticos y de la sílice biogenética en laestratigrafía de la Formación Patagonia. AsociaciónGeológica Argentina, Revista 33 (2): 158 - 171.

RIGGI, J. C., 1979. Nuevo esquema estratigráfico de laFormación Patagonia. Asociación Geológica Argen-tina, Revista 34(1): 1 - 11.

ROLL, A., 1937. Estudio geológico de la zona entre el ríoShehuen y el río Santa Cruz. Yacimientos PetrolíferosFiscales, informe 1804, 115 pp., inédito.

ROSSI DE GARCÍA, E. y R. LEVY DE CAMINOS, 1984. Es-tudio paleontológico de la megafauna de las hojas 54d,La Manchuria y 54f, Bajo de La Leona, provincia deSanta Cruz. Servicio Geológico Nacional, 2 p., inédito.

RUSSO, A. y M. A. FLORES, 1972. Patagonia AustralExtra Andina, en Leanza, A. F. (Ed.), Geología Regio-nal Argentina. Academia Nacional de Ciencias deCórdoba, 707 - 725.

Laguna Grande 87

RUSSO, A., M. A. FLORES y H. DI BENEDETTO, 1980.Patagonia Austral Extraandina, en 2° Simposio deGeología Regional Argentina, Academia Nacional deCiencias de Córdoba, 2: 1431 - 1462.

SACOMANI, L., 1984. Informe preliminar. Ciclos basálticoscenozoicos del sector centro - occidental del Macizodel Deseado, provincia de Santa Cruz. ServicioGeológico Nacional, 5p., inédito.

SARRIS, M. y C. P. FERNÁNDEZ, 1957. Exploracióncarbonífera en la zona entre el lago Strobel, lago SanMartín, río Chico y río Chalía. YacimientosCarboníferos Fiscales, informe 837, 16 p., inédito.

SCHELLMANN, G., 1998. JungkänozoischeLandschaftsgeschichte Patagoniens (Argentinien).Andine Vorlandvergletscherungen, Talentwicklungund marine Terrassen. Essener GeographischeArbeiten, 29: 1-218, Essen.

SCHELLMANN, G., G. WENZENS, U. RADTKE, D.TROMBOTTO, M. ZÁRATE y E. SCHNACK, 2000.Landscape Evolution of Southern Patagonia. Geodesy,Geomorphology and Soil Science, SH1: 63-68.

SCHILLER, W., 1923. Sobre derrumbamiento de capas enla Patagonia causado por sublavado. Contribuciónal estudio de las cuencas sin desagüe. Revista delMuseo de La Plata, 27: 161-171.

TAUBER A. A., 1994. Estratigrafía y vertebrados fósiles dela Formación Santa Cruz (Mioceno Inferior) en la costaatlántica entre las rías del Coyle y río Gallegos, provin-cia de Santa Cruz, República Argentina. Tesis doctoral.Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Uni-versidad Nacional de Córdoba, 422 pp., inédita.

TAUBER, A. A., 1996. Los representantes del géneroProtypotherium (Mammalia, Notoungulata,Interatheriidae) del Mioceno Temprano del Sudestede la provincia de Santa Cruz. Academia Nacional deCiencias, Miscelánea 95: 3-32, Córdoba.

Entregado: enero de 2005.Validado: mayo de 2005.

TAUBER, A. A., 1997. Paleoecología de la Formación SantaCruz (Mioceno Inferior) en el extremo sudeste de laPatagonia. Ameghiniana, Revista AsociaciónPaleontológica Argentina, 34(4): 517-529.

TOURNOÜER, A., 1903. Note sur la géologie et lapaléontologie de la Patagonie. Bulletin SocietéGéologique de France. Serie 4°, 3:463-473.

UGARTE, F. R. E., 1956. Relevamiento geológico expediti-vo de la zona del lago Cardiel, Santa Cruz. YacimientosCarboníferos Fiscales, Informe 823, 18pp., inédito.

UGARTE, F. R. E., 1958. Estudio geológico del anticlinalShehuen, provincia de Santa Cruz. Yacimientos Pe-trolíferos Fiscales, informe 2079, 47 pp., inédito.

VERGANI, G. y N. STACH, 1984. Recopilación geológicade la provincia de Santa Cruz, escala 1:500.000. Yaci-mientos Petrolíferos Fiscales, inédito.

WENZENS, G., 2000. Evidences of Pliocene and earlyQuaternary glaciations east of Lago Viedma(Patagonia, Argentina). Zentralblatt Geologie undPaläontologie Teil I, 1999 (7-8): 1027-1040.

WICHMANN, B., 1922. Observaciones geológicas en elGran Bajo de San Julián y sus alrededores (Territoriode Santa Cruz). Dirección General de Minas, Boletín30 B: 1-34.

WINDHAUSEN, A., 1931. Geología Argentina. SegundaParte: Geología Histórica y regional del territorio ar-gentino. Ed. Peuser, Buenos Aires.

ZAMBRANO, J. y C. URIEN, 1970. Geological outline ofthe basins in Southern Argentina and theircontinuation off the Atlantic shore. Journal ofGeophysical Research, 75(8): 1363 - 1396.

ZILLI, N., M. PEDRAZZINI y G. PERONI, 2002. LaCuenca Austral. En M. J. Haller (Ed.): Geología yRecursos Naturales de Santa Cruz. Relatorio del15° Congreso Geológico Argentino. El Calafate,3: 607-662.

Hoja Geológica 4969-III Laguna Grande

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