hoja ESQUEL

ISSN 0328-2333
Programa Nacional de Cartas Geológicas
de la República Argentina
1:250.000
Hoja Geológica 4372-I y II
Esquel
Cerro Dos Picos. Granitoides del Batolito Andino intruyendo a vulcanitas cretácicas de la Formación Divisadero.
Provincia del Chubut
Antonio Lizuain
Recursos Minerales:
Roberto Viera
Supervisión:
Mario Franchi
Boletin Nº 369
Buenos Aires - 2010
Programa Nacional de Cartas Geológicas
de la República Argentina
1:250.000
Hoja Geológica 4372-I y II
Esquel
Provincia del Chubut
Antonio Lizuain
Recursos Minerales:
Roberto Viera
Supervisión:
Mario Franchi
Normas, dirección y supervisión del Instituto de Geología y Recursos Minerales
SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO
INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES
Boletín Nº 369
Buenos Aires 2010
SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO
Presidente:
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Secretario Ejecutivo:
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INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES
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Referencia bibliográfica
Lizuain, A. y R. Viera, 2010. Hoja Geológica 4372 I y II, Esquel, provincia
del Chubut. Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geológico
Minero Argentino. Boletín 369, 72 p., Buenos Aires.
ISSN 0328–2333
Es propiedad del SEGEMAR • Prohibida su reproducción
A la memoria de Mario Alberto Zubia.
CONTENIDO
RESUMEN
...................................................................................................................
1
ABSTRACT
...................................................................................................................
2
1. INTRODUCCIÓN
...................................................................................................................
3
UBICACIÓN DE LA HOJA Y ÁREA QUE ABARCA ..................................................................................
3
NATURALEZA DEL TRABAJO ................................................................................................................
3
INVESTIGACIONES ANTERIORES ...........................................................................................................
3
2. ESTRATIGRAFÍA
...................................................................................................................
4
...................................................................................................................
4
...................................................................................................................
4
2.1.1. Neoproterozoico ................................................................................................................
4
Formación Cushamen (1) ............................................................................................
4
RELACIONES GENERALES
2.1. PRECÁMBRICO
2.2. PALEOZOICO
...................................................................................................................
6
2.2.1. Silúrico
...................................................................................................................
6
Formación El Platero (2) ..............................................................................................
6
2.2.2. Carbonífero-Pérmico ..........................................................................................................
7
Formación Esquel (3) ..................................................................................................
7
2.3. MESOZOICO
...................................................................................................................
8
...................................................................................................................
8
2.3.1.1. Liásico ...................................................................................................................
8
Formación Piltriquitrón (4) ..........................................................................................
8
Formación Cresta de Los Bosques (5) ........................................................................
13
2.3.1.2. Dogger-Malm ..........................................................................................................
13
Formación Lago La Plata (6) .......................................................................................
13
2.3.2. Jurásico medio (?) ..............................................................................................................
14
Formación Leleque (7) ................................................................................................
14
2.3.3. Cretácico inferior ...............................................................................................................
16
Formación Divisadero (8) ............................................................................................
16
2.3.4. Cretácico superior ..............................................................................................................
18
Granitoides del Batolito Andino (9) ............................................................................
18
2.3.1. JURÁSICO
2.4. CENOZOICO
...................................................................................................................
21
...................................................................................................................
21
2.4.1.1. Paleoceno-Eoceno ..................................................................................................
21
Formación Huitrera (10) ..............................................................................................
21
2.4.1.2. Eoceno ...................................................................................................................
22
Formación Ventana .....................................................................................................
22
2.4.1.3. Oligoceno ................................................................................................................
23
Formación Ñorquinco (12) ..........................................................................................
23
2.4.1. Terciario
2.4.1.4. Mioceno ..................................................................................................................
28
Formación Collón Curá (13) ........................................................................................
28
Andesita Cerro Plataforma (14) ...................................................................................
28
2.4.1.5. Plioceno ..................................................................................................................
29
Formación Campana (15) .............................................................................................
29
2.5. Cuaternario
...................................................................................................................
29
...................................................................................................................
29
Depósitos del primer nivel de piedemonte (16) ...........................................................
29
Depósitos glaciarios no estratificados (17) .................................................................
29
Depósitos glaciarios estratificados (18) ......................................................................
30
Depósitos de planicies proglaciarias (19) ...................................................................
30
Depósitos aluviales de terrazas superiores (20) ..........................................................
30
Depósitos aluviales de terrazas inferiores (21) ............................................................
30
2.5.1. Pleistoceno
2.5.2. Holoceno
...................................................................................................................
30
Depósitos aluviales de terrazas indiferenciadas (22) ..................................................
30
Depósitos que cubren pedimentos (23) ......................................................................
31
Depósitos de abanicos aluviales (24) .........................................................................
31
Depósitos de remoción en masa (25) ..........................................................................
31
Depósitos de faldeo (26) .............................................................................................
31
Depósitos fluviales actuales (27) ................................................................................
31
3. ESTRUCTURA
...................................................................................................................
31
4. GEOMORFOLOGÍA
...................................................................................................................
33
Geoformas derivadas de la erosión glaciaria .......................................................................................
33
Geoformas derivadas de la acumulación glaciaria ...............................................................................
34
Proceso fluvial
...................................................................................................................
34
Procesos de remoción en masa ...........................................................................................................
35
Pedimentos
...................................................................................................................
35
Otras geoformas
...................................................................................................................
35
5. HISTORIA GEOLÓGICA
...................................................................................................................
35
6. RECURSOS MINERALES
...................................................................................................................
38
6.1. DEPÓSITOS DE MINERALES METALÍFEROS ...................................................................................
38
6.2. DEPÓSITOS DE MINERALES INDUSTRIALES ..................................................................................
49
6.3. COMBUSTIBLES SÓLIDOS .................................................................................................................
52
6.4. ZONAS DE ALTERACIÓN HIDROTERMAL ......................................................................................
54
7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO ...................................................................................................................
62
BIBLIOGRAFÍA
63
...................................................................................................................
Esquel
RESUMEN
La comarca que abarca la Hoja Esquel forma
parte en su mitad occidental de la Cordillera Patagónica Septentrional, en tanto que la mitad oriental
constituye parte de la Precordillera del Chubut y de
las estribaciones más occidentales del Macizo Nordpatagónico.
La unidad más antigua de la columna estratigráfica consiste en metamorfitas precámbricas. El basamento pre-mesozoico se completa con granitoides de la Formación El Platero (Silúrico) y con las
sedimentitas marinas de la Formación Esquel (Paleozoico superior).
En discordancia angular sobre este zócalo se
produjo la sedimentación de las rocas de la Formación Piltriquitrón (Liásico), que se depositaron en un
ambiente de llanura de mareas con aportes del continente retrabajados por el oleaje y las mareas. Estas sedimentitas están asociadas con un vulcanismo
de arco de carácter ácido a mesosilíceo. Su conocimiento permitió extender el dominio paleogeográfico
de los terrenos del Jurásico inferior, acumulados en
una cuenca de orientación N-S, con un borde de
cuenca situado al oeste del lago Puelo y abierta hacia el noroeste. También en el Liásico ocurrió el
emplazamiento de diabasas y gabros.
La implantación de un arco volcánico calcoalcalino durante el Jurásico medio a superior permitió
el desarrollo de un extenso vulcanismo en la Cordillera Patagónica, desde el lago Fontana hasta el área
de Esquel, y que podría extenderse hasta la región
del lago Nahuel Huapí. En el Jurásico medio se habrían intruido granitoides reunidos en la Formación
Leleque.
Durante el Cretácico, la existencia de otro arco
volcánico calcoalcalino posibilitó el desarrollo del
vulcanismo mesosilíceo a ácido de la Formación
Divisadero. A fines de esa época sucedió, en la Cordillera Patagónica, un episodio plutónico de importancia regional cual fue el emplazamiento de los Granitoides del Batolito Andino.
En el Paleógeno se generaron en la comarca y
en áreas vecinas dos arcos volcánicos. Uno pertenece a un arco magmático externo, bimodal, que
corresponde a la Formación Huitrera y otro, interno,
ampliamente difundido en el ámbito de la Cordillera
Patagónica cuyas rocas componen la Formación
Ventana. Con la extinción del vulcanismo paleógeno
y luego e un período de erosión, se depositaron fa-
1
cies psefíticas (destrucción de los arcos) que sirvieron de base a depósitos marinos y continentales. Este
conjunto constituye la Formación Ñorquinco.
Ya en el Neógeno, en el Mioceno, en el sector
extraandino se depositaron sedimentitas y tobas pertenecientes a la Formación Collón Curá. También
en esa edad tuvo lugar un episodio subvolcánico restringido, que determinó el emplazamiento de la Andesita Cerro Plataforma.
La estructuración actual de la cordillera de los
Andes se implementó a través de los movimientos
Quéchuicos, responsables de la reactivación de las
fracturas preexistentes, en especial aquellas originadas en las etapas extensionales del Mesozoico
que permitieron el desarrollo de cuencas y el emplazamiento de las granitoides jurásicos y cretácicos.
La comarca presenta dos sectores bien definidos, uno cordillerano y otro extraandino, donde coexisten una faja corrida y plegada, una cuenca de
antepaís, y una zona de antepaís que corresponde a
la parte occidental del Macizo de Somún Curá.
En general se han observado sistemas de corrimientos con vergencia general al este y
retrocorrimientos con vergencia al oeste.
Los sectores cordillerano y precordillerano fueron modelados durante el Cuaternario por importantes eventos glaciarios que modificaron intensamente el relieve existente. A esos procesos se deben
sumar las alteraciones del paisaje generadas por la
actual red de drenaje y los fenómenos de remoción
en masa. Durante el Pleistoceno se formaron importantes valles en «U» y en la actualidad se preservan pequeños glaciares en las nacientes de los ríos
Aterzal, Turbio, Tigre y Los Alerces.
Entre los recursos minerales de la Hoja predominan los de minerales metalíferos, particularmente
de Cu, Pb, Zn y Mo, alojados en zonas de alteración
hidrotermal. También hay importantes mineralizaciones vetiformes polimetálicas con Au y Ag y vetas de
cuarzo epitermal de baja sulfuración con minerales
auroargentíferos. Entre los distritos de significación
se puede mencionar la zona del cordón de Esquel y
la del cordón oriental del Futalaufquen. Otro recurso importante está dado por los aluviones que contienen metales nobles.
Entre los minerales industriales, el área cuenta
con yacimientos de arcillas, bentonitas, calizas, margas, caolín y perlitas. Hay también depósitos de combustibles sólidos, tales como turba y carbón.
2
ABSTRACT
The area under study is part of the western half
of the Northern Patagonian Cordillera, part of the
Precordillera of Chubut province and the
westernmost foothills of the North Patagonian
Massif. The oldest unit of the stratigraphic column
consists in Precambrian metamorphic rocks. The preMesozoic basement is completed with granitoids of
El Platero Formation (Silurian) and marine
sedimentary rocks of Esquel Formation (Upper
Paleozoic).
The sedimentation of the rocks of Piltriquitrón
Formation (Liassic) took place in angular
unconformity over this basement. They deposited in
a setting of tidal plains with continental runoffs which
were reworked by swash and tide action. These
sedimentary rocks are associated to acid-tomesosilicic arc volcanism. With this knowledge it was
possible to extend the paleographic domain of the
land of the Lower Jurassic, accumulated in a basin
with a North-South direction, with its basin edge
located to the west of Puelo Lake and open to the
northwest. Also in the Liassic, diabases and gabbros
were emplaced in the basin.
The implantation of
a calc-alkaline volcanic arc during the Middle to
Upper Jurassic resulted in the development of
extensive volcanism in the Patagonian Cordillera,
from Fontana Lake to the area of Esquel, and it might
also be extended to the region of Nahuel Huapí Lake.
At the end of the Jurassic, the granitoids in Leleque
Formation became intruded.
During the Cretaceous, the existence of another
calc-alkaline volcanic arc led to the development of
the mesosilicic to acid volcanism of Divisadero
Formation. At the end of this period, in the Patagonian
Cordillera, there was a plutonic episode of regional
importance known as the emplacement of the
Granitoids of the Andean Batholith.
In the Paleogene, there were two volcanic arcs
in this area and in the neighboring areas: an external
bimodal magmatic arc corresponding to Huitrera
Formation; and an internal one, which was widely
spread in the area of the Patagonian Cordillera, the
rocks of which constitute the Ventana Formation.
With the extinction of Paleogene volcanism and
after an erosion period, psephitic facies were
Hoja Geológica 4372-I y II
deposited (arc destruction) and they became the base
of marine and continental deposits. This group
constitutes the Ñorquinco Formation.
In the Neogene (Miocene) in the extra Andean
sector the sedimentary rocks and tuffs of the Collón
Curá were deposited. Also in this age, there was a
restricted subvolcanic episode which determined the
emplacement of Andesita Cerro Plataforma.
The current structure of the Andes Cordillera
was implemented through the Quéchuicos
movements, responsible for the reactivation of the
preexisting fractures, particularly those originated in
the extensional stages of the Mesozoic that led to
the development of basins and the emplacement of
Jurassic and Cretaceous granitoids.
The area presents two well-defined sectors: an
Andean sector and an extra Andean one, where there
is a coexistence of a thrusted and folded belt, a
foreland basin and a foreland area corresponding to
the western part of Somún Curá Massif.
In general, thrust systems with general eastward
vergence and backthrusts with westward vergence
have been observed.
The sectors of the cordillera and precordillera
were shaped during the Quaternary by important
glacial events which intensely modified the existing
relief and by the current drainage network, associated
to mass removal processes. During the Pleistocene,
important U-shaped valleys were formed and at
present some small glaciers are still preserved in the
headwaters of the following rivers: Aterzal, Turbio,
Tigre and Los Alerces.
Among the mineral resources of the Sheet there
is a predominance of metalliferous minerals,
particularly Cu, Pb, Zn and Mo, which are located in
the areas of hydrothermal alterations. There are also
important vetiform polymetallic mineralizations with
Au and Ag and low sulphidation epithermal quartz
veins with argentiferous minerals. Among the most
significant districts, Esquel range and the area of the
eastern range of Futalaufquen can be mentioned.
The placers with noble metals represent another
important resource.
Among the industrial minerals, the area has
different deposits of claystone, bentonite, limestones, marls, kaolin and perlites. There are also deposits
of solid fuels such as peat and coal.
Esquel
3
1. INTRODUCCIÓN
NATURALEZA
UBICACIÓN DE LA HOJA Y ÁREA QUE ABARCA
La Hoja Esquel se extiende entre los paralelos
42° y 43° de latitud sur, el meridiano de 70°30´ y el
límite con Chile. Abarca una importante porción del
sector noroeste de la provincia del Chubut (Fig. 1),
contiene gran parte del departamento Cushamen y
abarca un sector del departamento Futaleufú, incluyendo el Parque Nacional Los Alerces. Así delimitada, la región estudiada tiene una superficie de
13.697 km2.
El relieve está determinado por dos regiones
geográficamente bien diferenciadas. Una andina
perteneciente a la Cordillera Patagónica Septentrional y otra extraandina, también llamada
Precordillera del Chubut. La parte más elevada
corresponde al sector andino con una altura máxima de 2492 m en el cerro Tres Picos ubicado al
norte del lago Cholila; en tanto en el sector
preandino, el cordón del Mogote se eleva 1525 m
sobre el nivel del mar. Cabe destacar que la comarca está atravesada por el río Chubut, que desemboca en el océano Atlántico.
DEL TRABAJO
El tramo de la Cordillera Patagónica abarcado
en la Hoja Esquel comprende sectores que contaban con escasa o inexistente información geológica.
Con la información previa y sobre la base topográfica de la Hoja IGM 4372-I y II, Esquel, a escala
1:250.000, se construyó un mapa geológico preliminar, que permitió elaborar un plan de trabajo de campo, en el que se priorizó el cordón de Esquel y el
sector preandino para la resolución de problemas
geológicos, que surgieron del análisis de la información existente.
El levantamiento geológico insumió 42 días de
campaña, distribuidos en los años 1994 y 1995. Se
contó con fotografías aéreas, obtenidas en su mayoría por IFONA, a escala 1: 20.000 y con imágenes
LANDSAT ampliadas a escala 1:250.000.
INVESTIGACIONES ANTERIORES
La información geológica previa, de acuerdo con
las épocas en que fueron efectuados los trabajos,
presenta diferentes tratamientos según la temática
abordada por los diferentes autores.
Figura 1. Mapa de ubicación de la Hoja 4372-I y II, Esquel.
4
Hoja Geológica 4372-I y II
Correspondió a Krüger (1909) y a Quensell
(1911) el reconocimiento inicial de las características y distribución de algunas de las unidades litológicas que conforman la Cordillera Patagónica Septentrional.
Un avance del conocimiento geológico se produjo a través del trabajo de Petersen y González
Bonorino (1947). Rigal (1923), al norte de Epuyén,
identificó sedimentitas terciarias portadoras de lignito. También son de importancia las investigaciones
efectuadas por Rassmuss (1922), orientadas al estudio del carbón, como asimismo las de Caldenius
(1932), Flint y Fidalgo (1968), Miró (1967) y González Díaz (1993) sobre las glaciaciones cuaternarias.
Trabajos de integración regional y de síntesis, donde se incluye el área estudiada, fueron realizados por
Cazau (1972, 1980), González Bonorino (1974, 1981),
Groeber (1942), Ramos (1981, 1999 a y b) Lizuain
(1980, 1981, 1999), Haller y Lapido (1980), Haller et
al. (1981), Dalla Salda et al. (1999), Limarino et al.
(1999), Rapela (1999) y Giacosa y Márquez (1999).
En el sector oriental se destacan los aportes suministrados por Piatnitzky (1936a), Feruglio (1949),
Volkheimer (1964b), Volkheimer y Lage (1981).
Estudios petrográficos y paleontológicos fueron
realizados por Cucchi (1977, 1978 a y b, 1979, 1981)
y Pöthe (1979), respectivamente.
2. ESTRATIGRAFÍA
RELACIONES GENERALES
La Hoja Esquel abarca, en el sector occidental,
una porción del segmento norte de la Cordillera Patagónica Septentrional, mientras que la región oriental contiene en parte a la Precordillera del Chubut y
también a las estribaciones suroccidentales del Macizo de Somún Curá o Nordpatagónico.
En la región considerada afloran rocas metamórficas precámbricas y granitoides del Paleozoico inferior que constituyen el basamento. Sobre este zócalo ígneo-metamórfico se hallan secuencias sedimentarias neopaleozoicas y jurásicas y vulcanitas
jurásicas que fueron afectadas por granitoides
jurásicos. Luego de la efusión de vulcanitas cretácicas se produjo el emplazamiento del Batolito Andino. En el Terciario hubo un generalizado vulcanismo, al que siguieron secuencias sedimentarias continentales marinas y palustres, con aporte piroclástico. En este trabajo, estas secuencias fueron actualizadas en su nomenclatura y características. De igual
modo se procedió con los sedimentos cuaternarios,
en especial los de origen glaciario.
2.1. PRECÁMBRICO
2.1.1. NEOPROTEROZOICO
Formación Cushamen (1)
Esquistos cuarzo-micáceos, metacuarcitas, filitas,
gneises, micacitas, migmatitas, anfibolitas
Antecedentes
Esta unidad, de características metamórficas,
representa los elementos más antiguos de la comarca. La localidad tipo está ubicada al NE de Leleque,
en el paraje Colonia Cushamen.
Se utiliza el término Formación Cushamen por
su similitud litológica y por ser los afloramientos cordilleranos la continuidad hacia el oeste del basamento metamórfico de la región de Cushamen, donde
Volkheimer (1964b) definió la entidad homónima. La
denominación se extiende para los asomos del valle
del río Epuyén y de la laguna de Los Patos por su
analogía litológica y estratigráfica.
Las rocas metamórficas del sector andino y extraandino tienen características muy semejantes,
corresponden a un mismo zócalo ígneo-metamórfico y por lo tanto se considera conveniente reunirlas
bajo un mismo nombre formacional.
Distribución areal
Las rocas metamórficas afloran en los sectores
central, noroeste y centro-este de la región. Asoman al norte y sur de la laguna de Los Patos, al este
de la localidad de Cushamen; también al norte, nordeste y sureste de Leleque, sobre ambas márgenes
del río Chubut.
Otros afloramientos no mapeables, por razones
de escala, fueron observados en el parte inferior del
faldeo occidental del cerro El Maitén, y a la latitud
de la laguna Chulta en el valle del río Epuyén, y en
los alrededores de la localidad de Leleque.
Litología y estructura
La unidad presenta tres grupos litológicos dominantes: esquistos, gneises y anfibolitas. El metamorfismo es de mediano a alto grado con aporte magmático de distinta magnitud e intensidad. La textura
gnéisica es común en la mayor parte de los asomos.
Esquel
En la esquistosidad prevalecen los rumbos ubicados en el cuadrante noroeste y, a su vez, agrupados en dos sectores, uno en el oeste-noroeste y otro
en el nordeste. En el sector centro-norte, los valores
oscilan entre N35°O y N80°O, mientras que en los
asomos del río Chubut, en la sierra de El Maitén y
en la localidad de Leleque varían entre N20°O y
N70°O.
Entre los esquistos predominan los cuarzo-feldespático-biotíticos. En los asomos de la laguna de
Los Patos las rocas son de grano fino a mediano, de
color gris verdoso, y muestran bandas cuarzo-feldespáticas de 10 mm de ancho que alternan con bandas micáceas de hasta 5 mm de espesor. Las bandas pueden estar plegadas desarrollando una fábrica flebítica. La composición mineralógica es cuarzo, plagioclasa (oligoclasa), biotita, escasa muscovita,
minerales opacos, circón y apatita. En algunos casos se incrementa el porcentaje de mica y se pasa a
una textura lepidoblástica con mayor desarrollo de
la esquistosidad.
Al norte de Leleque, los esquistos son cuarzomicáceos, de estructura bandeada, de grano fino a
mediano, con inyecciones cuarzosas que parcialmente le confieren a la roca una textura gnéisica. La
fábrica es heteroblástica con cuarzo muscovita, biotita, minerales opacos y circón.
En el extremo sur de la sierra de El Maitén afloran esquistos cuarzo-feldespático-micáceos de grano
fino y textura mesoscópica en parte esquistosa, que
en algunos sectores pasa a foliado-gnéisica. La fábrica es heterogranular, en partes blastopsamítica, constituida por cuarzo, oligoclasa-andesina ácida, biotita,
circón, rutilo, apatita y escasa calcita intersticial.
El segundo de los grupos litológicos está formado por gneises andesínico-hornbléndicos, gris blanquecinos, de grano fino a mediano, con textura
gnéisica que al microscopio muestra plagioclasa (andesina media) y anfíbol (hornblenda), con zoisita,
epidoto, clorita, apatita y minerales opacos.
Al norte de Epuyén son gneises cuarzoandesínico-anfibólico-biotíticos, de color gris verdoso y textura gnéisica con un bandeado irregular. La
fábrica es heteroblástica, en parte esquistosa, compuesta por cuarzo, plagioclasa (andesina), hornblenda, biotita, apatita, circón y minerales opacos.
Las anfibolitas (laguna de Los Patos) tienen una
fábrica nematoblástica y están integradas por hornblenda (70%), plagioclasa, escasa mica y minerales
opacos.
También se han reconocido esquistos micáceos,
metacuarcitas y migmatitas al sur de la sierra de El
5
Maitén y, con escasa presencia, en la laguna de Los
Patos.
Para la región del río Chico (provincia del Chubut), Giacosa et al. (2004) describieron esquistos
cuarzo-biotíticos, esquistos cuarzo-muscovíticos y
escasos metaconglomerados asociados a rocas
ortoderivadas de pegmatitas graníticas, diques graníticos y tonalíticos, y granitos alcalinos y tonalitas.
Por otra parte, Cerredo y López de Luchi (1999)
señalaron la intercalación de delgados bancos de
metavulcanitas al igual que Dalla Salda et al. (1994),
luego interpretadas por López de Luchi et al. (2002)
como vinculadas a un posible ambiente de arco magmático.
Relaciones estratigráficas
Los afloramientos del sector cordillerano están
cubiertos en relación de discordancia angular por
elementos volcaniclásticos de la Formación
Piltriquitrón (Liásico) e intruidos por granitoides del
Batolito Andino (Lizuain, 1981, 1999).
Al noroeste de Leleque, la unidad está intruida
por plutonitas de la Formación Leleque (Jurásico superior). En el extremo sur de la sierra de El Maitén
infrayace a lavas y brechas de la Formación Ventana
(Eoceno). Al SE de Leleque está cubierta discordantemente por la Formación Ñorquinco (Oligoceno).
El basamento que se localiza al norte de Epuyén
infrayace a vulcanitas cretácicas y terciarias. En el
faldeo occidental del cerro El Maitén afloran dioritas y tonalitas (Batolito Andino) con xenolitos de la
Formación Cushamen, algunos de los mismos superan los 10 m de diámetro.
Al este de Cushamen está intruida por la Formación El Platero (Silúrico). Igual relación se observó al norte de Gualjaina, ya fuera de la Hoja.
Edad y correlaciones
Por su ubicación estratigráfica puede afirmarse
que la Formación Cushamen es anterior a las formaciones El Platero, Esquel y Piltriquitrón.
Algunos autores coinciden en otorgarle una edad
tentativa precámbrica a paleozoica inferior. Difiere
de esto último González Bonorino (1944, 1947), que
la asignó al Precámbrico. Posteriormente, ubicó la
entidad en el Suprapaleozoico (González Bonorino,
1973, 1978), para situarla finalmente en el Paleozoico medio (González Bonorino, 1979).
Giacosa et al. (2005) colocaron al Complejo
Colohuincul y a la Formación Cushamen en el Pre-
6
cámbrico superior - Paleozoico inferior. Caminos y
Llambías (1984) establecieron un criterio para trazar el límite entre las formaciones Cushamen y
Mamil Choique, proponiendo incluir en la Formación Cushamen aquellos terrenos metamórficos
cuyo porcentaje de neosoma no exceda el 20%,
incluyendo en la Formación Mamil Choique aquellas en donde el neosoma supere dicho porcentaje.
En los últimos años han sido numerosos los trabajos que trataron la edad de la Formación
Cushamen. Diferentes autores coincidieron en asignarla al Precámbrico-Paleozoico inferior.
Dalla Salda et al. (1991), para la región sursuroeste de San Carlos de Bariloche, mediante una
isocrona Rb/Sr obtuvieron una edad de 727 ± 48
Ma. Linares et al. (1997) citaron una edad de 707
± 18 Ma (Rb/Sr) para esquistos de la región, al sur
del paraje El Saltillo (Chubut). Más recientemente,
el metamorfismo principal de la Formación
Cushamen fue datado como Devónico y derivado
de un protolito de edad precámbrica tardía (Ostera
et al., 2001).
Al este de la localidad de Cushamen (punto
de observación: 42°07´59"S - 70°29’58"O), en el
ámbito de la Hoja Geológica Gastre (4369-I), el
estudio U/Pb de rocas metamórficas (Lizuain y
Márquez, 1998) efectuado sobre circones, permitió identificar fracciones detríticas con una edad
de 2628 Ma (Neoarcheano) conjuntamente con
dos poblaciones de cristales euhedrales con edades de 865 Ma (Neoproterozoico) y de 420 Ma
(Silúrico). La mayor parte de los cristales de esta
última población, muestran la característica de
tener capas de grafito en la superficie exterior y
en fracturas; esta particularidad se ha observado
en poblaciones de circones extraídos de granitos
que han intruido a esquistos. En forma tentativa
se asigna a la unidad una edad neoproterozoica,
en coincidencia con la primera población de circones euhedrales (865 Ma).
La entidad es homologable, por su litología y grado
de metamorfismo, con las rocas que afloran entre
esta región y los lagos Traful y Nahuel Huapí, al
igual que con los esquistos del lago Aluminé (Formación Colohuincul; Turner, 1965).
Dalla Salda et al. (1999) distinguieron dos fajas
de rocas ígneo-metamórficas, una occidental (Complejo Colohuincul y granitoides asociados) y una
oriental formada por la Metamorfita Cushamen y
por el Granitoide Mamil Choique. Se correlaciona a
la Formación Cushamen con lo descripto en el sector chileno como Complejo Ígneo-Metamórfico (al
Hoja Geológica 4372-I y II
que Hervé et al. (1976) situaron como previo a la
Formación Panguipulli), con el Zócalo Metamórfico
(Thiele et al., 1976), y con las Rocas Metamórficas
de Mediano a Alto grado (Moreno y Parada, 1976).
2.2. PALEOZOICO
2.2.1. SILÚRICO
Formación El Platero (2)
Tonalitas, tonalitas hornblendífera y migmatíticas,
granodioritas, dioritas
Antecedentes
Se incluyen en esta unidad a las plutonitas de
mayor edad que afloran en la región, las que fueron
denominadas por Volkheimer (1964b) como Tonalita El Platero. Posteriormente, Volkheimer y Lage
(1981) le asignaron el nombre de Formación El Platero.
Distribución areal
Afloran al este de la localidad de Cushamen,
sureste de la estancia Fofo Cahuel y constituyen el
cordón del Mogote, el mayor asomo de la unidad en
la comarca, y por último lo hacen al sur de la estancia Cañadón Grande.
Litología
En general son tonalitas, como las recolectadas
al este de Leleque, que presentan una textura granosa inequigranular alotriomorfa, modificada por
metamorfismo de contacto. Constan de plagioclasa,
cuarzo, biotita, granate y muscovita, con apatita y
circón como minerales accesorios.
Al oeste del paraje La Rinconada son tonalitas
hornblendíferas, mientras que las plutonitas del cordón de El Mogote son tonalitas en parte migmatíticas.
En forma subordinada se determinó la existencia de granodioritas y dioritas. En los asomos se hallaron xenolitos de metamorfitas de la Formación
Cushamen.
Relaciones estratigráficas
La Formación El Platero intruye a las rocas
metamórficas de la Formación Cushamen (Precámbrico) y está intruida por granitoides de la Formación Leleque (Jurásico).
Esquel
Los granitoides están cubiertos por las vulcanitas
de la Formación Huitrera y por las sedimentitas de
la Formación Collón Curá, como fue observado al
este de la estancia Fofo Cahuel y al sur de la estancia Cañadón Grande.
7
metamorfitas y correspondería a la edad del emplazamiento de los mismos.
2.2.2. CARBONÍFERO-PÉRMICO
Formación Esquel (3)
Edad y correlaciones
La unidad fue correlacionada por Volkheimer
(1964b) y Volkheimer y Lage (1981) con parte de la
Formación Mamil Choique. Dalla Salda et al. (1994)
incluyeron en el Complejo Río Chico a las metamorfitas de la Formación Cushamen y a los granitoides
de Mamil Choique
Linares et al. (1988) obtuvieron edades de 390
± 15 y 370 ± 6 Ma en rocas plutónicas del NO de
Río Negro. Dalla Salda et al. (1999) citaron una isocrona Rb/Sr, con un valor de 439 ± 10 Ma. Como se
mencionara al tratar las metamorfitas de la Formación Cushamen, la edad U/Pb de 420 Ma (Silúrico),
efectuada sobre circones euhedrales con capas de
grafito, pertenecería a granitoides que intuyeron a
Areniscas grises, areniscas feldespáticas, lutitas,
lutitas limolíticas, diamictitas
Antecedentes
Las sedimentitas de esta unidad, conocidas
como Esquistos de Esquel, fueron mencionadas por
primera vez por Feruglio (1941, 1949), quien describió pizarras arcillosas que alternan con areniscas cuarcíticas, en general subverticales. Cazau
(1968-1969, 1972), en sus trabajos sobre la cuenca
de Ñirihuau-Ñorquinco-Cushamen, la llamó Formación Esquel. También fueron estudiadas por González Bonorino (1974), Sepúlveda (1977), Sepúlveda y Cucchi (1978), López Gamundi (1980) y
Cucchi (1980).
Figura 2. Ritmitas de la Formación Esquel en el cordón homónimo, generadas por procesos turbidíticos, constituidas por una
alternancia de areniscas y pelitas en las que se han reconocido ondulitas ascendentes, laminación convoluta y granoselección.
8
Hoja Geológica 4372-I y II
Distribución areal
2.3. MESOZOICO
Afloran entre la ruta nacional 40 y la localidad
de Esquel, sobre ambos faldeos del valle, y al norte
de dicha localidad, en el paraje La Hoya y al norte
del cerro R21, en ambos casos en las estribaciones
australes del cordón de Esquel.
2.3.1. JURÁSICO
Litología y estructura
Son sedimentitas con bajo grado de metamorfismo, con preservación de estructuras sedimentarias.
Están integradas por areniscas medianas, compuestas por cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y
pobre presencia de biotita y muscovita. Cucchi (1980)
mencionó la existencia de fragmentos líticos de limolitas y lutitas en las areniscas.
Los bancos de areniscas alternan con otros de
pelitas y pelitas limosas. Esta secuencia pasa a rocas, clasificadas por López Gamundi (1980) como
diamictitas, las cuales fueron consideradas por
Cucchi (1980) como parte de la Formación VallIe
Chico (Paleozoico superior).
Ambiente de depositación
La sección que corresponde a la alternancia de
areniscas y pelitas muestra una mala conservación
de estructuras sedimentarias, a pesar de esto se han
reconocido ondulitas ascendentes (climbing ripples),
laminación convoluta y granoselección, que podrían
indicar procesos turbidíticos de depositación (Fig. 2).
Iguales procesos habrían intervenido en lo que diferentes autores denominaron como diamictitas.
Edad y correlaciones
Feruglio (1949) concluyó que los «esquistos de
Esquel» no eran más recientes que el Paleozoico
inferior. Rolleri (1969) correlacionó la unidad con los
afloramientos pre-carboníferos del arroyo Pescado,
mientras que González Bonorino (1974) estableció
una edad pre-jurásica (¿suprapaleozoica?). Sepúlveda (1977) y Sepúlveda y Cucchi (1978) hallaron
restos de tallos y frondas de probable edad devónico-carbonífera.
La formación también es correlacionable, por sus
características litológicas y estratigráficas, con el
Grupo Tepuel de la Precordillera del Chubut, de posible edad paleozoica superior (Carbonífero-Pérmico), edad que se asigna tentativamente a la Formación Esquel.
2.3.1.1. Liásico
Formación Piltriquitrón (4)
Pelitas, areniscas, calizas, microconglomerados,
conglomerados, riolitas, riodacitas, andesitas, tobas, brechas
Antecedentes
Esta unidad, formada por sedimentitas marinas
y vulcanitas, fue designada como Serie de
Piltriquitrón por González Bonorino (1944, 1947).
Posteriormente, el mismo autor (González Bonorino,
1974) desdobló dicha serie denominando Grupo Huemul (Suprapaleozoico) a los asomos del área aquí
tratada y mantuvo el nombre de Formación
Piltriquitrón (Liásico) para las rocas ubicadas en el
cordón homónimo.
La presencia de vulcanitas en la entidad está
subordinada en abundancia al material clástico (Lizuain, 1980). Nuevas observaciones permitieron afirmar que el vulcanismo intercalado es escaso, encontrándose la mayor parte de las andesitas, riodacitas y riolitas cubriendo las capas marinas; esto se
advirtió en los cerros Piltriquitrón, Cholila, y Leleque
y coincide con lo expuesto por González Bonorino
(1981) para el cerro Pirque.
El vulcanismo puede corresponder, en parte por
lo menos, a remanentes de pulsos volcánicos
jurásicos y cretácicos que tienen su mayor desarrollo en el área occidental de la comarca (Formación
Divisadero) y que González Bonorino (1981) consideró como la facies extrusiva del Grupo Huemul.
Este último criterio fue adoptado por Diez y Zubia
(1981) para las rocas volcánicas aflorantes en el
oeste de la región de El Bolsón, a las que asignaron
al Liásico, por correlacionarlas con los asomos situados en el cerro Piltriquitrón descriptos por Lizuain
(1980) y de probada edad liásica.
La utilización del término Formación Piltriquitrón
para caracterizar las sedimentitas aflorantes en el
cerro homónimo y aquellas que asoman entre El
Bolsón y Esquel es lo más apropiado, debido a la
similitud de la litología, facies sedimentarias, material paleontológico jurásico y relaciones estratigráficas observadas. Todo ello permite acrecentar el conocimiento de la secuencia y tipificarla e induce a
rescatar el nombre citado, ya propuesto por Gonzá-
Esquel
lez Bonorino (1944), y usado por distintos autores.
Su aplicación se extiende, en el sentido dado por Lizuain (1980), a los afloramientos ubicados entre los
paralelos 42° y 43° y que fueran llamados Formación Millaqueo (Suprapaleozoico) por González
Bonorino (1974).
El desdoblamiento de la Serie de Piltriquitrón
realizado por González Bonorino (1974) presenta
como mayor argumento la relación de intrusividad o
no, entre las rocas plutónicas y los asomos sedimentarios. Por esto diferenció a las sedimentitas de los
cerros Pirque y Cholila, previas al emplazamiento
plutónico, incluyéndolas en el Grupo Huemul
(Suprapaleozoico), de aquellas que sobreyacen a las
rocas graníticas como las del cerro Piltriquitrón y el
cerro Plataforma, denominándolas Formación
Piltriquitrón (Liásico).
La edad terciaria de las sedimentitas del cerro
Plataforma (Lizuain, 1979), la relación de intrusividad entre las sedimentitas marinas liásicas y los granitoides, comprobada en el cerro Piltriquitrón (Lizuain, 1980), más el hallazgo de material paleontológico jurásico en el mismo cerro, en el cordón de
Cholila, en Epuyén, y en el cordón de Esquel,
invalidan el mencionado argumento y el desdoblamiento propuesto por González Bonorino (1974). Esto
avala el uso del término Formación Piltriquitrón por
tratarse, en el cerro Piltriquitrón y en los afloramientos de los cerros Pirque y Cholila, de la misma secuencia litoestratigráfica.
Los antecedentes de la Formación Piltriquitrón
y un mejor conocimiento de la misma llevan a proponer esta denominación para los asomos ubicados
entre San Carlos de Bariloche y Esquel y que fueron designados como Serie de Millaqueo (Ljungner,
1930), Formación Epuyén-Cholila (Miró, 1967), Formación Millaqueo (González Bonorino, 1974, 1979),
Formación El Fuerte (Greco, 1975), Formación Montes de Oca (González Díaz, 1979a) y Formación
Millaqueo (Diez y Zubia, 1981).
Se resaltan los trabajos realizados por Quensell
(1911, 1913) y Ljungner (1930) que individualizaron
secuencias sedimentarias y volcánicas de extensión regional afectadas por intrusiones graníticas;
en general de edad liásica y jurásica respectivamente. Los antecedentes muestran que desde principios de siglo se vislumbró la existencia de dos
unidades litoestratigráficas de gran extensión en
la Cordillera Patagónica, una volcánica de edad
jurásica según Quensell (1911, 1913) y otra sedimentaria asignada al liásico por Ljungner (1930).
La primera en parte corresponde al vulcanismo
9
jurásico y cretácico y la segunda a la Formación
Piltriquitrón.
Localidad tipo y derivatio nominis
La localidad tipo está ubicada en el cerro
Piltriquitrón, al este de El Bolsón. Las facies más
características se hallan al este y nordeste del refugio del club andino El Bolsón. Su nombre deriva del
cerro y cordón homónimos.
Distribución areal
La unidad conforma una faja elongada con rumbo N-S, aflora en los cerros Piltriquitrón, de Los Patos, Pirque, Pilqui y Gladys y en el faldeo sur del
cordón de Cholila, faldeo norte del cordón Leleque,
cordón de Esquel, en el cerro Mojón y en ambas
márgenes del río Gualjaina, en los alrededores del
cerro Mogote. Las facies volcánicas se observaron
en los cerros Piltriquitrón y Pirque y en el cordón de
Cholila.
Litología
La secuencia está integrada por pelitas negras,
en parte bandeadas, pelitas con laminación algal,
areniscas cuarzo feldespáticas finas a gruesas, calizas, calizas estromatolíticas, microconglomerados y
conglomerados oligo a polimícticos. También se reconocieron lavas, tobas y brechas de composición
riolítica, dacítica y andesítica. En conjunto el espesor supera los 500 metros.
Las rocas muestran efectos de metamorfismo
de contacto con presencia relativa de hornfels. En
el cordón de Esquel se advirtieron areniscas micríticas constituidas por cuarzo (65%), feldespato potásico (5%) y feldespato calcosódico (10%) en una
matriz formada por micrita (15%) y arcilla (5%) y,
calizas con laminación algal, integradas por más de
80% de micrita. Esta litología también se halló en los
cordones de Leleque, Cholila y Piltriquitrón, en el
cerro Pirque y al este de la laguna Chulta.
Ambiente de sedimentación y
paleogeografía
En su localidad tipo, la parte inferior de la secuencia muestra una asociación de facies de pelitas
macizas, laminación algal y estratificación lenticular. Esporádicamente aparecen delgados canales individuales de granulometría fina con fragmentos de
10
concreciones oncolíticas que cortan a las facies anteriores. Esta asociación permite atribuir el tramo a
un ambiente de sedimentación de llanura de mareas,
mareal fangosa, con términos de transición a la zona
mixta (facies de estratificación lenticular) y a la zona
supramareal (facies de laminación algal con grietas
de desecación). Las facies canalizadas representan
pequeños canales mareales que drenaban esta llanura (Fig. 3). La parte superior indica un cambio
brusco en la sedimentación por cuanto está formado
por areniscas de grano medio a grueso con niveles
de microconglomerados, faltando totalmente las pelitas. Esta sección se interpreta como generada por
canales submareales, probablemente distributarios de
un sistema deltaico, que evolucionaron a areniscas
macizas con fragmentos de bivalvos (Gabaldón y
Lizuain, 1982). Las facies volcánicas se encuentran
hacia el techo de la secuencia sedimentaria.
En el cordón Leleque la sección inferior muestra una secuencia estratocreciente compuesta por
areniscas con estratificación cruzada de gran escala con frecuentes superficies de reactivación y estructuras flaser hacia el techo, con delgadas intercalaciones de pelitas negras en la base, correspondientes a barras de arena en las que se evidencia la
influencia mareal. La sección intermedia está constituida por areniscas, en secuencias positivas, con
facies similares a las del primer tramo, se trata de
Hoja Geológica 4372-I y II
sedimentos de llanura de marea arenosa que evoluciona a la zona fangosa con laminación algal. Culmina la sucesión con pelitas con laminación algal de
tipo estromatolítico, que integran la porción superior
y que al igual que la parte superior del cerro
Piltriquitrón, representa una ruptura en el medio de
sedimentación, si bien en esta zona las facies son
más proximales.
En el arroyo Martínez, en el cordón de Esquel,
la secuencia responde a un sistema de canales, que
están asociados a facies de llanura de inundación,
constituida por pelitas negras con fragmentos de
macroflora fósil y facies de areniscas finas con ondulitas ascendentes a veces con laminación paralela
en la base, que se atribuyen a desbordamientos de
los canales. En conjunto el sistema es progradante,
situándose las facies más proximales hacia el techo.
Son ciclos estrato y granocrecientes que progradan
sobre pelitas negras con intercalaciones de bancos
arenosos, portadores de invertebrados marinos, pertenecientes a un ambiente sublitoral a litoral. En la
figura 4 se pueden observar sedimentitas marinas
de esta formación consistentes en una alternancia
de areniscas finas y pelitas laminadas.
En el río Gualjaina la secuencia tiene un sector
inferior conformado por estratos tabulares de gravas con algunas capas arenosas. El tramo siguiente
tiene areniscas de grano medio a fino con estratifi-
Figura 3. Depósitos de la Formación Piltriquitrón en el cordón de Esquel. Conglomerados matriz sostén de facies canalizadas que
sobreyacen a pelitas marinas.
Esquel
cación ondulada, que alternan con capas de areniscas con estratificación cruzada de gran escala y
ondulitas de oscilación. La parte superior del perfil
comienza con un cuerpo canalizado de conglomerados que pasa hacia el techo a areniscas con estratificación cruzada de gran escala. Continúa con secuencias estrato y granocrecientes con intercalaciones en la base de pelitas negras. La secuencia correspondería a una serie transgresiva, situándose en
la base canales anastomosados y sobre ellos capas
depositadas en un ambiente marino somero con
retrabajamiento de los sedimentos por el oleaje. Finalmente el último tramo está formado por barras de
arena que progradan sobre una plataforma somera.
Los sedimentos corresponderían a una cuenca
marina de transición en la que los aportes clásticos
del continente eran retrabajados por el oleaje y en
determinadas zonas, por las mareas. Únicamente en
el arroyo Martínez y en la base del río Gualjaina no
se han encontrado evidencias de estos procesos. En
el primer caso se desarrolla un sistema fluvial progradante que sobreyace a los términos marinos, y
en el segundo las barras de canales anastomosados
se hallan en la base de la secuencia.
La cuenca liásica puede vincularse con una etapa de distensión que afectó al retroarco (Lizuain,
1999). Con estas características, y dadas las facies
sedimentarias analizadas, las secuencias podrían
11
corresponder a un gran sistema deltaico de carácter
destructivo por el oleaje y las mareas.
Cazaubón (1947), Rolleri (1969), Greco (1975) y
González Bonorino (1974) coincidieron en interpretar
a esta secuencia aflorante entre Bariloche y Esquel
como originada en un ambiente marino litoral.
Las direcciones de paleocorrientes indican un
área fuente emplazada al oeste, al menos para el
sector noroccidental, con lo que habría que situar
hacia esa zona un borde de la cuenca. Hacia el norte, la cuenca presentaría una conexión con el océano Pacífico (Gabaldón y Lizuain, 1982; Riccardi,
1983; Uliana et al., 1985).
Paleontología
En esta comarca, la unidad es portadora de abundante material paleontológico, el que a grandes rasgos se enumera a continuación.
- Cerro Piltriquitrón: Weyla alata (v. Busch),
Clamys textoria Schloth var. torulosa Quenst
y Cardium asaphum Leanza; asignables al Jurásico inferior (Liásico).
- Cerros Gladys y Pilqui: Cladophlebis y Otozamites de edad jurásica.
- 8 km al norte del cerro Gladys: Ptillophyllum
aff. antarticum (Halle) Seword de edad jurásica (Cucchi y Baldoni, 1977).
Figura 4. Alternancia de facies de areniscas finas con estratificación ondulada de pequeña escala y pelitas laminadas de la
Formación Piltriquitrón en el cordón de Esquel.
12
-
Hoja Geológica 4372-I y II
Cordón de Esquel: Cicadofitas y filicales
(Cazaubón, 1947), e invertebrados marinos.
En el cerro Mojón está intruida por rocas
gábricas de la Formación Cresta de Los Bosques
(Jurásico inferior)
Relaciones estratigráficas
Correlaciones y edad
La base de la Formación Piltriquitrón aflora en
la ladera norte del cerro Los Patos y cubre en relación de discordancia angular a la Formación
Cushamen.
Parte de las rocas graníticas aflorantes tienen
una relación de intrusividad con la entidad en el cerro Los Patos, en los cordones Cholila y Leleque, y
en los cerros Piltriquitrón y Pirque.
En el cerro Piltriquitrón la secuencia está intruida por tonalitas y dioritas jurásicas y cretácicas (Batolito Patagónico) y cubierta discordantemente por
la Formación Ñorquinco (Oligoceno). En el mismo
cerro las sedimentitas están afectadas por rocas hipabisales de carácter andesítico y diabásico equivalentes a la Andesita Cerro Plataforma.
En el cordón Leleque las sedimentitas están intruidas por granitoides del Jurásico superior (Formación Leleque) y cubiertas por vulcanitas de la
Formación Divisadero (Fig. 5).
En el cordón de Esquel se apoyan en discordancia angular sobre sedimentitas neopaleozoicas y están cubiertas por vulcanitas de la Formación Lago
La Plata. Además, la secuencia está intruida por la
Formación Leleque.
La sedimentación pre-terciaria de la Cordillera
Patagónica entre San Carlos de Bariloche y Esquel
ha tenido un tratamiento dispar en su extensión y ubicación cronoestratigráfica. Desde los primeros trabajos efectuados en la región se evidenciaron dos
posiciones bien definidas, los autores que pensaban
en una edad suprapaleozoica (Feruglio, 1941; Groeber, 1942; González Bonorino, 1944, 1947, 1979; Miró,
1967; González Díaz, 1979a) y aquellos que se inclinaban por una edad jurásica (Quensell, 1911; Ljungner,
1930; Lizuain, 1980; Diez y Zubia, 1981). Por otro
lado, González Bonorino (1974) dividió a la Serie de
Piltriquitrón en dos: el Grupo Huemul (Suprapaleozoico) y la Formación Piltriquitrón (Liásico).
Ante la ausencia de material fósil, los autores
mencionados fundamentaron su posición sobre la
base de argumentos litológicos y, parcialmente,
estratigráficos. Sólo en cuatro localidades se hallaron registros paleontológicos, en todos los casos de
edad jurásica, en el cordón de Esquel (Cazaubón,
1947), en el río Gualjaina (Rolleri, 1969) y en el cordón de Cholila y en el cerro Piltriquitrón (Lizuain,
1980).
Figura 5. Vista tomada en el cordón de Leleque de vulcanitas cretácicas de la Formación Divisadero (A) que sobreyacen a
sedimentitas marinas de la Formación Piltriquitrón (B).
Esquel
Como ya se señalara (Lizuain, 1980), el desarrollo paleogeográfico del Jurásico tiene una mayor extensión areal que la admitida hasta el momento. Los argumentos señalados más arriba permiten afirmar que la mayor parte de las sedimentitas pre-terciarias aflorantes en este sector de la
cordillera, tienen su ubicación cronológica en el
Jurásico.
Al norte de la región aquí tratada, la entidad puede
homologarse con las sedimentitas que Diez y Zubia
(1981) denominaron Formación Millaqueo.
Giacosa et al. (1999) asignaron a las sedimentitas aflorantes entre Bariloche y El Bolsón al Jurásico inferior a medio.
En la región del lago Nahuel Huapí es correlacionable con la Serie de Millaqueo (Ljungner, 1930)
luego llamada Formación Millaqueo por González
Bonorino (1974); con la Formación Montes de Oca
(González Díaz, 1979a), y con la Formación El Fuerte
(Greco, 1975) en el área del monte Tronador.
Hacia el sur tiene gran similitud con la Formación Lepá (Rolleri, 1969) y con las sedimentitas
liásicas citados por Cazaubón (1947) para el río
Gualjaina y el cordón de Esquel, por lo que se incluyen en la Formación Piltriquitrón.
Sobre la base del material fosilífero recolectado
en el cerro Piltriquitrón se asigna la unidad al Liásico.
Formación Cresta de Los Bosques (5)
Gabros
Freytes (1970) caracterizó con este nombre a
rocas básicas emplazadas en la sierra de Tepuel, al
sureste del área aquí tratada. Son cuerpos irregulares aflorantes en la Precordillera del Chubut que
fueron estudiados por Suero (1947, 1948), Freytes
(1970, 1971) y Turner (1975, 1978, 1983). Franchi y
Page (1980) y Page (1982) reconocieron numerosos afloramientos al este de la sierra de Tepuel. Al
oeste de Pampa de Agnia fueron identificados por
Nullo (1983). Page (1984) y Poma (1986) describieron las características petrológicas de estas rocas.
En el ámbito de la Hoja Esquel esta unidad fue
citada por Lage (1982) como Formación Tecka, integrada por diabasas, gabros y dioritas.
Distribución areal
Afloramientos dados a conocer por Lage (1982)
están ubicados al sur de la región, sobre la margen
oeste del río Gualjaina, al norte de la intersección
con el arroyo Pescado. Un nuevo asomo fue identi-
13
ficado en el sector norte del cerro Mojón, unos 25
km al norte del primer lugar citado.
Litología
Son cuerpos irregulares compuestos por rocas
de composición gábrica. En el cerro Mojón son
gabros bandeados con cumulatos, integrados por plagioclasa, olivina, ortopiroxeno y clinopiroxeno. Como
minerales accesorios se observaron flogopita y opacos.
Relaciones estratigráficas, edad y correlaciones
Los gabros intruyen a sedimentitas liásicas de la
Formación Piltriquitrón y están cubiertos por
vulcanitas del Terciario inferior y por sedimentos
cuaternarios.
Las rocas representan la continuidad hacia el
norte de las diabasas y gabros aflorantes en las sierras de Tepuel y Tecka. En estas sierras y áreas
vecinas se efectuaron dataciones radimétricas que
varían entre 171 ± 5 y 178 ± 10 (Franchi y Page,
1980) y 165 y 180 Ma (Poma, 1986). Feraud et al.
(1999, en Page y Page, 1999) obtuvieron un valor,
método Ar/Ar, de 182,7 ± 1 Ma. Page y Page (1999)
asignaron la intrusividad de los gabros y diabasas al
final del Toarciano, inicio del Dogger.
En el cerro Mojón, una muestra analizada por el
método K/Ar dio un valor de 181 ± 18 Ma (Jurásico
inferior).
Por todo lo expuesto se considera que esta unidad es de edad liásica.
2.3.1.2. Dogger-Malm
Formación Lago La Plata (6)
Andesitas, tobas andesíticas
Antecedentes
Se reúnen bajo esta denominación a secuencias
volcánicas de edad jurásica media a superior que
afloran en la línea de altas cumbres, con mayor desarrollo al sur de los 45º S, en forma más aislada
entre los 42º y 42º30’ S (Haller et al., 1981; Lizuain,
1981) y en asomos esporádicos entre El Bolsón y el
lago Nahuel Huapí (Lizuain, 1983). En el segmento
sur de la Cordillera Patagónica Septentrional, en su
tramo superior, términos sedimentarios se interdigitan
con las vulcanitas.
14
En la región de los lagos La Plata y Fontana,
Quartino (1952) denominó a las vulcanitas como Serie
de Lago La Plata. Posteriormente, Ramos (1976)
propuso el nombre del epígrafe.
Haller y Lapido (1980) reunieron a distintas unidades, aflorantes entre los 43º y 47º de latitud sur en
territorio argentino y chileno, bajo el nombre de Grupo Lago La Plata. Los nombres locales de esas unidades eran Serie de Ibáñez (Heim, 1940), Complejo
Porfírico de la Cordillera (Feruglio, 1949), Formación Huemul (Thiele et al., 1979), Formación Lago
La Plata (Ramos, 1976, 1981), Formación Arroyo
Cajón (Pesce, 1979a) y Formación Elizalde
(Skarmeta y Charrier, 1976).
Distribución areal
En el sector suroeste de la Hoja, la unidad aflora
entre el lago Cisne y el brazo norte del lago Menéndez, en el faldeo este del cordón de las Pirámides y
al sur del lago Futalaufquen. También asoma al este
del lago Rivadavia, en la ladera oriental del cordón
Rivadavia y en el faldeo oriental del cordón de Esquel
y en el cerro Nahuel Pan.
Litología
La Formación Lago La Plata está integrada en
la comarca por mantos andesíticos rojizos a morados y por tobas líticas andesíticas, con un espesor
entre 650 y 1100 metros. Al sur de la Hoja, en la
región del lago La Plata, presenta intercalaciones de
mantos dacíticos con una potencia entre 800 y 1500
m (Ramos, 1976, 1981). Haller y Lapido (1980) describieron rocas andesíticas con intercalaciones ácidas entre los 43º y 45º S y una mayor presencia de
vulcanitas ácidas al sur de los 45º S. Ramos (1981)
señaló la existencia, en el área tipo, de un miembro
sedimentario formado por lutitas y conglomerados
polimícticos que contiene Othozamites y
Cladophlebis.
Edad y relaciones estratigráficas
En la región del lago La Plata, la secuencia se
apoya en discordancia angular sobre sedimentitas
marinas liásicas (Malumián y Ploszkiewicz, 1976)
y está cubierta en discordancia por sedimentitas
tithonianas (Formación Tres Lagunas; Ramos,
1976) y tiene valores radimétricos de 129 ± 10 y
145 ± 10 Ma. Al norte del lago Buenos Aires habría una relación concordante con las sedimentitas
Hoja Geológica 4372-I y II
tithoniano-neocomianas del Grupo Coyhaique y, discordante, en la localidad de Coyhaique (Haller y
Lapido, 1980) y en la región de lago Vintter (Pesce, 1979a).
En el cordón de Esquel sobreyacen a las sedimentitas de la Formación Piltriquitrón (Liásico) y
están cubiertas por las vulcanitas de la Formación
Ventana (Eoceno). En el lago Futalaufquen están
cubiertas por la Formación Divisadero (Cretácico).
Rocas andesíticas del cerro Nahuelpan, al SE
de Esquel, dieron un valor de 160 ± 6 Ma (Linares y
González, 1990). En Trevelin, cerro Ver, se obtuvo
una edad de 171 ± 5 Ma (Haller y Lapido, 1982). Al
este del lago Epuyén, cerro Condorcanqui, andesitas consideradas por otros autores como parte del
vulcanismo del Terciario inferior, dieron una edad de
152 ± 10 Ma, Jurásico superior (Lizuain, 1983; Linares y González, 1990). Por lo expuesto se considera
que esta formación tiene edad jurásica media a superior.
Este amplio vulcanismo está vinculado a un arco
volcánico calcoalcalino, en respuesta a una paleozona
de Benioff con un ángulo intermedio a bajo y una
velocidad de convergencia moderada (Dickinson y
Sneider, 1978). En el sector interno del arco, las
vulcanitas se interdigitaron con calizas arrecifales
de la Formación Cotidiano, tal como se puede apreciar en el área entre los lagos La Plata y Fontana;
en tanto que en el sector externo, niveles plantíferos
se intercala en la secuencia volcánica (Quartino,
1952; Ramos, 1976; Ramos y Palma, 1983).
2.3.2. JURÁSICO MEDIO (?)
Formación Leleque (7)
Granitos, tonalitas, granodioritas
Antecedentes
Se propone esta denominación para caracterizar a granitoides ubicados en los sectores sureste y
este de la comarca y que con anterioridad se incluyeron en el Complejo Granítico Lago Puelo (Lizuain,
1981).
La primera mención acerca de la existencia de
plutonitas jurásicas en la región de Nahuel Huapí le
corresponde a Ljungner (1930), quien las llamó Serie Granodiorítica (Malm). Salvo este antecedente,
la presencia de granitoides jurásicos ha quedado
expuesta a través de datos radimétricos obtenidos
aisladamente en distintas localidades de la Cordillera Patagónica.
Esquel
González Díaz (1982) y González Díaz y Lizuain
(1984) diferenciaron una faja oriental en la cordillera de la provincia de Río Negro integrada por plutonitas de probable edad mesozoica a terciaria. Gordon
y Ort (1993) al estudiar los granitoides de Leleque y
de las cabeceras del alto río Chubut ratificaron la
existencia de plutonitas jurásicas en el sector oriental de la Cordillera Patagónica Septentrional y las
reunieron bajo el nombre de Batolito Patagónico
Subcordillerano.
Localidad tipo y derivatio nominis
La localidad tipo se sitúa en la ladera norte del
cordón Leleque, al oeste de la intersección de las
rutas nacionales 40 y 258. La denominación deriva
de la sierra homónima.
15
dioritas, tonalitas y monzogranitos con características geoquímicas calcoalcalinas, metaaluminosas a
transicionales.
En el cordón de Esquel, en el sector de La Hoya,
afloran granodioritas con textura granosa,
subhipidiomorfa, compuestas por plagioclasa, feldespato alcalino, cuarzo, biotita y anfíbol, con apatita y
opacos como minerales accesorios.
En el faldeo noroeste del cordón Leleque hay
granitos, de grano mediano y de color gris rosado.
La textura es granular panalotriomorfa y está formada por oligoclasa, y feldespato potásico, biotita y
cuarzo; como minerales accesorios se observaron
opacos, circón, apatita y titanita. También asoman
tonalitas con textura alotriomorfa integradas por plagioclasa (oligoclasa media), cuarzo, anfíbol (hornblenda) y biotita, con epidoto, clorita y titanita como
minerales accesorios.
Distribución areal
Relaciones estratigráficas
La unidad aflora en el cordón Leleque, en sus
faldeos norte y noroeste. Asomos no mapeables por
su dimensión se localizaron en la ladera este del mismo cordón y en las inmediaciones de la localidad homónima. También se hallaron en el cordón de Esquel
y al norte, este y sureste de la localidad de Esquel.
Litología
En el sector de Leleque, la unidad está integrada por granitos, tonalitas y granodioritas (Lizuain,
1983). Para el mismo lugar, Gordon y Ort (1993)
describieron gabros y rocas granodioríticas a
monzograníticas y, para el sector del alto río Chubut,
al este del cordón del Serrucho, mencionaron grano-
En el cordón Leleque, las plutonitas intruyen a
sedimentitas de la Formación Piltriquitrón (Liásico)
y están cubiertas por la Formación Divisadero (Cretácico). En el cerro Piltriquitrón, al norte del límite
de la Hoja y en el cordón de Esquel se emplazan en
las sedimentitas liásicas (Fig. 6), como asimismo en
las vulcanitas de la Formación Lago La Plata. Al
mismo episodio intrusivo pertenecen pequeños cuerpos y diques emplazados en la Formación Cushamen,
al noroeste de Leleque. La entidad infrayace a las
formaciones Divisadero y Ventana (Eoceno). En el
faldeo oriental del cordón Leleque presenta un contacto tectónico con la Formación Ñorquinco (Terciario inferior).
Figura 6. Cordón de Piltriquitrón. Granitoides jurásicos de la Formación Leleque (A) que intruyen a sedimentitas y vulcanitas de la
Formación Piltriquitrón (Liásico) (B).
16
Hoja Geológica 4372-I y II
Edad y correlaciones
-
Por lo común, la presencia de granitoides
jurásicos se ha detectado a través de fechados radimétricos de rocas extraídas de diferentes puntos de
la región, tales como Lago Moreno, cerro Catedral
y norte de Esquel (Toubes y Spikermann, 1973), lago
Vintter (Linares, 1981) y nordeste y oeste del lago
Puelo (Lizuain, 1981, 1983).
Estas rocas graníticas asignadas al Jurásico sobre la base de datos radimétricos no fueron, por distintos motivos y/o impedimentos, diferenciados del
resto de los granitoides aflorantes en la región. Idéntico inconveniente presentan los análisis radimétricos efectuados en este trabajo, de muestras recolectadas en los sectores centro-norte y noroeste de
la Hoja Esquel y que otorgaron edad jurásica a las
mencionadas rocas. De estos fechados radimétricos cabe destacar el obtenido de la muestra extraída del cuerpo tonalítico emplazado en las sedimentitas liásicas del cerro Piltriquitrón con un valor de
172 Ma.
Puede afirmarse, por las relaciones estratigráficas, que esta unidad tiene un emplazamiento posterior a la Formación Piltriquitrón (Liásico) e infrayace al vulcanismo cretácico. Además, el fechado radimétrico de la Formación Leleque en su localidad
tipo dio un valor de 141 Ma, que le confiere una
edad jurásica media - cretácica inferior.
En el cordón Leleque, las primeras dataciones radimétricas dieron valores de 145 ± 5 Ma
(Jurásico superior-Cretácico inferior; Lizuain,
1983), de 174 ± 20 Ma (Jurásico medio) en el cordón de Esquel (Toubes y Spikermann, 1973) y de
172 ± 10 y 138± 5 Ma en el cordón de Piltriquitrón
(Lizuain, 1983)
Para las plutonitas del alto río Chubut se determinaron dos isocronas, una de 182,5 Ma (Jurásico
medio) y otra de 200,1 Ma (Jurásico inferior) (Gordon
y Ort, 1993). Para el plutón de Carrenleufú, Stanzione
et al. (1991) ubicaron el inicio del plutonismo en ese
sector durante el Tithoniano tardío.
Edades jurásicas se obtuvieron en otras localidades, tanto fuera como dentro de la Hoja, en afloramientos con dominio de plutonitas cretácicas:
-
-
-
Sureste del cerro Morrudo, norte del lago Puelo.
Diorita: con 177 ± 5 Ma (Jurásico inferior) (Lizuain, 1981).
Norte del cerro Morrudo, norte del lago Puelo.
Diorita: 173 ± 10 Ma (Jurásico medio) (Lizuain,
1981).
-
-
Margen norte del lago Puelo. Tonalita: 173 ± 10
Ma (Jurásico medio) (Lizuain, 1981).
Cerro Catedral. Granito: 157 ± 45 Ma (¿Jurásico superior? (Toubes y Spikermann, 1973).
Cerro Coihue, norte del lago Epuyén. Tonalita:
172 10 Ma (Jurásico medio) (González Díaz,
1982).
Río Villegas, norte de El Bolsón. Granito: isocrona de 170 Ma (Jurásico medio) (Halpern et
al., 1975).
El plutonismo jurásico reconocido en el cordón
Leleque (Lizuain, 1983) presenta un mayor dominio
paleogeográfico, cubriendo una faja en la parte oriental de la Cordillera Patagónica Septentrional (Gordon
y Ort, 1993) entre el lago Mascardi y Leleque. Su
extensión no quedaría limitada al sector oriental de la
cordillera, dado que hacia el oeste, en sectores más
centrales, hay edades radimétricas del Jurásico medio y superior. Esto coincidiría con una migración hacia el oeste de los focos magmáticos (González Díaz,
1982; Rapela 1987), por lo menos para el segmento
norte de la Cordillera Patagónica Septentrional.
En el Jurásico, a favor de una etapa de mayor
evolución del proceso de distensión, la intrusión de
los cuerpos ígneos mencionados, podría corresponder al primer estadio del emplazamiento del Batolito
Patagónico.
2.3.3. CRETÁCICO INFERIOR
Formación Divisadero (8)
Andesitas, riodacitas, riolitas
Antecedentes
La presencia de una secuencia volcanogénica
de edad cretácica no registra antecedentes en la
región aquí tratada. Parte de los asomos citados como
cretácicos fueron ubicados en el Pérmico-Triásico
(González Bonorino, 1979) y en el Eoceno (González Bonorino, 1947, 1979; Cazau, 1980). Es al sur
del paralelo 43° S donde de acuerdo con lo expresado por Ramos (1978), Lapido (1979) y Haller y Lapido (1980) se efectuaron descripciones de vulcanitas
cretácicas.
Con el nombre del epígrafe, Lapido (1979b) y
Ramos (1976, 1978, 1981) caracterizaron a secuencias volcanogénicas del Cretácico inferior aflorantes en el segmento sur de la Cordillera Patagónica
Septentrional y que con anterioridad fuera denominadas Serie Divisadero (Heim, 1940).
Esquel
Distribución areal
La unidad aflora entre los ríos Turbio y Tigre
formando parte de los cerros Pico Solo y Dos Picos.
Al sur del río Tigre se extiende hacia el límite internacional, como también al sur del lago Cholila.
Un segundo grupo de asomos, los ubicados en el
cordón Leleque y al NO de Epuyén, se asignaron
con reservas al vulcanismo cretácico. También afloran al sur del lago Futalaufquen, en los cordones
Rivadavia y Situación.
Litología
La secuencia está constituida mayoritariamente
por andesitas y por riodacitas y riolitas en forma subordinada. Tiene una disposición homoclinal con inclinaciones que oscilan entre 25° y 40°. El espesor
supera, al sur del cerro Pico Solo, los 700 metros.
Sobre la margen sur del lago Cholila afloran andesitas de grano fino y color gris verdoso, con escasos fenocristales. Al microscopio, la textura es porfírica con pasta afieltrada. Los fenocristales son de
plagioclasa (An 42%) zonal, y de hornblenda casi
totalmente reemplazada por clorita. En la pasta se
observa plagioclasa y anfíbol junto a gránulos de
minerales opacos y escaso cuarzo.
17
En el cerro Subir, las andesitas muestran intercalaciones de riolitas de textura porfírica con numerosos fenocristales de cuarzo y con los feldespatos
reemplazados por calcita secundaria, entre los que
se reconoció plagioclasa (andesina, An 33%). La
pasta es felsítica y está integrada por cuarzo, feldespato, minerales opacos y clorita.
Relaciones estratigráficas
Aunque sin observar la base se comprobó la relación de intrusividad con las plutonitas cretácicas
del Batolito Andino, en especial en el cerro Dos Picos (Fig. 7).
En el cerro Plataforma, sedimentitas del Terciario inferior sobreyacen en discordancia angular a la
secuencia volcánica.
En el cordón Leleque la extensión del vulcanismo
cretácico debe ser tomada con reservas, pues coexisten éste y el terciario de la Formación Ventana, ambos de similar composición y carácter estructural.
Edad y correlaciones
La entidad es homologable al evento volcánico
descripto por Ramos (1978) al sur del paralelo de
43°.
Figura 7. Cerro Dos Picos. Granitoides del Batolito Andino (A) intruyendo a vulcanitas cretácicas de la Formación Divisadero (B).
Se observan diques graníticos en el ángulo superior derecho de la foto, como asimismo la alteración de los granitoides y de las
vulcanitas.
18
La secuencia volcanogénica puede correlacionarse por su similitud con las formaciones Divisadero
(Heim, 1940), Cordón de Las Tobas (Fuenzalida,
1968), Tamango (Thiele et al., 1979) y Chile Chico
(Charrier et al., 1979) en el sector chileno. En el
sector argentino con la Formación Cordón de las
Tobas (Lapido, 1979) y el episodio volcánico que
Haller y Lapido (1980) denominaron Grupo
Divisadero.
Las observaciones de campo indican una edad
post jurásica superior con un techo en el Cretácico
superior.
El fechado radimétrico de rocas de esta unidad dio
valores de 64 ± 5 (Maastrichtiano-Daniano), 70 ± 3 y
77 ± 3 (Cretácico superior). En el faldeo norte del cordón Leleque se dató una andesita, método K/Ar, con
un valor de 71 ± 3 Ma (Campaniano) (Haller et al.,
1981). Para los asomos entre los 42º y 42º30’ S se obtuvo un valor de 101 ± 10 Ma (Albiano; Lizuain, 1987).
Aunque los valores más jóvenes puedan corresponder
a una reapertura del sistema isotópico a favor de las
intrusiones graníticas cretácicas, no se descarta una
migración temporal del ciclo volcanogénico hacia el norte
de la Cordillera Patagónica.
Sobre la base de la información estratigráfica y
radimétrica, los asomos septentrionales de esta unidad se considera que son del Cretácico inferior y
queda en duda la edad de los afloramientos situados
en el sur de la comarca.
La falta de mención en trabajos anteriores sobre la presencia de un vulcanismo cretácico al norte
del paralelo de 42° no debería tomarse como concluyente ya que es evidente la continuidad física y
litológica entre la entidad que se describe y las secuencias volcánicas aflorantes entre El Bolsón y San
Carlos de Bariloche.
Sobre la base de análisis radimétricos se pueden
efectuar correlaciones con otras formaciones aflorantes al sur y norte de la comarca.
En la Formación El Gato se obtuvieron edades
de 105 ± 10 y 92 ± 5 Ma, que corresponden al AlbianoTuroniano (Ramos, 1981).
Haller y Lapido (1980) señalaron una relación
de concordancia entre los grupos Divisadero y
Coyhaique, consideraron un desarrollo local para las
relaciones discordantes citadas por Pesce (1979a) y
Ramos (1981) y asignaron una edad aptiana para el
pulso mayor del vulcanismo cretácico.
Para la Cordillera Patagónica de la provincia de
Río Negro se determinaron valores entre 120 ± 5 y
155 ± 10 Ma, Aptiano a Kimmeridgiano (González
Díaz y Lizuain, 1984).
Hoja Geológica 4372-I y II
En el Cretácico inferior se emplazó un arco
magmático calcoalcalino integrado por un arco interno con predominio andesítico y un arco externo
de naturaleza ácida. Entre ambos ocurrió el desarrollo de una cuenca de intra-arco donde se depositaron los términos sedimentarios del Grupo
Coyhaique (Ramos y Palma, 1983). Hacia el norte
de Esquel, el vulcanismo continuó en forma amplia,
no se diferencian el arco externo del interno, así como
no se registra la existencia de la cuenca de intraarco (véase Fig. 13).
Ramos y Palma (1983) consideraron el desarrollo de una zona de extensión ensiálica que controló
este vulcanismo. Al sur de la latitud del golfo de
Penas, el vulcanismo disminuye fuertemente su presencia.
2.3.4. CRETÁCICO SUPERIOR
Granitoides del Batolito Andino (9)
Dioritas, dioritas cuarcíferas, tonalitas, granodioritas, granitos
Antecedentes
La posición estratigráfica de las rocas plutónicas aflorantes en la Cordillera Patagónica ha tenido
cambios sucesivos según distintos autores. Algunos
consideraron la existencia de un sólo episodio magmático de edad precámbrica y otros postularon pulsos intrusivos en el Cretácico y en el Terciario, pasando por aquellos que propusieron edades
paleozoicas y pérmico-triásicas.
El plutonismo cretácico representa el emplazamiento de mayor importancia y extensión del Batolito Patagónico de la cordillera. En general, se distribuye según su eje axial en forma continua, salvo en
el segmento sur en donde los afloramientos son
discontinuos. Las intrusiones alcanzaron su mayor
desarrollo hace 98 Ma (Ramos et al., 1982).
En el segmento norte de la Cordillera Patagónica Septentrional, los granitoides fueron denominados Serie Granodiorítica (Ljungner, 1930), Granitos y Granófiros y Dioritas y Dioritas Cuarcíferas (Feruglio, 1941), Formación Pirque (Miró,
1967), Plutones Graníticos y Tonalíticos (González Bonorino, 1973), Formación Huechulafquen
(Turner, 1973), Pórfiros Graníticos y Granodioritas y Dioritas (Greco, 1975), Formación Los
Machis (González Díaz, 1979a), Complejo Granítico Intrusivo (González Bonorino, 1979), Complejo Granítico Lago Puelo (Lizuain, 1981) y Gra-
Esquel
nodiorita Lago Moreno y Granodiorita Los Machis
(Rapela, 1987).
Distribución areal y litología
Para la región norte de la Cordillera Patagónica
Septentrional se han señalado granodioritas, granodioritas hornblendífero-biotíticas, dioritas, tonalitas,
adamellitas, granitos y cuerpos de composición gábrica. En la Hoja Esquel, la composición en orden
decreciente de abundancia, está dada por dioritas y
dioritas cuarcíferas, tonalitas, granodioritas y granitos.
La unidad se extiende de forma casi continua en
el sector occidental de la Hoja. Un afloramiento de
grandes dimensiones se extiende desde el paralelo
42° hasta el cerro Plataforma y desde el límite internacional hasta el cordón de Cholila. Otros asomos
se localizaron al sur del lago Cholila, en el cerro
Piltriquitrón y en el cordón occidental de El Maitén.
En el faldeo norte del cerro Plataforma afloran
tonalitas de grano mediano con textura granular con
plagioclasa hipidiomorfa y biotita, y cuarzo intersticial (20%). Como minerales accesorios hay apatita,
circón y opacos.
En la margen suroeste del lago Puelo se hallaron granitos de grano mediano de color gris rosado,
con textura granular alotriomórfica formada por feldespato potásico (ortoclasa), escasa oligoclasa, cuarzo y biotita. La apatita es el principal mineral accesorio.
En el cordón de Cholila aparecen granodioritas
de grano mediano a fino, grisáceas, de textura granosa alotriomórfica, con andesina dominante y menores
proporciones de feldespato potásico, anfíbol (hornblenda), biotita y cuarzo (20%). Hay apatita, opacos, circón y turmalina como minerales accesorios.
Al norte del valle del río Epuyén asoman dioritas
cuarcíferas de grano mediano y color gris verdoso.
Tienen textura granular, con alto predominio de plagioclasa (andesina, An 34-40%), feldespato potásico, biotita casi totalmente alterada y cuarzo, y como
minerales accesorios apatita y titanita.
Al oeste del cerro El Maitén son dioritas de color gris y grano mediano. La textura es granular hipidiomórfica integrada por plagioclasa (andesina
básica a oligoclasa, 50%), menos del 5% de cuarzo
y cerca del 40% de hornblenda. Hay apatita, circón,
titanita y opacos como minerales accesorios.
Los granitoides también afloran al sur del lago
Cholila, al oeste del lago Rivadavia, sur del lago
Menéndez y norte del lago Futalaufquen.
19
Dentro de la unidad se incluyen a rocas hipabisales, en general básicas (lamprófiros, gabros y
espesartitas), que conforman diques y pequeños cuerpos emplazados en los cuerpos plutónicos, en las
secuencias mesozoicas y en el basamento metamórfico. Su génesis y su edad estarían relacionadas con
los pulsos graníticos acaecidos en la región. No se
descarta lo expresado por Petersen y González
Bonorino (1947), quienes afirmaron que una parte
de las rocas hipabisales están vinculadas con el vulcanismo de la Serie Andesítica Eocena (Formación
Ventana).
Relaciones estratigráficas
Entre las localidades de El Bolsón y Cholila, la
Formación Piltriquitrón (Liásico) actúa como roca
de caja de cuerpos graníticos. Esto fue observado
en el cordón de Piltriquitrón, en el cerro Pirque y en
los cordones de Los Patos, Cholila y Leleque. En
algunos sectores la roca de caja está conformada
por las vulcanitas de la Formación Divisadero (Fig.
8).
La Formación Ventana (Eoceno) cubre los asomos graníticos al norte de Leleque, en el faldeo suroccidental del cordón Leleque y en el faldeo este
del cerro El Maitén.
En el cerro Plataforma, los granitoides están
cubiertos en relación discordante por sedimentitas
del Terciario inferior.
Al sur del lago Menéndez la unidad intruye a las
vulcanitas de la Formación Lago La Plata (Jurásico) y, al noroeste del mismo lago, las plutonitas están cubiertas por la Formación Ventana (Eoceno).
En general intruyen a las secuencias volcánicas
mesozoicas y están cubiertas por las secuencias
volcánicas y sedimentarias del Terciario inferior.
Edad y correlaciones
Como se dijera en párrafos anteriores, las plutonitas cretácicas tienen una relación de intrusividad
con las sedimentitas liásicas (Formación Piltriquitrón)
y con las asociaciones volcánicas y volcaniclásticas
del Jurásico medio a superior (Formación Lago La
Plata) y del Cretácico inferior (Formación Divisadero).
En la región del lago Nahuel Huapí, González
Díaz (1979a) y González Díaz y Valvano (1979) establecieron dos episodios magmáticos, a los 101 ± 4
Ma (Cretácico inferior) y a los 80 ± 4 Ma (Cretácico superior). González Díaz (1982) describió la exis-
20
Hoja Geológica 4372-I y II
Figura 8. Margen sur del lago Cholila. Granitoides del Batolito Andino (A) que intruyen a vulcanitas andesíticas de la Formación
Divisadero (B).
tencia de una faja media de edad cretácica superior
en el segmento norte de la cordillera y postuló una
migración de los focos magmáticos con rocas más
jóvenes hacia el oeste.
Entre los lagos Puelo y Cholila, Lizuain (1981)
también estableció dos eventos, uno entre los 72 ± 2
y 91 ± 5 Ma (Cretácico superior), y otro entre los
100 ± 2 y 135 ± 5 Ma (Cretácico inferior).
En la Cordillera Patagónica de la provincia de
Río Negro, los estudios radimétricos agruparon a estas
plutonitas entre los 102 ± 5 a 131 ± 10 Ma (Cretácico inferior) y entre los 71 ± 10 y 93 ± 10 Ma (Cretácico superior), de acuerdo con González Díaz y Lizuain (1984).
Rapela et al. (1987), entre los lagos Nahuel
Huapí y Lacar señalaron valores entre 111 y 112 Ma
(Cretácico inferior). Más al norte, en las inmediaciones del lago Huechulafquen, Párica (1986) indicó
un valor de 116 ± 12 Ma (Cretácico inferior), sobre
granodioritas hornblendíferas. Estos granitoides fueron considerados como parte de la Formación
Huechulafquen (Precámbrico-Paleozoico inferior).
Esto confirmaría la extensión hacia el norte de granitoides del Cretácico inferior y superior hasta los
39º 30¢ S. Rapela et al. (1987) reunieron en un histograma de frecuencias (K/Ar) valores obtenidos en
diferentes trabajos entre los 39º y 42º 15¢ de latitud
sur. En el histograma se observa un pulso entre los
120 y 140 Ma y otro entre los 80 y 110 Ma.
Para el segmento sur de la Cordillera Patagónica Septentrional, Haller y Lapido (1980) describieron dos ciclos eruptivos uno a los 100 a 102 Ma (Cretácico inferior) y otro a los 82 a 84 Ma (Cretácico
superior). Pesce (1979a y b), para la región del lago
Vintter-Corcovado, definió dos episodios intrusivos,
uno de 101 ± 5 a 81 ± 5 Ma (fase plutónica principal) y otro de 72 ± 10 a 78 ± 4 Ma (Cretácico superior).
En la zona de los lagos La Plata-Fontana, las
plutonitas fueron asignadas al Cretácico inferior
(126 ± 10 Ma) y al Cretácico superior (85 ± 5 a 90
± 5), en coincidencia con la etapa final de los movimientos Patagonídicos Principales (98 Ma; Ramos,
1981).
En la región del lago Menéndez, Sepúlveda y
Viera (1980) ubicaron los granitoides en el Cretácico (98 ± 5). Haller et al. (1996) en la región del lago
Futalaufquen establecieron un valor de 125 ± 3 Ma
(Cretácico inferior). Stanzione et al. (1991), entre
los 43 y 46º S, dataron un evento magmático a los
117 ± 7 Ma (Cretácico inferior).
Toubes y Spikerman (1973) obtuvieron edades
provenientes de plutonitas de la Cordillera Patagónica Septentrional que indicaron Cretácico inferior y
superior (84 a 131 Ma). Valores coincidentes, 80 Ma
(Cretácico superior) y 116 Ma (Cretácico inferior),
señalaron Halpern et al. (1975) para esta región,
entre los 41º y 43º S.
Esquel
A partir de los estudios realizados sobre el plutonismo de la Cordillera Patagónica Septentrional se
han localizado y descripto rocas gábricas que han
sido asignadas al Cretácico y Jurásico por estar asociadas a eventos plutónicos mesozoicos (Haller y
Lapido, 1980; Lizuain, 1981; Haller, 1985; Stanzione
et al., 1991; Barbieri et al., 1991; Gordon y Ort,
1993).
Estas rocas gábricas son sincrónicas, en parte,
con las estudiadas en la sierra de Tepuel
(Precordillera del Chubut) y a las que Suero (1948,
1953) llamó Diabasas Jurásicas. Page (1984) las
agrupó bajo la denominación de Formación Cresta
de Los Bosques y estableció la presencia de gabros
toleíticos jurásicos y gabros alcalinos cretácicos.
Sobre la base de todo lo expuesto se asigna el
plutonismo al Cretácico, interpretándose que el mayor emplazamiento del Batolito Andino se habría producido en el Cretácico superior. Las edades más antiguas pertenecerían a intrusiones previas como es
el caso de la Formación Leleque y de los granitoides
con fechados radimétricos del Cretácico inferior.
El aumento en la velocidad de convergencia, que
originó la Fase Patagonídica Principal, habría generado una disminución del ángulo de la paleozona de
Benioff y como consecuencia el cese de la actividad volcánica. Se habría instalado así, un régimen
compresivo con una estructuración de las unidades
más antiguas y el emplazamiento del Batolito Patagónico durante el Cretácico superior (véase Fig. 13).
2.4. CENOZOICO
21
litense (Groeber, 1954) y Serie de la Laguna de
Hunco y Serie Liparítica (Petersen, 1946). En el río
Chubut medio, un tramo de la secuencia fue denominado Ignimbrita Barda Colorada (Mazzoni et al.,
1987).
Distribución areal y litología
Los afloramientos de esta unidad están ubicados en el sector sureste de la comarca. El de mayor
extensión tiene una disposición norte - sur y se localiza entre el arroyo Mayoco y el cerro Chenque y
está integrado por andesitas, basaltos y dacitas. Existen otros dos asomos menores, al sureste y norte de
la localidad de Gualjaina, compuestos por andesitas,
riodacitas y riolitas.
Al sureste del cerro Chenque afloran tobas dacíticas, con textura cristaloclástica muy fina, constituidas por cristaloclastos (70% del total de la muestra) de cuarzo, plagioclasa, biotita y trizas de vidrio,
con circón y apatita como minerales accesorios, y
por litoclastos de andesitas. En el faldeo norte del
cerro Chenque hay basaltos con fenocristales de plagioclasa y clinopiroxeno, en una pasta con plagioclasa, clinopiroxeno, vidrio y minerales opacos. Al este
del mismo cerro se determinaron andesitas porfíricas, de color gris verdoso, con fenocristales de plagioclasa en una pasta afanítica.
En el cerro Mojón se localizan basaltos con
disyunción columnar compuestos por fenocristales
de ortopiroxeno, clinopiroxeno y plagioclasa, en una
pasta con plagioclasa, clinopiroxeno, vidrio y minerales opacos.
2.4.1. TERCIARIO
Edad y relaciones estratigráficas
2.4.1.1. Paleoceno-Eoceno
Formación Huitrera (10)
Andesitas, basaltos, dacitas, riodacitas, riolitas, tobas
Antecedentes
Esta unidad constituye una asociación de rocas
volcánicas, principalmente riodacitas, riolitas y andesitas, con intercalaciones de tobas, aglomerados,
brechas, basaltos e ignimbritas que se originaron a
partir de un arco volcánico externo, y que en el área
de Ingeniero Jacobacci, Volkheimer (1973) denominó Formación Huitrera.
Este conjunto de rocas es conocido también
como Serie Andesítica (Feruglio, 1949), Cautiva-
En la comarca en estudio, estas rocas yacen en
discordancia angular sobre unidades mesozoicas
(formaciones Piltriquitrón y Cresta de los Bosques)
y está cubierta discordantemente por la Formación
Collón Curá (Mioceno). En áreas vecinas, Proserpio
(1978) y Lage (1982), la consideraron del Paleoceno
superior-Eoceno. Feruglio (1949) la asignó al Eoceno-Oligoceno. Casamiquela (1961, 1965), sobre la
base de pipoideos fósiles, concluyó que las sedimentitas portadoras son del Eoceno inferior aún del
Paleoceno superior. Lesta y Ferello (1972) le otorgaron una edad eocena-oligocena.
Al oeste del cerro Mojón, el autor de esta Hoja
extrajo una muestra de basalto que fue analizada
radimétricamente por el método K/Ar y dio un valor
de 42 ± 2 Ma.
22
Hoja Geológica 4372-I y II
Formación Ventana (11)
quito y Lezama. Afloramientos de gran extensión
están ubicados entre el lago Futalaufquen y el cordón de Esquel. En la angostura del río Epuyén coexisten las secuencias volcánicas cretácicas y terciarias.
Los mayores espesores se observaron en la sierra de El Maitén con valores entre 870 y 930 metros.
Rocas volcánicas y piroclásticas de composición
andesítica, basáltica y basandesítica
Litología y estructura
La Formación Huitrera correspondería a un
arco volcánico externo, oriental, con una edad
paleoceno-eocena, de acuerdo con Rapela et al.
(1984, 1988).
2.4.1.2. Eoceno
Antecedentes
La denominación comprende a parte de las
vulcanitas que tradicionalmente integraron la Serie
Andesítica Eocena (Feruglio, 1927). González
Bonorino (1973) le asignó el nombre del epígrafe,
con su localidad tipo en el cerro del mismo nombre,
en las inmediaciones del lago Nahuel Huapí.
Otras denominaciones otorgadas a estas
vulcanitas son Serie Nahuel Huapí (Ljungner, 1930);
Serie Andesítica (Groeber, 1918) y Vulcanitas Nahuel Huapí (Cazau, 1972).
Distribución areal
La mayor concentración de asomos se encuentra en la faja central de la comarca formando la sierra de El Maitén y su prolongación hacia el sur; el
cerro El Maitén y las lomadas entre los lagos Mos-
La secuencia está integrada por coladas y/o
mantos, aglomerados, brechas, tobas y diques. La
roca más común es la andesita, en forma subordinada se encontraron basaltos y basandesitas, ubicados
en los términos medio y superior de las secciones
examinadas.
La secuencia es estratiforme y mantiene disposiciones homoclinales con inclinaciones que en general no superan los 30°- 35°.
En la sierra de El Maitén, las rocas son andesitas gris verdosas, con textura microporfírica y pasta
intergranular; a veces se advierten vesículas. Los
fenocristales son de plagioclasa de composición oligoclasa-andesina y de un mineral fémico alterado a
clorita (en algunos individuos se reconocieron restos
de piroxeno) (Fig. 9).
En el cerro Coihue se hallaron basandesitas y
andesitas. Las basandesitas son de grano fino y de
color gris verdoso. Al microscopio se observan es-
Figura 9. Sierra de El Maitén. Mantos de andesitas eocenas de la Formación Ventana .en la margen oriental del río Chubut.
Esquel
23
casos fenocristales de plagioclasa, que varían entre
labradorita y oligoclasa-andesina, dispuestos en una
base de plagioclasa sin orientar. Hay cuerpos esféricos con una estructura concéntrica y fibroso-radiada; la parte concéntrica está constituida por calcita, clorita y minerales opacos y la radiada por clorita, minerales opacos y material ferruginoso. La
andesita es de grano fino, gris verdosa, afanítica;
muestra una textura porfírica con fenocristales de
plagioclasa dispuestos en una base holocristalina formada por tablillas de plagioclasa y material cloríticoferruginoso. La plagioclasa es oligoclasa-andesina.
En el faldeo oriental de la sierra de El Maitén se
encontraron basaltos de color gris, de textura
microporfírica, con escasos fenocristales de plagioclasa (casi totalmente reemplazados por clorita) y
de piroxeno (augita) de color rosado con débil
pleocroismo, inmersos en una pasta, en parte
pilotáxica y en parte intergranular, integrada por plagioclasa cuya composición varía de andesina (An
34%) a labradorita (An 54%) y gránulos de piroxenos y minerales opacos idiomorfos junto a escaso
vidrio con alteración arcillosa.
Sepúlveda (1980), en el cordón oriental de
Futalaufquen (Esquel), determinó una edad eocena
media para sedimentitas intercaladas en la Serie
Andesítica Andina.
González Díaz (1979b), al norte y oeste del lago
Nahuel Huapí, propuso una edad eocena, con un
máximo para la actividad volcánica en el Eoceno
medio a superior, sobre la base de palinomorfos, insectos fósiles, megafauna marina y fechados radimétricos con una isocrona de referencia de 45 ± 3
Ma.
En el sector que abarca la Hoja Esquel, el análisis radimétrico de una andesita recolectada por el
autor de esta Hoja, 4,5 km al este de la localidad de
El Maitén dio un valor de 45 ± 2 Ma.
En el área estudiada la edad de la Formación
Ventana se considera eocena inferior a media tal
vez con alguna actividad póstuma en el del Eoceno
superior temprano, estimándose para los asomos del
sector de San Carlos de Bariloche un inicio de la
actividad volcánica durante el Paleoceno tardío.
Relaciones estratigráficas
Formación Ñorquinco (12)
La entidad se emplaza entre el basamento
paleozoico-mesozoico al que sobreyace en relación
de discordancia angular y las sedimentitas marinas
y continentales paleógenas que la cubren mediando
una discordancia de erosión. La base de la entidad
está expuesta en el sector sur de la sierra de El Maitén
y al oeste de Leleque, cubriendo en ambos casos a
la Formación Cushamen. Su techo puede observarse en el faldeo oriental de la sierra de El Maitén y
este de Leleque, en donde infrayace a sedimentitas
de la Formación Ñorquinco (Oligoceno).
Edad y correlaciones
En general se postula una edad terciaria inferior
(Eoceno) para los asomos volcánicos tradicionalmente denominados Serie Andesítica (Feruglio, 1927;
González Bonorino, 1947; Volkheimer, 1964b).
La Formación Ventana en su localidad tipo fue
referida al Terciario inferior por González Bonorino
(1973) y González Bonorino y González Bonorino
(1978), quienes señalaron la presencia de moluscos
marinos de edad eocena en sedimentitas intercaladas en las vulcanitas. También citaron datos radimétricos de 50 y 60 Ma (Paleoceno medio a Eoceno
inicial).
2.4.1.3. Oligoceno
Conglomerados, areniscas, areniscas conglomerádicas, limolitas, arcilitas, arcilitas carbonosas, carbón
Antecedentes
El nombre del epígrafe (Cazau, 1972) distingue
a depósitos continentales, marinos y palustres que
sobreyacen a las vulcanitas de la Formación Ventana. La unidad también es conocida como: Patagoniense (Feruglio, 1949), Formación Las Minas (Miró,
1967), Formación Patagónica (Rigal, 1923/1945),
Postpatagónico y Capas con Nothofagus (Feruglio,
1941), Patagoniano Continental (Volkheimer, 1964b)
y Formación Ñirihuau (González Bonorino, 1973).
Distribución areal y litología
El mejor perfil (Cazau, 1972) está situado en el
paraje Loma Boscosa, 5 km al sur del lago El Mosquito. Buenas secciones se ubican al este del lago
Lezama, en el cerro Plataforma, en el arroyo de Las
Minas y en el flanco oriental del cordón de El Maitén.
La secuencia sedimentaria, en la mayor parte
de los asomos, se inicia con un conglomerado basal donde predominan los clastos de vulcanitas (andesitas, basaltos, riolitas) a los que siguen en orden decreciente de abundancia clastos de plutoni-
24
tas, de cuarzo y de metamorfitas. Este conglomerado presenta una distribución regional, localizándose entre los paralelos 41° 30 y 43° 00 y los
meridianos de 71° y 72°. Fue observado en los
sectores de Epuyén (Rigal, 1923), sierra de El
Maitén, Cholila y Leleque. Hacia el norte, se lo
ha localizado en El Bolsón (río Azul), río Foyel,
portezuelo de Apichig y Ñorquinco; mientras que
hacia el sur se lo halló en Esquel (lago Cisne) y
Trevelin (lago Situación). Las facies conglomerádicas, que superan espesores de 120 metros, se
acuñan tanto al este como al oeste del meridiano
de 71° de latitud sur, pasando lateralmente a areniscas gruesas a veces algo conglomerádicas con
mayor porcentaje de cuarzo y feldespato.
El afloramiento más occidental constituye el cerro Plataforma, es una secuencia de 455 m integrada en la base por areniscas de grano grueso, a veces algo conglomerádicas, arcósicas, a las que siguen en forma alternante areniscas blanco amarillentas, pardas y grises, grano mediano a fino, y pelitas y pelitas arenosas pardo grisáceas. Continúan
areniscas finas a gruesas con intercalaciones de
pelitas, con rumbo N-S e inclinación entre 15° y 20°
al E. Las rocas contienen restos carbonosos y fragmentos de troncos petrificados. Las capas conforman un suave sinclinal levemente asimétrico.
Entre el lago Lezama y el río Blanco asoman
areniscas y fangolitas pardo amarillentas con rumbo
N-S e inclinaciones entre 50°-55° y 17°-20°, al E y
O respectivamente. Forman un sinclinal asimétrico.
Al O del lago El Mosquito y NE del Almacén
Nataine, la secuencia se inicia con un conglomerado
basal pardo grisáceo de 6 m de espesor, integrado
por clastos de vulcanitas mesosilíceas y básicas; luego
hay 4 m de areniscas macizas pardo amarillentas
que infrayacen a una arenisca conglomerádica que
lateralmente pasa a un conglomerado similar al basal. Sigue una alternancia de areniscas finas a medias, areniscas coquinoideas y fangolitas de color
pardo (potencia 2 a 7 m). La sección tiene rumbo
N-S con una inclinación de 20° al O, y posee invertebrados fósiles.
En el sector norte de la comarca, en la unión de
los ríos Azul y Quemquemtreu, afloran areniscas de
grano medio a grueso de color gris verdoso, con fragmentos de pectínidos, con un rumbo N 35° E e inclinación 75° al O. Dos mil metros al sur se localiza el
conglomerado basal, en parte fanglomerado, de color gris, con bloques de hasta 1 m de diámetro mayor. Le siguen areniscas gruesas bien estratificadas
algo conglomerádicas y muy compactas; los clastos
Hoja Geológica 4372-I y II
están formados por plutonitas y vulcanitas mesosilíceas. Los estratos tienen rumbo N-S e inclinación hacia el E. Unos mil metros al sur del anterior
afloramiento asoma nuevamente el conglomerado
basal, gris pardusco, que lateralmente pasa a un
fanglomerado con bloques de hasta 1 m de diámetro
mayor; continúan areniscas gruesas con estratificación cruzada, algo conglomerádicas. Los clastos del
conglomerado basal están integrados por vulcanitas
y plutonitas. Las capas tienen un rumbo N 30° E
con inclinación hacia el este.
Un poco al sur del lago El Mosquito afloran capas que comienzan con un conglomerado basal gris
negruzco de 3 m de espesor, con clastos bien redondeados de composición volcánica (andesitas, basaltos); luego se observan 15 m de areniscas y limolitas
pardo amarillentas portadoras de fauna marina. El
rumbo es N-S con inclinación de 20°-25° al oeste.
Al este del lago El Mosquito la secuencia se inicia con un conglomerado, entre 3 y 10 m de espesor,
con clastos de hasta 25 cm, mal estratificado, formado por clastos de andesitas y basaltos (70%) y
granitoides (30%). Continúa una alternancia de areniscas y limoarcilitas con restos de plantas.
En el arroyo de Las Minas, al norte de Epuyén,
afloran areniscas y areniscas calcáreas, grises a
verdes, portadoras de megafauna marina. También
hay areniscas limosas, limolitas y arcilitas con intercalaciones de capas carbonosas. En general inclinan al sur, con valores entre 8° y 10°. La secuencia
es granocreciente con bancos de hasta 1,5 m de espesor. Los bancos de mayor granulometría contienen concreciones portadoras de gastrópodos y bivalvos. La mayor parte de los asomos se dispone en
forma homoclinal con inclinaciones que no superan
los 30°.
Al este de Leleque se observan areniscas pardo
blanquecinas a amarillentas, de grano fino a medio,
luego continúan limolitas y una alternancia de areniscas medias a gruesas con intercalaciones calcáreas
y arcillosas que contienen restos de peces. Los bancos tienen inclinaciones entre 16° y 30° formando
un anticlinal levemente asimétrico.
Al sureste de Leleque se halla el conglomerado
basal de la secuencia, en partes fanglomerado, con
clastos de granitos, esquistos y vulcanitas (riolitas y
andesitas), al que siguen areniscas pardo grisáceas
finas a medias, bastante alteradas.
En el faldeo oriental del cordón Leleque afloran
areniscas finas a gruesas, pardo amarillentas a verdes, con intercalaciones de areniscas conglomerádicas y con restos de plantas. En la sucesión se ad-
Esquel
vierten dos tramos, el primero está integrado por
capas de areniscas pardo amarillentas, finas, macizas o con laminación; tiene una intercalación de una
arenisca verde grisácea, de grano grueso y algo conglomerádica con estratificación cruzada de bajo ángulo con trenes de ondulitas hacia el techo. El tramo
superior exhibe una sucesión de bancos de areniscas gruesas de color gris verdoso, similares a la intercalación del tramo inferior, que muestran estratificación cruzada de gran escala y ondulitas hacia el
techo de cada banco. La disposición es norte-sur e
inclinan entre 15° y 20° al poniente. El espesor es de
185 metros.
Al norte de Leleque y cruzando el río Chubut, el
perfil comienza con un conglomerado basal al que
sigue una alternancia de areniscas y limoarcilitas con
guías de carbón.
Sobre la margen occidental del lago El Cisne afloran areniscas medianas a gruesas, muy cuarzosas,
pardo amarillentas, con un rumbo N-S e inclinación
20° hacia el O. En la orilla oriental se localizan areniscas y fangolitas con restos de plantas y venillas
de carbón de 2 a 5 cm, tienen un rumbo N 10° O e
inclinación 15° al NE, con un espesor de 130 metros.
Al este del lago Lezama asoman areniscas finas
a gruesas y fangolitas pardo amarillentas con restos
de plantas y venillas de carbón.
Al SSE del arroyo Fitirihuin se localizan areniscas finas a gruesas y fangolitas intercaladas, con
restos de plantas en los sectores medio y superior
de la secuencia. Las capas tienen rumbo N-S e inclinación entre 15° y 23° al E. El espesor es de 64
metros. Se distinguen 3 tramos, el inferior presenta
areniscas con facies ondulíticas y estratificación cruzada cóncava en la base, siguen bancos con laminación paralela y ondulitas y concentración de óxido
de hierro; luego continúan trenes de ondulitas de
corriente que pasan a ondulitas de oscilación, culminando con areniscas medianas con estratificación
cruzada. El tramo medio muestra como estructura
dominante trenes de ondulitas asimétricas, a veces
linguoides; cerca de la base hay bancos con laminación convoluta; en la parte media, el tramo tiene bancos con estratificación cruzada que a techo culminan con ondulitas; contiene restos de tallos y hojas.
El tramo superior se inicia con un banco de 4 m de
base plana y techo ondulado formado por una arenisca mediana con estratificación cruzada de bajo
ángulo. Siguen 3 m de areniscas con laminación paralela e intercalaciones de areniscas finas con trenes de ondulitas. Continúan 6 m de areniscas muy
25
finas, limosas, con laminación paralela con concentración de óxido de hierro, con dos intercalaciones
de areniscas medianas con estratificación cruzada y
ondulitas a techo. El tramo culmina con 10 m de
areniscas medianas, macizas y en parte con laminación paralela con restos de plantas.
En el faldeo oriental del cordón de El Maitén, la
secuencia se inicia con un conglomerado basal que
contiene lentes de areniscas conglomerádicas. Los
clastos son de ftanita, plutonitas, vulcanitas (riolitas
y andesitas) y metamorfitas (micacitas), con tamaños de 1 y 2 cm hasta 20 cm de diámetro mayor. El
espesor del conglomerado oscila entre 5 y 12 metros. Luego hay bancos de areniscas limosas con
plantas, y fangolitas con restos de carbón y troncos
parcialmente carbonizados. Finalmente hay una alternancia de limolitas y areniscas. Las capas superan los 200 m de espesor y tienen un rumbo N-S e
inclinación entre 25° y 30 hacia el este.
Unos mil metros al este del asomo anterior se
distinguieron dos tramos. El inferior, con areniscas
pardo amarillentas, grano grueso y algo conglomerádicas, con clastos de cuarzo, plutonitas, vulcanitas
y clastos blandos y el superior con areniscas muy
finas, limosas, limolitas y arcilitas. El tramo inferior
es estratocreciente con bancos de hasta 5 m, mientras que en el superior no superan los 25 centímetros.
Al este de El Maitén la unidad está constituida
por facies fluviales canalizadas y de planicie de inundación (Fig. 10).
Al sur de Loma Guacha, la secuencia tiene una
alternancia de areniscas finas limosas con areniscas
medias y areniscas gruesas algo conglomerádicas,
en donde los clastos están formados por clastos blandos (85%) y vulcanitas (15%). El rumbo de los estratos es N-S y la inclinación de 22° hacia el E. En la
sección superior se encontraron restos de troncos
silicificados (10 m).
Al sur de Epuyén afloran 40 m de areniscas
gruesas a medias y areniscas conglomerádicas.
Al norte del lago Cisne se hallan sedimentitas
marinas con un conglomerado basal al que siguen
areniscas glauconíticas gruesas, con estratificación
cruzada, y escasos fragmentos de fósiles marinos,
con un espesor de 100 metros (Sepúlveda y Viera,
1980).
Otros afloramientos fueron ubicados al pie del
flanco oriental de los cordones Leleque y Esquel,
como también en el valle del arroyo Esquel, al sur
del cerro Riscoso y en las nacientes del arroyo
Percey.
26
Hoja Geológica 4372-I y II
Figura 10. Aspecto de la Formación Ñorquinco al este de El Maitén. Estratificación convoluta en facies fluviales canalizadas y de
planicie de inundación.
Paleontología
En el cerro Plataforma se reconocieron siete
niveles fosilíferos, ricos en equinodermos, gastrópodos y bivalvos (Lizuain, 1979).
Las areniscas grises y calcáreas del arroyo de
Las Minas (Epuyén) son portadoras de Nucula
araucana Phil, Arca cf umbonata Lam., Pinna sp.,
Ostrea hatcheri Ortm., Venericardia cf cannada
Ih, Cardium cf puelchum Sow., Natica secunda
Roch. et Mab., Turritella ambulacrum Sow.,
Strutholaria ornata Sow., entre otros (Rigal, 1923).
Para la misma localidad, Miró (1967) citó
Terebratella venter Ih., Cardium cf magallanicus
Sow, Strutholaria ameghinoi Ih, entre otros. En las
capas situadas en el lago El Mosquito, González
Bonorino (1979) señaló la existencia de Ostrea sp.
e Iheringiana patagoniensis.
La entidad es portadora de fósiles de agua dulce
como diplodon, gastrópodos, peces, cangrejos, ostrácodos, plantas y restos de troncos silicificados
(Feruglio, 1941; González Bonorino, 1979; Cazau,
1972, 1980).
En muestras obtenidas al sur y este de El Maitén
se determinaron abundantes palinomorfos de:
- Angiospermas: Nothofagidites brachispinulosa
(Cookson) Harris, N. cf suggatei Couper, N.
nana Romero, N. grupo fusca, N. grupo brassi,
Proeactidites cf symphyonemoides Cookson,
Proteactidites sp., Tricolporites sp., Myrtaceidites sp.
- Gimnospermas: Podocarpidites cf marwicki
Couper. Esporas de hongos. Esporas de
Pteridofitas (escasas).
La asociación presenta predominancia de granos de polen de Nothofagidites (56%), y los del
grupo fusca presentan la mayor proporción. El siguiente elemento dominante es el género
Proteactidites con cerca del 10% de la asociación.
La edad de los palinomofos puede ubicarse entre el Eoceno superior y el Oligoceno. No se conocen fósiles guía, sin embargo, Proteactidites
symphyonimoides ha sido citado para el Oligoceno
en Australia y para el Eoceno superior-Oligoceno
inferior de la Formación Loreto de Chile (Pöthe de
Baldis, 1978).
Relaciones estratigráficas
La entidad yace en relación discordante sobre
la Formación Ventana y está cubierta en aparente
concordancia por la Formación Collón Curá.
Esquel
En el cerro Sombrero depósitos marinos de la
Formación Ñorquinco se apoya en discordancia sobre los Granitoides del Batolito Andino (Fig. 11). En
el cerro Plataforma se puede apreciar esta misma
relación advirtiéndose que hacia el techo las sedimentitas muestran una transición a depósitos continentales. Las capas están intruidas por cuerpos subvolcánicos, filones capa y diques pertenecientes a la
Andesita Cerro Plataforma (Mioceno).
En Epuyén, la base fue alcanzada por perforaciones (Rigal, 1923) que mostraron su yacencia sobre vulcanitas de la Formación Ventana.
En la costa oriental del lago Lezama y al sur del
lago El Mosquito, la unidad cubre a la Formación
Ventana.
En Las inmediaciones del lago El Mosquito y en
el faldeo oriental del cordón de El Maitén se advirtió
una superficie de erosión labrada en las vulcanitas
de la Formación Ventana.
Al este de la sierra de El Maitén, la Formación
Ñorquinco está cubierta en aparente seudoconcordancia por tobas, tufitas y areniscas de la Formación Collón Curá (Mioceno), y sobreyace a la Formación Ventana (Eoceno). En esta localidad, la unidad tiene techo y base de aflorantes.
En el faldeo oeste del cordón de Piltriquitrón, un
poco al norte y ya fuera de la Hoja, la entidad está
27
afectada por filones capa y diques correlacionables
con la Andesita Cerro Plataforma.
Sepúlveda y Viera (1980) describieron una discordancia angular de bajo grado entre las sedimentitas de la Formación Ñorquinco y la Formación Ventana.
Edad y correlaciones
El material paleontológico recolectado y el detallado por otros autores no suministra una edad muy
precisa, sólo permite información de rango amplio
(Terciario inferior). En otros trabajos se ubicaron a
estos depósitos en edades que oscilan entre el Eoceno, el Oligoceno y el Mioceno. Este tratamiento dispar, en parte es producto de no considerar la existencia de dos secuencias sedimentarias, una concomitante e intercalada en el ciclo volcánico (Formación Ventana) y otra posterior al citado evento volcánico (Formación Ñorquinco).
Los afloramientos aquí descriptos corresponden
al ciclo sedimentario post Formación Ventana, con
términos sedimentarios continentales e intercalaciones marinas.
Partiendo del hecho estratigráfico que la entidad se encuentra interpuesta entre el vulcanismo
de la Formación Ventana (Eoceno) y los depósitos
Figura 11. Cerro Sombrero. Facies de areniscas arcósicas marinas de la Formación Ñorquinco (A) que se apoyan en forma
discordante sobre los Granitoides del Batolito Andino (B).
28
continentales de la Formación Collón Curá (Mioceno), de la relación de intrusividad con la Andesita Cerro Plataforma (Mioceno), además de la documentación paleontológica obtenida, todo ello permite suponer una edad oligocena para la Formación Ñorquinco.
La entidad es correlacionable por su litología y
condiciones de depositación con las sedimentitas que
sobreyacen a las vulcanitas eocenas descriptas por
Petersen y González Bonorino (1947) en El Bolsón
y río Foyel, con las del Patagoniense Continental
(Volkheimer, 1964b), y con las que González
Bonorino (1973, 1979) y González Bonorino y González Bonorino (1978) denominaran Formación
Ñirihuau para el área de San Carlos de Bariloche,
con las señaladas por Sepúlveda y Viera (1980) al
NO de Esquel y con las Sedimentitas Terciarias
(Diez y Zubia, 1981) en la región de El Bolsón. Además, la unidad sería equivalente al Postpatagoniano
(Feruglio, 1927) y a las Capas con Nothofagus (González Bonorino, 1944).
Estos depósitos continentales con intercalaciones marinas tendrían una amplia dispersión ya que
los asomos más septentrionales estarían ubicados al
oeste de Junín de los Andes (Formación Lolog; Turner, 1965), en tanto que los más australes se hallarían al norte de la localidad de Corcovado (43°30'
latitud S) (Formación Corcovado; Pesce, 1978) y
abarcarían el lapso Eoceno superior - Mioceno superior.
2.4.1.4. Mioceno
Formación Collón Curá (13)
Areniscas, tobas, limolitas, conglomerados finos,
margas
Bajo esta denominación (Kraglievich, 1930) se
agrupan areniscas, areniscas tobáceas, tobas, limolitas, conglomerados finos y escasas margas, que
cubren importantes sectores de la parte oriental de
la Hoja. Conforman una faja con orientación nortesur, desde los alrededores de Cushamen y a ambas
márgenes del arroyo Cañadón Grande y el río
Gualjaina.
La secuencia se presenta como relleno de depresiones, en general adaptándose al relieve previo.
Se desarrolló en un ambiente fluvial con algunas intercalaciones de probable origen lacustre somero.
En otros sectores se ha citado la existencia de troncos, mamíferos (Thesodon sp., Stereotoxodon
magnus Bordas) y ostrácodos (Cytheridea sp.).
Hoja Geológica 4372-I y II
Se apoya en discordancia angular sobre el basamento precámbrico-paleozoico y sobre las vulcanitas
paleógenas también en forma discordante también
en discordancia angular, como se observó en el arroyo Mayoco. Tiene una relación seudoconcordante
con la Formación Ñorquinco (Oligoceno).
Por sus relaciones estratigráficas su edad sería
post oligocena, en tanto que el contenido fosilífero
revela una edad miocena correspondiente a la Edad
Mamífero Colloncurense-Friasense (Pascual y
Odreman Rivas, 1971).
Andesita Cerro Plataforma (14)
Andesitas
Se propone esta denominación para caracterizar a cuerpos subvolcánicos, diques y filones capa,
de composición andesítica, que afectan y se emplazan en sedimentitas del Terciario inferior. La localidad tipo está ubicada en el cerro Plataforma, unos
18 km al SSO del lago Puelo. El nombre deriva del
cerro homónimo.
Está integrada por andesitas de textura porfírica, que constituyen cuerpos, diques y filones capa.
La entidad intruye a las secuencias sedimentarias que conforman la Formación Ñorquinco, lo cual
permite asignarle una edad post oligocena. Un análisis radimétrico dio una edad mínima de 15 Ma (Mioceno) y por ello se le adjudica esta edad.
En la Cordillera Patagónica Septentrional son
escasas las menciones sobre la presencia de eventos magmáticos terciarios post oligocenos. Las primeras citas corresponden a González Bonorino
(1944, 1947, 1974) en el cordón de Piltriquitrón, en
donde describió intrusivos básicos que afectan a rocas jurásicas. Posteriormente, Lizuain (1980) y González Díaz y Zubia (1980) mencionaron el mismo
episodio magmático del cerro Piltriquitrón, coincidiendo en que las rocas hipabisales intruyen a las sedimentitas, pero éstas con una edad terciaria.
Diez y Zubia (1981) reseñaron, a unos 15 km al
norte de El Bolsón, la existencia de una intrusión
básica que pasa a filón capa y que afecta a sedimentitas marinas y continentales del Terciario inferior.
También correspondería establecer la vinculación entre esta unidad con lo que Ljungner (1930)
denominó Granito Tristeza (Eoceno) en el área de
Nahuel Huapí.
De igual modo se plantea la correlación del evento magmático que originó la Andesita Cerro Plataforma con el que produjo la intrusión granítica de la
Esquel
Formación Coluco (Mioceno superior) descripta por
González Díaz (1979a), al norte del lago Nahuel
Huapí.
El emplazamiento de la Andesita Cerro Plataforma estaría vinculado a la Tercera Fase del II
Movimiento Andino.
2.4.1.5. Plioceno
Formación Campana (15)
Basaltos olivínicos
La unidad está constituida por basaltos olivínicos. Ravazzoli y Sesana (1977) le asignaron el nombre del epígrafe en la región de Río Chico, provincia
de Río Negro.
El único afloramiento en el ámbito de la Hoja
está ubicado al este de la localidad de Cushamen,
casi en el límite oriental. Cubre a las formaciones
Cushamen y Collón Curá. Su edad podría ser pliocena.
2.5. CUATERNARIO
2.5.1. PLEISTOCENO
Depósitos del primer nivel de piedemonte (16)
Bloques, gravas, arenas, limos y arcillas
Estos depósitos representan los sedimentos más
antiguos del Cuaternario y su génesis estaría relacionada con el Primer nivel de piedemonte descripto
por González Bonorino (1944), y en parte con la
Formación Martín (Volkheimer, 1964b, 1981). El asomo más occidental se encuentra al pie del cerro
Gladys (cordón de Cholila), su techo está representado por una superficie plana que buza entre 8° y
10° al este, mientras que su base se apoya en discordancia angular sobre la Formación Ñorquinco.
El depósito correspondería a facies proximales
y está constituido por bloques y gravas originados
en un 75% de sedimentitas de la Formación
Piltriquitrón, y clastos de plutonitas, andesitas y sedimentitas de la Formación Ñorquinco, en una matriz areno-limosa.
En el sector precordillerano aflora en el faldeo
oriental de la sierra de El Maitén, entre los arroyos
Fitamichi y Ñorquinco, en la pampa de Fitamichi,
entre el cañadón Blancura y el río Chubut, entre los
ríos Chubut y Lepá y al este del cerro El Mojón. Se
apoya discordantemente sobre las formaciones El
Platero, Huitrera, Ñorquinco y Collón Curá.
29
Las facies distales muestran mayor selección
granulométrica, con gravas medianas a gruesas, redondeadas a subredondeadas, con una matriz arenolimosa, polimícticas con predominio de clastos de
vulcanitas de las formaciones Ventana y Huitrera.
El espesor en el sector precordillerano puede
alcanzar los 40 metros.
Los depósitos fueron ubicados por Miró (1967)
en el Pleistoceno superior, quien señaló que son posteriores al segundo estadio glaciar de Epuyén. González Bonorino (1944) los localizó como posteriores
al Colloncurense y previos a los depósitos glaciarios. Volkheimer (1964b, 1981) ubicó a los depósitos
pedemontanos en el límite Plioceno-Pleistoceno (Formación Martín) o en el Pleistoceno (Formación Blancura). Esta última edad se asigna a la unidad, considerando su depositación como previa a los depósitos
glaciarios.
Depósitos glaciarios no estratificados (17)
Bloques, gravas, arenas, limos y arcillas
El material depositado en forma directa por los
glaciares conformó arcos morénicos bien conservados como los de Epuyén, Cholila y Esquel. En estas
áreas se reconocieron morenas de fondo y laterales,
como también en las inmediaciones de la laguna
Nahuelquir al este-sureste de El Maitén y sobre
ambas márgenes del río Chubut a la latitud del puesto La Potrada y sureste del cordón del Mogote.
Afloramientos importantes se ubican entre los
cordones de Esquel y Rivadavia y al sur de Cholila.
También de importancia son los situados en las inmediaciones de la localidad de El Hoyo y al norte
del lago Epuyén. Asomos menores se hallan al norte
del lago Cholila y, afloramientos no maleables por su
dimensión, al sur y este del cerro Plataforma y orilla
oriental del lago Esperanza.
Los clastos que componen esta unidad, que alcanzan hasta 80 cm de diámetro mayor, muestran
una composición que refleja la constitución de la
Cordillera Patagónica para esta latitud. Se observaron clastos de las formaciones pre-glaciarias provenientes de los Granitoides del Batolito Andino, de la
Formación Piltriquitrón y de las secuencias
volcanogénicas mesozoicas y terciarias. Los clastos
están inmersos en una matriz arenosa, con escasa
arcilla y pobre cementación.
Las morenas ubicadas al este y sureste de la
localidad de El Maitén corresponderían a las etapas
Inicioglacial y Daniglacial (Caldenius, 1932; Flint y
Fidalgo, 1968) mientras que las situadas en las áreas
30
de Epuyén y Esquel se vincularían con las Gotiglacial
y Finiglacial.
Hoja Geológica 4372-I y II
Depósitos aluviales de terrazas superiores (20)
Gravas, arenas, limos y arcillas
Depósitos glaciarios estratificados (18)
Gravas, arenas gruesas a finas, limos, arcillas
Corresponden a conglomerados, arenas gruesas
a finas y fanglomerados que forman depósitos mantiformes, con moderada inclinación hacia el E, y que
tienen gran extensión areal en la mitad oriental de la
Hoja y que se originaron en un ambiente glacifluvial.
Al este de la sierra de El Maitén los depósitos
ocupan las cotas más altas de las serranías que separan los valles de los arroyos Ñorquinco, Cushamen,
Blancura y Lepá, el río Chubut a la latitud de la estancia Fofo Cahuel y el faldeo oriental del cerro
Chenque.
Los depósitos están relacionados a los arcos de
morenas más externas y podrían homologarse a los
estadios Inicioglacial a Daniglacial (Caldenius, 1932;
Flint y Fidalgo, 1968).
En estos depósitos predominan las gravas de diferente tamaño y composición, teniendo como área
de aporte a la Cordillera Patagónica. Afloran en la
parte oriental de la comarca al este del meridiano de
71°, y conforman parte de los valles de los arroyos
Cushamen, Ñorquinco, Fitamichi, Cañadón Grande y
Lepá y los ríos Chubut y Gualjaina. Son gravas finas
a gruesas, subredondeadas en parte clasto-sostén y
en parte matriz-sostén, con una matriz areno-limosa y
pobremente cementadas con carbonatos y óxido de
hierro. Los clastos están integrados por andesitas,
granitoides, basaltos, cuarcitas, entre otros. Se observaron lentes de arenas medianas, con limos y arcillas.
En forma predominante, estos depósitos cubren
a la Formación Collón Curá como también a la Formación Huitrera.
Depósitos de planicies proglaciarias (19)
Depósitos aluviales de terrazas inferiores (21)
Gravas, arenas, limos y arcillas
Gravas, arenas, limos
Son depósitos estratificados de origen
fluvioglaciar que afloran al este de Epuyén y del
cordón de Cholila y que se extienden hasta el río
Chubut. También asoman al este de la localidad de
Esquel y este - sureste del cordón de Esquel y a
ambas márgenes del río Percey al oeste de Esquel.
Los asomos ubicados entre el río Chubut y la
localidad de Epuyén conservan, fosilizada, la red de
drenaje original de características anastomosada y
divergente, con una zona apical hacia dicha localidad. Este drenaje muestra tres direcciones de corriente, este, nordeste y sureste, con predominio de
la primera. En cambio al sureste del cordón de Cholila
la dirección preponderante es hacia el nordeste.
Los depósitos están compuestos por gravas
medianas a finas, con una matriz de arena gruesa a
fina, con escasos porcentajes de limos y arcillas.
En esta unidad se han incluido depósitos
limnoglaciarios que afloran al este de Epuyén sobre
ambas márgenes del arroyo Las Minas. Son varves
con un espesor que varía entre 45 y 60 metros y que
sobreyacen a morenas de fondo. Miró (1967) describió una litología de varves de arenas finas y limos
y varves de arcillas (clorita y caolinita).
Estos depósitos corresponderían a las etapas
Gotiglacial y Finiglacial (Caldenius, 1932; Flint y
Fidalgo, 1968).
Estos depósitos están integrados por gravas
medianas a finas, con clastos redondeados a subredondeados, polimícticos, con una matriz areno-limosa y pobre cementación calcárea, arenas gruesas a
finas y arenas limosas y limos.
Afloran en los valles de los ríos Chubut y
Gualjaina con gran extensión areal. Idéntica presencia tienen en los valles de los arroyos Fitamichi,
Ñorquinco, Cushamen, Cañadón Grande y Lepá.
2.5.2. HOLOCENO
Depósitos aluviales de terrazas
indiferenciadas (22)
Gravas, arenas, limos
En la margen oeste del arroyo Leleque, en ambas márgenes del arroyo Lepá, en las inmediaciones
del puesto del mismo nombre, entre los arroyos
Montoso y La Cancha y al oeste de la estancia La
Elvira se han localizado depósitos aluviales
aterrazados que no han podido ser correlacionados
con los otros depósitos de similares características.
En general son gravas, polimícticas, con predominio
de clastos de vulcanitas, con matriz areno-limosa e
intercalaciones de arenas limosas y limos en forma
subordinada.
Esquel
Depósitos que cubren pedimentos (23)
Bloques, gravas, arenas
En varios sectores de la Hoja sobre todo en la
parte oriental, sobre las superficies sedimentadas se
halla una delgada capa de materiales en tránsito. Está
compuesta en su mayoría por gravas y arenas gruesas, aunque se han detectado bloques aislados, cuya
abundancia aumenta en dirección hacia a las zonas
apicales, como ocurre en aquellos afloramientos situados inmediatamente al este del cordón de Esquel.
Depósitos de abanicos aluviales (24)
Bloques, gravas, arenas, limos
Depósitos de abanicos aluviales están localizados al pie de los cordones montañosos, que en algunas ocasiones propician la colmatación de lagos, como
en los lagos Epuyén y Cholila. En otros casos, los
abanicos son coalescentes, como en los cordones
de Cholila y El Maitén. Corresponden a depósitos
aluviales con una red de drenaje distributaria, en los
que el material predominante consiste en bloques y
gravas escasamente consolidados, con matriz de
arena y gravilla. En las zonas distales de los abanicos hay facies más finas constituidas por arenas y
limos.
Depósitos de remoción en masa (25)
Bloques, gravas, arenas, limos
Estos depósitos de bloques, gravas, arenas y limos tienen su origen, en mayor medida, en deslizamientos de diferente magnitud que en general afectaron a depósitos glaciares glaciares, observándose
también fenómenos de reptaje y solifluxión.
En el sector precordillerano se hallan al norte
del río Chubut, en los cañadones Blancura y
Ranquihuau; al sur del cordón del Mogote, en los
arroyos Lepá, de la Madera y Mayoco, y al este de
la laguna Esquel y el cerro Chenque. En el área
cordillerana aflora en los valles de los ríos Puelo y
Epuyén, al este de la localidad de Epuyén y entre los
cordones de Cholila y Leleque, y al este del cerro El
Maitén
Depósitos de faldeo (26)
Bloques, gravas, arenas
En esta unidad se incluyen a depósitos de bloques, gravas y arenas, de poco transporte, mal seleccionados, con cementación casi ausente, y que
31
se encuentran al pie de los cordones montañosos y
serranías de la comarca. La mayor parte de estos
depósitos, por sus pequeñas dimensiones no son
maleables, salvo los situados en los faldeos del cordón de Piltriquitrón, en el borde noroeste de la Hoja.
Depósitos fluviales actuales (27)
Gravas, arenas, limos, arcillas
Estos depósitos actuales corresponden a los ubicados en las planicies de inundación de los ríos, arroyos y cursos menores y en los cuerpos de agua cerrados. Tienen una granulometría variada desde gravas hasta arcillas. Son importantes los de los valles
de los ríos Chubut y Gualjaina, aunque también son
de destacar los depósitos de los ríos Desaguadero,
Percey, Tigre y Turbio y de los arroyos Ñorquinco,
Lepá, Cañadón Grande y Blancura y los referidos a
la laguna Esquel.
3. ESTRUCTURA
El estudio realizado permite inferir, para el basamento ígneo-metamórfico, la existencia de una foliación regional de rumbo NO-SE, principalmente en
la parte oriental de la Hoja, con buzamientos que
varían entre 40º y 75º al E-NE. En el mismo sector,
las metamorfitas muestran dos tipos de foliaciones,
una relíctica, conservada por un plegamiento isoclinal B2, que se encuentra rodeada por una foliación
S2 penetrativa y que fue plegada con geometrías
apretadas según B3 con vergencia al sudoeste. También se comprobó una importante deformación dúctil que afectó a los granitoides paleozoicos y conformó diferentes fajas. En la comarca habría existido
en el Paleozoico inferior a medio un proceso regional tectónico-térmico con esfuerzos de probable dirección noroeste.
Este sector de la Cordillera Patagónica habría
alcanzado su estructuración actual a través de los
movimientos Quéchuicos, responsables de la reactivación de las fracturas preexistentes, en especial
aquellas originadas en las etapas extensionales del
Mesozoico que permitieron el desarrollo de cuencas
y el emplazamiento de los granitoides jurásicos y
cretácicos.
La comarca presenta sectores bien definidos, en
donde coexisten una faja corrida y plegada, una cuenca de antepaís y una zona de antepaís que corresponde a la parte occidental del Macizo de Somún
Curá o a la Precordillera del Chubut, de acuerdo
32
Hoja Geológica 4372-I y II
con Ramos y Cortés (1984) y Giacosa et al. (2005)
respectivamente.
El estudio sobre imágenes Landsat de
isodensidad y frecuencia de lineamientos (Lizuain,
1984) permitió reconstruir un lineamiento regional
pre-terciario de rumbo ONO-ESE que hacia el este
controla el emplazamiento del río Chubut y hacia el
oeste los lagos Epuyén y Puelo (brazo oeste), continuando en territorio chileno.
En general se han observado sistemas de corrimientos con vergencia general al este y
retrocorrimientos con vergencia al oeste.
Los corrimientos de mayor envergadura y/o extensión están situados en el sector central cordillerano y en el límite oriental del mismo. En el primer
sector se destaca el corrimiento Cerro MorrudoCerro Pico Solo que sobreimpuso el vulcanismo cretácico sobre los Granitoides del Batolito Andino (Cretácico). Un poco hacia el este se encuentra el corrimiento Lago Puelo-Cerro Bellaco, que en el área de
dicho cerro permitió que el vulcanismo del Cretácico inferior sobreyazca al Batolito Andino, mientras
que hacia el sur, al este del cordón de las Pirámides,
el Batolito Andino sobreyace al vulcanismo jurásico.
Corrimientos de menor extensión que los mencionados, pero de similar importancia, son los del
Cerro El Maitén que puso en contacto los granitoides cretácicos sobre el vulcanismo andesítico del
Terciario inferior, el del Mallín Blanco que sobrepuso el vulcanismo jurásico y cretácico sobre la se-
cuencia volcánica del Terciario inferior y el corrimiento de Epuyén que sobrepuso a las secuencias
volcaniclásticas del Jurásico inferior sobre las sedimentitas terciarias de la Formación Ñorquinco.
En el límite oriental del sector cordillerano, la
principal estructura corresponde al corrimiento
Leleque-Esquel con un desarrollo de 45 km nortesur, que sobreimpuso sedimentitas liásicas, granitoides jurásicos y secuencias volcánicas jurásicas, cretácicas y terciarias sobre sedimentitas del Terciario
inferior de la Formación Ñorquinco.
Al norte de la estancia Leleque y del río Chubut
se desarrolló un sistema de retrocorrimientos que
produjeron que sedimentitas del Terciario inferior
cubran al vulcanismo eoceno. Asimismo estos
retrocorrimientos permiten la exposición del basamento metamórfico precámbrico (Fig. 12).
En el sector extraandino se han inferido dos corrimientos de considerable extensión, el FitamichiCushamen al noroeste de la Hoja y el Arroyo Gualjaina
al sureste de la comarca. Al oeste de este último, en
el cerro Mojón, un corrimiento de poca longitud,
sobreimpuso sedimentitas liásicas sobre rocas
gábricas y sedimentitas liásicas.
Asociado al sistema de corrimientos y
retrocorrimientos se han desarrollado estructuras
homoclinales y de plegamiento en sedimentitas terciarias de la mitad este de la faja corrida y plegada y
en afloramientos aislados en la mitad occidental de
la comarca. Al suroeste del lago Puelo, esas sedi-
Figura 12. Sierra de El Maitén (al este de la estancia Fitirihuin). Formación Ventana (A) y Formación Cushamen (B).
Retrocorrimientos que afectan al vulcanismo eoceno y exponen el basamento precámbrico.
Esquel
mentitas conforman un sinclinal levemente asimétrico, con inclinaciones mayores en su flanco E (20º) y
con un eje aproximadamente N-S. Afloramientos con
disposición homoclinal están ubicados al norte del
lago Cisne y al oeste del cordón Situación.
En la parte este del sector cordillerano se
visualizaron sedimentitas terciarias con disposición
homoclinal que no superan los 20º de inclinación. De
norte a sur pueden observarse al este y sur de la
localidad de Epuyén; en el valle de Cholila; al sur del
pueblo y al norte y alrededores de Esquel.
Al este del lago Lezama aflora un sinclinal asimétrico, con eje nordeste-suroeste. Estructuras
homoclinales buzando hacia el este se hallan sobre
el flanco oriental de la sierra de El Maitén y su prolongación hacia el sur hasta llegar al río Chubut.
Al este de la estancia Leleque se localizan sedimentitas terciarias que conforman un anticlinal
con disposición norte-sur, asimétrico, con
buzamientos entre 15º y 30º, con mayores inclinaciones del flanco oriental. Un anticlinal de menor
tamaño fue visto al sureste del cordón del Mogote.
Al pie de los cordones de Leleque y Esquel asoman sedimentitas del Terciario inferior con una disposición homoclinal hacia el oeste, con inclinaciones de hasta 20º.
4. GEOMORFOLOGÍA
Para la descripción de su morfología, la región
puede dividirse en dos sectores bien definidos, el
cordillerano y el precordillerano. En general, ambos
fueron afectados durante el Cuaternario por importantes procesos glaciarios que modificaron fuertemente el relieve existente y, a posteriori, por la actual red de drenaje y procesos de remoción en masa.
Durante el Pleistoceno, el área cordillerana habría sido cubierta por mantos de hielo (Flint y Fidalgo,
1968) que luego pasaron a glaciares de tipo alpino,
que desarrollaron importantes valles en forma de «U»
los cuales también se extendieron al sector
precordillerano.
En la actualidad se observan pequeños glaciares en las nacientes de los ríos Aterzal, Turbio, Tigre
y los Alerces y en el cerro Torrecillas.
Geoformas derivadas de la erosión
glaciaria
La acción glaciaria produjo en la comarca dos
tipos de relieve o geoformas, de erosión y de agra-
33
dación. Las primeras predominan en el sector occidental o andino, mientras que las formas de agradación lo hacen en el sector extraandino.
Dentro de este tipo de geoformas se destacan,
por su magnitud, las artesas y circos glaciarios, que
predominan en el sector occidental de la Hoja Esquel.
La acción fluvial actual no ha modificado la
morfología glaciaria y muchos de los ríos y arroyos
tienen sus nacientes en circos y lagos glaciarios.
El paisaje glaciar de erosión está evidenciado
por los típicos perfiles en «U» que muestran la mayor parte de los valles longitudinales. Tal es el caso
de los valles colectores principales como son, de norte
a sur, los de los ríos Azul, Turbio, Epuyén, Tigre,
Carrenleufú, Rivadavia, Arrayanes y Desaguadero
que incluyen los lagos Puelo, Epuyén, Cholila, Rivadavia, Menéndez y Futalaufquen.
Los afluentes de estos colectores principales son
magníficos ejemplos de valles colgantes, tal es el caso
de los de los arroyos Catarata (200 m sobre el fondo
actual del valle) y Pedregoso, que convergen y alimentan el río Epuyén. También se destacan los valles
colgantes del río Mataco, afluente del río Azul, y el
del río Esperanza (300 m de desnivel), como los de
los arroyos Blanco, Villegas, Percey y Turco, que descienden desde norte hacia el río Tigre y el lago Cholila.
Otros valles colgantes son los de los ríos que
desembocan en el brazo sur del lago Menéndez, en
el brazo norte del lago Futalaufquen, en los afluentes del río Caneto, en los ríos Centinela y Encuentro
que nacen en el cordón Rivadavia, y en los ríos que
nacen en el cerro Morrudo, entre otros.
En el valle del río Azul, sobre el faldeo occidental del cerro Currumahuida, se puede apreciar una
típica «hombrera» originada por la parte superior del
glaciar, que indicaría un espesor tentativo para el hielo
de 400 metros.
Se observaron circos glaciarios en casi todos los
cordones, cerros y serranías del área andina como
en los cordones Cholila, Rivadavia, Leleque, Esquel,
entre otros. En los cordones más elevados, en general limítrofes con Chile, se advierten circos
coalescentes que originaron cool, matterhorn y
crestas dentadas. También hay circos glaciarios en
el cordón de Piltriquitrón, oeste del cerro Plataforma y nacientes de los ríos Turbio y Tigre, que están
ocupados por glaciaretes o glaciares de cerro. Estos
últimos también se ubican en los cerros Barrientos y
Bravo.
Otra de las geoformas glaciarias, numerosas en
el sector andino, corresponde a las rocas aborregadas
desarrolladas en un ambiente geológico integrado por
34
granitoides, principalmente del Batolito Andino, y rocas volcanogénicas mesozoicas y terciarias. Se aprecian formas aborregadas y estrías, que para el lago
Puelo marcan una dirección del glaciar hacia el norte
y, hacia el sureste, en el caso del valle del río Epuyén.
Geoformas derivadas de la acumulación
glaciaria
En el sector cordillerano, las formas de acumulación más importantes corresponden a los depósitos de till que separan el valle del río Azul de la localidad de El Hoyo, y esta última del lago Epuyén. Se
detectaron morenas laterales en el flanco norte del
río Epuyén y en flanco norte del lago Cholila y morenas terminales en la margen este del lago Esperanza. También son significativas las morenas situadas en la cuenca del río Percey y el arroyo Esquel,
asociadas a depósitos glacifluviales.
En el sector oriental es donde las formas de acumulación glaciaria alcanzan su mayor desarrollo. El
glaciar Epuyén produjo hacia el este una extensa
planicie proglaciaria que ocupó la mayor parte de la
depresión de El Maitén, llegando a la sierra de El
Maitén. En esta planicie quedó conservada la red de
drenaje que la construyó, de características anastomosada y divergente, con una zona apical hacia la
localidad de Epuyén. Este drenaje muestra tres direcciones de corriente, este, nordeste y sureste, con
predominio de la primera. En cambio al sureste del
cordón de Cholila la dirección es predominante hacia el nordeste.
Hacia la zona apical de la planicie se encuentran dos arcos de morenas, bien conservados, que
se extienden desde el sur del cerro Coihue hasta el
norte de la Loma Escondida. Estas morenas limitan
una depresión que contiene morenas de fondo y, como
consecuencia del desarrollo de un lago, de alrededor
de 30 km2 (Miró, 1967), la formación de importantes
depósitos de varves.
El glaciar Cholila tuvo una expansión de rumbo NO,
se advierten restos de morenas de fondo, como las situadas entre los lagos Cholila y Lezama, N de este
último y NO del lago El Cisne. Depósitos fluvioglaciares
se localizan entre el cerro Gladys y Loma Escondida y
en el valle del río Las Nutrias. En las nacientes de dicho río se observó una morena de cierre que delimitaba un pequeño lago hoy inexistente.
El glaciar de Esquel originó hacia el norte y sureste, ya fuera del área andina, extensas morenas y depósitos glacifluviales, los primeros al este del cordón de
Esquel y los segundos hacia el arroyo Pescado.
Hoja Geológica 4372-I y II
Los glaciares de Epuyén, Cholila y Esquel, en
el período Inicioglacial, depositaron morenas al sureste de la sierra de El Maitén, al este y oeste del
cordón del Mogote y en ambas márgenes del río
Chubut llegando al arroyo Lepá, también conformaron parte de la planicie de las lagunas de Esquel
y Seca, al este del cordón de Esquel. En forma
simultánea se generaron planicies glaciarias, como
las ubicadas al este del cordón de El Maitén y al
norte del río Chubut, al suroeste de la estancia Fofo
Cahuel, al norte y sur del arroyo Lepá, y al este del
cerro Mojón.
También un origen glacifluvial tienen las terrazas superiores que afloran al este del meridiano 71°,
y que conforman parte de los valles de los arroyos
Cushamen, Ñorquinco, Fitamichi, Cañadón Grande
y Lepá y los ríos Chubut y Gualjaina.
Proceso fluvial
Los depósitos fluviales más antiguos corresponderían al Primer nivel de piedemonte (González
Bonorino, 1944), el asomo más occidental se encuentra al pie del cerro Gladys (cordón de Cholila). En el
sector precordillerano se halla en el faldeo oriental
de la sierra de El Maitén, entre los arroyos Fitamichi
y Ñorquinco, en la pampa de Fitamichi, entre el cañadón Blancura y el río Chubut, entre los ríos Chubut y Lepá y al este del cerro El Mojón. Se apoya
discordantemente sobre las formaciones El Platero,
Huitrera, Ñorquinco y Collón Curá.
En el sector extraandino existe un predominio
de formas de agradación, en buena parte debido a
los procesos glaciarios y glacifluviales y, en parte, al
sistema fluvial actual y a los fenómenos de remoción en masa.
El retiro de los hielos generó de una gran red de
avenamiento de carácter disímil y la formación de
grandes lagos. El sector occidental de la comarca
está caracterizado por procesos erosivos, como consecuencia de un drenaje juvenil que profundizó el
relieve con la creación de rápidos y cascadas. Esto
es común en el sistema menor de avenamiento, en
cambio los colectores principales (ríos Turbio, Tigre,
Azul) muestran mayor evolución con desarrollo de
planicies de inundación.
El sector oriental tiene un sistema fluvial más
maduro, como es del río Chubut, con una gran planicie aluvial, terrazas y meandros, y el de los arroyos
Ñorquinco, Fitamichi, Cushamen, Lepá y el río
Gualjaina donde también hay planicies de inundación y terrazas de considerable extensión.
Esquel
Los valles en «U» están siendo modificados por
los depósitos de faldeo y de abanicos aluviales, muchos de estos formados en las orillas de los lagos de
la comarca. El límite occidental de la depresión El
Maitén-Cholila presenta abanicos aluviales que en
algunos sectores coalescen. Lo mismo puede observarse en el faldeo oriental del cordón Leleque y
en el tramo sur del cordón de Esquel.
Un sistema de terrazas inferiores se ha generado en los valles de los ríos Chubut y Gualjaina con
gran extensión areal, y también pueden verse en los
arroyos Fitamichi, Ñorquinco, Cushamen, Cañadón
Grande y Lepá.
En los cursos principales como son los ríos Chubut y Gualjaina hay planicies aluviales y terrazas
actuales.
Procesos de remoción en masa
En la Hoja Esquel, los depósitos de remoción
en masa más importantes se desarrollan a partir
de los depósitos glaciarios, como en ambas márgenes del cañadón Blancura, entre los cordones
de Leleque y del Mogote, entre la laguna
Nahuelquir y el río Chubut y entre el cerro El
Maitén y la localidad del mismo nombre. También
al este del cordón de Esquel hay importantes volúmenes de roca movilizados que están atravesados por los arroyos Lepá, de la Madera, La Cancha y Rodeo, como asimismo en la laguna de
Esquel y en el cerro Chenque
Deslizamientos de importancia son los ubicados
en los ríos Chubut y Gualjaina y en la margen este
del arroyo Cushamen.
Pedimentos
Con diferente grado de conservación se detectaron superficies de pedimentos al sur del cañadón
Blancura, entre el cañadón Grande y el río Lepá, al
nordeste de la estancia La Anita y al este-sureste
del cerro Mojón, desarrollados sobre sedimentitas
terciarias (Formación Collón Curá). Asimismo en el
flanco oriental del cordón de Esquel se observan
remanentes de un pedimento que también afecta a
sedimentitas de la misma edad (Formación
Ñorquinco).
Otras geoformas
Otras geoformas corresponden a relieves múltiples fluviales en ambientes de granitoides, de meta-
35
morfitas y granitoides del basamento y de vulcanitas
mesosilíceas.
Una morfología de bad-lands caracteriza a los
afloramientos pertenecientes a las sedimentitas y
tobas de las formaciones Ñorquinco y Collón Curá.
En tanto formas homoclinales, correspondientes a
sedimentitas terciarias, se advirtieron en las sedimentitas terciarias situadas en los faldeos orientales de
la sierra de El Maitén y de los cordones de Leleque
y Esquel.
5. HISTORIA GEOLÓGICA
El sustrato pre-jurásico está constituido por el zócalo ígneo-metamórfico que componen las formaciones Cushamen y El Platero y por los afloramientos
más septentrionales de las sedimentitas neopaleozoicas
representadas por escasos asomos de la Formación
Esquel, correlacionable con el Grupo Tepuel.
Entre el Archeano superior y el Proterozoico se
habría desarrollado una cuenca sedimentaria, abierta al oeste-noroeste, cuyos sedimentos fueron
metamorfizados en el Neoproterozoico inferior (865
Ma), constituyéndose así la Formación Cushamen,
que en el área estudiada representa los afloramientos más australes y occidentales del zócalo metamórfico en el ámbito de la Cordillera Patagónica y
de la Precordillera del Chubut. Esta unidad fue afectada por la implantación, en el Silúrico, de un arco
magmático (420 Ma) que permitió el emplazamiento
de los Granitoides de la Formación El Platero.
El zócalo metamórfico y granítico sirvió de sustrato para la sedimentación de secuencias neopaleozoicas (Formación Esquel) y luego, durante el
Jurásico, de una cuenca cuyos depósitos inferiores
carecen de elementos volcánicos. La cuenca exhibe un área positiva y con aportes procedentes del
poniente de los cerros Piltriquitrón y Leleque
(Gabaldón y Lizuain, 1982), que tal vez corresponda
a un primer estadio embrionario de la Cordillera Patagónica (Protocordillera).
La cuenca liásica puede vincularse con una etapa de distensión que afectó al retroarco. Durante su
desarrollo se depositaron las sedimentitas que caracterizan a la Formación Piltriquitrón (Fig. 13 A).
Hacia el oeste, se habría emplazado un arco volcánico calcoalcalino intermitente, con generación de
islas, originado por la misma etapa de distensión que
actuó sobre el retroarco, evidenciado por las intercalaciones de material volcánico en las sedimentitas
liásicas. Su actividad fue continua, con máximos en
36
Hoja Geológica 4372-I y II
A- Jurásico inferior
Arco volcánico ?
Formación Piltriquitrón
Intercalaciones volcánicas
Sedimentitas liásicas
N.m.
Moho
ML
A
B- Jurásico superior - Cretácico inferior
Arco magmático calcoalcalino : Grupo Divisadero
N.m.
Formación Piltriquitrón
Moho
Granito Leleque
ML
A
C- Cretácico superior
Emplazamiento tectónico
del Batolito Andino
Inversión de fallas
extensionales previas
Moho
Basamento ígneo - metamórfico
ML
A
A. Desarrollo de la cuenca liásica representada por los depósitos de la Formación Piltriquitrón. Durante este período se
iniciaría la implantación de un posible arco volcánico calcoalcalino, evidenciado por la existencia de intercalaciones
volcánicas y volcaniclásticas entre las sedimentitas de esta formación.
B. Amplio desarrollo del arco magmático calcoalcalino representado por las volcanitas del Grupo Divisadero y los cuerpos
graníticos como el de Leleque. Los mismos constituyen los estadios iniciales del emplazamiento del Batolito Andino.
C. Emplazamiento tectónico del Batolito Patagónico. Cese de la actividad volcánica en el área. Estructuración de las
secuencias más antiguas, producidas por el aumento de la velocidad de convergencia que se registra para este período.
Figura 13. Perfiles esquemáticos de la evolución tectónica de la comarca situada al sur del paralelo 42º durante el Mesozoico.
Esquel
37
Figura 14. Perfil esquemático morfoestructural de la región durante el terciario.
el Dogger y Malm, como señalaron al sur de esta
región Ramos et al. (1982) y Haller y Lapido (1980,
1982).
En su evolución, la cuenca liásica presenta depósitos calcáreos y pelitas con laminación algal asociados con depósitos continentales progradantes con
paleocorrientes que indicarían un borde de cuenca
hacia el oeste y en los que se intercalan lavas y tobas mesosilíceas a ácidas.
La continentalización y relleno de la cuenca
muestra la asociación de depósitos continentales y
elementos volcanogénicos más el emplazamiento de
los granitoides de la Formación Leleque, como consecuencia de la migración hacia el este y nordeste
del arco magmático.
En el Cretácico inferior se emplazó un arco
magmático calcoalcalino integrado por un arco interno con predominio andesítico y otro externo de
naturaleza ácida, originado en una aceleración de la
velocidad de convergencia y una pendiente baja de
la zona de Benioff. Entre ambos, se desarrolló una
cuenca de intra-arco donde se depositaron los términos sedimentarios del Grupo Coyhaique, al sur del
paralelo de 43° (Ramos y Palma, 1983), la que hacia
el norte de Esquel no se habría generado, y en consecuencia no se diferencia allí el arco externo del
interno (Fig.. 13 B).
Se infiere que este arco magmático migró hacia
el este y norte (64 y 70 Ma), interpretándose que
habría pasado a territorio chileno, al norte del lago
Nahuel Huapí, mediante una suave inflexión.
En forma concomitante con la disminución de la
actividad volcánica se produjo a partir del Albiano el
emplazamiento del Batolito Andino, con una primera
etapa (Fase 1) de intrusiones de carácter discordante y una segunda etapa (Fase 2) con un emplazamiento de carácter tectónico. Éste tipo de emplazamiento (Fase Patagonídica Principal) se vincula con
un bajo ángulo de la zona de Benioff, que promovió
una etapa de elevada compresión y explicaría la extinción de la actividad volcánica (Fig. 13 C).
En el Terciario inferior, la interacción entre las
placas Sudamericana y Pacífica permitió la implantación de dos arcos volcánicos calcoalcalinos, con
una subducción simple de tipo normal como se deduce por la geometría de la zona de Benioff
(Dickinson y Seely, 1979) (Fig. 14).
En la región del lago Nahuel Huapí, al oeste del
arco volcánico se desarrolló una cuenca de antearco
en donde los términos volcanogénicos de la Formación Ventana se interdigitaron con depósitos marinos y continentales de edad paleocena media a eocena (Ramos, 1982). Luego tuvo lugar la extinción gradual de la actividad volcánica en aparente relación
38
con una horizontalización de la zona de Benioff y la
generación como consecuencia de la Fase Incaica,
de cuencas de antearco e intraarco con sedimentación continental y marina, que constituye la Formación Ñorquinco. A expensas de la destrucción del
arco volcánico calcoalcalino, representado por la
Formación Ventana, se desarrolló un conglomerado
basal de carácter regional. Como consecuencia de
ser un área tectónicamente inestable, hubo ascensos y descensos que produjeron la ritmicidad de las
secuencias sedimentarias. En forma generalizada se
depositaron sedimentos de abanicos y fluviales durante las etapas de ascenso y destrucción del arco
volcánico; sedimentos palustres y lacustres en el
período de máxima estabilidad y, en los momentos
de subsidencia, depósitos marinos o, ante reiterados
ascensos, depósitos continentales.
Movimientos de ascenso diferenciales característicos de una región tectónicamente activa, explican una depositación casi simultánea de sedimentos
marinos, palustres y continentales fluviales y lacustres.
Durante el Plioceno alto y el Pleistoceno, la región alcanzó su configuración actual, principalmente
por la acción glaciaria que modeló el sector andino y
en buena medida el extraandino, junto con los procesos aluviales y coluviales posteriores.
6. RECURSOS MINERALES
Las actividades geológico-mineras oficiales en
la región del noroeste chubutense comenzaron a
desarrollarse a partir del año 1976, con la ejecución
del Proyecto 04 HB- Esquel y la confección de la
Carta Geológica Económica-Esquel, coordinadas por
los entonces Servicio Minero Nacional y Servicio
Geológico Nacional de la Secretaría de Minería de
la Nación, respectivamente.
Muchos de los indicios y ocurrencias minerales
localizados corresponden a esa etapa de prospección estratégica, que incluyó el control de campo de
las anomalías detectadas en el vuelo de reconocimiento sobre la cordillera de los Andes, planificado
entre el Programa de las Naciones Unidas para el
Desarrollo (PNUD) y el Plan Patagonia-Comahue
(PPC) (Viera et al., 1976; Viera, 1976a y b; Viera,
1978). Las tareas de mapeo geológico regional, la
búsqueda regional de yacimientos minerales y la
actividad exploratoria de empresas privadas contribuyeron al hallazgo y confirmación en la región de
96 indicios y ocurrencias minerales.
Hoja Geológica 4372-I y II
El presente trabajo se realizó sin GPS (Sistema
de Posicionamiento Geográfico). Constituye una primera aproximación en cuanto al posicionamiento de
los indicios y de las litologías de las rocas de caja;
ello se debe a la escasa representatividad de los afloramientos con referencia a la escala del mapa, lo
esporádico de algunos afloramientos, la cobertura
de tefras cineríticas, paleosuelos y materiales glaciares, y sobre todo a la exuberante e intrincada cubierta boscosa del bosque andino-patagónico, en el
oeste chubutense.
El dominio metalogenético regional muestra un
predominio de minerales metalíferos, particularmente
de cobre, plomo, cinc y molibdeno, diseminados en
zonas de alteración hidrotermal contemporáneas con
la intrusión de pórfiros dacíticos (Pesce, 1979b; Ramos y Pesce, 1979; Ramos, 1983; Haller, 1981, 1999;
UNRF-PNUD, 1982; JICA-MMAJ, 1983) y de mineralizaciones vetiformes polimetálicas con oro y
plata, como así también de minerales auroargentíferos
en vetas de cuarzo epitermal de baja sulfuración;
además, se asigna importancia a los procesos de
depósitos aluvionales modernos.
Las rocas de caja de las mineralizaciones corresponden a las formaciones Piltriquitrón (Liásico),
Lago La Plata (Jurásico) y Divisadero (Cretácico
inferior), a los Granitoides del Batolito Andino (Cretácico superior) y, en menor proporción, a la Formación Ventana (Eoceno). Las edades absolutas de las
rocas intrusivas de la región se deben a Toubes y
Spikermann (1973) y a Spikermann (1978).
La petrografía de las rocas del Proyecto 04 HB
fue realizada por Godeas (1977).
6.1. DEPÓSITOS DE MINERALES
METALÍFEROS
Lago Menéndez (hierro, cobre, plomo)
Se localiza a 2 km al nordeste del cerro Techado
Blanco, frente al puerto Chucao de Parques Nacionales y sobre la rocosa costa suroeste del lago Menéndez. El acceso es exclusivamente con embarcación. Las investigaciones mineras fueron realizadas
por Viera (1976b, 1978) y Sepúlveda et al. (2002).
Las rocas de caja de la mineralización están
constituidas por brechas y tobas andesíticas de
colores verdosos, asignables a la Formación Lago
La Plata (Jurásico) en adyacencias del contacto
intrusivo con granitoides cretácicos del Batolito
Andino. La mineralización es de tipo vetiforme,
emplazada en estructuras de las rocas andesíti-
Esquel
cas, las que presentan alteración propilítica, silícea y pirítica. Entre los minerales se observaron
calcopirita, galena, pirita y malaquita en ganga de
cuarzo; también se los encuentra formando
stockwork, en venillas de 2 a 4 cm de potencia
distribuidas en la roca de caja. La superficie del
área es de 2 km 2.
El Maitén (plomo, cinc, cobre)
Se ubica 2,5 km al sur del lago Puelo, a 5 km al
sureste del cerro Oro y a 2,5 km al sureste del río
Turbio. El acceso se logra desde Esquel, transitando
por las rutas nacionales 40 y 259 hasta 27 km al
norte de Epuyén, luego hasta Las Golondrinas y por
el acceso al lago Puelo recorriendo 10 km; desde allí
se sigue con embarcación hasta el brazo sur del lago
Puelo y luego 4 km al sur a pie o a caballo.
Las rocas de caja de la mineralización son granitos y granodioritas cretácicos del Batolito Andino,
cubiertas en discordancia por vulcanitas andesíticas
de la Formación Ventana.
La mineralización consiste en vetas de cuarzo
con sulfuros, galena, esfalerita, calcopirita, covellina
y pirita (Beltramone, 1978).
DISTRITO HUEMULES
El prospecto Huemules se encuentra localizado
a 25 km hacia el noroeste de Esquel, sobre el faldeo
este y cumbres del cordón Oriental del Futalaufquen,
entre las cotas de 1450 y 2000 m s.n.m., en las nacientes de los arroyos Huemules Norte y Sur. El
acceso se logra con vehículo de doble tracción desde Esquel hacia el oeste por el camino de La Zeta
hasta el río Percey por 10 km, y luego por una huella
maderera 12 km hacia el norte hasta el cruce del
arroyo Huemules Sur; se continúa luego por una
huella minera 3 km hacia el oeste, hasta el campamento del sector Huemules Sur.
Las investigaciones que aportaron al conocimiento geológico del sector se deben a Viera (1976, 1976a
y b, 1979a y b, 1981a y b, 1982b, 1983), Sepúlveda
(1976), Jones (1979), Hollister (1981), Herrero et
al. (1982, 1986), Herrero y Viera (1983, 1984), Herrero (1985), Viera y Herrero (1986), Viera et al.
(1988), Hughes (1986), Brancote Holdings PLC
(1999, 2000) y Viera y Hughes (1999).
Los organismos y empresas mineras que realizaron trabajos de exploración en el distrito Huemules
fueron Secretaría de Minería de la Nación, UNRFPNUD, Dirección de Minas y Geología del Chubut,
39
EACA, Sunshine Argentina, Minera El Desquite,
Brancote Holdings y Meridian Gold.
Las rocas de caja de las mineralizaciones son
vulcanitas ácidas y mesosilícicas, que constituyen
la Formación Cañadón Huemules (Viera, 1982b),
denominación local que se dio en su momento a
rocas equivalentes a las de la Formación Lago La
Plata, integrada por una secuencia volcano-sedimentaria continental conformada por un miembro
sedimentario y otro piroclástico. El miembro sedimentario, que se encuentra en la base, está representado por fanglomerados de clastos andesíticos
y riolíticos bien redondeados con abundante matriz
de arena volcánica, muy litificados y cementados
por sílice y carbonatos. Presenta intercalaciones
de tobas y tufitas de composición andesítica, estratificadas, cuya potencia es de 60 m, que culmina
con un banco de tobas dacíticas con pirita
singenética. Sobreyaciendo se encuentra el miembro piroclástico, conformado por 160 m de tobas
andesíticas grises azuladas con algunos estratos
intercalados de brechas andesíticas; por encima hay
270 m de aglomerados, en los que el tamaño de los
bloques aumenta hacia el oeste del sector central,
sugiriendo la probable presencia de un centro volcánico. Culminando la secuencia se hallan 255 m
de andesitas y aglomerados. La parte superior se
compone de coladas de andesitas y basaltos o basandesitas. Hacia arriba siguen las rocas de la Formación Ventana, discordancia mediante. En numerosos sectores del área se observan rocas intrusivas hipabisales de composición intermedia y ácida,
que se manifiestan como diques y stocks.
Las alteraciones de las rocas de caja consisten
en propilitización, silicificación y argilización. En algunos sectores se han determinado alunita y sericita. La alteración más importante es la silicificación,
asociada a caolinización, argilización y propilitización
fuerte, particularmente en adyacencias de fallas y
cuerpos hipabisales. La disposición de las alteraciones hidrotermales en el terreno es irregular y en general se forman en condiciones de pH ácido y baja
temperatura, avalando el criterio de una posición elevada del nivel de erosión. Los metales preciosos y
de base se observan a lo largo de 3600 m de corrida
en estructuras vetiformes, con ganga de cuarzo y a
veces calcita.
El rumbo general de las estructuras mineralizadas se asocia con el de una falla de índole regional,
de azimut 320º. Integran el distrito Huemules las
zonas de alteración de Faldeo Amarillo, Filo Alto y
Trafipan y las mineralizaciones vetiformes de
El Maitén
Huemules Norte
Huemules Centro
Mallín del Bronce
Arroyo del Puma
Condorcanqui II
Condorcanqui I
Santa Ana
Huemules Sur
El Principio
Curacahuin
Gonzalo
Virginia III
Gold Mountains
Turba
Plomo, Cinc,Cobre
Oro, Plata, Plomo,
Cinc, Cobre,
Oro, Plata, Plomo,
Cinc, Cobre,
Plomo, Cobre
Cobre, Plomo,
Cinc, Hierro,
Cobre
Oro,Cobre
Caliza
Oro
Oro
Carbón
Oro
Oro
Oro,Plata
Oro, Plata
Carbón
Oro, Plata, Cinc,
Plomo, Cobre
Carbón
Caliza
Plomo, Cinc,
Cobre
Plomo, Cinc,
Cobre
Arcillas
Carbón
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Cobre
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
Perlita
Oro, Plata
Oro, Plata
32
33
34
Mallín del Toro
Virginia I
Perlita Lepa
Lepa
La Esperanza
Oro, Plata
Carbón
Buitrera
Virginia II
Patagónica
El Indio
San Pedro
León I
León II
El Ciclón
Claudia I
Gral. J. de San Martín
Los Morros
Arroyo Pedregoso
Beatriz I
Oro, Plata
31
30
29
28
Lago Menéndez
Hierro, Cobre,
Plomo
1
El Hoyo de Epuyén
NOMBRE
SUSTANCIA
Nº Indicio
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón Leleque
Cordón Leleque
Cushamen
Cushamen
Esquel
Esquel
Esquel
Esquel
Esquel
Epuyén
Epuyén
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cholila
Epuyén
Epuyén
Epuyén
Epuyén
Epuyén
Epuyén
Villa
Futalaufquen
Esquel
Esquel
Esquel
Sur Lago Puelo
El Hoyo de
Epuyén
Villa
Futalaufquen
LOCALIDAD
42º44´25´´
42º39´00´´
42º37´46´´
42º37´46´´
42º36´26´´
42º35´45´´
42º34´45´´
42º29´29´´
42º24´09´´
42º04´00´´
42º04´27´´
42º58´50´´
42º58´50´´
42º57´30´´
42º51´26´´
42º47´32´´
42º33´23´´
42º30´24´´
42º29´20´´
42º14´07´´
42º15´59´´
42º13´11´´
42º12´25´´
42º13´00´´
42º13´00´´
42º09´55´´
42º09´39´´
42º50´00´´
42º47´38´´
42º47´06´´
42º46´23´´
42º15´00´´
42º04´07´´
71º12´35´´
71º12´00´´
71º11´20´´
71º10´04´´
71º12´28´´
71º07´43´´
71º09´32´´
71º07´19´´
71º07´33´´
71º02´00´´
71º01´24´´
71º15´20´´
71º16´35´´
71º25´27´´
71º21´11´´
71º29´43´´
71º21´27´´
71º15´50´´
71º16´50´´
71º24´02´´
71º24´02´´
71º19´25´´
71º24´00´´
71º24´00´´
71º24´47´´
71º23´04´´
71º24´02´´
71º39´00´´
71º30´10´´
71º30´02´´
71º45´19´´
71º40´00´´
71º33´16´´
4372-17
4372-11
4372-11
4372-11
4372-11
4372-11
4372-11
4372-11
4372-11
4372-5
4372-5
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-11
4372-11
4372-11
4372-5
4372-5
4372-5
4372-5
4372-5
4372-5
4372-5
4372-5
4372-16
4372-16
4372-16
4372-16
4372-4
4372-4
Andesitas, basandesitas, tobas y
brechas
Formación Esquel
Fm. Lago la Plata
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Vidrio riolítico
Sedimentos límnicos
Andesitas
Andesitas
Andesitas
Andesitas
Andesitas
Tobas desvitrificadas
Sedimentos límnicos
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
¿Formación Huitrera ?
Formación Ñorquinco
Formación Ventana
Formación Ventana
Formación Ventana
Formación Divisadero
Formación Divisadero
Formación Ñorquinco
Formación Ñorquinco
Formación Esquel
Fm. Lago la Plata
Metasedimentitas, tobas y rocas
hipabisales andesíticas
Metasedimentitas, tobas y rocas
hipabisales andesíticas
Formación Ñorquinco
Formación Ñorquinco
Formación Lago La Plata
Formación Divisadero
Formación Ñorquinco
Fromación Ventana
Formación Ventana
Depósitos fluviales actuales
Depósitos fluviales actuales
Formación Ñorquinco
Formación Piltriquitrón
Depósitos fluviales actuales
Depósitos fluviales actuales
Sedimentos marinos
Sedimentos marinos
Lavas y piroclastitas Andesíticas
Sedimentos marinos
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Aluviones
Aluviones
Sedimentos límnicos
Andesitas, basandesitas, tobas y
brechas
Pelitas, areniscas, calizas
Aluviones
Aluviones
Formación Divisadero
Formación Divisadero
Ándesitas, riodacitas, Pórfidos
dacíticos y andesíticos
Jurásico
Jurásico
Paleoceno-Eoceno
Oligoceno
Eoceno
Eoceno
Eoceno
Cretácico
Cretácico
Oligoceno
Oligoceno
Carbonífero-Pérmico
Jurásico
Carbonífero-Pérmico
Jurásico
Oligoceno
Oligoceno
Jurásico
Cretácico
Oligoceno
Eoceno
Eoceno
Cuaternario
Cuaternario
Oligoceno
Liásico
Cuaternario
Cuaternario
Cretácico
Cretácico
Jurásico
Cretácico superior
Eoceno
Formación Lago La Plata
G. del Batolito Andino
Formación Ventana
Lavas y piroclastitas andesíticas
Jurásico
Cretácico
Formación Lago La Plata
Formación Divisadero
Jurásico
Cretácico
Cretácico superior
Eoceno
Jurásico
Cretácico
Formación Lago La Plata
Formación Divisadero
G. del Batolito Andino
Formacion Ventana
Holoceno
Formación Lago La Plata
Formación Divisadero
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Granitos, granodioritas, en contacto
con volcanitas
Sedimentos postglaciales y de planicie
Depósitos fluviales actuales
aluvial
CUADRO - RESUMEN DE INDICIOS Y OCURRENCIAS MINERALES DE LA HOJA ESQUEL 4372 - I / II
HOJA
COORDENADAS
LITOLOGÍA
UNIDAD CARTOGRÁFICA
EDAD
1:100.000
LAT.
LONG.
G. del Batolito Andino
Cretácico superior
Granitoides, volcanitas y piroclastitas
42º45´00´´
71º47´00´´
4372-16
riolíticas
Formación Ventana
Eoceno
Laboreos subterráneos
En explotación, Empresa Magri, Galardón, El
Hoyo de Epuyén. Reservas medidas hasta 9 m
de profundidad: 1.920.000 t
LABORES MINERAS
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Ben
Ga, Sph, Cp, Py
Ga, Sph, Cp, Py
Au, Ag, Sph, Ga, Cp, Py, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
El, Au
El, Au
El, Au, Mag
El, Au
Au, Cp, Oxcu
.Laboreos subterráneos. Reservas positivas:
Manto 2a: 45.000 t; Manto inferior: 165.000 t;
Manto superior: 45.000 t. Reservas industriales:
255.000; Prospectivas: 259.360; Geológicas:
514360 t
Reservas indicadas: 900000 t
En exploración Empresa Cerro Castillo
En exploración Empresa Cerro Castillo
En explotación Empresa El Calafate SCC.
Reservas medidas:1.450.000t.Reservas
indicadas: 600.000t. con 86,3 % CaCO3 y 7,8 %
MgCO3
Laboreos subterráneos 370 m. Reservas
estimadas Huemules:114.000 onzas/troy/Au-.
Laboreos subterráneos
En exploración Minera El Desquite
En exploración Minera El Desquite
Antigüa explotación. Restos de hornos
Destapes, galerías y sondeos. Reservas
Cp, Bo, Cc, Dig, Py, Cv, Az, Ml posibles: 431.550 t; Ley: 1,02 % Cu; Contenido
fino: 4.401,80 t
Cp, Cc, Sph, Ga, Py
Ga, Cp, Oxcu, Py, Q
Au, Ag, Ga, Sph, Cp, Py, Q
Au, Ag, Ga, Sph, Cp, Py, Q
Ga, Sph, Cp, Py, Cv
Cp, Py, Ga, Ml
MINERALOGÍA
40
Hoja Geológica 4372-I y II
Galadriel Este
Mati
Cura Limay "B"
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Oro, Plata
Arcillas
Oro
Oro
Oro
Oro
Oro
Oro
Oro
Oro
Carbonato de
Calcio
Oro
Caolín
Oro
Molibdeno y
Hierro
37
38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
48
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
62
63
64
Cura Limay "A"
Mata
Tupú Limay
Diego
Mercedes Raquel
Beta
Roja I, II, III, IV,V
Luisito
Ana Laura
Bruno
Nahuel
Ahoniken Eudosio
Clare Marion
Elena Sur
Dique
Julia
Elena
Aeropuerto II
Aeropuerto I
Galadriel
Filo de Benetton
Tamara Este
Natasha (S)
Joya del Sol
Natasha (N)
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Cushamen
Nahuel Pan
Nahuel Pan
Valle de Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordon de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
Cordón de
Esquel
LOCALIDAD
42º09´07´´
42º10´27´´
42º10´04´´
42º10´00´´
42º03´06´´
42º02´49´´
42º04´22´´
42º05´59´´
42º07´00´´
42º07´11´´
42º07´11´´
42º59´37´´
42º58´43´´
42º55´34´´
42º54´08´´
42º53´40´´
42º53´18´´
42º53´18´´
42º53´18´´
42º52´42´´
42º52´22´´
42º52´20´´
42º51´28´´
42º50´42´´
42º49´48´´
42º49´20´´
42º49´20´´
42º49´00´´
42º48´48´´
42º46´03´´
70º30´20´´
70º42´04´´
70º31´42´´
70º43´00´´
70º30´15´´
70º59´08´´
70º59´17´´
70º55´13´´
70º57´00´´
70º53´50´´
70º53´50´´
71º14´06´´
71º15´03´´
71º14´56´´
71º11´50´´
71º12´20´´
71º11´07´´
71º12´30´´
71º12´20´´
71º08´30´´
71º08´28´´
71º11´50´´
71º11´00´´
71º11´50´´
71º10´41´´
71º10´44´´
71º11´00´´
71º11´40´´
71º08´35´´
71º09´25´´
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-6
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
4372-17
Esquistos micáceos, pórfiros
graníticos y riolíticos
Aluviones
Esquistos micáceos, pórfiros
graníticos y riolíticos
Aluviones
Areniscas, tobas y margas
Aluviones
Aluviones
Aluviones
Aluviones
Aluviones
Aluviones
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Sedimentos pelíticos
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Lavas y piroclastitas andesíticas
Formación Cushamen
Formación Huitrera
Depósitos fluviales actuales
Formación Cushamen
Formación Huitrera
Depósitos fluviales actuales
Formación Collón Curá
Depósitos fluviales actuales
Depósitos fluviales actuales
Depósitos fluviales actuales
Depósitos fluviales actuales
Depósitos fluviales actuales
Depósitos fluviales actuales
Formación Lago La Plata
Depósitos glaciarios no
estratificados
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Formación Lago La Plata
Neoproterozoico
Paleoceno-Eoceno
Cuaternario
Neoproterozoico
Paleoceno-Eoceno
Cuaternario
Mioceno
Cuaternario
Cuaternario
Cuaternario
Cuaternario
Cuaternario
Cuaternario
Jurásico
Jurásico
Pleistoceno
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
Jurásico
CUADRO - RESUMEN DE INDICIOS Y OCURRENCIAS MINERALES DE LA HOJA ESQUEL 4372 - I / II
COORDENADAS
HOJA
LITOLOGÍA
UNIDAD CARTOGRÁFICA
EDAD
1:100.000
LAT.
LONG.
Mo, Py, Q
El, Au
Cln
El, Au, Mag
El, Au
El, Au
El, Au
El, Au, Mag
El, Au
El, Au
Au, Py, Q
Au, Py, Q
Mont, Ill, Cln
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
Au, Ag, Q
MINERALOGÍA
Mina inactiva
Hornos de cal
Distrito Cordón de Esquel: Reservas medidas e
indicadas (Industriales): 3.978.700 onzas troy
Au; 8.319.800 onzas troy Ag; 3/4 del total tienen
un tenor de 10,5 g/t Au y 18,2 g/t Ag
LABORES MINERAS
ABREVIATURAS: Ag: Plata; Au: Oro; Az: Azurita; Ben: Bentonita; Bo: Bornita; Cc: Calcosina; Cln: Caolinita; Cp: Calcopirita; Cv: Covellina; Dig: Digenita; El: Electrum; Ga: Galena; Ill: Illita; Mag: Magnetita; Ml: Malaquita; Mo: Molibdenita; Mont: Montmorillonita; Oxcu: Minerales oxidados de cobre; Py: Pirita; Q
Cuarzo; Sph: Esfalerita
61
60
Galadriel NO
Oro, Plata
36
Confluencia
Oro, Plata
35
NOMBRE
SUSTANCIA
Nº Indicio
Esquel
41
42
Huemules Norte, Huemules Centro, Mallín del Bronce y Huemules Sur.
Se estimó en su oportunidad para todo el prospecto un volumen de 5400 t de mineral por metro
vertical de profundización, con una productividad del
35%.
Las empresas operadoras del sector, Brancote
Holding PLC (1999, 2000) y Minera El Desquite,
asignaron a Huemules una reserva de 114.300 onzas troy de Au equivalente, proyectando una exploración por perforaciones de 7000 m más; este sector, junto con el cordón de Esquel, integra el denominado Proyecto Oro de Esquel, que fue adquirido en
julio de 2002 por la empresa Meridian Gold Inc.
Huemules Norte (oro, plata, plomo, cinc,
cobre)
La veta en el sector Huemules Norte consiste
en el relleno de una fractura de rumbo noroestesureste y buzamiento hacia el oeste que presenta,
además, algunas fracturas transversales que desplazan la mineralización en sentido del rumbo. La corrida es de 700 m y la potencia media de 1,50 metros.
Las mineralizaciones están conformadas por
calcopirita en una relación 2,5:1 con respecto a pirita. La ganga es cuarzo. En otros sectores se observan sulfuros diseminados en ganga de cuarzo. Se
aprecian también varios pulsos de inyección de cuarzo
posterior que cortan granos de minerales. Hay también esfalerita, galena, calcosina y covellina. En otros
sectores, el porcentaje de esfalerita es superior al
de calcopirita y también se incrementa el de galena;
la ganga en este caso es calcita principalmente y
cuarzo subordinado. Las mineralizaciones pueden ser
masivas, en bolsillos, lentes, vetas sigmoidales y como
relleno de brechas andesíticas. La superficie
mineralizada de este sector es de 435 m2, lo que
representa un volumen de 1500 t de mineral por metro
vertical de profundización.
Los mejores resultados de los testigos de las perforaciones dirigidas realizadas en este sector son: el
sondeo descubridor, HM2, con 318,56 g/t Au y 55,53
g/t Ag, y HM10 con 20,57 g/t Au y 11,00 g/t Ag.
En el sector sur de Huemules Norte se aprecia
la Asociación III de la mineralización de Huemules,
conformada por el área denominada Rodonita; se
trata de vetas de galena, esfalerita, calcopirita y pirita, en ganga de cuarzo y rodonita, con rumbo NE y
corrida aflorante de 195 metros.
La parte norte de este sector está formada por
numerosos afloramientos de vetas de escaso reco-
Hoja Geológica 4372-I y II
rrido y poca potencia, con algunos ensanchamientos
localizados; la corrida discontinua alcanza unos 300
metros. Más al norte todavía se observan venillas
aisladas de cuarzo, que tienen contenidos de oro de
hasta 39,40 g/t.
Huemules Centro (oro, plata, plomo, cinc,
cobre)
Es la continuidad hacia el norte de la mineralización de Huemules Sur, interrumpida por la intrusión
de un stock microdiorítico o de gabro de oligoclasa
y andesina. En este sector se aprecia, hacia el oeste, una gran zona de argilización-piritización; la veta
está emplazada paralelamente a un gran dique de
pórfiro dacítico de forma semicircular y con una
corrida de 165 metros.
La mineralización principal es calcopirita masiva en partes; se presenta también como relleno de
brechas, en stockwork y en parches, asociada a pirita abundante en la veta y diseminada en la caja;
hay también esfalerita y galena con inclusiones de
oro nativo, en asociación probable con plata. Algunas estructuras transversales al rumbo general de la
veta tienen mineralización de galena y esfalerita y
son observables en el abra entre Huemules Sur y
Centro. La ganga es principalmente de cuarzo.
Una muestra en canaleta de la veta en este
sector arrojó un contenido de 24 g/t Au y 44 g/t Ag.
Los mejores valores de las perforaciones realizadas aquí son: HM6 con 2,66 g/t Au y 3,43 g/t Ag y
HM5 con 6,85 g/t Ag. Se estimó para este sector
una superficie mineralizada de 260 m2, con un volumen de 860 t de mineral por metro vertical de
profundización.
Mallín del Bronce (plata, cobre)
Se ubica en las cabeceras del afluente sureste
del arroyo Huemules, a 6 km en esa dirección del
sector denominado Huemules Sur. En el área de las
nacientes de este arroyo se advierte el desarrollo de
alteración hidrotermal en aglomerados y brechas
andesíticas, consistente en propilitización y
argilización muy fuertes, silicificación escasa y
piritización, que posiblemente se puedan asociar con
la traza de una falla de azimut 280º. Aguas abajo del
arroyo, en su tramo medio, se localizó una veta de
azimut 280º, asociada a una falla con inclinación de
81º al NE; su corrida descubierta es de 15 m, el hábito es lenticular y tiene una potencia de entre 0,05 y
1,00 metro respectivamente. La roca de caja es un
Esquel
aglomerado andesítico. En orden de importancia, los
minerales son galena, calcopirita, pirita y minerales
oxidados de cobre (malaquita y azurita); en la margen opuesta del arroyo hay vetas de calcita de 0,10
m de potencia, azimut 45º, 60º y 75º e inclinación
subvertical, con calcopirita y malaquita. Se observó
diseminación que acompaña las salbandas de las
vetillas.
A una distancia de 600 m hacia el SSE de este
punto, se encontró otra veta de las mismas características mineralógicas, que tiene un azimut de 305º,
con inclinación de 53º al SO; la potencia varía entre
0,10 y 0,70 m y el hábito es lenticular, con una corrida aflorante de 20 metros. Las rocas de caja son
aglomerados volcánicos andesíticos intensamente
propilitizados. La mineralización está conformada por
galena, calcopirita, malaquita y pirita, en ganga de
cuarzo y calcita. A una distancia aproximada de 400
m al sureste de la primera veta, se localizó un rodado de veta con calcosina y malaquita, que posiblemente proviene del cercano faldeo, cubierto por un
canchal de coluvios; los cantos angulosos que presenta y la fragilidad del mineral permiten opinar que
la misma fue objeto de poco transporte.
Distante 940 m al nordeste del primer punto, se
halla otra veta; el azimut es de 315º, la inclinación
subvertical, la corrida expuesta es de 150 m y la
potencia es de 0,70 metros. La roca de caja es una
andesita muy propilitizada. La veta muestra diseminación de calcopirita y pirita en las salbandas, cuyo
ancho alcanza 1,50 metros. Paralelo a la veta se
encuentra un dique andesítico de 1,00 m de potencia
y azimut 315º (Viera, 1979b). Hacia el norte de Mallín
del Bronce se observan aglomerados volcánicos andesíticos muy propilitizados y argilizados (Herrero
et al., 1982).
43
muy segmentado por fallas de rumbo de azimut 300º
y otras a 90º (Viera, 1982b).
La mineralización principal es de sulfuros, los
que se emplazan como relleno de espacios vacíos
en brechas andesíticas, en vetas sigmoidales, en lentes, en stockwork y diseminada. Consiste en metales preciosos en una asociación polimetálica de metales de base. Los minerales auro-argentíferos tienen la particularidad de formar clavos mineralizados.
Son tres las asociaciones minerales principales que
estarían indicando un número igual de pulsos mineralizantes; de ellas, las Asociaciones I y II se observan en Huemules Sur, Centro y Norte, y la Asociación III solamente en Huemules Norte.
Asociación I: tiene pirita y calcopirita, con galena y esfalerita subordinadas; presenta electrum asociado a la galena y a la calcopirita. La ganga es de
cuarzo y calcita. Esta asociación se emplaza en vetas, brechas y stockwork.
Asociación II: aparece cortando a la anterior y
está conformada por esfalerita y galena y en menor
porcentaje por pirita y calcopirita; acusa los tenores
más altos de oro y plata. Hay oro nativo de hábito
filiforme, asociado a drusas de cuarzo. Yace como
semimasiva, en bolsillos, lentes, vetas sigmoidales,
venillas y como cemento de brechas andesíticas.
Las estructuras mineralizadas del sector cubren
una superficie de 914 m2, con una potencia variable
entre 0,05 y 4,60 m (media de 2,00 m), y tienen un
coeficiente de variabilidad del 80%. Los contenidos
en oro oscilan entre 0,34 y 815 g/t Au, con un coeficiente de variabilidad del 500%. Existen altos valores erráticos de oro. Se estima un volumen de 3000
t de mineral por metro vertical de profundización.
Arroyo del Puma (plomo, cinc, cobre, hierro)
Huemules Sur (oro, plata, cinc, cobre)
En este sector se localiza la mineralización mejor expuesta en superficie de la zona. Es común en
esta área la presencia de diques microdioríticos, con
rumbo NO-SE, interpretados como pre-minerales o
contemporáneos con la mineralización de sulfuros.
Las potencias de estas estructuras varían desde centímetros hasta 6 m, y muestran un clásico diseño en
«cola de caballo».
Localmente, en Huemules Sur se ha reconocido
un sistema de fallas antitéticas de azimut 325º que
inclinan en forma convergente entre 65º y 80º, constituyendo una zona de colapso de unos 40 m de ancho por más de 400 m de largo. Este sistema está
Se ubica en el faldeo oriental del cordón Situación en su tramo norte, a 1200 m al nordeste de la
hostería Futalaufquen, en la margen oeste del brazo
sur del lago Futalaufquen. Se accede por la ruta 259
que une Esquel con Trevelin, luego se toma un desvío hacia el oeste por la ruta 71, que se dirige al
Parque Nacional Los Alerces, y después de pasar
por la Villa Futalaufquen permite llegar a la Hostería
Futalaufquen; desde allí se deben recorrer 1200 m
hacia el nordeste para localizar el indicio, en la desembocadura del arroyo del Puma en el lago
Futalaufquen.
El conocimiento preliminar del sector fue realizado por Viera (1976a y b).
44
Las rocas de caja de la mineralización son
pórfiros riolíticos terciarios, intrusivos en granitos
rosados del Batolito Andino. La mineralización consiste en sulfuros en vetillas y diseminados en riolitoides
con alteración silícea; los minerales presentes son
pirita, calcopirita y minerales oxidados de cobre. La
superficie del área de interés es de 1 km2.
Condorcanqui II, Condorcanqui I (oro, cobre)
Se localizan en la Legua A, Lote 11, Fracción
13, Sección J-III, del departamento Cushamen, en
campos de la estancia Las Mercedes. Se puede acceder por las rutas 259 y 40 desde Esquel hacia el
norte por 150 km, desde Epuyén 10 km al norte, desde
El Hoyo de Epuyén 10 km al sur y desde El Bolsón
(Río Negro) 30 km al sur, con vehículo de tracción
simple; se arriba así al sector, que queda en el cruce
con el arroyo del Buen Sonido al costado de la ruta.
Desde aquí se debe trepar a pie hacia el este por
unos 500 metros. Desde la ruta es posible distinguir
las rocas con los colores característicos de los minerales oxidados de cobre (malaquita y azurita). La
altitud sobre el nivel del mar es de aproximadamente 450 metros. También se puede acceder por caminos internos de la estancia Las Mercedes.
El conocimiento geominero del sector se debe a
Angelelli (1949), Angelelli et al. (1970), Tabacchi
(1953), Jutorán y Takashima (1969), Ametrano et
al. (1979), Viera y Butrón (1996), Pezzutti y Genini
(1999) y SEGEMAR - JICA - MMAJ (1999, 2000,
2001).
Angelelli (1949) concluyó que Condorcanqui era
una concentración debida a impregnación de minerales de cobre, susceptible de alcanzar grandes volúmenes. Tabacchi (1953) ejecutó un socavón de 17
m en veta de cuarzo, 12 trincheras de uno a 4 m de
profundidad, y variables entre 10 y 90 m de largo,
alcanzando una longitud total de 485 metros. Se hicieron 22 perforaciones totalizando 626 m en una
grilla de 50 por 50 metros. La recuperación fue pobre, del 70%; el sistema utilizado fue el Rotary a
diamantina con testigo continuo y la profundidad de
los sondeos alcanzó entre 16 y 51 metros. Se tomaron 225 muestras, de las cuales 46 corresponden a
trincheras y 179 a testigos de las perforaciones. La
superficie expuesta es de 20.502 m2, con un ancho
medio de 7,50 m y una ley media de 1,02 % Cu. El
mapeo en escala 1:1.000 abarcó una superficie de
60 hectáreas. Con estos elementos se realizó una
cubicación de la mineralización, que totalizó 431.550
Hoja Geológica 4372-I y II
t con 1,02% de Cu y un contenido fino de 4401,80 t
de mineral posible. Jutorán y Takashima (1969) efectuaron la prospección geoquímica estratégica del
sector.
Ametrano et al. (1979) ejecutaron un levantamiento geológico regional a escala 1:50.000, mapeo
táctico a escala 1:1.000 y la toma de 90 muestras
para calcografía, 100 muestras petrográficas y 130
litoquímicas; los elementos examinados fueron Cu, Pb,
Zn y Au, y fueron analizados por Canero (1978), en el
Laboratorio Geoquímico del Plan Patagonia-Comahue,
en Comodoro Rivadavia. Como conclusiones de los
datos geoquímicos, Ametrano et al. (1979) expresaron que existe un fondo geoquímico alto para el cobre, con las anomalías localizadas cerca del contacto
con los granitoides en intersecciones favorables, en
particular con la traza de la falla del faldeo oriental del
cerro Pirque. El fondo geoquímico es alto para el plomo y normal para el cinc.
Las rocas de caja de las mineralizaciones corresponden a vulcanitas andesíticas amigdaloides, andesitas afíricas fluidales, brechas lávicas, andesitas y basaltos asignadas oportunamente por varios autores a
la Formación Ventana. Existen también facies piroclásticas integradas por tobas y brechas tobáceas
andesíticas. Se han observado pequeños cuerpos hipabisales comagmáticos integrados por pórfiros dioríticos con cuarzo y diques de pórfiros andesíticos con
y sin piroxenos. Sin embargo, estudios posteriores,
entre los que se pueden citar a Pezzutti y Genini (1999),
han determinado que la secuencia volcánica corresponde a la Formación Divisadero. Esto también fue
avalado por una determinación efectuada por SEGEMAR-JICA-MMAJ-JMEC (1999, 2000, 2001) en un
dique andesítico sin mineralización (Muestra Nº
A00MZ 130), que corta a la zona mineralizada, la que
dio una edad absoluta de 108 ± 5 Ma (Albiano, Cretácico inferior). Las rocas que las intruyen son stocks
de tonalitas, que posiblemente se vinculan con la mineralización y que corresponden a los Granitoides del
Batolito Andino (Cretácico superior). Esta unidad se
dispone en el campo subyaciendo en disconformidad
a las vulcanitas de la Formación Ventana de edad terciaria.
Otro dato importante es que la alteración hidrotermal afecta con cierta intensidad a toda la secuencia cretácica y es imperceptible en las vulcanitas
terciarias de la Formación Ventana. Se ha observado alteración propilítica asociada a la silicificación
en el entorno del criadero. La sericitización es exigua y también se halla relacionada con la silicificación y la propilitización y en algunos casos con la
Esquel
argilización; muy excepcionalmente lo hace sólo con
las áreas silicificadas. Hay turmalinización en las
tonalitas con silicificación.
La mineralización se asocia íntimamente con los
fenómenos de alteración hidrotermal y su intensidad
acompaña a los mejores tenores metálicos. Se presenta como diseminación fina y en stockwork aunque también se halla en vetas de cuarzo subverticales. Los principales minerales son bornita y
calcopirita, apreciándose digenita, calcosina y pirita
en menor cantidad; hay minerales secundarios como
malaquita, azurita, covellina azul y cuprita y esporádicos de cobre nativo, magnetita e ilmenita.
El enriquecimiento supergénico es escaso y está
representado por covellina normal y covellina azul y
en menor proporción digenita. Los granitoides muestran mineralización diseminada de pirita y muy subordinada de calcopirita fina.
Como conclusión, sobre la base de los últimos
trabajos del SEGEMAR-JICA-MMAG-JMEC
(1999, 2000, 2001) y de Pezzutti y Genini (1999), se
puede definir la mineralización de Condorcanqui
como de tipo manto, correspondiendo al Cretácico
inferior la edad de las rocas andesíticas de la caja.
Las reservas cubicadas (Tabacchi, 1953) se consideran insuficientes como para iniciar un emprendimiento minero en las condiciones actuales.
DISTRITO CORDÓN DE ESQUEL (oro, plata)
Está integrado por innumerables indicios y ocurrencias minerales donde la mayoría son vetas
epitermales de cuarzo de baja sulfuración, con oro y
plata, asociadas a zonas de alteración hidrotermal
con sulfuros diseminados.
Herrero (1981) realizó la prospección estratégica del cordón de Esquel, recomendando reservar el
sector a los fines de efectuar en el área una prospección táctica más detallada.
La empresa Minera El Desquite SA (MED) ejecutó el proyecto Oro de Esquel, en joint venture
con Brancote Holding PLC (1999, 2000). A la fecha
vendió los derechos a Meridian Gold Inc., empresa
que se encargaría de la construcción y explotación
del yacimiento, siempre que sea posible superar la
oposición de la población local de Esquel a la explotación y procesamiento de los minerales.
El distrito está ubicado en el cordón de Esquel, y
el área incluida en la exploración es de aproximadamente 26.655 hectáreas. El acceso se realiza desde
Esquel con vehículo de doble tracción, transitando
10 km por la ruta nacional 259 hasta su intersección
45
con la nacional 40, ambas asfaltadas; se continúa
hacia el norte por la ruta 40 durante 15 kilómetros.
En este lugar se toma una huella minera de ripio
hacia el oeste, construida por la empresa, que asciende por la margen derecha del arroyo Esquel Viejo
y que luego de un recorrido de 12 km permite acceder a la zona de trabajo, el cerro Tres Torres, cuya
altura máxima es de 2082 m sobre el nivel del mar.
La altitud de la zona de trabajos se encuentra entre
las cotas de 600 y 1800 m sobre el nivel del mar. A
pesar de ser esta una región en la que nieva frecuentemente, la actividad minera a lo largo de casi
todo el año.
Las rocas de caja de las mineralizaciones son
vulcanitas andesíticas rojas y moradas, tobas andesíticas y areniscas tobáceas correspondientes a la
Formación Lago La Plata, intruidas en sectores más
al norte del cordón de Esquel y hacia el sur en el
sector Nahuel Pan, por la Formación Leleque integrada por granitos, tonalitas y granodioritas del Jurásico superior.
Las rocas andesíticas están propilitizadas,
argilizadas, silicificadas, piritizadas y bituminizadas.
Las zonas de alteración del cordón de Esquel están
controladas por una falla de índole regional de rumbo N-S que limita por el este el horst del cordón.
Las zonas de alteración hidrotermal son las de Arroyo La Madera (Viera y Butrón, 1996), Arroyo La
Cancha Norte, Arroyo La Cancha Sur y Cerros
Colorados (Viera, 1978).
Las mineralizaciones en el área corresponden a
vetas de cuarzo-calcedonia epitermales de baja
sulfuración, con minerales preciosos, con escasa o
nula presencia de sulfuros.
La empresa El Desquite ha determinado dos tipos de mineralizaciones: A y B. La A fue descubierta 500 m al sur de Galadriel; consiste en una exposición no destacable en superficie caracterizada por
un stockwork en andesitas silicificadas, dato textural que aporta una evidencia que aumenta el potencial del sistema mineralizado en profundidad. La B
se emplaza en prominentes vetas de cuarzo y calcedonia y posee altos valores superficiales de oro.
En el sector de Galadriel, el sondeo GR 60 cortó
(a una profundidad de 67 m) 39 m mineralizados de
la mineralización A, con 18,8 g/t Au.
La ley de la mineralización B disminuye en profundidad. Sin embargo al norte de Elena la expectativa en los contenidos permanece abierta en profundidad.
Otra área con muy buenas expectativas es Julia, ya que presenta una persistente mineralización A
46
que ha dado altos valores de 100 g/t Au y 2000 g/t
Ag. Se han realizado cuatro etapas de sondeos, en
1998, 1999, 2000 y una cuarta y última que finalizó
en junio de 2001; se carece de datos de esta última.
El total perforado hasta abril de 2000 alcanzó
los 16.757,83 metros.
Unas 15 muestras estándar fueron enviadas para
su caracterización química y un 10% de las muestras fueron remitidas a diferentes laboratorios para
efectuar un control de los correspondientes resultados analíticos. También 120 muestras de pulpa (muestras volumétricas) de Galadriel y Julia han sido objeto de ensayos metalúrgicos a los fines de confirmar
la naturaleza de la liberación en el proceso de
leaching, en el que la recuperación de oro sobrepasó el 90% en 24 horas de leaching activo.
Otro blanco es la veta Antonia, de 1100 m de
corrida, ubicada hacia el sudoeste. Ocupa una estructura compleja, con rumbo paralelo al de Galadriel;
la complejidad radica en que la zona mineralizada se
emplaza en tres vetas principales entrelazadas por
pequeñas venillas que conforman una ancha zona
de stockwork, abierta a 250 metros. Muestras de
esquirlas de la veta han revelado 15,4 g/t Au en una
zona de 6 m, con mineralización A.
Otro objetivo se ubica en el arroyo Mayoco, donde existe un complejo masivo de brecha denominado La Cúpula, que abarca una superficie de 3 km de
longitud por 1 km de ancho y una altura de 200 m
sobre el relieve.
Aeropuerto I y Aeropuerto II es una extensa
área mineralizada, adyacente al arroyo Rodeo, y distante 2 km de la ruta nacional 40. Muestras de este
sector tienen un contenido de 100g/t Au y se midió
un sector de 1,60 m con una media de 63 g/t Au. El
corazón de la zona está constituido por los sistemas
de Galadriel y Esquel, que conforman una faja de 4
km de largo que contienen un grupo de siete vetas
de cuarzo con oro. Elena, Gandalf y Ungoliant se
agrupan al sur, separadas de The Pinnacles y
Galadriel Sur por 1800 metros. Galadriel y Beleiran
se encuentran más al norte. La geoquímica ha delineado una zona de anomalías que permiten suponer
que The Pinnacles pueda conectarse con Ungoliant.
El estudio geofísico ha completado 12 km de líneas
de polarización inducida y resistividad y 24 km de
magnetometría, a los fines de ajustar la posición de
los futuros sondeos.
La empresa consultora Pincock, Allen y Holt
(PAH) encargada por MED (Minera El Desquite)
para realizar una estimación de los recursos por medio
de perforaciones, emitió su informe en enero de 2000
Hoja Geológica 4372-I y II
con los siguientes datos: total de reservas contenidas 753.500 onzas troy con 10,3 g/t Au. Para
Galadriel Sur definieron 514.000 onzas troy con 16,4
g/t Au. El 94% de las reservas se incluyen en las
categorías de medidas e indicadas (industriales). El
área de mayor potencial se localiza en las vetas
Galadriel y Julia.
PAH incorporó los datos económicos de la Fase
IV de perforaciones terminada en junio de 2001
(Datos de Internet, 21/8/2001, Resource StatementProgress report).
En junio de 2001, el consultor internacional Dr.
Richard H. Sillitoe hizo una revisión del área del Proyecto Oro de Esquel y en particular de los resultados de la Fase IV del programa de perforaciones.
Durante esta última Fase, las reservas medidas e
indicadas se han incrementado en 834.000 onzas troy
de Au y 1.556.000 onzas troy de Ag. Los recursos
totalizan, a la fecha, 4.093.000 onzas troy de Au y
8.319.800 onzas troy de Ag, incluyendo en la evaluación de PAH, del Proyecto Oro de Esquel, la estructura de Joya del Sol y la mineralización vetiforme del
distrito Huemules. Los tres cuartos del total de los
recursos reportados tienen 10,5 g/t Au y 18,2 g/t Ag.
Existe el proyecto de perforar 7000 m más en
Huemules y en Joya del Sol, y explorar Leleque y
Nahuel Pan. Integran el distrito, además de los citados, los siguientes indicios: León II, León I, Virginia
II, Virginia III, Gold Mountains, Buitrera, La Esperanza, Virginia I, Mallín del Toro, Confluencia,
Natasha (N), Natasha (S), Tamara Este, Filo de
Benetton, Galadriel NO, Galadriel Este, Dique, Elena Sur y Clare Marion.
Soechting (2001), de Minera El Desquite, señaló que el complejo cuadro tectónico del cordón de
Esquel responde principalmente a desplazamientos
a lo largo de un sistema de fracturas de rumbo NESO, N-S y NO-SE. Períodos alternantes de carácter distensivo y compresivo causaron fallamiento
normal, inverso y oblicuo, los que a su vez controlaron el emplazamiento de cuerpos subvolcánicos y
de vetas auríferas de cuarzo-calcedonia. Las vetas
de rumbo N-S, terminan generalmente contra fallas
de rumbo NE-SO, las que tuvieron un carácter normal-oblicuo durante se desarrollo. El sistema de vetas y fracturas se encuadra en un sistema de geometría Riedel, formando estructuras en echelon, de
cola de caballo o tensional gashes. Estas últimas,
debido al movimiento oblicuo, poseen comúnmente
una forma sigmoidal, tanto en el plano vertical como
en el horizontal. De la misma forma, los cuerpos
subvolcánicos pueden formar jogs conjugados. El
Esquel
modelado estructural es una guía fundamental para
la exploración mineral en la región.
47
-
Cura Limay «B» (molibdeno, hiero)
A una distancia de 500 m al sur y sureste de la
manifestación de caolín Cura Limay «A», se han
observado cinco vetas de cuarzo, subparalelas, también emplazadas según el rumbo N70ºO de la esquistosidad de las metamorfitas de la Formación
Cushamen. Tienen potencias entre 0,20 y 0,40 m,
inclinación subvertical y corridas aflorantes de 400
metros. La mineralización consiste en molibdenita,
oxidada en sectores a ferromolibdita, de fuerte color
amarillo limón, y pirita diseminada.
Estas manifestaciones denominadas Cura Limay
«B» fueron localizadas por Butrón (1981) durante el
desarrollo de la prospección regional en el Proyecto
04 HH, El Maitén. Otros antecedentes se deben a
Butrón et al. (1983), Viera y Butrón (1984) y SEGEMAR-JICA-MMAJ-JMEC (1999, 2000, 2001).
Las vetas principales son cortadas transversal y diagonalmente por otras vetas de cuarzo de las mismas
características mineralógicas, pero de menores dimensiones. Diques de variadas potencias y composición litológica se emplazan en los alrededores de
las vetas; están conformados por granitoides y granitos pegmatíticos, pegmatitas y pórfiros dacíticos,
riodacíticos y andesíticos.
Diez muestras litoquímicas de las vetas, analizadas en el Laboratorio del Centro de Exploración
Patagonia Sur, dieron contenidos de Mo superiores
a 10 ppm.
SEGEMAR-JICA-MMAJ-JMEC (1999, 2000,
2001) presentaron resultados analíticos por
multielementos de cinco muestras de las vetas de
cuarzo y molibdeno y del pórfiro riolítico cercano,
que se señalan a continuación.
- Muestra ADONK 027 (en veta de cuarzo): Au
< 0,005 g/t; As 8 ppm; Sb 0,8 ppm; Hg <10 ppb;
Ag < 0,2 g/t; Ba 130 ppm; Cr 18 ppm; Cu 5
ppm; Mo 709 ppm; Pb 2 ppm; Sr 21 ppm; Zn 8
ppm.
- Muestra ADONK 028 (en veta de cuarzo): Au
<0,005 g/t; As 2 ppm; Sb <0,02 ppm; Hg <10
ppb; Ag 0,2 g/t; Ba 30 ppm; Cr 20 ppm; Cu <1
ppm; Mo 138 ppm; Pb 2 ppm; Sr 9 ppm; Zn 8
ppm.
- Muestra ADONK 029 (en el cuerpo de pórfiro
riolítico): Au <0,005 g/t; As <1 ppm; Sb <0,2 ppm;
Hg <10 ppb; Ag <0,2 g/t; Ba 550 ppm; Be 1,5 ppm;
Cr 15 ppm; Cu 364 ppm; Mo 3 ppm; P 730 ppm;
-
Pb <2 ppm; Sr 679 ppm; V153 ppm; Zn 32 ppm.
Muestra ADONK 032 (cuarzo flaky): Au
<0,005 g/t; As 22 ppm; Sb 1,2 ppm; Hg <10 ppm;
Ag <0.2 g/t; Ba 50 ppm; Be 1,5 ppm; Cr 12 ppm;
Cu 37 ppm; Mo 54 ppm; P 250 ppm; Pb 2 ppm;
Sr 47 ppm; V 50 ppm; Zn 8 ppm.
Muestra ADONK 033 (en veta de cuarzo): Au
<0,005 g/t; As <1 ppm; Sb <0,2 ppm; Hg <10
ppm; Ag <0,2 g/t; Ba 10 ppm; Cr 15 ppm; Cu <1
ppm; Mo 194 ppm; Pb <2 ppm; Zn 4 ppm.
En los alrededores, otro sector es el correspondiente a una veta de galena masiva de 0,03 m de
potencia, con una corrida aflorante de 2,00 m, alojada en las metamorfitas de la Formación Cushamen.
Está ubicada 1000 m al sur de los calcáreos de Tupú
Limay y a 1500 m al nordeste del caolín de Cura
Limay. Los resultados analíticos de muestras de la
veta son los siguientes: Cu 2.904 ppm; Pb 18.920
ppm y Ag 1400 gramos por tonelada. La roca de
caja contiene: Cu 66 ppm; Pb 6.732 ppm; Zn 432
ppm y Ag 460 g/t.
A una distancia de 300 m al norte del puesto
Aguada Escondida de Castro se observó otra vetilla
muy cubierta; la mineralización expuesta es de galena y limonitas. El análisis de esquirlas de la vetilla
dio el siguiente resultado: Cu 432 ppm; Pb 2688 ppm;
Zn 204 ppm; Au 31 g/t (Butrón, 1981).
Las rocas de caja son tonalitas y granodioritas
de la Formación El Platero, intrusiva en la Formación Cushamen.
ALUVIONES AURÍFEROS
DISTRITO ARROYO PEDREGOSO DE EPUYÉN
Integran este distrito, por similitud tipológica y
ambiente geológico, las siguientes concentraciones
aluvionales: Arroyo Pedregoso (Epuyén), Beatriz I,
El Ciclón y Claudia I. Se ubican al sur del lago
Epuyén. El arroyo Pedregoso nace en el faldeo nororiental del cordón de Cholila y desemboca en el
lago mencionado, a 6 km al suroeste de la localidad
de Epuyén. El drenaje se desarrolla entre 1350 y
300 m s.n.m. del valle de Epuyén. El acceso se logra desde Esquel por las rutas 259 y 40 hasta Epuyén
y de allí con embarcación por el lago Epuyén hasta
la desembocadura del arroyo Pedregoso. También
se llega con vehículo de doble tracción por una huella maderera al sur del lago, y luego 4 km a pie hasta
el tramo inferior del Pedregoso. Para acceder a las
nacientes se debe tomar una huella vecinal desde
48
Epuyén hacia el suroeste por unos 5 km, en vehículo
y luego otros 4 km a pie.
Los primeros antecedentes se deben a los
buscadores de oro de la región, Palma, Amor del
Río y Sigfrido Triplo según Lizuain (1983) y
Morozumi (en: SEGEMAR-JICA-MMAJ-JMEC,
1999-2000-2001). Reconocieron también la zona
Genini (1982) y Viera (2001) durante una visita a los
lavadores, en su lugar de trabajo.
Los sedimentos portadores de la mineralización
de oro grueso y mediano son, en parte, de origen
glaciar y fluvioglaciar, correspondientes, entre otros,
a depósitos de pie de monte, conos y planicies aluviales; la edad de los depósitos se ha estimado en el
límite Plioceno-Pleistoceno (preglaciaciones) y Pleistoceno-Holoceno (postglaciaciones). Se considera el
relavado de materiales glaciares por aguas circulantes como el proceso más importante, responsable de
las concentraciones aluviales auríferas de la región.
La mineralogía de las muestras de relaves de
materiales glaciares concentrados a la batea, contienen macroscópicamente, oro nativo con granulometría de «pepitas» de 2 a 6 mm de diámetro, con
peso variable de 2,5 a 6 gramos. Al microscopio presentan lollingita (FeAs2), en agregados granulares
constituidos por cristales idiomorfos elongados, con
tamaños entre 50 y 4 micrones; allemontita (SbAs),
de 1,5 mm,con textura gráfica, debido a
intercrecimiento con probable arsénico nativo; pirita, en cristales idio y subidiomorfos de 0,2 mm y 50
micrones; plata nativa, de 1 mm; electrum, en tamaños de 0,4 a un milímetro. Los minerales acompañantes son hematita según magnetita, ilmenita,
pirrotina, leucoxeno y cobre nativo, este último oxidado en partes a cuprita.
Otros sectores de la región donde se ha lavado
oro en forma artesanal son los arroyos Agua Escondida y Planicie Alta, en la vertiente del lago Epuyén,
y en el arroyo Las Piedras en la vertiente occidental
del cordón de Cholila. Algunas leyes estimadas del
buen rendimiento de los lavadores artesanales en el
arroyo Pedregoso son de 2,1 g/m3 Au y en el arroyo
Planicie Alta de 1,9 g/m3 Au.
Los volúmenes de materiales detríticos, en su
mayoría inconsolidados, son considerables teniendo
la región muy buenas perspectivas económicas en
lo que se refiere a sus concentraciones aluvionales.
DISTRITO EL INDIO
Está conformado por las concentraciones de oro
aluvional Diego, Mercedes Raquel, Beta, Roja I, II,
Hoja Geológica 4372-I y II
III, IV y V, Luisito, Ana Laura, Mata y Mati.
Este grupo de concentraciones aluvionales se
ubica en el sector noroccidental de la provincia del
Chubut, en el departamento Cushamen, en ambiente de la Patagonia Extraandina. Se localizan en el
entorno del yacimiento de carbón El Indio, del cual
se ha tomado la denominación.
El acceso desde Esquel se logra transitando 146
km con vehículo de doble tracción por las rutas 259
y 40 hasta Epuyén; luego se hacen 32 km por la
provincial 70 y se arriba a El Maitén, desde ahí, por
la ruta provincial 4, que lleva a Cushamen distante
68 km; a los 43 km sobre esa ruta se debe tomar un
desvío al norte en mal estado de conservación que
transitado por 12 km permite acceder al área del
yacimiento de carbón El Indio.
Los antecedentes que hacen al conocimiento
geológico de la región se deben a Caldenius (1932),
Groeber (1942), Croce (1947), Petersen (1946),
Feruglio (1949), Volkheimer (1963, 1964a y b), Flint
y Fidalgo (1968), Cazau (1972, 1980), Volkheimer y
Lage (1981), Butrón (1981), Butrón et al. (1983),
De Ferrán (1984) y Viera (2001).
La red de drenaje actual está integrada por los
arroyos Cushamen, Ñorquinco y Fitamichi, de aguas
permanentes, que se disponen con una dirección
general NO-SE; con el mismo arrumbamiento desembocan en el río Chubut un poco al sureste de la
población de Fofo Cahuel.
Existen en la región grandes volúmenes de depósitos de agradación, de edad cuaternaria, que conforman varios niveles pedemontanos retrabajados
durante sucesivas fases de erosión, a saber:
Primer Ciclo: son los depósitos cuaternarios más
antiguos, compuestos por gravas de variadas
granulometrías, inconsolidadas, con intercalaciones
conglomerádicas, a las que Volkheimer (1964a y b)
denominó Formación Martín.
Segundo Ciclo: comprende gravas medianas y
gruesas, que hacia la cordillera de los Andes presentan fanglomerados con bloques. Forman una ancha faja, desde el cañadón Seco superior hacia el
sur hasta cruzar el arroyo Cushamen, y también a lo
largo del arroyo Ñorquinco. Constituyen la Formación Blancura (Volkheimer, 1964a y b).
Tercer Ciclo: son gravas medianas y finas,
subredondeadas, con intercalaciones de un conglomerado con cemento ferruginoso de 0,50 m de potencia; que integran la Formación Fita Michi
(Volkheimer, 1963).
Cuarto Ciclo: son gravas medianas y finas,
con matriz arenosa de grano medio, con clastos
Esquel
bien redondeados. Se localizan en ambas márgenes del arroyo Ñorquinco, con geoforma de llanura recortada por los valles subactuales y actuales. Se las observa también a lo largo de los arroyos Cushamen y Fitamichi y en el valle del río
Chubut. Volkheimer (1964a y b) la designó como
Formación Cabaña.
Quinto Ciclo: está formado por gravas medianas a finas y aflora en ambas márgenes del arroyo
Ñorquinco hasta cerca de la confluencia con el río
Chubut. Es la Formación Confluencia de Volkheimer
(1964a y b).
Sexto Ciclo: es el más moderno y está constituido por gravas y arenas de granulometría variada;
se localizan en el fondo de los valles actuales, conformando las terrazas bajas aluviales y los sedimentos actuales de cauce.
El agente principal que generó las concentraciones de resistatos son las corrientes de aguas permanentes de los arroyos y ríos de la región, con trenes
de dispersión lineal desde la cordillera de los Andes
hasta una distancia superior a los 50 kilómetros.
Las direcciones predominantes del transporte son
O-E para el Primer Ciclo, NO-SE para el Segundo,
y O-NO a E-SE y NNO- a SSE para los ciclos Tercero, Cuarto, Quinto y Sexto, respectivamente.
La mineralización de las concentraciones aluvionales del sector está formada por oro grueso de
tamaño pepita, laminillas, oro fino, electrum y magnetita abundante.
El autor de este capítulo observó personalmente
los trabajos realizados en la zona por la Empresa
Ingeniería Petrolera y Constructora SA de Comodoro
Rivadavia, que utilizaba una mesa de concentración
gravitacional vibratoria, ubicada en el yacimiento El
Indio, y la conformación y sectores de alimentación
de los materiales aluviales tratados; todo esto permite suponer que la distribución del oro es generalizada en todos los niveles de los depósitos presentes.
Se carece de datos sobre los contenidos obtenidos.
Se interpreta que en la región se pueden localizar los
siguientes tipos de concentraciones de oro, según la
clasificación de Portagliatti et al. (1988):
1. Placeres glaciares (till y englaciares), con la mineralización integrada a sedimentos glaciares;
pueden ser proximales y distales.
2. Placeres mixtos, con mineralización alojada en
sedimentos semejantes a los glaciares, pero que
no poseen todas las especificaciones sedimentológicas de aquéllos.
3. Placeres glacifluviales y fluviales o proglaciares,
que tienen la mineralización alojada en sedimen-
49
tos periglaciares, con claras estructuras sedimentarias o particularmente en aluviones fluviales.
6.2. DEPÓSITOS DE MINERALES
INDUSTRIALES
Arcillas
Ahoniken Eudosio
Este depósito se ubica en el norte del valle de
Esquel, al sur del cordón homónimo y al norte del
cerro Nahuel Pan. El acceso se logra transitando la
ruta 259 por 8 km hacia el SE y luego a pie por 1,5
km con dirección norte.
El depósito se encuentra en los interfluvios de
cordones morénicos, como depósitos de planicies
proglaciarias del Pleistoceno y con un retrabajo por
aguas circulantes que produjeron, durante el Holoceno, las acumulaciones sedimentarias pelíticas. Las
arcillas que predominan son illíticas y en menor proporción montmorilloníticas y caoliníticas. Las características físicas de las arcillas permitirían su eventual utilización en cerámica estructural, ladrillos huecos y piezas de revestimiento (Rossi, 1974).
Bentonita
Patagónica
Esta manifestación está situada en el noroeste
de la provincia del Chubut, en el departamento
Cushamen, 5 km al norte del yacimiento El Indio. El
acceso se logra igual que para llegar a El Indio, transitando 154 km desde Esquel por las rutas 259 y 40
hasta El Maitén; se sigue luego 43 km por la ruta
provincial 4 hasta Cushamen, y se toma 16 km hacia
el norte por una huella en mal estado. Se debe usar
vehículo de doble tracción.
Las rocas de caja del depósito son materiales
piroclásticos, en las que se generaron las arcillas
bentoníticas por desvitrificación de cineritas y tobas
intercaladas en la Formación Ñorquinco. Existen en
la región varias yacencias afines. Se desconocen
datos del depósito.
Calizas
Los Morros
Los afloramientos calcáreos se sitúan a 2 km al
sureste del lago Epuyén, en el paraje denominado Los
50
Morros. Se puede acceder con vehículo de tracción
simple desde el norte, desde El Bolsón (Río Negro),
por la ruta 40, distante 30 km, o desde Esquel por las
rutas 259 y 40 a una distancia de 140 kilómetros.
El conocimiento geológico de la región se debe
a Miró (1967), González Bonorino (1974), Lizuain
(1980), Fernández de Covaro (1998) y Parisi (1998).
La geología del entorno está integrada por una
potente secuencia de sedimentitas marinas constituidas por pelitas y psamitas con intercalaciones calcáreas, asignadas a la Formación Piltriquitrón de
edad liásica y cubiertas en discordancia por la Formación Ventana; diques de composición andesítica
de rumbo N35ºE, subverticales cortan a la secuencia sedimentaria; completan a la misma, depósitos
glaciares del Pleistoceno y sedimentos cuaternarios
recientes.
El conocimiento de la presencia de rocas calcáreas en los alrededores de Epuyén se remonta a
varias décadas, habiendo también rastros de industrialización, debido a la existencia de restos de viejos
hornos de calcinación. Se han podido reconocer tres
niveles de calcáreos (Parisi, 1998), denominándolos
de abajo hacia arriba como bancos 1, 2 y 3 respectivamente. El Banco 1 es de color grisáceo, está atravesado por numerosas venillas de calcita, aflora por
110 m y tiene una potencia de 10 m; se aprecian
intercalaciones de 0,10 m de sedimentos pelíticos que
muestran un suave plegamiento. A 10 m por encima
del Banco 1 se halla el Banco 2, de 2,50 m de potencia; la caliza es gris blanquecina a gris oscura, homogénea, y no muestra deformaciones. Se observaron también intercalaciones de pelitas de color pardo. El banco se apoya concordantemente sobre areniscas y pelitas diaclasadas, rellenas de minerales
oxidados de cobre (malaquita y azurita). El Banco 3
está representado por un pequeño afloramiento de
calcáreos de color gris blanquecino, que tiene 30 m
de longitud y una potencia de 0,90 m; en el extremo
sureste inclina 20º al suroeste. El Banco 1 es el que
presenta las mejores expectativas, debido a su potencia, poco encape y su posición topográfica para
una eventual evaluación, con fines de una futura explotación (Parisi, 1998).
Hoja Geológica 4372-I y II
sitando 6,5 km desde Esquel por la ruta 259 con dirección a Trevelin, y tomando luego un desvío hacia
el oeste a la altura de la estancia El Principio por
huella minera de ripio, que recorre 8,5 km hasta arribar a la cantera.
Los antecedentes mineros y geológicos del sector se deben al Instituto de Investigaciones Mineras
de la Universidad Nacional de San Juan (1947), a
Sepúlveda (1976), Belcastro (1983) y a Viera (1996).
Las calizas sobreyacen a areniscas calcáreas
de grano fino, que tienen rumbo N45ºO e inclinación
de 20º al NE. Los afloramientos, que son de color
amarillento a pardo claro y en partes azulados, están
muy disectados por la erosión, la que ha producido
geoformas de lomadas y cerros. Las calizas tienen
algunos restos de fauna fósil no determinable y se
asignan, en conjunto con las areniscas infrayacentes, a facies marinas de la Formación Ñorquinco de
edad oligocena. En uno de los afloramientos se observa un manto de basaltos olivínicos que culmina y
cubre uno de los cerros, con rumbo N-S e inclinación 13º al E. Los basaltos, asignados a la Formación Campana de edad pliocena son amigdaloides
hacia la parte superior; las amígdalas presentan relleno de cuarzo y calcedonia. Por el efecto térmico
ha recristalizado calcita en grietas de la caliza infrayacente, en una estrecha faja subhorizontal del techo de las rocas calcáreas.
Los resultados analíticos arrojaron un promedio
de 2,4% SiO2, 86,3% CaCO3 y 7,8% MgCO3. Los
trabajos de desarrollo del depósito consistieron en
relevamientos topográfico-geológicos, perfiles,
muestreos sistemáticos y cálculo de reservas. Las
reservas de materiales calcáreos de El Principio son
1.450.000 t medidas y 600.000 t indicadas. El material era procesado en la Planta de Elaboración Primaria de Cal hidratada, distante 7 km de Trevelin y
14 km de Esquel, sobre la ruta nacional 258, perteneciente a la empresa El Calafate SCC, actualmente inactiva, por falta de materia prima dentro del radio económico.
Caolín
Cura Limay «A»
El Principio
Se localiza a 15 km al sureste de Esquel en campos de la estancia El Principio de la empresa Estancias Shajman SACA y G, superficiaria del yacimiento, a la que la Empresa El Calafate SCC, alquila la
cantera para su explotación. El acceso se logra tran-
Se ubica en el sector nororiental de la Hoja
Esquel, a 13 km en línea recta hacia el nordeste de
la población de Cushamen. Se accede desde Esquel
recorriendo 141 km hasta El Maitén, tomando luego
la ruta provincial 4 hasta Cushamen; desde aquí por
una huella vecinal se deben transitar 18 km hasta el
Esquel
puesto de Esparza, para recorrer luego por huella
minera 1,5 km con dirección sur, hasta unos 600 m
al norte de Cura Limay donde finaliza la huella.
Los antecedentes geológico-mineros del área se
deben a Butrón (1981), Butrón et al. (1983), Viera y
Butrón (1984) y SEGEMAR-JICA-MMAJ-JMEC
(1999, 2000, 2001).
Las rocas de caja de la mineralización están
conformadas por pórfiros riolíticos o dacíticos,
asignables a la Formación El Platero, que se presentan como filones capa de unos 2 km de longitud por
200 m de ancho; son intrusivos concordantes, emplazados en los planos de esquistosidad de rumbo
N70ºO de las ectinitas y esquistos inyectados de la
Formación Cushamen.
Se observa una fuerte alteración hidrotermal
argílica con caolinita, alunita y dickita, que afecta a
los pórfiros dacíticos o riolíticos y se ubica como un
casquete que ocupa la parte más elevada del cerro.
Esta yacencia fue explotada, aunque se desconocen datos de calidad y de la producción alcanzada.
Margas
Tupú Limay
El yacimiento de margas Tupú Limay se halla
en el sector nororiental de la Hoja Esquel, a 14 km al
nordeste de la localidad de Cushamen, en el departamento del mismo nombre. El acceso se logra desde Esquel transitando 141 km por las rutas 259 y 40
hasta El Maitén. Desde allí se toma la ruta provincial 4 hasta Cushamen, punto a partir del cual se
deben transitar 18 km por huella vecinal hasta el
puesto Esparza, y desde ahí 2 km hacia el noroeste
por huella minera hasta el lugar físico de emplazamiento de los materiales calcáreos. Se puede transitar con vehículo de tracción simple, aunque se debe
usar vehículo de doble tracción si ha llovido.
Los antecedentes de actividades geológicas en
el sector se deben a Piatnitzky (1936b), Groeber
(1942), Petersen (1946), Croce (1947), Feruglio
(1949), Volkheimer (1963, 1964a y b), Lesta y Ferello
(1972), Ravazzoli y Sesana (1977), Nullo (1978),
Proserpio (1978), Butrón (1981), Butrón et al.
(1983), Viera y Butrón (1984) y SEGEMAR-JICAMMAJ-JMEC (1999, 2000 y 2001).
La geología de los depósitos calcáreos comprende
areniscas, tufitas, tobas, limolitas, conglomerados y
margas, que se presentan rellenando depresiones y
en pequeños afloramientos adaptados al relieve y
51
que son asignados a la Formación Collón Curá de
edad miocena. En una de estas depresiones, denominada Calera de Esparza, se localizan los materiales calcáreos. En este sector, los materiales de la
Formación Collón Curá, en posición subhorizontal se
apoyan en discordancia angular sobre la Formación
Cushamen, observándose limolitas, areniscas, margas y calizas margosas. La potencia de los calcáreos
es de unos pocos metros, y se aprecian intercalaciones de bancos arcillosos. Se han encontrado fósiles
de Thesodon sp.
Perlita
Perlita Lepá
Se halla a 300 m al NO de los afloramientos de
carbón del arroyo Lepá, por lo que el acceso es el
mismo. Se citan como antecedentes los estudios de
Belcastro (1983) y De Ferrán (1984).
Los mantos de obsidiana perlítica sobreyacen a
andesitas correspondientes a la Formación Ventana
e infrayacen a tobas amarillentas silicificadas asignadas a la Formación Ñorquinco.
El afloramiento de perlita ha sido reconocido a
lo largo de 110 m, observándose su contacto con las
vulcanitas infrayacentes en el arroyo Galería, donde
el manto tiene rumbo N30ºE, inclinación de 30ºSE,
un ancho de 20 m y una potencia mínima de 10 metros.
La perlita se presenta con colores diferentes, que
varían de gris verdoso a verde amarillento, castaño,
verde oscuro y negro, de grano grueso y con textura
perlítica. El material se comporta como frágil, rompiéndose fácilmente ante cualquier impacto. En sectores muy restringidos la perlita está alterada a arcillas alofánicas. El vidrio es de naturaleza riolítica y
la composición similar en todas las muestras. El coeficiente de expansión es de quince veces. El material perlítico es apto para expandir.
La caracterización química, física y mineralógica de muestras de perlita molida y en trozos realizada por Bellofiore (en Belcastro, 1983) dio los siguientes resultados: Perlita molida a mallas entre 80 y
200: 70,1% sílice; 12,1% alúmina; 0,1% óxido de
titanio; 1,1% óxido férrico; 3,7% óxido de calcio; 0,3%
óxido de magnesio; 8,5 % álcalis; 3,9% pérdida al
rojo. Perlita en trozos: 68,9% sílice; 12,5% alúmina; 0,6% óxido de titanio; 1,2% óxido férrico; 2,9 %
óxido de calcio; 0,4 % óxido de magnesio; 7,9 %
álcalis; 3.8 % pérdida al rojo. Se determinaron reservas de 44.000 t de perlita.
52
6.3. COMBUSTIBLES SÓLIDOS
Carbón
Mina General San Martín
El yacimiento está situado sobre el arroyo de las
Minas (ex arroyo Carbón), a 8 km al este de la localidad de Epuyén. Se accede desde Esquel por las
rutas 259 y 40; se transitan 138 km con dirección
norte, hasta llegar a la intersección de la ruta con el
arroyo de las Minas (Epuyén), de donde para llegar
a la mina se deben transitar 2 km con dirección este
por una huella vecinal en regular estado de conservación y paralela al curso del arroyo mencionado.
Se aconseja el uso de un vehículo de doble tracción
en este último tramo.
Los antecedentes que hacen al conocimiento
minero y geológico de la zona se deben a Lastra
(1916), quien fue su descubridor, Solomjan (1918),
Rothkopf y Petis (1919), Álvarez (1920), Riobó et
al. (1921), Rassmus (1922), Rigal (1923, 1940),
Motte (1937), Fossa Mancini et al. (1940),
Zwergbaum (1941), Angelelli (1941), Catalano
(1942) e YCF (1942), todos en Borrello (1956).
Según Rigal (en Borrello, 1956), la estratigrafía
del sector se integra con rocas porfíricas y granodioritas como subyacentes de depósitos terciarios del
Patagoniense, incluidos actualmente por varios autores en las facies marinas de la Formación
Ñorquinco (Oligoceno), que contiene los niveles
carboníferos.
Los mantos de carbón son dos. El superior fue
reconocido por laboreos mineros y el inferior se detectó por perforaciones de YPF que confirmaron que
la extensión de las yacencias es reducida e irregular
y el carbón de mediana calidad, características que
impedirían un cálculo aceptable de reservas y una
explotación rentable de la ocurrencia. El carbón es
de tipo lignítico - sub-bituminoso, con elevado porcentaje de cenizas, generado en un ambiente costanero nerítico en cuencas mesoparálicas.
Turba
El Hoyo de Epuyén
Se ubica en las márgenes del río Epuyén, cerca
de la localidad Hoyo de Epuyén. El acceso se logra
desde Esquel por las rutas 259 y 40, transitando 170
km en dirección norte; se arriba así a El Hoyo de
Epuyén, donde se localizan los yacimientos, cuya
Hoja Geológica 4372-I y II
superficie es de 335 ha y donde también está situada la planta de beneficio de la empresa Magri Minera S.A.
El conocimiento del área se debe a Guerra
(1998), quien realizó el informe de impacto ambiental del yacimiento.
Los procesos actuales de turbificación se han
generado en un ambiente pantanoso, en una cubeta
o depresión de origen glaciar en la margen derecha
del río Epuyén, el que periódicamente inunda esta
zona. La depresión responde a una morfología de
fondo de valle y se desarrolla entre los 240 y los 210
m s.n.m., con una superficie de 450 hectáreas.
La formación del turbal se debe al lento relleno
de la depresión, por sucesivas capas de ciperáceas,
sometidas a un lento proceso de descomposición
incompleta en un ambiente reductor, anaeróbico y
saturado de agua, con buena disponibilidad hídrica
durante todo el año y buen drenaje. La principal
especie en el turbal es Carex sp. y otros restos
vegetales; en la zona central, la acumulación alcanza más de 9 m de espesor y presenta una superficie casi plana a levemente convexa, con pendiente del 1%.
Las reservas medidas hasta 9 m de profundidad
son de 1.920.000 toneladas. Se elaboran varios productos a partir de la turba, cuya calidad permitió a la
Empresa la obtención de varios premios internacionales.
Santa Ana
Se ubica a 1 km al este del paraje Rincón de
Cholila, adyacente al extremo suroccidental del lago
Pellegrini o Mosquito, en las márgenes del arroyo
Carbón, muy cerca del camino que bordeando el
arroyo Las Nutrias se dirige a Leleque. Se accede
desde Esquel recorriendo 100 km por las rutas 259 y
40 hasta Leleque; se toma luego la provincial 15 por
36 km y se arriba así a la zona de Rincón de Cholila
hasta el cruce del arroyo Carbón. Se sigue por este
arroyo hasta el depósito.
El conocimiento geológico del sector se debe a
Roth (1922-1925), Piatnitzky (1942) y Catalana
(1942) (en Borrello, 1956) y Petersen y González
Bonorino (1947).
La Formación Ventana constituye el pre-relieve
sobre el cual se depositaron los sedimentitas marinas de la Formación Ñorquinco, portadoras de Ostrea
hatcheri; éstas contienen los mantos de carbón, cuyo
origen es mesoparálico en facies neríticas o de costas pandas transgresivas.
Esquel
El depósito consiste en dos mantos de carbón.
El superior tiene 0,50 m de potencia; lo separan del
manto inferior 4,50 m de areniscas y arcilitas; este
manto se compone de tres capas de 0,30, 0,15 y 0,20
m de espesor, respectivamente. En la exploración
de esta manifestación fueron ejecutadas cinco galerías que totalizaron 200 metros.
San Pedro
Se halla a 5 km al NNE de Esquel sobre el arroyo de La Calera. El acceso se logra desde Esquel,
transitando por el camino de ripio al Centro de Deportes de Invierno La Hoya; a 3 km se toma un camino en regular estado de conservación que cruza
el arroyo Esquel. Un poco más adelante se llega al
arroyo La Calera, donde se encuentra la capa de
carbón.
Las observaciones que aportaron el conocimiento
geológico del sector corresponden a Caldenius (1932),
Fossa Mancini et al. (1940), Piatnitzky (1948; en
Borrello, 1956), De Ferrán (1984) y Viera y Herrero
(1985).
El manto de carbón, con una potencia de 0,15 a
0,20 m, se intercala en rocas sedimentarias compuestas de arcilitas plásticas en el piso y tobas en su
techo. La secuencia, que inclina 40º al ENE, fue
asignada a la facies marina de la Formación
Ñorquinco de edad oligocena. Sobreyace al manto
carbonoso un banco de calizas con abundante fauna
de Diplodon sp.
El Indio
Este yacimiento está situado en el Lote 1 de
Mariano Napar en la Colonia Cushamen, a 55 km
hacia el este de El Maitén. El acceso se logra desde
Esquel por las rutas nacionales 259 y 40 hasta El
Maitén. Desde esta localidad se transitan 43 km por
la ruta provincial 4 con dirección a Cushamen, y luego por huella en mal estado de conservación 12 km
hacia el norte. Se aconseja el uso de vehículo de
doble tracción.
Los antecedentes de trabajos mineros y geológicos en la región se deben a Roth et al., Fossa
Mancini et al. (1940), Carri de Riggi (1940), Angelleli
(1941), Catalano (1942), YPF (1942), Piatnitzky
(1945, 1946), todos en Borrello (1956) y De Ferrán
(1984).
Las rocas del entorno del depósito de carbón
constituyen una potente secuencia de la Formación
Ñorquinco, que está litológicamente conformada por
53
areniscas, tobas y arcilitas, y que sobreyace en discordancia erosiva a un pre-relieve labrado sobre la
Formación Ventana.
La mina El Indio presenta dos mantos de carbón. El inferior, con un espesor de 0,57 m, es de
regular calidad. El manto superior se encuentra 30
m por encima del inferior. En la mejor exposición,
este manto tiene una potencia de un metro. A partir
de las 21 perforaciones realizadas por YPF, de las
cuales la más profunda alcanzó los 345 m y de los
laboreos mineros realizados (una galería de 300 m
en el manto superior, varios chiflones y otras galerías en diferentes niveles) se pudo circunscribir una
cuenca de 5 km de largo por 1 km de ancho. El
carbón es heterogéneo, con baja concentración de
carbono, intercalaciones de lentes de vitrita, de bajo
tenor de cenizas y alto en carbono fijo, bajo peso
específico y fractura concoidal; tiene apreciable cantidad de vanadio y coquiza en forma cementada. Se
lo clasifica como carbón sub-bituminoso.
Se han cubicado 900.000 t en la categoría de
indicadas, de un carbón de mediana calidad, correspondiente al manto superior.
Lepá
Se ubica al norte del cordón de Esquel y al sur
del cordón Leleque, sobre el arroyo Lepá, a 15 km
al OSO de la estación Lepá del ex ferrocarril General Roca que unía Esquel (Chubut) con Ingeniero
Jacobacci (Río Negro). El acceso desde Esquel se
realiza por las rutas nacionales 259 y 40, transitando
80 km hacia el norte, después de los cuales se llega
al cruce de la ruta con el arroyo Lepá; cerca de la
estación Lepá se debe tomar un desvío de ripio en
mal estado de conservación hacia el oeste por la
margen izquierda del arroyo, que luego de ser recorrido por 15 km y antes de cruzar el arroyo Montesino,
permite el acceso al yacimiento. Se recomienda el
uso de vehículo de doble tracción.
Los antecedentes geológicos y mineros que permiten el conocimiento de la región se deben a
Catalano (1942), YPF (1943), Álvarez (1943),
Piatnitzky y Fagale (1943), Borrello (1949), todos en
Borrello (1956) y a Sepúlveda (1976), Herrero
(1981), Belcastro (1983), De Ferrán (1984) y Viera
y Herrero (1985).
Las rocas de caja del depósito se apoyan en discordancia sobre vulcanitas de la Formación Ventana; están conformadas por un complejo de arcilitas
carbonosas correspondientes a la Formación
Ñorquinco, que hacia abajo pasan a tobas, tufitas y
54
mantos de obsidiana riolítica (perlitas) y hacia arriba
a lutitas con restos de paleoflora de Nothofagus sp.,
por lo que el paquete en conjunto se asigna al Oligoceno. La estructura del depósito es la de un sinclinal
ligeramente asimétrico y fallado.
Los mantos de carbón de origen límnico que integran el complejo carbonoso están plegados. Se
aprecian tres mantos de carbón. En el manto superior el rumbo es NO-SE y la inclinación 15º a 25º al
NE y SO respectivamente; el espesor de la capa de
carbón es de 0,55 metros. El manto inferior, de igual
rumbo e inclinación, tiene una potencia de 0,90 metros. El tercero, denominado 2a, alcanza un espesor
de 0,70 metros. El material estéril intercalado entre
el manto 2a y el inferior es de 22 m y entre el inferior y el superior entre 6 y 12 metros. Estos carbones han sido catalogados como de regular calidad, y
clasificados como carbones bandeados bituminosos.
Las reservas positivas estimadas mediante perforaciones y laboreos mineros son para el Manto 2a:
45.000 t, para el Manto inferior: 165.000 t y para el
Manto superior: 45.000 toneladas. La suma de reservas industriales es de 255.000 t, las prospectivas
259.360 t y las geológicas 514.360 toneladas.
Toda la producción era afectada, con un muy
buen rendimiento del poder calórico superior de 5815
c/g, a la calcinación de calizas del yacimiento El Principio, por la empresa El Calafate SCC. La producción fue interrumpida al tener que hacerse explotación subterránea.
6.4. ZONAS DE ALTERACIÓN
HIDROTERMAL
Cerro Dos Picos
Se halla en el faldeo sur del cerro Dos Picos. El
acceso desde Esquel hasta Cholila puede lograrse
recorriendo 139 km por las rutas nacionales 259 y
40 y provincial 15, para llegar hasta el lago Cholila y
luego continuar por 13 km con vehículo de doble tracción. Desde ahí a caballo o a pie por una senda que
sigue el curso del río Tigre hacia el oeste, hasta el
faldeo sur del cerro Dos Picos.
La zona fue investigada por Beltramone (1978);
el estudio se realizó durante las actividades de Prospección Regional para el Plan Patagonia-Comahue
Geológico Minero.
Las rocas de caja de las mineralizaciones son
granitos y granodioritas del Batolito Andino del Cretácico superior que intruyen a vulcanitas andesíticas
verdosas, asignables a la Formación Divisadero (Cre-
Hoja Geológica 4372-I y II
tácico inferior). Las mineralizaciones corresponden
a pirita y calcopirita subordinada, diseminadas en las
rocas andesíticas propilitizadas del exocontacto,
como así también en el endocontacto de los granitoides, mostrando coloraciones rojizas, producto de la
oxidación de los sulfuros y sus minerales ferromagnesianos.
Cordón del Ingeniero
La zona se ubica en terrenos del Parque Nacional Los Alerces, en la vertiente oriental del cordón
del Ingeniero, inmediatamente al norte del lago Cisne y río homónimo y del brazo norte del lago Menéndez; se extiende hacia el norte hasta la laguna de
Rasti y el río Tigre, que drena de oeste a este y desemboca en el lago Cholila. El acceso se logra navegando por el lago Menéndez hasta el puerto El Alerce, desde donde se debe caminar hacia el norte por
picadas en el bosque andino patagónico durante toda
una jornada. El conocimiento geológico del sector
se debe a Sepúlveda y Viera (1980).
Las rocas de caja de las manifestaciones minerales son vulcanitas andesíticas de la Formación Lago
La Plata. La mayor superficie aflorante corresponde a granodioritas del Batolito Andino, cubiertas en
disconformidad por vulcanitas mesosilícicas e intruidas por hipabisales andesíticos y dacíticos correspondientes a la Formación Ventana. En las rocas del
área se observó propilitización de índole regional y
silicificación en parches acompañada de
epidotización, piritización y venillas de calcita y hematita.
En lo referente a las mineralizaciones, en varios
sectores del cordón del Ingeniero se hallaron venillas de cuarzo en stockwork, con calcopirita y minerales oxidados de cobre, en rocas andesíticas
propilitizadas y hematitizadas. En algunos sectores
de los afloramientos de granodioritas hay diseminación de magnetita, parcialmente alterada a hematita,
acompañada de escasa calcopirita y pirita, con un
porcentaje del 2 % (Ametrano y Donnari, 1978).
Al norte del lago Cisne, en afloramientos de
cuerpos hipabisales riolíticos, se localizó mineralización diseminada, con un 10% de pirita, en una superficie de un kilómetro cuadrado.
Cerro Colorado
El acceso al área es difícil y sólo se logra por la
red de lagos del Parque Nacional Los Alerces, mediante el servicio de lanchas que el mismo posee
Esquel
hasta el puerto El Alerce en el brazo norte del lago
Menéndez, desde donde se debe transitar a pie con
dirección nordeste, por unos 5 km siguiendo picadas
en el bosque. Los antecedentes geológico-mineros
de la zona se deben a Sepúlveda y Viera (1980).
Las rocas aflorantes son leucogranitos y tonalitas, que en la región tienen una edad absoluta de 98
± 5 Ma (Sepúlveda, 1976) y corresponden a los Granitoides del Batolito Andino. Estas rocas intruyen a
vulcanitas de filiación andesítica, correspondientes
a la Formación Lago La Plata (Jurásico). Suprayacen
coladas, brechas y aglomerados volcánicos de composición andesítica y basandesítica, que se asignan
a la Formación Ventana.
Las mineralizaciones son de dos tipos, diseminación de sulfuros tales como pirita, calcopirita,
molibdenita, galena y esfalerita sin valores de oro y
plata, y vetas con hematita especular de 0,15 m de
potencia y variados rumbos, en el sureste del sector.
Las mineralizaciones diseminadas se asocian a la
roca de caja alterada, que presenta un área silicificada central con los sulfuros diseminados y una zona
propilítica que la rodea; sin embargo, se considera
que la propilitización es regional y no se circunscribe
sólo al área del cerro Colorado. Los mejores valores
geoquímicos en ppm para el sector son según Canero
(1978) los siguientes:
- Rocas: Cu: 86; Pb: 94; Zn: 110; Mo: 11;
- Sedimentos fluviales: Cu: 94; Pb: 130; Zn: 74;
Mo: 36;
- Suelos residuales: Cu: 116; Pb: 34; Zn: 64; Mo:
42.
Cerro Torrecillas
A la zona del cerro Torrecillas se llega utilizando
el servicio de lanchas del Parque Nacional Los Alerces, desde el puerto Chucao hasta el centro oeste
del lago Menéndez, y desde allí a pie hasta las cumbres del cerro Torrecillas, sector donde todavía persiste un pequeño glaciar alpino.
Los trabajos geológico-mineros realizados en la
zona corresponden a Viera (1976a y b, 1978) y a
Sepúlveda (1976).
Las rocas de caja de las mineralizaciones son
granodioritas, dioritas y tonalitas con numerosos y
variados xenolitos, particularmente de composición
andesítica; estos granitoides pertenecen al Batolito
Andino del Cretácico superior. Ignimbritas ácidas
asignadas a la Formación Lago La Plata están intruidas por las plutonitas. Estas unidades están cubiertas por rocas andesíticas y basandesíticas e in-
55
truidas por diques de composición andesítica de grano fino, que corresponderían a la Formación Ventana.
La mineralización está formada por sulfuros diseminados, principalmente pirita y molibdenita con
calcopirita subordinada, y en stockworks, observándose en otros sectores guías de molibdenita y venillas de pirita con cuarzo en diaclasas de la granodiorita. Las rocas de caja de las mineralizaciones se
hallan muy alteradas; presentan silicificación, propilitización y piritización, conformando una zona de
alteración hidrotermal con una superficie de 10 km2.
Cerro Solo
A este cerro se accede con embarcación, navegando desde el puerto Chucao por la margen sur del
lago Menéndez hasta la desembocadura del arroyo
de las Minas en el lago; para arribar a la zona de
interés, desde allí se debe caminar por el mencionado arroyo hasta el faldeo suroriental del cerro Solo
(1891 m s.n.m.), donde se ubica la zona de alteración hidrotermal. Los antecedentes de trabajos en la
zona pertenecen a Viera (1976a y b), Sepúlveda
(1976) y Márquez (1979, 1980).
Las rocas de caja de la mineralización corresponden a vulcanitas andesíticas de la Formación
Lago La Plata intruidas por los Granitoides del Batolito Andino Los granitoides presentan numerosos
xenolitos de vulcanitas andesíticas cerca del contacto intrusivo. Tanto los granitoides como las
vulcanitas están afectados por alteración hidrotermal. Las alteraciones son silicificación fuerte y
piritización asociadas a brechas tectónicas; en estas
últimas la intensa silicificación ha obliterado las texturas originales de las rocas. Se interpreta que el
sector está atravesado por una importante falla regional de rumbo N-S.
La mineralización principal es pirita, diseminada
y en venillas de potencias milimétricas, con calcopirita
subordinada. Existen abundantes limonitas indígenas
y transportadas como evidencia de lixiviación, que
le confieren tonalidades pardo-rojizas a la conspicua
anomalía de color que caracteriza a esta zona de
alteración hidrotermal. La superficie del área es de
10 km2.
Cerro Techado Blanco
Se accede a la zona con embarcación por el brazo norte del lago Futalaufquen hasta el puesto de
Toro y de allí a caballo o a pie hasta el cerro Techa-
56
do Blanco de 2073 m s.n.m., cuya anomalía de color
fue detectada en el vuelo de reconocimiento sobre
la cordillera de los Andes organizado por el PPC y el
PNUD (Programa de Naciones Unidas para el Desarrollo) (Viera et al., 1976).
Los antecedentes que aportan conocimiento geológico al sector se deben a Sepúlveda (1976), quien
llegó hasta las cabeceras del arroyo San Diego, al
sur del cerro Techado Blanco, y a Márquez (1979,
1980).
Las rocas de caja de las mineralizaciones están
conformadas por granitoides de colores claros y apariencia fresca que se asignan al Batolito Andino.
Estas rocas intruyen vulcanitas andesíticas asimilables a la Formación Lago La Plata, cubiertas por
una secuencia volcánica litológicamente bastante
similar pero perteneciente a la Formación Divisadero.
Las vulcanitas jurásicas son brechas de colores
oscuros, morados y verdosos, compactas y muy diaclasadas; incluyen una importante cantidad de fragmentos angulosos. Se han observado también tobas
claras deleznables intercaladas en la secuencia de
vulcanitas. Se aprecian gran cantidad de cuerpos
hipabisales de hábito tabular, que intruyen a los granitos del sector a través de la intensa fracturación
que afecta a estos últimos.
Las mineralizaciones localizadas son de tipo
vetiforme, constituidas por pirita y cuarzo, con potencias de hasta 0,20 metros. La alteración de las
rocas del área es silicificación, con distribución es
irregular en parches. Los mejores valores geoquímicos de esta etapa de reconocimiento son: Cu: 11.214
ppm; Pb: 1210 ppm; Zn: 396 ppm; Ag: 242 ppm; y
Mo: 4,5 ppm.
La superficie de la zona es de aproximadamente 500 por 200 metros.
Lago Stange
Es una anomalía de color que se ubica en las
elevaciones al sur del lago Stange. El acceso se logra navegando por el lago Futalufquen y luego por el
lago Krüger hasta el acceso este al valle de los Jabalíes, ocupado por los lagos Stange, Chico y del
Medio. El conocimiento de la zona se debe a Viera
(1976a y b y 1978).
La zona de alteración se emplaza en rocas graníticas del Batolito Andino, cerca del contacto con
las andesitas de la Formación Lago La Plata; ambas
unidades están profusamente intruidas por diques andesíticos de la Formación Divisadero o terciarios.
Las mineralizaciones corresponden a pirita disemi-
Hoja Geológica 4372-I y II
nada con calcopirita muy subordinada, en una pequeña zona de alteración propilítica, argílica y silícea.
Cerro Poncho Blanco
La zona se localiza en el faldeo nordeste del
cerro Poncho Blanco de 2020 m s.n.m., cerca de la
margen sureste del lago Amutui Quimei en su tramo
norte, en el vértice suroeste de la Hoja Esquel. Se
accede exclusivamente navegando por el lago Amutui
Quimei sólo en días de buen clima. Las investigaciones que aportan al conocimiento geominero regional
se deben a Márquez (1979, 1980).
Las rocas de caja son granitos y granodioritas de
grano medio; se observa una zona de metamorfismo
de contacto en vulcanitas de la Formación Lago La
Plata. Ambas unidades están intruidas por diques andesíticos cretácicos y/o terciarios. La mineralización
está conformada por vetillas de calcopirita, covellina
y pirita en ganga de cuarzo, de 0,03 a 0,04 m de potencia. Se aprecia diseminación de calcopirita y pirita
en franjas de 0,15 m y en parches, asociada a silicificación y a propilitización, esta última caracterizada
por epidoto, clorita, calcita y pirita. Las dimensiones
del área son de 1000 por 500 metros.
Cerro Pirámide Sur
El área se ubica 4 km al oeste del río Frey, al
este de las nacientes del arroyo Blanco Sur y al norte del lago Amutui Quimei. El sector fue estudiado
por Márquez (1979, 1980).
Las rocas de caja son vulcanitas andesíticas
asignables a la Formación Lago La Plata. Existen
en el área sedimentitas con paleoflora y paleofauna
de invertebrados terciarios (Haller, 1976, 1979, 2001)
correspondientes a la Formación Ñorquinco. La mineralización corresponde a una zona de alteración
en vulcanitas andesíticas con silicificación y pirita
diseminada, con una superficie aproximada de 7 por
1,5 kilómetros.
Cerro Oro
Se ubica al oeste del lago Epuyén y al sureste
del lago Puelo, en el faldeo centro occidental del
cordón del Derrumbe. El acceso se logra navegando con embarcación desde el aserradero de Errasti
hasta la Planicie Grande, desde aquí se debe transitar a caballo o a pie hasta el cerro Oro. Es conveniente contar con la colaboración de un buen
Esquel
baqueano. El conocimiento de la zona se debe a
Beltramone (1978).
Las rocas del entorno cercano a la mineralización están formadas por granitoides del Batolito
Andino, intruidos por diques de pórfiros andesíticos
asignables a las facies filonianas de la Formación
Ventana. La mineralización se emplaza en los diques andesíticos y consiste en diseminación de pirita
y, calcopirita y bornita ambas muy subordinadas.
El muestreo de sedimentos fluviales realizado no
mostró anomalías geoquímicas significativas.
Cerro Tres Picos
Al cerro Tres picos se accede desde Esquel por
las rutas nacionales 259 y 40 y la provincial 15 por
139 km, o por la provincial 71 hasta Cholila transitando 128 km; luego se toma un camino vecinal de ripio
hasta el arroyo Correntoso que después de recorrer
11 km permite llegar al sur de la zona. Se debe utilizar
caballos para recorrer el área. Se aconseja el uso de
vehículos de doble tracción. El punto más destacado
del área es el cerro Tres Picos, de 2492 m s.n.m.; las
áreas de interés se extienden al este y al sureste del
mismo. Los antecedentes geológico-mineros de la zona
se deben a Bagalciaga (2000).
En el sector afloran rocas intrusivas, conformadas por granitos, granodioritas, dioritas y tonalitas,
de edad cretácica, relacionadas con el Batolito Andino e intruidas por diques máficos y félsicos. Las
rocas de caja están en general frescas o medianamente alteradas. La alteración predominante es la
propilítica, con desarrollo de cuarzo-epidoto; hay
escasas cloritización, limonitización y piritización;
también se advierte escasa presencia de cuarzo, feldespato potásico y sericita asociada a siderita. En
rodados de cauce se ha observado fuerte alteración
a siderita-sericita con silicificación asociada bajo la
forma de venillas de cuarzo. Las mineralizaciones
son de pirita diseminada y delgadas venillas de
calcopirita y bornita.
Los trabajos realizados por la empresa Huemules
de Esquel S.A. fueron reconocimiento geológico y
muestreo geoquímico de rocas, suelos y sedimentos
fluviales, que brindaron resultados poco alentadores
para el desarrollo de etapas posteriores de trabajo,
abandonándose la región en el año 2000.
Cerro Cholila
Se ubica 7 km al NE del extremo oriental del
lago Cholila bordeándolo por el sur, este y norte por
57
el arroyo Pedregoso de Cholila. El acceso puede
hacerse desde Esquel por las rutas 259 y 40 hasta
Leleque recorriendo 100 km, y luego se siguen 37
km por la ruta provincial 15 hasta Cholila. Desde allí
al lago Cholila hay 13 km y luego se transitan 7 km a
caballo por una huella que conduce a la garganta del
Pedregoso de Cholila que permite llegar al faldeo
este del cerro Cholila.
Los antecedentes que hacen al conocimiento
geológico y minero de la región se deben a
Beltramone (1978), durante las tareas de prospección estratégica del Plan Patagonia-Comahue.
Los colores anómalos que presenta el cerro
Cholila se deben a la intrusión de los Granitoides del
Batolito Andino que produjo un halo de metamorfismo de contacto en sedimentitas de la Formación
Piltriquitrón (Liásico), cuyo afloramiento es de poca
distribución areal y en consecuencia no representable a la escala del mapa geológico. Se observó en
sectores escasa mineralización diseminada de pirita.
Cerro Puntiagudo
El cerro Puntiagudo, cuya altura alcanza 1935
m s.n.m., se ubica inmediatamente al sur del lago
Cholila. Se accede desde Esquel por las rutas 259,
40 y 15 hasta Cholila, y desde ahí hasta el lago Cholila;
se continúa luego a caballo, cruzando el río Carrileufú
por el sur del lago hasta el cerro Puntiagudo. El estudio de la región se debe a Beltramone (1978).
Las rocas de caja de las mineralizaciones corresponden a vulcanitas y sedimentitas de la Formación Piltriquitrón (Liásico), intruidas por los Granitoides del Batolito Andino que produjeron fenómenos de metamorfismo de contacto que cubren un
área considerable. Las alteraciones presentes son
propilitización (clorita y epidoto) y argilización emplazada en diaclasas. Se observó mineralización diseminada de pirita y calcopirita muy subordinada que
se distribuye tanto en las sedimentitas y vulcanitas
como en los granitoides.
Lago Rivadavia
Esta zona de alteración hidrotermal está situada
a un kilómetro al nordeste de la vivienda de R. Coronado sobre la ruta provincial 71, que se dirige de la
Villa Futalaufquen a Cholila. La zona se encuentra
al costado derecho del camino, a 25 km aproximadamente al norte de la Villa. El acceso es fácil con
vehículo de tracción simple.
58
Los antecedentes del sector se deben a Viera
(1976a y b). Las rocas de caja están conformadas
por granitos rosados de grano medio (Haller et al.,
1996), correspondientes a los Granitoides del Batolito Andino y a vulcanitas andesíticas de la Formación Lago La Plata. La mineralización, que se
presenta diseminada y en vetillas y está constituida
por pirita, calcopirita y covellina, asociadas a alteración silícea, propilítica y pirítica. Se observaron
también venillas de 5 mm de pirita con cuarzo, que
en algunos sectores conforman stockworks. El
área que abarca la alteración-mineralización es de
un kilómetro cuadrado.
Cerro Riscoso
Se ubica 5 km al norte del lago Futalaufquen, a
la altura de la punta de Matos. Se accede desde la
ciudad de Esquel por la ruta 259 que se dirige a
Trevelin. A 7 km se toma la ruta 71 que va al Parque
Nacional Los Alerces, la que transitada con vehículo de tracción simple a lo largo de 65 km permite
llegar al lago Verde; desde aquí hasta el cerro Riscoso se deben utilizar caballos, ascendiendo durante
unas tres horas por una huella de herradura desde
las cercanías de la vivienda del poblador Teodoro
Coronado.
El conocimiento del sector se debe a Viera
(1976a y b, 1978), Herrero y Parisi (1981b) y Haller
et al. (1996).
Las rocas de caja de las mineralizaciones son
granitos, tonalitas y granodioritas asignables al Batolito Andino. Esta unidad está intruida por rocas hipabisales de composición andesítica. En disconformidad erosiva, sobreyacen brechas andesíticas, basandesitas y riolitoides que corresponden a la Formación Ventana. La fracturación es el rasgo geológico más importante observado, constituyéndose en
el espacio físico que aloja la silicificación. La intersección de fracturas controló el emplazamiento de
los cuerpos hipabisales y los sectores de alteración
hidrotermal más intensa.
Las alteraciones hidrotermales, de tipo argílica
y silícea, son de pH ácido y baja temperatura, afectando a las rocas en forma variable. También la pirita está en mayor proporción en las zonas silicificadas, en tanto que es muy escasa o nula en las áreas
argilitizadas, relacionándose claramente a la traza
de fracturas. La propilitización afecta a diques andesíticos y basandesíticos y su distribución es restringida. Los granitoides y riolitoides presentan alteración cuarzo-sericítica asociada a piritización.
Hoja Geológica 4372-I y II
Las mineralizaciones se encuentran en dos asociaciones de sulfuros metálicos, una es la polimetálica
que se aloja en diques andesíticos brechados portadores de calcopirita, pirita, galena y esfalerita como
relleno de brechas y minerales oxidados de cobre
(crisocola y malaquita) y la otra es la diseminada
que está constituida por un 7% de pirita con calcopirita
muy subordinada; la relación pirita/calcopirita es de
aproximadamente 15/1; también hay calcosina y
galena diseminadas. La lixiviación es escasa.
Los estudios realizados comprenden el muestreo
de 12 km2 de sedimentos fluviales, rocas y suelos,
con una densidad de 5 muestras por km2, y otro sistemático a malla cerrada, en un sector de 2 km2 considerado como el de mayor interés metalogenético.
Se desconoce si el sector es portador de minerales preciosos.
El Encanto
Esta zona se halla a 3 km al norte de Mallín Blanco, en las cabeceras del arroyo El Encanto. Se accede por las rutas 259 y 71 desde Esquel, transitando aproximadamente 50 km con vehículo de tracción simple, hasta la vivienda del poblador Rosales
en el norte del lago Futalaufquen y, desde allí, a caballo por unos 10 km con rumbo NE hasta las nacientes del arroyo mencionado. Los estudios efectuados en el área se deben exclusivamente a Sepúlveda (1976, 1980).
Las rocas de caja de la mineralización son brechas, riolitas y tobas intruidas por rocas hipabisales
andesíticas de la Formación Lago La Plata. Están
cubiertas por vulcanitas andesíticas con intercalaciones pardo amarillentas de sedimentitas con paleoflora
y delgados estratos de lutitas carbonosas con palinomorfos, asignables a la Formación Ventana.
La mineralización es de sulfuros diseminados,
principalmente pirita con calcopirita muy subordinada, asociada a una zona de alteración hidrotermal
con silicificación, argilización, propilitización y
piritización. La zona tiene una superficie estimada
de un kilómetro cuadrado y se encuentra en área de
Parques Nacionales.
Faldeo Amarillo
Está situada hacia el oeste del Proyecto
Huemules. Se accede transitando 10 km con vehículo de doble tracción desde Esquel, por camino de
ripio, hasta el río Perecí. Desde allí 12 km por camino maderero hasta el arroyo Huemules Sur, donde
Esquel
se toma una huella minera hacia el oeste, que debe
recorrerse por 3 km hasta el Campamento Huemules
Sur y luego 2 km hacia el sur a pie o a caballo.
La zona de colores anómalos castaño amarillentos se localiza en rocas andesíticas de la Formación
Ventana que se presentan en afloramientos esporádicos muy cubiertos por el bosque. Las mineralizaciones presentes consisten en sulfuros diseminados
y escasas vetillas de pirita, galena, esfalerita,
calcopirita y molibdenita, que se asocian a una zona
de alteración hidrotermal con silicificación,
argilización, propilitización y piritización. La zona de
interés tiene una superficie estimada de 1,5 km2 y se
localiza fuera del área de reserva del Parque Nacional Los Alerces.
Mallín Blanco
Se ubica 15 km al nordeste del lago Futalufquen,
en las nacientes del arroyo Mallín Blanco, 3 km al
oeste de Huemules Centro, sobre el faldeo occidental del cordón oriental del Futalaufquen. Se accede
desde Esquel, con vehículo de tracción simple, por
las rutas 259 y 71 hasta la desembocadura de los
arroyos Nalcodero y Mallín Blanco en el lago
Futalaufquen, lugar denominado Hostería Tejas Negras, distante 53 km; desde aquí se debe continuar a
caballo durante tres horas recorriendo 15 km aguas
arriba por el mencionado arroyo.
El conocimiento geológico del sector se debe a
Sepúlveda (1976), Viera (1976a y b, 1978, 1979b,
1982a y b y 1985), Godeas (1977), Coira y Ametrano
(1978), Jones (1979) y Toselli (1982).
Las rocas de caja de las mineralizaciones corresponden a vulcanitas de la Formación Ventana,
conformada por andesitas, riolitas, basandesitas y
basaltos, con intercalaciones de sedimentitas pelíticas con flora eocena. Estas rocas cubren en discordancia a la Formación Cañadón Huemules (Viera,
1976a y b, 1985) del Jurásico-Cretácico, denominación local de esta unidad, equivalente a la Formación Lago La Plata. Los basaltos con que culmina la
secuencia y que se hallan en el cerro La Torta continúan hacia el norte ocupando el filo del cordón
Oriental del Futalaufquen.
Las mineralizaciones son de dos tipos bien diferenciados, vetiforme y diseminada. La primera consiste en dos vetas de cuarzo en brechas andesíticas
alteradas. Una de las vetas, la norte, con rumbo
N84ºO e inclinación de 74ºSO, tiene 0,80 a 1,00 m
de potencia y una corrida aflorante de 17 m,
restringiéndose la mineralización a dos bandas que
59
se emplazan en las salbandas de la veta y que tienen
0,10 m de ancho. Los minerales presentes son galena, esfalerita, calcopirita, pirita, plata, magnetita y
covellina en ganga de cuarzo. El resultado analítico
de una muestra de esta veta es el siguiente: Cu 0,01
%; Pb 5,85 %; Zn 18,99 % y Ag 64 g/t. La veta sur
tiene una potencia de 0,06 a 0,02 m, y un rumbo de
N60ºO con inclinación de 84º al NE y una corrida
aflorante de 12 metros; la mineralización consiste
en calcopirita, galena y esfalerita en ganga de cuarzo. Un análisis realizado en una muestra de esta veta
dio el siguiente resultado: Cu 3,15 %; Pb 0,69 %; Zn
2,43 % y Ag 15 g/t.
La mineralización diseminada está conformada
por pirita y calcopirita, con una relación de 5:1 a 10:1,
y está íntimamente relacionada con la alteración hidrotermal de las rocas de caja, la que está representada por propilitización, argilización, caolinización,
silicificación y piritización. Se ha observado también
alteración cuarzo-sericítica en parches aislados y se
ha determinado alunita en forma esporádica. Este
tipo de mineralización se asocia más frecuentemente a la silicificación. Los mejores resultados obtenidos fueron en el centro del área con: Cu 166 ppm;
Pb 410 ppm y Zn 420 ppm.
Las tareas realizadas en Mallín Blanco consistieron en el mapeo geológico a escala 1:2.000, geoquímica de sedimentos fluviales a malla estratégica y
muestreo de suelos y litoquímico a malla táctica regular cerrada. La geoquímica regional no aportó
datos de anomalías fuertes y la de detalle sólo esporádicos valores elevados para el plomo en suelos. El
Fondo Rotatorio de las Naciones Unidas (UNRF)
efectuó reconocimientos geofísicos, que se llevaron
a cabo utilizando el método electromagnético (EM),
con equipos Abe Turam y Slingram Apex Max-min.,
que permitieron determinar la escasa persistencia
en profundidad de las vetas de Mallín Blanco. Se
realizó una línea de polarización inducida desde
Huemules Centro hasta Mallín Blanco con un equipo Scintrex Time Domain IP Unit, que fue afectada
por las grandes diferencias en el relieve de la zona
generándose cambios sustanciales en los cálculos
geofísicos. Se ejecutaron también algunos sondeos
geoeléctricos por el método Slumberger y un reconocimiento magnético con un equipo Scintrex Flugate
Magnetometer.
En general, la geofísica no aportó áreas anómalas de interés. Se concluye que no existiría en Mallín
Blanco una mineralización importante para la continuidad de tareas en el sector. Se sitúa fuera del Parque Nacional Los Alerces.
60
Alto del Dedal
Se halla en las cumbres del cordón Situación en
su tramo norte y a 5 km al oeste de la Hostería del
lago Futalaufquen; tiene una altitud de 1916 m sobre
el nivel del mar. El acceso es similar al utilizado para
el sector Arroyo del Puma. El conocimiento
geominero del área se debe a Herrero y Parisi
(1981a).
Las rocas de caja de la mineralización son granitos rosados del Batolito Andino, que intruyen a
vulcanitas andesíticas de las formaciones Lago La
Plata y Divisadero. Existen, además, intrusiones de
pórfiros riolíticos y andesíticos de la Formación Ventana. La mineralización está constituida por pirita
diseminada asociada silicificación. La superficie del
área de interés abarca 2 km2.
Laguna del Martillo
La zona está ubicada al suroeste de la laguna
del Martillo, 2 km al sureste de la laguna Larga. El
acceso se logra por las rutas 259 y 71 que se dirigen
al Parque Nacional Los Alerces. Después de recorrer 52 km se llega al extremo sur del lago
Futalaufquen; desde ese lugar se toma un camino
que permite llegar a la presa de la laguna Larga. Se
debe transitar por el borde sureste de la laguna con
vehículo de doble tracción, y al final del camino se
continúa hacia el sureste hasta la laguna del Martillo
a caballo o a pie durante otros 4 ó 5 kilómetros. Los
trabajos efectuados este lugar pertenecen a Sepúlveda (1976).
Las rocas de caja de la mineralización son andesitas y rocas hipabisales andesíticas en una zona
de falla que pone en contacto vulcanitas pertenecientes a la Formación Ventana con vulcanitas
asignables a la Formación Lago La Plata. La mineralización está formada por abundante pirita diseminada en una roca de aspecto porfírico de tono verdoso, con alteración hidrotermal del tipo silicificación y argilización. La superficie de la zona de interés es de 2 km2.
Cerro Coihue
Está ubicado en el departamento Cushamen, a
13 km al este de la localidad de Epuyén y a 20 km al
suroeste de El Maitén. El acceso al área es poco
dificultoso; puede hacerse desde Esquel por las rutas 259 y 40 hasta Epuyén, donde se toma hacia el
este por la ruta 70 que va a El Maitén y que tras
Hoja Geológica 4372-I y II
recorrer 13 km permite llegar hasta unos 3000 m del
faldeo sur del cerro Coihue. El conocimiento
geominero del área corresponde a Genini (1982).
Las rocas de caja de la mineralización son tonalitas y granodioritas del Batolito Andino, que intruyen a la Formación Cushamen en algunos sectores
de las cumbres y al oeste del cerro Coihue, las que a
su vez son intruidas por diques andesíticos de la Formación Ventana. Vulcanitas de esta última unidad
cubren a los granitoides hacia el este del cordón occidental de El Maitén.
Los granitoides presentan una variada gama de
alteraciones hidrotermales, dentro de las cuales se
distinguieron propilitización, argilización, sericitización
y silicificación, con turmalinización y piritización subordinadas. La mineralización diseminada consiste
en pirita, pirrotina, molibdenita, calcopirita, bornita,
esfalerita, marcasita y oro, observándose también
minerales oxidados de cobre (malaquita y crisocola)
distribuidos irregularmente en parches. La pirita se
presenta también en finas venillas con cuarzo.
Los trabajos realizados consistieron en
fotogeología preliminar a escala 1:25.000, mapeo
sobre ampliación fotográfica a escala 1:12.500, mapeo topográfico-geológico y caracterización de áreas
de alteración hidrotermal, muestreo geoquímico de
rocas y minerales y muestreo petrográfico y de alteraciones. La superficie del área de interés es de unos
20 km2.
Cerro Pilqui
Se ubica en el sector más elevado topográficamente del norte del cordón de Cholila, a unos 10 km
al suroeste de la localidad de Epuyén, a una altitud
de 1350 m sobre el nivel del mar. El acceso al sector
se logra de la misma forma que para arribar a las
nacientes del arroyo Pedregoso desde Epuyén, a pie
o a caballo por 8 km con rumbo O-SO, desde el final
del camino vecinal indicado que debe transitarse con
vehículo de doble tracción. Los antecedentes geológicos del sector se deben a Beltramone (1978) y
Lizuain (1983).
Las rocas de caja en el sector están representadas por la facies sedimentaria de la Formación
Piltriquitrón (Liásico) intruida por los Granitoides del
Batolito Andino, que a su vez están intruidos por diques de rocas básicas, lamprófiros o basandesitas
de posible edad terciaria, asignables a la Formación
Ventana. Las sedimentitas se encuentran afectadas
por metamorfismo de contacto en una ancha faja.
La alteración es propilítica, representada por clorita
Esquel
y epidoto como relleno de pequeñas fracturas y, arcillosa subordinada de tipo caolinítica.
La mineralización consiste en sulfuros diseminados en el endocontacto con el granito y en el
exocontacto con las sedimentitas; se los observó también en escaso porcentaje en los cuerpos de hábito
diqueiforme. Los trabajos realizados fueron mapeo
geológico de rocas y alteraciones y muestreo
geoquímico semidetallado de rocas y sedimentos fluviales.
Manifestación Lastra
Está situada en el cerro Gladys, al sur de la localidad de Epuyén. El acceso se logra transitando
las rutas nacionales 259 y 40, hasta Epuyén y luego
a caballo o a pie por 7 km al sur hasta el cerro Gladys,
en el cordón de Cholila.
Las rocas de caja son andesitas jurásicas correspondientes a la Formación Piltriquitrón. La mineralización es principalmente diseminada en fajas
de 4 a 7,50 m y de tipo stockwork integrado por
venillas de cuarzo con calcopirita y pirita.
Sur Cordón de Cholila - Río Blanco
La zona se ubica al suroeste del cerro Gladys, de
2082 m s.n.m., en la vertiente sur del cordón de Cholila,
a 15 km en línea recta hacia el suroeste de la localidad de Epuyén. El acceso desde Esquel se logra transitando las rutas 259 y 40 con dirección norte por 127
km, hasta el cruce con la ruta provincial 71. Se sigue
por ésta hacia el sur por 14 km hasta la estancia de
Daher; en este lugar se toma un camino vecinal mejorado hacia el ONO, que llega a las propiedades del
locutor M. Tinelli en el arroyo Pedregoso de Cholila.
Este camino termina en el curso superior medio del
río Blanco, después de recorrer 12 kilómetros. Desde
allí se sigue 3 km a pie o a caballo hacia el norte, y se
arriba al sector sur del cordón de Cholila. Se aconseja
el uso de vehículo de doble tracción y el servicio de
un buen baqueano.
Los antecedentes mineros y geológicos del sector se deben a Lizuain (1983) y SEGEMAR-JICAMMAJ-JMEC (1999, 2000, 2001).
Las rocas de caja de las mineralizaciones son
las sedimentitas marinas de transición y vulcanitas
de la Formación Piltriquitrón (Liásico), conformadas por pelitas, areniscas, calizas, microconglomerados, conglomerados, riolitas, riodacitas y andesitas. Estas rocas están intruidas por dioritas, tonalitas, granodioritas y granitos del Batolito Andino.
61
Las mineralizaciones son de dos tipos, vetiforme
y diseminada, asociadas a zonas de alteración. En
un afluente de la margen derecha del río Blanco se
ha localizado mineralización vetiforme, que consiste
en vetas de cuarzo de rumbo N70ºE con inclinación
45º al SE de un metro de potencia, con la corrida
muy cubierta, donde se observaron pirita, calcopirita
y malaquita. Las vetas se emplazan en el
endocontacto de pórfiros cuarcíferos con granitoides.
Entre el río Blanco y el faldeo sur del cerro
Gladys, en el sur del cordón de Cholila, se han comprobado tres zonas de alteración surgidas de la
fotolectura de áreas con alteración hidrotermal, en
la Fase I de la interpretación de las imágenes
LANDSAT TM, y denominadas por la Misión Japonesa como SB081, SB082 y SB083 a los fines de su
localización.
Las zonas de alteración están alineadas y asociadas a la traza de una falla regional de rumbo N
45º E, que limitaría estructuralmente el sur del cordón de Cholila.
Las alteraciones observadas en el campo en diferentes tipos de rocas son las siguientes: andesitas
con propilitización, argilización y silicificación con
venillas de cuarzo, calcita y pirita diseminada; areniscas silicificadas con venillas de cuarzo y pirita diseminada; ignimbritas riolíticas con silicificación,
venas de cuarzo, pirita diseminada y oro (Muestra
Nº A00MZ 140). Los granitoides están silicificados
e inyectados por venillas de cuarzo con pirita, presentando también pirita diseminada; en algunos sectores se vieron vetillas de calcita y siderita.
DISTRITO NAHUEL PAN
Se ubica a aproximadamente 10 km hacia el sureste de la ciudad de Esquel, en el departamento
Futaleufú, provincia del Chubut. El acceso se puede
realizar desde Esquel por una huella minera ejecutada por Cerro Castillo SA (CCSA), que pasando por
la estancia Evans asciende por el faldeo noroeste
del cerro Nahuel Pan hasta la cota de 1397 m s.n.m.;
es imprescindible el uso de vehículos de doble tracción. Para llegar a la zona en exploración se debe
continuar a pie o a caballo hasta las cumbres de los
cerros Nahuel Pan de 1929 m s.n.m. y Roberts de
2178 m sobre el nivel del mar.
El distrito Nahuel Pan está integrado por las siguientes manifestaciones de descubrimiento:
Curacahuin, Gonzalo, Nahuel Pan-Cerro Roberts,
Laura, Nahuel y Bruno, en la Hoja Esquel, y Diego
62
y Guillermo más al sur en la Hoja Trevelin. El Proyecto Nahuel Pan fue trabajado por Cerro Castillo
SA entre los años 1984 y 1991, reiniciándose la actividad en 1997-1998.
Los antecedentes sobre el conocimiento geológico y minero del sector se deben a Feruglio(1949),
Aspilcueta (1962), Cazau (1972 y 1980), Toubes y
Spikerman (1973), Spikermann (1978), Haller (1976,
1979, 1981, 1984, 1999 y 2001), Sepúlveda y Cucchi
(1978), Cucchi (1980), Haller y Lapido (1980), López
Gamundi (1980), Herrero y Pezzuchi (1980), Viera
(1981a y c, 1985, 1986), UNRF-PNUD (1982), Bassi
(1990), Viera y Butrón (1996), Cerro Castillo S.A
(1997, 1998) y Viera y Haller (2001).
Las rocas de caja de las mineralizaciones son
metasedimentitas de la Formación Esquel, producto
de metamorfismo de bajo grado de vaques feldespáticas, con bancos de areniscas y lutitas alternantes en disposición rítmica, con conglomerados intraformacionales; el rumbo de las metasedimentitas
varía entre N 25º O y N 30º O, con una inclinación
también variable entre 55º y 80º al SO, conformando
el flanco occidental de una estructura anticlinal
asimétrica, con su eje de rumbo N30ºO. Están cubiertas en discordancia angular por facies lávicas de
vulcanitas pérmico-triásicas de la Formación Nahuel
Pan (Haller, 1976, 1979, 2001) e intruidas por rocas
hipabisales de composición andesítica y riolítica.
Estas últimas se hallan intruidas a su vez por granitoides triásico-jurásicos datados por Toubes y
Spikermann (1973) en 174 Ma, correspondientes a
la Formación Leleque. Los granitoides y las demás
rocas más antiguas están cubiertas en disconformidad y en discordancia erosiva por vulcanitas andesíticas y riolíticas e ignimbritas asignables a las formaciones Piltriquitrón (Liásico) y Lago La Plata (Jurásico). Siguen en la secuencia vulcanitas andesíticas lavas y brechas andesíticas de la Formación
Divisadero, y pórfiros andesíticos asignables a la
Formación Ventana que intruyen a todas las formaciones más antiguas.
Las mineralizaciones son de tres tipos. El primero es vetiforme, consiste en vetas y vetillas con
galena, calcopirita y pirita, con malaquita: se aloja en
fracturas traccionales perpendiculares y a veces
diagonales a los ejes principales del plegamiento de
las metasedimentitas. Su potencia es de 0,02 a 0,50
m y tienen corridas reducidas. También se observan
vetas de cuarzo subparalelas a las estructuras mineralizadas. La ganga es principalmente cuarzo y calcita muy subordinada. El segundo tipo corresponde
a pirita diseminada y stockworks de cuarzo y pirita,
Hoja Geológica 4372-I y II
en áreas de fuerte silicificación. El tercer tipo se
relaciona con los sectores de alteración argílicalimonítica con mineralización de pirita diseminada y
calcopirita muy subordinada.
Las primeras investigaciones ejecutadas en el
sector fueron realizadas por el UNRF-PNUD (1982)
y consistieron en el mapeo regional y la geología de
detalle de rocas y mineralizaciones del flanco noroeste del cerro Nahuel Pan, desarrollándose en el
sector tareas de geoquímica táctica a malla cerrada
y el muestreo de suelos, rocas y mineralizaciones.
También se llevó a cabo un relevamiento de datos
geofísicos, empleando los métodos de polarización
inducida, electromagnetismo, resistividad y
magnetometría.
La empresa Cerro Castillo SA (1997-98),
Garavaglio y Zorraquin y Lonrho PLC de UK realizaron fotolectura, digitalización e interpretación de
imágenes Landsat TM y mapeo geológico de detalle
en el área Nahuel Pan-Cerro Roberts; ejecutó además tareas de geoquímica de suelos, rocas, taludes
y de concentrados de minerales pesados, estudios
de alteraciones con espectrometría de reflectancia
SWIR (equipo PIMA) y de geofísica por polarización inducida, resistividad y magnetometría. La
geoquímica arrojó los siguientes resultados. Una
muestra de control, analizada en Geolab (Chile), dio
1,9 ppm Au (Bassi, 1990). El cerro Roberts presenta anomalías de oro en suelos de 730 a 1000 ppb,
365 ppb Ag y 179 ppm Cu. En el cerro Nahuel Pan
los valores geoquímicos son los siguientes: 112 ppb
Au, 135 ppb Ag y 14,7 ppm Cu. En síntesis, hay
muestras anómalas en Au alrededor del cerro Roberts
en una zona de argilización avanzada con sílice y
pirita, en cuarcitas, areniscas, conglomerados y dacitas, mientras que los resultados en el cerro Nahuel
Pan son generalmente de 10 ppb de Au en suelos
Cerro Castillo SA (1997, 1998).
7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO
La Hoja Geológica Esquel presenta diferentes
sectores o áreas que se destacan por características geológicas distintivas, que tienen interés turístico, científico y didáctico. Los sitios seleccionados
son los siguientes.
Cerro Plataforma
Este lugar está ubicado a 16 km al sur-suroeste
del lago Puelo, entre los cerros Pico Solo y Ocaso.
Esquel
Está constituido por una secuencia sedimentaria integrada por facies fluviales y marinas litorales. Se
encontraron siete niveles con fósiles del Terciario
inferior, producto de una ingresión proveniente del
océano Pacífico.
El tipo de interés es estratigráfico y paleontológico con influencia provincial y nacional.
Río Chubut en el extremo sur de la sierra
de El Maitén
El sitio está situado a 16 km al sur de la localidad
de El Maitén, al borde de la ruta nacional 40. Hay
allí un afloramiento de sedimentitas fluviales de edad
oligocena que corresponderían a facies de desbordamiento. Estas rocas son portadora de una abundante y muy bien conservada flora fósil de
Nothofagus. También se puede apreciar en el cauce
del río Chubut el desarrollo de meandros, junto con
meandros abandonados, y buenos ejemplos de terrazas fluviales actuales.
Arroyo de Las Minas
Al arroyo de Las Minas se accede por camino
de tierra desde la localidad de Epuyén, saliendo del
cruce con la ruta nacional 40. La localidad presenta
sedimentitas oligocenas desarrolladas en ambientes
fluviales, marinos y palustres. Contiene depósitos de
carbón y abundante presencia de fósiles marinos. El
sitio está rodeado de sedimentos de origen
glacilacustre (varves), glacifluviales y morenas. Su
interés es paleontológico y geomorfológico.
AGRADECIMIENTOS
Se agradece a Carlos Dal Molin, Diego Silva
Nieto, Daniel Ragona y Andrés Folguera por la colaboración prestada en las tareas de campo.
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Entregado, octubre de 2007.
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