RESUMEN - REPOSITORIO SEGEMAR

Camarones 1

RESUMEN

La Hoja Geológica 4566-II/IV, CAMARONES,está situada en la región costera de la provincia delChubut, al norte del golfo San Jorge. Al pueblo deCamarones, ubicado sobre la costa, se accede des-de la ruta nacional 3 por la ruta provincial 30, recien-temente pavimentada. Esto ha favorecido un mode-rado incremento de la actividad turística vinculada alas reservas faunísticas costaneras. La principal ac-tividad económica en la comarca es la cría de ovinos.Asimismo, en la zona de puerto Melo se ha instaladouna factoría de algas marinas.

La unidad geológica más antigua es el ComplejoMarifil, de naturaleza volcánica ácida y edad jurásica.Sobre este sustrato se apoya en discordancia la se-cuencia sedimentaria cenozoica.

La estratigrafía del Terciario se inicia en elPaleoceno con las sedimentitas marinas y litora-les de la Formación Salamanca y los depósitos con-tinentales de la Formación Río Chico. La Forma-ción Sarmiento de edad eocena-oligocena y cons-tituida por rocas epiclásticas y piroclásticas, seasienta en discordancia erosiva sobre las unida-des anteriores. Una discordancia erosiva separala Formación Sarmiento de las sedimentitas mari-nas de la Formación Patagonia de edad oligocena-miocena. La secuencia terciaria continúa con losdepósitos continentales mio-pliocenos de la For-mación Isla Escondida, y finaliza con los mantos

conglomerádicos pliocenos que cubren a la mese-ta de Montemayor.

Los depósitos cuaternarios constituyen cordo-nes y terrazas marinas ubicados hasta una altitudmáxima de 150-155 m sobre el nivel del mar. Tam-bién cubren planicies de pedimentación ubicadas adistintas alturas debido a los sucesivos cambios delnivel de base ocurridos en la región.

Al Holoceno más reciente corresponden las acu-mulaciones coluviales, las vinculadas a la red de dre-naje actual y los depósitos asociados al cordón lito-ral más moderno.

El basamento jurásico se caracteriza por una es-tructura regional de bloques fallados, deformaciónvinculada a la ruptura del continente de Gondwana.La sucesión cenozoica tiene una disposiciónsubhorizontal, con pendientes hacia el este-nordestey este-sureste inferiores a los 5º.

Los procesos de erosión fluvial y marina fueronlos principales modeladores del paisaje, en el que lageoforma más destacada es la planicie estructuralde la meseta de Montemayor.

La actividad minera de la región se restringió ala explotación de rocas de aplicación en la canteraCeferino Namuncurá, actualmente abandonada. Lostrabajos de prospección realizados en los afloramien-tos de alunita indican que su explotación no está eco-nómicamente justificada.

2 Hoja Geológica 4566 II y IV

ABSTRACT

Geological Sheet 4566-II/IV, CAMARONES,is located in the littoral region of Chubut Province,to the north of San Jorge gulf. The provincial route30 connected to national route 3 provides accessto the town of Camarones placed on the coast. Therecent pavement of the provincial route has pro-moted the tourist industry related to wild life reser-ves. The main economic activity consists of sheepbreeding. In addition, Puerto Melo area has a marinealga factory.

The oldest geological unit in the mapped area isthe Marifil Complex, composed of acid volcanicrocks of Jurassic age. A Cenozoic sedimentary se-quence rests unconformable upon the basement.

The Tertiary stratigraphy comprises Paleocenemarine and littoral sedimentary rocks of theSalamanca Formation and continental deposits of theRío Chico Formation. Erosive unconformitiesseparate Eocene and Oligocene epiclastic and pyro-clastic rocks of the Sarmiento Formation from olderunits, and Oligocene and Miocene marine depositsof Patagonia Formation from the underlying Sar-miento Formation. Stratigraphically above it, thereare Miocene-Pliocene continental deposits of the Isla

Escondida Formation. The youngest PlioceneMontemayor Formation is composed of conglo-merates that overlie the homonymous Montemayorplateau.

Quaternary rocks comprise marine terraces,offshore bars reaching a maximum altitude of 150-155 meters above sea level, and clastic deposits co-vering pediment surfaces placed at different altitudesdue to regional changes of sea level. The youngestquaternary deposits comprise colluvial, alluvial andlittoral ridge accumulations.

The Jurassic basement displays a faulted blockstyle of deformation mainly inherited from the break-up of the Gondwana super continent. The Cenozoicsequence lies nearly horizontal with dips less than 5ºto the east-northeast and east-southeast.

Fluvial and marine erosion prevails as geomorphicprocesses; the Montemayor structural plane is themost distinctive geomorphic feature.

Mining activity in the region has been restrictedto the exploitation of building and dimensional stonesin the “Ceferino Namuncurá” quarry, presentlyclosed. Prospection activities in alunite-bearingoutcrops indicate that mining is not profitable.

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1. INTRODUCCIÓN

UBICACIÓN DE LA HOJA Y ÁREA QUE ABARCA

La Hoja 4566-II y IV, Camarones, está situadaen la región costera de la provincia del Chubut (de-partamento Florentino Ameghino), inmediatamenteal norte del golfo San Jorge (figura 1). Comprendelas Hojas 46g, Bahía Vera y 47h-48g, Bahía Cama-rones de la anterior subdivisión del Mapa Geológi-co-Económico de la República Argentina en escala1:200.000.

El área mapeada está limitada por el paralelo44° de latitud sur, el meridiano 66° de longitud oestede Greenwich y el Mar Argentino. Algo más de lamitad de esta superficie está ocupada por la Mesetade Montemayor, cuyo borde oriental se encuentra aunos 300 m de altura.

Camarones, con su puerto ubicado en la penín-sula Albatros, es la única población de la zona, ya

que la otrora importante localidad de Cabo Raso estávirtualmente abandonada. En Punta Tombo y Cale-ta Sara existen sendas pingüineras controladas porguardaparques.

NATURALEZA DEL TRABAJO E INVESTIGACIONES

ANTERIORES

La presente Hoja ha sido confeccionada segúnnormas del Instituto de Geología y Recursos Mineros,para la realización y presentación de hojas geológicasdel Mapa Geológico Nacional de la Argentina.

Como base topográfica se contó con el mapa aescala 1:250.000 del Instituto Geográfico Militar,posteriormente corregido por la Dirección Nacionaldel Servicio Geológico (actual IGRM).

Para la ejecución del mapa e informe geológi-cos se realizaron trabajos preliminares de recopi-lación bibliográfica y de relevamiento aerofotogra-métrico (con fotografías aéreas a escala aproxi-

Figura 1. Mapa de ubicación.


mada 1:60.000 e imagen satelital). La informa-ción obtenida fue posteriormente controlada contrabajo de campo realizado en el transcurso delaño 1995.

De los antecedentes bibliográficos utilizados,tienen carácter regional el «Reconocimientogeológico entre Malaspina y Camarones» (Flores,1956), el «Levantamiento geológico de la zonacomprendida entre sierra y meseta Cuadrada,Garayalde y curso inferior del río Chubut» (Chebliy Sciutto, 1977) y la «Descripción Geológica de laHoja 47h-48g, Bahía Camarones» (Camacho,1979). También los informes inéditos de las hojasa escala 1:200.000 46g, Bahía Vera y 47g, Garayal-de, realizados respectivamente por Franchi (1976)y Ardolino (1980).

Se agradece a la Lic. Mara Janitens de Sabellila colaboración prestada en las tareas de recopila-ción bibliográfica.

2. ESTRATIGRAFÍA

Relaciones generales

La región estudiada está localizada en el sectorsudoriental del Macizo Nordpatagónico, inmediata-mente al norte de la cuenca pericratónica del golfoSan Jorge. La geología es relativamente sencilla ycon escaso número de formaciones.

La secuencia estratigráfica comienza en elMesozoico con las vulcanitas ácidas del ComplejoMarifil. Sobre las mismas se apoyan sucesivamentelas Formaciones Salamanca, Río Chico y Sarmien-to, todas del Paleógeno.

La primera está representada en el sectorsudoccidental de la Hoja. Los afloramientos son es-casos y reducidos, pero portadores de interesantecontenido fosilífero.

Los depósitos del Grupo Río Chico están distri-buidos en todo el sector oriental de la Hoja, mientrasque las tobas de la Formación Sarmiento asomansaltuariamente entre las estribaciones occidentalesde la Meseta de Montemayor y la costa.

La secuencia continúa con los depósitos de laingresión marina del Oligoceno-Mioceno (areniscas,areniscas calcáreas, tobas cineríticas y coquinas) dela Formación Patagonia.

En el borde occidental de la Hoja y en un áreamuy restringida, sobre la Formación Patagonia seapoyan los depósitos continentales de la FormaciónIsla Escondida.

La secuencia terciaria culmina con la Forma-ción Montemayor, que cubre la alta meseta occi-dental del mismo nombre.

El Cuaternario está representado por el mismomaterial de la Formación Montemayor, redepositadoen las lomadas y niveles de piedemonte, por sedi-mentos de terrazas marinas y cordones litorales, ypor material aluvial y coluvial.

2.1. MESOZOICO

2.1.1. JURÁSICO

COMPLEJO MARIFIL (1)Riolitas, leucoriolitas, ignimbritas y pórfirosriolíticos, tobas, brechas

Antecedentes bibliográficos

En la comarca, las rocas más antiguas que aso-man en superficie pertenecen al Complejo Marifil.

Con tal nombre se denomina al conjunto de ro-cas predominantemente ácidas de origen volcánicoy edad mesozoica, que afloran en el sector orientaldel Macizo Nordpatagónico, y que anteriormentefueron conocidas como Serie Porfírica.

Fueron reconocidas por vez primera por Darwin(1839), quien las observó inicialmente en PuertoDeseado y luego más al norte, en Punta Tombo yCamarones. También se hallan referencias en tra-bajos de Ameghino (1906), Wichmann (1922) yWindhausen (1924). En épocas más recientes sonnumerosos los autores que se han ocupado del estu-dio de estas rocas.

El nombre de la unidad proviene de la estanciahomónima, ubicada en la margen derecha del arro-yo Verde, en el límite de las provincias de Río Negroy del Chubut. Allí afloran rocas riolíticas yleucoriolíticas, dominantemente ignimbríticas, a lasque Malvicini y Llambías (1974) denominaron For-mación Marifil. Los mantos ignimbríticos se apoyansobre andesitas con alteración hidrotermal.

Cortés (1981b) elevó la categoría formal de launidad al rango de complejo, incluyendo en el mismoa las rocas andesíticas subyacentes, además de losdepósitos de pequeñas cuencas sedimentarias aso-ciadas.

Distribución areal

En la Hoja Camarones, el Complejo Marifil afloraprincipalmente en los sectores cercanos a la costa.

Camarones 5

Los asomos más extendidos se encuentran en elárea comprendida entre punta Fabián, cerro SantaElena y punta Lobería, y en la zona austral entreestancia La Península y las islas Tova y Leones. Elmás septentrional es el que configura la punta Tapera,y en la meseta de Montamayor sobresalen los delcerro Salpú.

Litología

En la región aquí estudiada no hay términosmesosilícicos ni intercalaciones sedimentarias, e in-cluso son excepcionales los depósitos piroclásticosde caída tan comunes en otras áreas. La heteroge-neidad litológica se restringe a las distintas varieda-des de rocas ácidas eruptivas y depósitos de flujopiroclástico.

Los afloramientos son de colores rojizos, grisrojizo a morado, y constituyen en general lomadasde formas romas, aunque en algunos casos formanimportantes paredones. Están circunscriptos aproxi-madamente al sector comprendido entre el mar y elborde de la meseta de Montemayor al norte, y suprolongación imaginaria por Paso Piedra hacia el sur.También forma en la costa los extremos de cabos,pequeños islotes e islas cercanas a tierra.

Aceptando para este magmatismo la hipótesisde la existencia de centros o aparatos volcánicos,puede conjeturarse que la zona al naciente y sur dela estancia La Península fue uno de ellos. Así lo ates-tiguarían el gran volumen de vulcanitas que allíafloran, la mayor abundancia relativa de riolitas comoasí también la presencia de diques, brechas volcáni-cas, diferenciados de grano grueso y piropsefitas.

En los alrededores de la estancia y en caletaSara afloran leucoriolitas desvitrificadas y transfor-madas en un agregado granofírico maculoso, en elque persisten algunos relictos de fenocristales. Igualque la mayoría de las rocas de esta zona, han sidoafectadas por masivos procesos de silicificación quehan obliterado sus rasgos texturales.

Sobre la costa, entre la entrada a la estancia ycaleta Carolina, hay un ambiente de riolitassubvolcánicas. Las rocas tienen color rosado y tex-tura porfírica seriada. Los fenocristales son defeldespato y cuarzo, predominando los de plagioclasa.La pasta tiene una textura de intercrecimiento grue-so, en la que el feldespato -preponderantementepotásico- está generalmente en cristales tabularesdiscretos alojados en una base continua de cuarzo.Hay escasa biotita deutérica. También se observanminerales opacos, titanita, apatita y circón.

En algunos sectores pasan transicionalmente afacies de grano mediano a grueso, que parecen co-rresponder a diferenciados póstumos enriquecidosen volátiles. La mineralogía es idéntica, salvo por laausencia de plagioclasa. Los cristales de feldespatoalcalino tienen diámetros que superan el medio cen-tímetro, y el cuarzo se dispone en pavimentos degrano mediano; en el contacto entre ambos minera-les se desarrollan anchas fajas de intercrecimiento.

Los afloramientos leucoriolíticos continúan porla zona de Caleta Sara hasta el extremo del caboDos Bahías, donde también hay pequeños asomosde aspecto brechoso, alterados y de filiación du-dosa.

Facies filonianas fueron observadas en el cami-no que une la estancia La Península con el faro ubi-cado frente a la isla Leones.

En las márgenes del tajamar al que se llega porel camino que sale desde la estancia Larralde haciael sur, los derrames riolíticos están fuertemente re-plegados y autobrechados.

Ya en el extremo suroccidental de la Hoja, fren-te a la isla Larga, un manto de riolitas que se apoyasobre ignimbritas forma un crestón que se destacaen el llano paisaje circundante.

Más al norte, sobre la ruta provincial 30 y aproxi-madamente unos 4,5 km al este de Paso Piedra, lasleucoriolitas tienen bandeamiento por flujo, que porreplegamiento alcanza disposición subvertical. Al-ternan láminas de pocos milímetros de espesor, ro-sadas y grises, que se diferencian por el tamaño degrano de la textura granofírica (atribuible quizá a unaconcentración diferencial de volátiles). Tienen len-tes de sílice microcristalina rosada que acompañanal flujo, además de estar atravesadas por algunasvenas discordantes de 3 a 4 centímetros de espesory otras guías menores del mismo mineral.

Rocas muy similares afloran sobre la ruta pro-vincial 1, entre sendas entradas a la estancia El Por-venir, aunque ya en la estancia reaparecen riolitasporfíricas sin laminación y muy alteradas. SegúnFranchi (1976), el cerro Santa Elena y el situado aunos 2 km al este de la estancia La Margarita estánconstituidos por riolitas de color morado oscuro. Tam-bién citó riolitas en la zona de las estancias LaTeutonia y Los Cipreses, en ambas márgenes delcañadón Zanjón de Castro a la altura de la estanciaLa Berna y unos 3 km al sur de la estancia CaboRaso, donde estimó un espesor de 30 m para el aflo-ramiento. Más al norte vuelven a aparecer, con in-tenso diaclasamiento, a unos 4 km de la desemboca-dura del cañadón del Andaluz.


El afloramiento más cercano a la ruta nacional3, ya en el ámbito de la Meseta de Montemayor, esel pórfiro riolítico del cerro Salpi o Salpú. La rocatiene fenocristales de feldespato alcalino y otros máspequeños de cuarzo corroído por la pasta y de biotitametaestable; la pasta es microgranosa.

De mayor dispersión areal que las riolitas, la fa-cies piroclástica de este vulcanismo está represen-tada en la Hoja Camarones casi exclusivamente pordepósitos de coladas piroclásticas.

El perfil descripto por Franchi (1976) en elcañadón El Pañuelo, 4,5 km al nordeste de la estan-cia La Maciega, sirve para caracterizarlas. En laparte basal, con una potencia de 10 metros, las ro-cas tienen color gris violáceo que vira a blanquecinopor alteración. Están constituidas por litoclastosangulosos que alcanzan el tamaño lapilli,cristaloclastos y matriz vítrea desnaturalizada. To-dos los fragmentos están moderadamenteisorientados. Los litoclastos corresponden a rocasvolcánicas ácidas, principalmente de tipo ignimbrítico,que por desvitrificación han sido ampliamente reem-plazadas por un agregado fino de cuarzo y feldespatocomúnmente asociado a caolinita. Son comunes tam-bién los piroclastos pumíceos y los esferulíticos. Loscristaloclastos son en su mayoría de cuarzo y sanidinacorroída por la matriz; unos pocos más pequeños sonde biotita y minerales opacos.

Cubre el relieve anterior un potente manto conespesor variable entre 2 y 15 m y de color violáceooscuro a pardo oscuro. Las rocas, en contraste conlas subyacentes, están frescas y tienen estructuraeutaxítica mesoscópicamente visible. La mineralogíade los cristaloclastos es la misma, y aunque el tama-ño es algo mayor, son mucho menos abundantes.Como asimismo carece de litoclastos, la matriz re-presenta el 70% de la roca. Está integrada por trizasvítreas deformadas, aplanadas y muy soldadas, quepor desvitrificación han sido reemplazadas por unagregado felsítico.

Franchi (1976), señaló que rocas similares for-man la mayor parte de los afloramientos del Com-plejo Marifil situados en el sector suroriental de laHoja Cabo Raso. En Bahía Vera constituyen el ex-tremo de la punta Lobería, extendiéndose a escasadistancia tierra adentro, donde desaparecen bajo losdepósitos de costa cuaternarios, que forman cordo-nes litorales.

También en la cantera Ceferino Namuncurá haybuenas exposiciones de ignimbritas vitrocristalinassemejantes a las descriptas, con su matriz reempla-zada por un agregado cuarzofeldespático esferulítico

o microgranoso. Las únicas ignimbritas en que elvidrio se ha preservado inalterado fueron localiza-das unos 4 km al nornoroeste de la estancia LosCipreses (Franchi, 1976). Son flujos vitrocristalinosde color negro y brillo vítreo con textura eutaxíticamuy bien desarrollada, y con algunos fragmentosvítreos mayores con textura perlítica.

Asimismo, son excepcionales los depósitospiroclásticos sin evidencias de flujo. Uno de los ra-ros ejemplos encontrados está ubicado unos 5 km alnaciente de Paso Piedra, cruzando el arroyo que correparalelo a la ruta 30, al norte de la misma.

Es una toba fina vítrea silicificada con 4-5% defragmentos de cuarzo y feldespato de diámetro ge-neralmente inferior a 0,5 milímetros. El resto estáintegrado por trizas desnaturalizadas en un agrega-do arcilloso-silíceo, con diminutos minerales opacosy óxidos de hierro en los intersticios.

Características químicas

Para el sector de Patagonia extraandina Halleret al. (1990) hallaron un rango de variación en sílicede 52,3 a 82,7%. En sus diagramas se observa quela mayor densidad de muestras se ubica por arribadel 70%, indicando la abundancia de diferenciadosleucocráticos de alta sílice.

Es una asociación hidromagmática (Llambías etal., 1984) con alto contenido en potasio y bajos por-centajes de calcio y magnesio.

Haller et al. (1990) también señalaron el tren decorrelación bien marcado entre sílice y alúmina, queforma una curva de pendiente negativa, cuyos valo-res van desde 60/17% hasta 83/8%.

Pankhurst y Rapela (1995) encontraron que aun-que la serie tiene continuidad composicional entre lostérminos intermedios y las riolitas dominantes, en cadalocalidad hay siempre un intervalo variable no repre-sentado entre las rocas mesosilícicas y las ácidas.

En los diagramas de Índices de Shand publica-dos por distintos autores, los ploteos muestran engeneral una transición entre los campos peraluminosoy metaluminoso. Pankhurst y Rapela (1995) ubica-ron a las rocas del Complejo Marifil dentro de lasseries transalcalinas y en particular a las provenien-tes de la península Camarones en un subtipoperalcalino de alto contenido en Zr y TiO

2.

Las características químicas y los grandes volú-menes del vulcanismo jurásico de la Patagoniaextraandina fueron explicados por distintos autores(Bruhn et al., 1978; Uliana et al., 1985; Gust et al.,1985; de Barrio, 1993) como resultado de anatexis

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cortical en un ambiente extensional. Page y Page(1993) advirtieron que, en un contexto dominan-temente anatéctico, existen rasgos de filiacióncalcoalcalina y orogénica.

Pankhurst y Rapela (1995) consideraron que lafuente más probable es una corteza inferior básicade edad proterozoica superior. Postularon asimismoque el fraccionamiento cristal-líquido es el principalmecanismo responsable de la diversidad litológicade la serie.

Esta asociación representa la mínima tempera-tura del sistema granítico (Llambías y Leveratto,1975), en algunos casos con temperaturas deextrusión no muy inferiores a los 650º según Busteroset al. (1998).

Relaciones estratigráficas

Aunque en el área de la Hoja Camarones la basedel Complejo Marifil no está expuesta, en otras re-giones estas vulcanitas cubren a rocas graníticasconsideradas permotriásicas.

En el tramo medio del río Chubut (Chebli, 1973,en Lesta et al., 1980; Page y Page, 1993) seinterdigita con el vulcanismo mesosilícico-básico re-presentado por el Grupo Lonco Trapial y las Forma-ciones Taquetrén y Cañadón Asfalto, cuya activi-dad habría comenzado en el Toarciano y finalizadoen el límite jurásico-cretácico.

En el Zanjón de Lema (Mastandrea et al., 1983)las vulcanitas están cubiertas por el miembro supe-rior de la Formación Salamanca (Daniano), y envarios sectores de la Patagonia extraandina por ca-lizas de probable edad maastrichtiana.

En el área de la Hoja generalmente subyacenmediante discordancia a la Formación Río Chico.

Los procesos sin y postdiagenéticos que duran-te el Paleógeno actuaron sobre los depósitos de estaúltima, también afectaron al techo del ComplejoMarifil, modificando profundamente su estructura ymineralogía originales (foto 1, foto 2 a y b).

La alteración ha desdibujado la superficie decontacto entre ambas unidades, imprimiéndole enmuchos lugares un engañoso carácter transicional.

Correlaciones y edad

Las vulcanitas jurásicas de la Patagoniaextraandina han recibido distintas denominaciones alo largo del tiempo: Serie de las Rocas Porfíricas,Pórfiros cuarcíferos y sus Tobas, Complejo Porfíricode la Patagonia Extrandina, Serie Efusiva.

En los Andes Fueguinos, Tierra del Fuego yCuenca Austral se las conoce como Serie Tobífera,y como Grupo Bahía Laura o Complejo Chon Aikeen la parte oriental del Macizo del Deseado.

Sus relaciones estratigráficas indican una edadpostpaleozoica y precretácica.

Las numerosas dataciones radimétricas realiza-das hasta el presente mayoritariamente por el méto-do K/Ar oscilan entre los 211 y 153 Ma (Cortés,1981b; Busteros et al., 1998), ubicando el inicio delvulcanismo en el Triásico superior y su finalizaciónen el límite Jurásico medio-superior según la escalaIUGS (1989).

Rapela y Pankhurst (1993) por cálculo deisocronas Rb/Sr en muestras de varias localidades,postularon un intervalo de aproximadamente 20 Maen el Jurásico medio, dentro del cual la actividad decada centro eruptivo habría estado restringida a cor-tos períodos de 1-2 Ma.

Un estudio cronológico 40Ar/39Ar realizado porAlric et al. (1996) arrojó resultados coincidentes perocon un intervalo algo más extendido, puesto que enignimbritas de la provincia de Santa Cruz registra-ron una edad de 151,5 ± 0,5 Ma.

En el sector septentrional de la Hoja Camaro-nes, el pórfiro del cerro Salpi o Salpú dio un valor de168 ± 10 Ma, mientras que sendas muestras de loscañadones El Pañuelo y del Andaluz arrojaron ci-fras de 157 y 162 ± 10 Ma respectivamente, todasellas analizadas por K/Ar (Franchi, 1976).

En la isocrona Rb/Sr realizada con muestras dela zona de Puerto Melo, Rapela y Pankhurst (1993)obtuvieron una edad de 178 ± 1 Ma.

2.2. CENOZOICO

2.2.1. PALEÓGENO

2.2.1.1. Paleoceno (Daniano)

Formación Salamanca (2)Arcilitas y areniscas. Arcilitas y limolitas ferruginosas;areniscas glauconíticas y calcáreas


La Formación Salamanca (nom. subst. Lesta yFerello, 1972) fue conocida inicialmente por los tra-bajos de Ameghino (1906). Numerosos fueron losestudios posteriores, entre los que se pueden citarlos realizados por Russo (1953), Simpson, 1935 (enArdolino, 1980), Celeste (1940), Feruglio (1949a),


Méndez (1966), Andreis et al. (1975), Archangels-ky (1976) y Legarreta y Uliana (1994).

En el área de la Hoja Camarones, estos depósi-tos fueron investigados por Flores (1956), Camacho(1979) y Mastandrea et al. (1983). Camacho (1979)los describió bajo el nombre de Estratos del Zanjón,denominación que Mastandrea et al. (1983) juzga-ron impropia, criterio compartido por los autores delpresente trabajo.

Asimismo, Bond et al. (1995) consideraron aesta unidad como Grupo Salamanca, por la existen-cia de discontinuidades de persistencia regional enel registro sedimentológico. Aquí se prefiere mante-ner la denominación tradicional dado que la poca en-vergadura de los afloramientos no permite extraerconclusiones al respecto.

Distribución areal

Aflora únicamente en el sector sudoccidental dela Hoja, en el área del Zanjón de Lema. Sobre lasvulcanitas jurásicas se apoyan 23,4 m de areniscasy limolitas que configuran un afloramiento de redu-cida extensión cubierto por 0,8 m de areniscastobáceas de la Formación Río Chico (Flores, 1956;Camacho, 1979).

Un nuevo asomo de esta unidad ha sido locali-zado unos 6-7 km al este del anterior, sobre la ruta 1.

Litología

Andreis et al. (1975) en su análisis estratigráficoy paleoambiental de las sedimentitas terciarias entrePico Salamanca y Bahía Bustamante dividieron aesta unidad en un miembro superior y uno inferior alos que respectivamente denominaron MiembroHansen y Miembro Bustamante. Este último estáconstituido por coquinas, mientras que el MiembroHansen es predominantemente epiclástico y tienehorizontes oscuros ricos en materia orgánica, cono-cidos como «bancos negros».

En su investigación de fosfatos marinos radio-activos, Mastandrea et al. (1983) describieron deta-lladamente las características de la secciónestratigráfica del Zanjón de Lema. Allí encontraron,subyaciendo en forma concordante a la FormaciónRío Chico, la siguiente sucesión (de techo a base):

4,00 m arcilitas muy diagenizadas con venillas y

rosetas de yeso.

6,20 m arcilitas oscuras en parte carbonosas

(banco negro).

4,00 m arcilitas grises claras a oscuras (banco

negro).

0,85 m areniscas glauconíticas con espículas de

esponjas e intercalaciones arcillo-

ferruginosas.

0,15 m arcilitas ferruginosas con concreciones

fosfáticas ferruginosas; espículas,

diatomeas y trizas aglutinadas por

collofano.

0,30 m areniscas y arcilitas gris verdosas

intercalares.

0,50 m limolitas y arcilitas ferruginosas, finamen-

te laminadas.

0,20 m areniscas finas grises verdosas, muy

laminadas.

0,70 m areniscas y arcilitas intercaladas; restos

de Eocaiman sp., vértebras de peces y

placas de quelonios.

0,25 m arcilitas con nódulos fosfáticos.

0,80 m limolitas con lentes arcillosos muy

ferruginosos.

1,45 m arcilitas intercaladas con limolitas y are-

niscas con estratificación entrecruzada,

muy ferruginosas y con restos de troncos

fósiles.

2,30 m areniscas medianas a gruesas con tubos

de vermes.

0,10 m areniscas glauconíticas con cuerpos

concrecionales altamente radioactivos; se

determinó collofano y soddyta.

1,00 m areniscas en partes muy glauconíticas,

con algunas concreciones fosfáticas es-

parcidas.

0,60 m arenisca calcárea gruesa con clastos

provenientes del Complejo Marifil.

El asomo que se halla al este del Zanjón de Lematiene un espesor de 5 m y está integrado por arcilitasverdes masivas.

Contenido paleontológico

En las arcilitas verdes del afloramiento ubicadosobre la ruta 1, entre el Zanjón de Lema y la entradaa la estancia La Ernesta, se han identificado (Náñez,1997) bases de espinas de equinodermos y tambiénDentalina insulsa Cushman y Lenticulinaorbicularis (d’Orbigny), sensu Plummer. SegúnNáñez (1997) ambas especies son conocidas delDaniano de la perforación SC-1, provincia de SantaCruz (Malumián et al., 1971; Caramés, 1993). L.orbicularis también fue reconocida por Bertels

Camarones 9

(1975) en la Formación Salamanca, en la Bajada delCerro Hansen.

En muestras del Zanjón de Lema se han encon-trado abundantes radiolarios que se suman a losmencionados hallazgos de Eocaiman sp., vértebrasde peces, placas de quelonios, espículas de espon-jas, diatomeas, restos de troncos y de huesos no de-terminados (Mastandrea et al., 1983).

Inmediatamente al oeste, ya en el área de la vecinaHoja Garayalde y unos 1.500 m al sur del puesto de laestancia La Isabel, Flores (1956) mencionó la existenciade abundantes troncos cuyos diámetros y longitudes al-canzan a medir uno y seis metros respectivamente.

Ambiente

A continuación de la transgresión epicontinentalmaastrichtiana se inició durante el Daniano el lentoretiro del mar, que dejó sus depósitos de aguas so-meras, en parte de ambientes parálicos y semi-parálicos (Méndez, 1966; Yrigoyen, 1969).

La Formación Salamanca se depositó en unambiente marino litoral y de pantanos debido,presumiblemente a la existencia de cordones litora-les que reducían la circulación abierta (Petriella yArchangelsky, 1975; Andreis et al., 1975).

Según Legarreta y Uliana (1995), la serie pre-senta bioturbación y un hábito estuarino con estrati-ficación sigmoidal de mareas, con bancos negrosformados en zonas de marismas.

Los diversos estudios de fauna y flora (Pascual yOdreman Rivas, 1971; Volkheimer, 1971; Gasparini,1981) indican un clima tropical a subtropical muy hú-medo. Asimismo, Cione (1978) explicó que la presen-cia de Odontaspis como principal integrante de laictiofauna, indica un mar de aguas cálidas templadas acálidas. Tales condiciones concuerdan con el paleoclimadel límite cretácico-paleógeno a escala mundial.

Las evidencias paleontológicas señalan asimismo(Menéndez, 1971) que el Paleoceno-Eoceno inferior amedio fue el período de mayor expansión de la fajatropical a subtropical, la que llegó a muy altas latitudes.

Recientes paleorreconstrucciones basadas en po-los paleomagnéticos paleocenos de América del Nortesugieren, según Somoza et al. (1995), paleolatitudes de48º para la cercana región de la estancia Las Violetas.


La Formación Salamanca se apoya en discordan-cia angular sobre las vulcanitas del Complejo Marifily según Mastandrea et al. (1983), soporta en concor-

dancia a las areniscas tobáceas de la Formación RíoChico, a las que pasaría en forma transicional.


Con la Formación Salamanca han sidocorrelacionadas la Formación Cerro Bororó del cen-tro de la provincia del Chubut y las Formaciones Rocay El Fuerte de la Patagonia septentrional.

No hay todavía un acuerdo general en cuanto a laubicación precisa de la base y el techo de esta unidad.

Las calizas del Miembro Bustamante fueronconsideradas por Simpson (1941) como FormaciónBustamante, criterio que mantuvo Ardolino (1980)en la vecina Hoja Garayalde.

Asimismo, el llamado Banco Negro Inferior fueincluido por Feruglio (1949a) y Flores (1956) en laFormación Río Chico. En cambio Andreis et al.(1975), Mastandrea et al. (1983) y subsiguientesconfirmaron el criterio de Simpson (1935; en Ardolino,1980) de incorporarlo en el tramo superior de la For-mación Salamanca.

La edad de esta unidad también fue largamentedebatida. A partir de estudios detallados de su ricoregistro fosilífero (entre otros Méndez, 1966; Masiuk,1966, en Camacho, 1967; Bertels, 1975) hubo con-senso generalizado en asignarle edad daniana.

Asimismo, Somoza et al. (1995) mencionaron es-tudios paleomagnéticos realizados en afloramientos dela zona de la estancia Las Violetas, que indican su co-rrespondencia con el Chron 27r de la Escala de Tiem-po de Polaridad Geomagnética, datado en 63,3-61,9 Ma.

Sin embargo, Legarreta y Uliana (1995) en suestudio del Supracretácico-Neógeno de la Patagoniaconsignaron una edad maastrichtiana-daniana parala Formación Salamanca, sin mayores precisiones.

Los hallazgos de Dentalina insulsa Cushman yLenticulina orbicularis (d’Orbigny), sensu Plummerarriba referidos avalan la edad daniana de la Forma-ción Salamanca en el ámbito de la Hoja Camarones.

2.2.1.2. Paleoceno superior

Formación Río Chico (3)Arcilitas montmorilloníticas con niveles aluníticos.Conglomerados, areniscas y areniscas volcaniclás-ticas silicificadas y ferruginizadas


La Formación Río Chico fue definida porSimpson (1933) quien le asignó edad eoterciaria.


Previamente había recibido distintas denominacio-nes, entre las cuales la de mayor aceptación fue lade Pehuenche, propuesta por Döering (1882) y utili-zada con diferentes acepciones por Ameghino (1906)y Feruglio (1929).

El nombre de Pehuenche continuó siendo usadopor autores más modernos, algunos de los cualestrabajaron en la zona de Camarones, como Russo(1953) y Flores (1956).

Andreis et al. (1975) dividieron a esta unidad endos miembros, el Miembro Las Violetas (inferior) yel Miembro Visser (superior). El primero constituidopor sedimentitas epi-piroclásticas grisáceas y ama-rillentas con varios niveles de paleosuelos, y el se-gundo por psamitas y psefitas arcósicas rojizas, jun-to a bentonitas de color gris claro a verdoso.

En el área de la Hoja, estos depósitos fuerondenominados por Camacho (1979) como FormaciónKoluel Kaike, homologándolos a las Tobas de KoluelKaike descriptas por Feruglio (1949b).

Vilela (1971) coincide con este último autor alseñalar que, aunque existen horizonteslitológicamente muy semejantes a tales tobas tam-bién en el Grupo Chubut y la Formación Sarmiento,son más comunes y extendidos en el tope de la For-mación Río Chico.

En trabajos más recientes, como el de Legarretay Uliana (1994), esta unidad ha sido considerada comoGrupo Río Chico, por la existencia de superficies dediscontinuidad estratigráfica que sugieren la existen-cia de hiatos. Señalaron la presencia de incisionesamplias, con relieve de 2 a 3 metros, aunque haciaarriba en la serie las discontinuidades no son conspi-cuas y se expresan por un contacto arcilla-arcilla, lamayoría de las veces carente de relieve, que sólo sedestaca por cambios en la coloración.

Para estos autores el Grupo Río Chico está inte-grado por tres unidades a las que denominaron, debase a techo, como Formaciones Peñas Coloradas,Las Flores y Koluel Kaike, subrayando el caráctertentativo e informal de esta nomenclatura.

En el área de la Hoja, aflora solamente la partesuperior de la secuencia, razón por la cual no es po-sible extraer conclusiones respecto a la categoría deesta unidad.

Distribución areal

Esta unidad aflora en toda la franja paralela a lacosta, hasta una distancia máxima de 22 km de lalínea de ribera. Son asomos discontinuos, que gene-ralmente ocupan zonas deprimidas. En el cerro Me-

seta se encuentran las mejores exposiciones del tra-mo arcilítico superior.

En el sector austral de la Hoja los afloramientoscontinúan hacia el oeste del meridiano de 66º 00’oeste. En el extremo septentrional se prolongan poralgo más de 10 km en la Hoja Monte Triste -dondeFranchi (1983) los asimiló a los depósitos de la For-mación Sarmiento- formando una angosta faja ado-sada a la costa.

Litología

Según Andreis et al. (1975), esta unidad se ca-racteriza en la zona costera del golfo San Jorge poruna sedimentación clástica, epi y piroclástica, convarios niveles de paleosuelos. Destacaron sin em-bargo que, como todo depósito de origen continen-tal, muestra importantes variaciones faciales aún ensectores cercanos.

Mencionaron asimismo la presencia de capastabulares y lenticulares con base erosiva y estratifi-cación entrecruzada de escala mediana y grande.

Flores (1956) también citó afloramientos conestratificación entrecruzada en las cercanías de laestancia El Porvenir. Este autor describió los depó-sitos como integrados por conglomerados y arenis-cas gruesas, tobas y areniscas tobáceas con abun-dantes concreciones limoníticas, que culminan conarcilitas de color chocolate, portadoras de yeso ycon niveles de alunita.

Posteriores trabajos en el sector de la Hoja yáreas vecinas coinciden en líneas generales con estadescripción.

Como ya ha sido dicho, en los alrededores deCamarones aflora solamente una parte de la secuen-cia. Ello obedecería posiblemente a la mayor alturarelativa que tuvo esta región durante gran parte delPaleoceno, tal como fuera señalado por Lesta et al.(1980).

Asimismo, según Legarreta y Uliana (1995), lasfacies periféricas de la cuenca marina paleocenaestán sobrepuestas por un apilamiento de paleosuelosque ubican en el tercio superior del Grupo Río Chi-co, correspondiente al intervalo thanetiano (Forma-ción Koluel Kaike).

De tal modo, en el área de la Hoja Camarones,los depósitos tienen uniformidad litológica, aunquedifieren de los de otros sectores de la cuenca.

La parte basal tiene estratificación bien marca-da, con estratos cuya potencia varía entre 0,1 y unmetro, de granulometría generalmente grano-decreciente. Alternan estratos de colores predomi-

Camarones 11

nantemente rojizos con otros anaranjados, rosas,amarillentos y blancos. En algunos sectores, el iniciode la secuencia está señalado por un conglomeradobasal. Los mayores espesores, estimados en 12metros, se encontraron en Paso Piedra y al sur de lacantera Ceferino Namuncurá.

La parte superior tiene características muy dis-tintas. Está constituida esencialmente por arcilitasdeleznables de color pardo oscuro, con un espesormáximo de unos 22-25 metros, medido en el flancooriental del cerro Meseta (foto 3).

El conjunto tiene una inclinación regional de 4ºal sureste. El paquete inferior está integrado por ro-cas de naturaleza epi-piroclástica, psefíticas ypsamíticas, cuyas estructuras y mineralogía origina-les fueron profundamente modificadas por procesossecundarios.

Las rocas son en general matriz soportadas. Losporcentajes de fragmentos cristalinos, líticos y ma-triz son variables. Entre los primeros abundan losfragmentos subangulares de cuarzo y en cambio sonescasos los de feldespato, todos ellos con diámetrosinferiores al milímetro. Los fragmentos líticos tienentamaño grava o arena y su grado de redondeamientoes muy variable. Provienen casi exclusivamente delcomplejo volcánico subyacente, predominando los detipo felsítico. La matriz es fina, en parte arcillosa,con o sin participación de pequeños fragmentos decuarzo. Sólo en unos pocos casos se han preserva-do las trizas originales puesto que generalmente elmaterial vítreo sufrió un proceso de desvitrificaciónmuy acentuado y está reemplazado por un agregadode cuarzo y feldespato.

Los procesos secundarios, en parte pedo-genéticos, reemplazaron parcialmente la mineralogíaoriginal por calcedonia, ópalo, y minerales de hierro.Entre estos últimos predominan la magnetita y el rutilo(Segal, 1996), aunque también abundan la goethita,las pátinas de «limonitas» y chispas de pirita.

Este reemplazo adoptó distintas formas. Puedeestar como guías o lentes irregulares o ser de tipomasivo. También puede afectar principalmente a lafracción clástica o solamente a la matriz, a la que enalgunos casos sustituye por completo.

Los sectores así alterados pueden tener límitesnetos o transicionales.

En muchos lugares la calcedonia y los mineralesde hierro forman conjuntos de bandas horizontalessubparalelas de unos 3 cm de espesor y de coloresamarillentos a rojizos. Asimismo, abundan las venasmás delgadas de calcedonia que cortan y brechan atales bandas. Este material así fragmentado es fá-

cilmente erosionado e incorporado al nivel supraya-cente, a modo de clastos (foto 4).

En una secuencia tipo se tiene un nivel inferiorcon fragmentos alineados que permiten reconstruirla geometría original de las bandas. Lateralmente oinmediatamente por encima, otro nivel o capa congran densidad de fragmentos de formas más redon-deadas y un nivel superior en el que los fragmentosestán dispersos. Por la reiteración de los eventos,dicha secuencia puede repetirse más de una vez ensentido vertical en un mismo afloramiento, aunqueno son pocos los casos en que las variaciones sonmás irregulares y alternan con fajas de reemplazomasivo (foto 5).

A esto se añade la presencia de algunas con-creciones silíceas impregnadas de limonita y de po-sibles glóbulos ferruginosos (foto 6). Otros rasgosque podrían ser también indicadores de pedogénesis,tales como cutanes y fábricas sépicas muy rudi-mentarias son poco comunes y de dudosa identifi-cación.

Esta alteración afectó también a las rocas sub-yacentes del Complejo Marifil. Entre otros lugares,esto puede observarse muy bien en los inmediacio-nes de las estancias Sacardi y Miramar, donde elcontacto está muy desdibujado. En estas zonas pue-de haber desarrollo de fajas o bolsones arcillosos decolor blanco (caolinita?) y ejemplos de esto se tie-nen en la última de las estancias citadas y al sur dela cantera Ceferino Namuncurá.

Sobre el paquete basal de intensa y variada co-loración y bien estratificado se asientan las arcilitasque constituyen la porción superior de la FormaciónRío Chico en la región de Camarones. Por su carác-ter deleznable, los afloramientos tienen mucho de-rrubio que enmascara la estratificación. Puede ha-ber cambios en la coloración general pardo oscura a«chocolate» y así aparecen niveles intercalados detonos pardo grisáceos a verdosos u otros ocre amari-llentos. También puede haber ligeros cambios en lagranulometría, por mayor participación de materiallimoso. Según Camacho (1979), las arcilitas son pre-dominantemente montmorilloníticas. Tienen yeso ysílice en porcentajes variables. El primero en rosetaso planchuelas, disperso o concentrado en niveles.La sílice está en vetillas entrecruzadas, pero máscomúnmente como pavimentos con formasbotroidales.

En el área de Camarones estas rocas se carac-terizan por la presencia de un horizonte intercaladode alunita sinsedimentaria, generalmente silicificada.Se destaca en el paisaje como un nivel de color blanco


débilmente amarillento, por la existencia de óxidoférrico (Palmeri, 1953). Generalmente es continuopero puede tener interrupciones, sus límites no sonnetos y su potencia varía entre 0,5 y 0,7 m aproxi-madamente (foto 7).

En algunos lugares puede haber dos horizontes,como ya lo refiriera Flores (1956), quien mencionóun segundo nivel de alunita de 0,2 m de espesor enPaso Piedra.

Contenido paleontológico

En la Formación Río Chico se han registradorestos de reptiles, de mamíferos con marcado gradode autoctonía y de troncos silicificados.

En puerto Mazzarredo, Feruglio (1949b) mencio-na la presencia de diatomeas de formas variadas enel horizonte por él denominado Tobas de Koluel Kaike,ubicado en el tope de la Formación Río Chico.

En el ámbito de la Hoja Camarones, los nivelespelíticos superiores de distintas localidades han dadoregistros palinológicos de gran similitud en su conteni-do. El estudio efectuado por O. Papú (Lema et al.,1996) sobre muestras recolectadas en las inmedia-ciones de la estancia El Sauce, le permitió reconocerrestos y esporas de hongos, granos de polen deGimnospermas y Angiospermas y especies pertene-cientes a los géneros Apiculatisporis, Biretisporites,Hypolepis, Ischiosporites y Tuberculatosporites.En el estudio del microplancton de agua dulce identi-ficó especies asignables a los géneros Botryococcus,Limbycista, Pediastrum, Senedesmus y Wuroia.

Ambiente

La Formación Río Chico ha sido asignada a unsistema fluvial meandriforme de envergadura regio-nal, desarrollado en una llanura de escasa pendientehacia el este y sureste. El espectro palinológico ana-lizado indica un ambiente mixto de pastizales convegetación arbustiva. En este escenario habrían exis-tido cuerpos lacustres y/o esteros, a juzgar por lapresencia de Salviniaceas y algas.

Los términos superiores recibieron el aporteeólico de ceniza volcánica en un régimen climáticoen el que, si bien se mantenían las característicassubtropicales húmedas instaladas desde el límitecretácico-daniano, comienza a insinuarse una retrac-ción de las precipitaciones y de la temperatura.

Estas condiciones, sumadas a probables interrup-ciones del régimen sedimentario y frecuente exposi-

ción subaérea, favorecieron la alteración y/opedogénesis de los depósitos, y la aparición de lastonalidades rojizas asociadas a ocres, amarillos y blan-cos que, según Andreis (1981), caracterizan a estetipo de secuencias.


En la literatura geológica no hay acuerdo ge-neral en cuanto a la relación que guarda la Forma-ción Río Chico con la subyacente FormaciónSalamanca.

Feruglio (1949b) describió el pasaje entre am-bas como absolutamente gradual. En cambio Andreiset al. (1975) señalaron la presencia de discordan-cias erosivas e importantes cambios texturales ycomposicionales. También Legarreta y Uliana (1995)citaron traslapos erosivos.

En la Hoja Garayalde, Ardolino (1980) observóniveles conglomerádicos por encima de la Forma-ción Salamanca en la zona del río Chico. Pero des-tacó la existencia de bancos negros en la FormaciónRío Chico en la zona noroeste, donde el pasaje noestá claro.

Hugo et al. (1981) interpretaron a las Forma-ciones Río Chico y Salamanca como constituyendoun ciclo sedimentario evolutivo, coincidiendo conFeruglio (1949b) al considerar que la relación es cla-ramente transicional. Según estos autores las dis-cordancias erosivas tendrían un carácter sumamen-te local.

En el sector de la Hoja Camarones, ambas uni-dades están en contacto solamente en el Zanjón deLema, en una relación concordante segúnMastandrea et al. (1983). En el resto del área laFormación Río Chico se apoya mediante discordan-cia erosiva sobre el Complejo Marifil.

En el contacto superior con la Formación Sar-miento las dudas son similares. La mayoría de losautores coinciden en que en unos casos el pasaje esgradual y en otros está marcado por una discordan-cia erosiva. Asimismo, en algunos sectores donde lasuperficie de contacto carece de irregularidades, seobservó un acentuado contraste litológico entre am-bas unidades.

En el área de la Hoja, el contacto está cubiertopor derrubios, pero el cambio litológico es abrupto.Esta característica, sumada a la posible edaddeseadense de los restos fósiles hallados en Barran-cas Blancas, permite inferir un contacto discordanteentre ambas unidades.

Camarones 13


Los distintos autores han coincidido en ubicar laFormación Río Chico en el Paleoceno superior.

De acuerdo a Lema et al. (1996), el análisis delos palinomorfos hallados en el área de la estanciaEl Sauce permitiría extender la edad hasta el Eocenobasal, lo que deberá ser corroborado en sectores ale-daños de la cuenca.

Tales autores destacan la presencia de las espe-cies Malvacipollis subtilis Stover 1973, Liliaciditesbainii Stover 1973 y Psilatricolpites pulcherrimunFreile 1972, además del reducido número de espe-cies y cantidad del género Nothofagidites y la no-toria ausencia de Classopollis.

2.2.1.3. Eoceno- Oligoceno

Formación Sarmiento (4)Tobas y chonitas mesosilícicas a ácidas, areniscas yarcilitas tobáceas


Los primeros estudios sobre las formacionescontinentales con mamíferos se deben a Carlos yFlorentino Ameghino (1903).

Ya en 1933 Simpson definió como Grupo Sar-miento a cuatro unidades litoestratigráficas que con-tenían las faunas de: Notostylops, Astraponotus,Pirotherium y Colpodon. Posteriormente denomi-nó como Formaciones Casamayor, Musters, Desea-do y Colhué Huapi respectivamente, a los bancosportadores de los fósiles anteriormente menciona-dos (Simpson, 1941)

Feruglio (1949 b) utilizó el nombre Tobas de Sar-miento para reemplazar los términos «Tobas conti-nentales o Tobas mamalíferas», incluyendo asedimentitas y piroclastitas portadoras de fósiles delTerciario inferior.

Más tarde, Pascual et al. (1965) y Pascual yOdreman Rivas (1973) usaron la división propuestapor Simpson (1941) para distinguir las edades ma-mífero: Casamayorense, Mustersense, Deseadensey Colhuehuapense.

En los estudios de Chebli (1973; en Lesta et al.,1980) y Nakayama (1975) estas sedimentitas co-múnmente intercaladas con mantos de basaltos fue-ron designadas como Formación Sarmiento.

En cambio Andreis et al. (1975) y Spalletti yMazzoni (1977) le asignaron categoría de Grupo.

Los primeros trabajos realizados en la Hoja fue-ron los relevamientos efectuados por Flores (1956)quien nominó a esta unidad como Sarmientense, ha-ciendo una breve referencia a los depósitos aflorantesal nordeste de la estancia La Ernesta.

Camacho (1979) no incluyó a esta unidad en elcuadro estratigráfico de la Hoja Bahía Camarones.Sí lo hace Franchi (1976), quien en la Hoja BahíaVera denominó Grupo Sarmiento a las sedimentitasy piroclastitas aflorantes en el sector nororiental dela zona que nos ocupa.

Legarreta y Uliana (1994) en un estudio detalla-do de las faunas y discontinuidades del Cenozoicode la Patagonia consideraron que en la región coste-ra existe, en la base de esta unidad, una discontinui-dad que representa un valor mínimo de hiato. Ob-servaron asimismo que internamente los depósitosloéssicos parecen incluir otras superficies de inci-sión, aunque los autores no han podido determinarsu alcance regional.

Distribución areal

Los afloramientos de esta unidad se hallan me-jor representados en el sector nororiental de la Hoja,extendiéndose en la parte austral hasta el sur de lasestancias La Ernesta y El Sauce, donde desapare-cen bajo los cordones litorales y terrazas marinas.

En el sector costanero (distancia mínima 3 km.de la línea de costa) los asomos son más reducidosy discontinuos, aquéllos más cercanos al litoral ma-rítimo están en el cerro Meseta, donde quedaronpreservados bajo la cubierta de un antiguo pedi-mento.

Litología

Los afloramientos tienen amplio desarrollo re-gional y están compuestos por rocas textural ycomposicionalmente homogéneas. Se trata en ge-neral de material piroclástico fino, tobas, chonitas yen menor proporción tobas de segundo ciclo, de com-posición mesosilícica a ácida y generalmente delez-nables, de colores claros (blanco grisáceo, verdoso,amarillento, rosado). Se presentan en estratos tabu-lares macizos, raramente con laminación incipiente.Son poco comunes los bancos argilíticos y conglome-rádicos que alternan con el material piroclástico. Elespesor varía según la localidad, en general dismi-nuye hacia el este, lo que podría deberse a la ingresiónmarina del Patagoniense que erosionó parte de losdepósitos (Ardolino, 1980).


En el área de estudio la potencia oscila entreescasos metros hasta alcanzar alrededor de 20 m enel sudeste de la estancia La Aurora y en el perfil deBarrancas Blancas.

En el sector nororiental de la Hoja se hallanlos depósitos más extensos, ubicados al sur de laestancia San Eliseo, a ambos lados del cañadón delos Vascos y al sudeste de la estancia La Aurora.En la última localidad alternan tobas y chonitas blan-co grisáceas, macizas, algunos niveles de argilitascon mayor porcentaje de material silíceo y bancosde chonitas de aspecto terroso y colores ocres, ro-jizos, con tamaño de grano pelita a psamita fina ycon incipientes estructuras de paleosuelos. Al mi-croscopio, las piroclastitas muestran generalmentetextura vitroclástica, con abundantes fragmentosvítreos alterados a montmorillanita y materialceolítico en una matriz sépica compuesta por ma-terial argilomicáceo. También tienen escasoscutanes de grano y abundantes fitolitos de formaesférica de dimensiones no mayores a 10 micrones,que representan estructuras epidérmicas de posi-bles gramíneas, recubiertos en algunos casos porcortos dientes o púas cónicas (foto 8). Al pie delfaldeo fueron encontrados algunos fragmentos derestos fósiles indeterminados. Al sur de la canteraCeferino Namuncurá los asomos de esta unidad tie-nen abundantes concreciones silíceas y venas deyeso blanco o incoloro.

En los alrededores de la estancia Los Cipreses,camino a la estancia La Teutonia, afloran chonitas ytufopsamitas con pigmentación ferruginosa en for-ma de bandas o concreciones. Son rocas compues-tas por trizas vítreas angulosas, macizas o con bur-bujas. El vidrio es incoloro y en general estáinalterado. En menor proporción hay cristaloclastosde plagioclasa de composición andesínica y raramen-te zonal, escaso cuarzo, hornblenda verde muypleocroica, augita, y subordinados fragmentos líticosde vulcanitas mesosilícicas. También aquí se han iden-tificado microestructuras paleoedáficas comocutanes que tapizan canales y huecos, pedotúbulosy argillanes largos y ramificados de composiciónmontmorillonítica, en algunos casos teñidos por óxi-dos de hierro y originados por sistemas radiculares.Las piroclastitas retrabajadas presentan clastos re-dondeados de chonitas con matriz sépica y decutanes de grano formados por procesos edáficosanteriores.

En la zona de Barrancas Blancas ubicada enel límite occidental de la zona mapeada, afloranen la base de la barranca tobas y arenitas tobáceas

friables, de color gris amarillento a blanco, en lasque se encontraron dientes sueltos y fragmentosde mandíbulas de mamíferos. Están constituidaspor abundante vidrio volcánico alterado a mate-rial arcilloso. Los cristaloclastos están represen-tados por plagioclasa zonal, escaso cuarzo,horblenda verde, raramente augita y fragmentosde vulcanitas. En general los clastos son redon-deados a subredondeados. Por encima alternanniveles más areniscosos, con lentesconglomerádicos y argilíticos de colores rojizos;algunos bancos presentan incipiente laminaciónentrecruzada. En los niveles finos hay alternanciade capas mas claras con otras más oscuras debi-do a la mayor concentración de minerales opa-cos. En el techo de la secuencia, cerca del con-tacto con la Formación Patagonia, afloran tobasde color pardo rosado y aspecto terroso que seinterpretan como probables niveles de paleosuelos.

A 2.300 m al nordeste de la estancia La Ernesta,Flores (1956) mencionó 17 m de argilitas tobáceascon grosera estratificación, que asimiló a esta uni-dad. En esta misma localidad se hallaron rocaspiroclásticas reemplazadas por carbonatos.

En el sector austral de la Hoja, en los alrededo-res del Zanjón de Lema afloran piroclastitas blanco-amarillentas alteradas a material carbonático. Po-seen los mismos componentes clásticos que lasmuestras anteriores pero se diferencian por tenerun mayor porcentaje de fragmentos líticos de rocasvolcánicas y de pumicitas parcial a totalmente re-emplazadas por carbonatos, al igual que la matriz.

Contenido fosilífero

Los bancos de esta formación son portadoresde mamíferos. En la zona de estudio se han encon-trado, en el perfil de Barrancas Blancas, fragmen-tos mandibulares y dientes aislados, los que fuerondeterminados por la Dra. M. Vucetich, M. Bond yM. Reguera (com. epist.). Se trata de:

1- Mammalia, Macrauchenidae: un astrágalo.2- Mammalia, Notoungulata, Notohippidae o

Toxodontidae: un calcáneo.3- Mammalia, Notoungulata, Typotheria: un

calcáneo.4- Mammalia, Notoungulata, Notohippidae:

un incisivo.5- Mammalia, Notoungulata, Homalodo-

theriidae: Homalodotheriidae: Un P1.6- Mammalia, Notoungulata: un incisivo.

Camarones 15

7- Mammalia, Notoungulata, Interatheriidae,cf. Plagiarthrus: dos fragmentos mandibula-res con dientes aislados.

8- Vertebrata indet.: fragmento indeterminado.

La presencia de cf. Plagiarthrus sugiere queestas sedimentitas son probablemente de edaddeseadense.

Ambiente

Los depósitos de la Formación Sarmiento hansido interpretados por Andreis et al. (1975) comoresultado de la acumulación eólica de material finopiroclástico (paleoloess) en un ambiente de llanuras,comparable con los depósitos de loess cuaternariosde la provincia de Buenos Aires.

Posteriormente Mazzoni (1985) los asoció a epi-sodios eruptivos de tipo pliniano, relacionados conzonas de convergencia durante el Eoceno.

De tal modo pueden ser considerados como equi-valentes distales de la «Serie Andesítica» y tambiénestarían vinculados a eventos más jóvenes acaeci-dos en el área extraandina, que serían los que origi-naron las coladas basálticas que se asocian en algu-nas localidades a estos depósitos (Spalletti y Mazzoni,1977).

La presencia de estructuras paleoedáficas su-giere etapas de no depositación y exposición subaéreade los sedimentos, en un ambiente de amplias plani-cies con frecuencia atravesadas por ríos divagantes.

El contenido de yeso, en forma de láminas o pla-cas, como así también las concreciones silíceas ycostras carbonáticas indicarían períodos de climasáridos a semiáridos.


Feruglio (1949b) reconoció en distintas áreas unpasaje gradual entre la Formación Río Chico y lasuprayacente Formación Sarmiento. Andreis (1977)mencionó una marcada discordancia entre ambasunidades. En contribuciones posteriores Spalletti yMazzoni (1979) consideraron que la relación entreambas formaciones no es homogénea a escala re-gional, existiendo variaciones según las distintas lo-calidades.

En la zona de estudio los sedimentos piroclásticosy epi- piroclásticos se apoyan en discordancia erosivasobre la Formación Río Chico, presentando contac-tos netos generalmente enmascarados por derrubio.En algunos sectores está delimitado el contacto por

una costra o por concreciones silíceas con dendritase impregnaciones de óxidos de manganeso, como seobserva en las inmediaciones de la estancia El Ver-dín. En los alrededores de la estancia La Aurora elcontacto es fácilmente identificable, pues separaarcilitas castaño rojizas de la formación infrayacentede las típicas tobas blanco grisáceas de la Forma-ción Sarmiento.

Estos cambios litológicos y la posible edaddeseadense de los restos fósiles hallados en el perfilde Barrancas Blancas, permiten inferir una relaciónde discordancia entre estas unidades. En otros sec-tores de la Hoja cubre de igual forma a las vulcanitasdel Complejo Marifil.

También tiene carácter discordante el contactosuperior con la Formación Patagonia.

Edad y correlaciones

Los estudios paleontológicos realizados en zo-nas vecinas y la ubicación de edades mamífero res-pecto a la cronología absoluta (Marshall et al., 1977,1983; Pascual y Odreman Rivas, 1971, 1973), per-miten asignar esta unidad al Eoceno-Oligoceno.

En el área de la Hoja se han encontrado restosde mandíbulas con dientes aislados de cf. Plagiar-thus (Vucetich, Bond y Reguera, com. epist.) loque sugiere una probable edad deseadense paraestos depósitos. Para confirmar este dato sería ne-cesario contar con más elementos faunísticosdeterminativos.

2.2.2. PALEÓGENO-NEÓGENO

2.2.2.1. Oligoceno - Mioceno

Formación Patagonia (5)Areniscas calcáreas, coquinas, areniscas y pelitasvolcaniclásticas; areniscas y arcilitas


Las sedimentitas incluidas en esta unidad sonconocidas desde mediados del siglo pasado a raíz delos trabajos de Darwin (1839) y d’Orbigny (1842).En estudios posteriores realizados en 1898, 1900 y1902, F. Ameghino dividió a su «Formación Pata-gonia», sobre la base del contenido fosilífero en dospisos, el inferior o «Juliense» cuya área tipo es elGran Bajo de San Julián y el superior o «Leonense»aflorante en Monte León. En 1906 el mismo autorreconoció un horizonte más antiguo que denominó


«Camaronense», portador de variada fauna halladaen las inmediaciones de la localidad de Camarones.

Feruglio (1949 a-b) utilizó el término Patago-niense y lo subdividió en los pisos Juliense, Leonensey Superpatagoniense.

Posteriormente fueron varios los ttrabajos reali-zados por Camacho (1967, 1979) donde hizo refe-rencia a sedimentitas terciarias que representan laingresión y transgresión marina ocurrida en elEoceno. El mismo autor (1974) designó como For-mación Camarones a los depósitos terciarios mari-nos que forman las mesetas altas al oeste de la HojaCamarones.

En el área de San Julián, Di Paola y Marchese(1973), subdividieron litológicamente a la FormaciónPatagonia en tres miembros (de mayor a menoredad): San Julián, Monte León y Monte Observa-ción.

Riggi (1978) hizo un análisis sedimentológico delos depósitos aflorantes en la zona costera de SantaCruz, diferenciando dos miembros, el inferior SanJulián y el superior Monte León.

Haller y Mendía (1980), en Mendía y Bayarski(1981) propusieron denominar Formación Gaiman alas sedimentitas aflorantes entre las localidades deCamarones y Sierra Grande, reservando el nombrede Formación Patagonia a las sedimentitas marinasaflorantes en el área tipo, en la Patagonia austral.

En este trabajo, consideramos oportuno mante-ner el nombre de Formación Patagonia, dada la si-militud litoestratigráfica existente entre los aflora-mientos analizados y los del área tipo y zonas veci-nas a la Hoja en estudio.

Distribución areal

Esta unidad alcanza mayor desarrollo en el sec-tor nororiental de la Hoja, al norte de las estanciasSan Eliseo y Santa Margarita y en los cañadones ElAndaluz y Álvarez. También se extiende en formadiscontinua en las barrancas de la meseta deMontemayor y en los alrededores de la estancia LaNueva. En Barrancas Blancas, límite occidental dela Hoja, se encuentran los afloramientos mas aus-trales.

Litología

Los afloramientos están compuestos en generalpor areniscas calcáreas de grano fino, coquinas, tobascineríticas y areniscas tobáceas, y en menor propor-ción por areniscas de grano fino a muy fino y argilitas

de colores blanco grisáceo, gris amarillento y verdo-so. En general los bancos presentan estratificaciónhorizontal y en algunos casos se encuentran fina-mente laminados. La formación alcanza una poten-cia máxima de 45 metros.

En los alrededores de cañadón Salado, más pre-cisamente en la meseta Cuadrada, Franchi (1976)describió el siguiente perfil de arriba hacia abajo:

5,00 m rodados patagónicos.

0,10 m arenisca muy fina, amarillenta con cemen-

to calcáreo y abundantes dendritas de

manganeso.

0,50 m toba cinerítica blanquecina, muy delezna-

ble.

0,10 m arenisca muy fina, similar a la anterior,

pero con pequeñas lentes de manganeso

paralelas a la estratificación.

2,00 m toba cinerítica amarillenta muy deleznable.

0,20 m arenisca tobácea amarillenta a rojiza muy

deleznable.

4,00 m arenisca muy fina, con dendritas de man-

ganeso en menor cantidad que en los

bancos anteriores, con lentes de arenis-

cas grisáceas, bien consolidadas, de 0,10

metros.

0,15 m arenisca fina amarillenta con dendritas de

manganeso en menor cantidad que en los

bancos anteriores, con lentes de arenis-

cas amarillent de grano más grueso.

(a) 0,50 m toba cinerítica deleznable, blanquecina.

(b) 0,05 m arenisca amarillenta fina, con dendritas de

manganeso.

1,00 m ídem (a).

0,20 m ídem (b).

10,00 m ídem (a).

0,25 m arenisca bien consolidada, grisácea a

violácea, de grano mediano.

2,00 m toba cinerítica muy friable.

1,00 m arenisca bien consolidada, gris violácea.

4,00 m alternancia de bancos de areniscas finas,

amarillentas, con tobas cinerítica blanque-

cina.

2,00 m arenisca de color pardo oscuro a negruzco

de grano mediano a fino, con

intercalaciones de areniscas más friables,

amarillentas. Gradualmente la arenisca

pardo oscura pasa a gris violáceo y a gra-

no grueso, incluyendo clastos bien redon-

deados de arenisca fina amarillenta y

trozos de valvas, principalmente de

ostreas.

Camarones 17

1,50 m areniscas blanquecinas, con bancos de

arenisca fina amarillenta.

3,00 m arenisca muy friable, de color grisáceo

claro.

0,60 m areniscas violáceas, con trozos de valvas

e intercalaciones muy delgadas de arenis-

ca blanquecina.

En la margen izquierda del cañadón Salado alnorte de la meseta Cuadrada, afloran areniscastobáceas, tobas cineríticas y en la base, un banco deareniscas coquinoides de un metro de potencia, quecontinúa hacia el este hasta el puesto Nuevo. Enuna loma situada al noroeste de la estancia La Mar-garita asoman areniscas finas, de color gris claro,con cemento carbonático. Por encima se observanareniscas finas amarillentas muy friables, conintercalaciones de areniscas violáceas claras a ama-rillentas de grano mediano, con cemento calcáreo.Uno de estos bancos posee un abundante contenidofaunístico de ostreas y colonias de briozoarios y decorales.

Franchi (1976) describió otro perfil en los alre-dedores de la estancia Cabo Raso. El mismo sehalla en la ladera septentrional de una loma, situa-da a 2,5 km al nordeste del citado establecimiento.El espesor aflorante es de 45 metros. Debajo deuna delgada cubierta de rodados redepositados dela Formación Montemayor, apareceninterestratificadas tobas cineríticas friables, algoarenosas, escasamente calcáreas y de colores blan-quecinos a amarillentos, con bancos delgados (0,10a 0,20 m) de areniscas finas a muy finas, con ce-mento calcáreo. Las capas tobáceos tienen poten-cias que varían entre 4 y 15 metros. La base deesta secuencia la constituye un bancoconglomerádico de 0,10 m de espesor, de coloramarillento claro. Está formado por clastos redon-deados de areniscas finas amarillentas,subangulosos de tobas riolíticas del ComplejoMarifil, clastos de cuarzo y fragmentos de ostreas,en una matriz areniscosa fina a mediana.

En ambas márgenes del cañadón del Andaluzesta unidad está compuesta por tobas de colores blan-quecinos a amarillentos con escasa proporción decalcita y yeso.

En el sector nordeste de la Hoja, en la entra-da de la estancia Santa Ana hay un afloramientoque por su reducida extensión y potencia (0,40m)no ha sido mapeado. Está constituido por arenisasfinas ocres, con laminación horizontal y por en-cima areniscas coquinoides blanco grisáceas, con

valvas enteras y/o fragmentadas y con clastosredondeados provenientes de la Formación Sar-miento.

Al norte de la estancia San Eliseo afloran are-niscas tobáceas y tobas arenosas blanco grisáceas,de tamaño de grano arena fina a mediana, con clastosredondeados. Está formada por trizas vítreas inco-loras a pardas, frescas, en algunos casos concanalículos o burbujas. Los cristaloclastos son decuarzo límpido con extinción relámpago y de oligoclasafresca. Los minerales máficos están representadospor hornblenda verde, biotita tabular de color casta-ño rojizo y escasos clinopiroxenos. Los fragmentoslíticos son de vulcanitas mesosilícicas y de tobasvitroclásticas. Son abundantes los agregadosglauconíticos. La matriz está integrada por vidrio al-terado a material arcilloso, con agregados y «par-ches» de calcita en varios sectores. Contienen res-tos de foraminíferos, gasterópodos, bivalvos juveni-les y briozoarios.

Al nordeste de la estancia San Jorge, saliendopor el camino que va a la estancia El Verdín, y aambos lados del mismo, afloran bioesparitas conescasos elementos terrígenos tales como cuarzomono y policristalino, microclino con maclaspolisintéticas, plagioclasa con incipiente alteraciónalofánica o sericítica, agregados cloríticos y frag-mentos líticos de textura felsítica; el materialcementante es calcita esparítica. Son muy abun-dantes los restos fósiles de bivalvos, braqueópodosy gasterópodos. Estos afloramientos son muy re-sistentes a la erosión y constituyen cornisas envoladizos.

En el perfil de Barrancas Blancas mencionadopor Flores (1956), se ha observado, de la base altecho, una alternancia de areniscas ocre amarillen-tas, argilitas y areniscas gruesas coquinoides porta-doras de microfósiles, coronadas por areniscastobáceas de color gris amarillento, con restos deostreas. El espesor total es de aproximadamente 60metros.

Contenido fosilífero

El estudio y determinación de la microfaunarecoletada fue realizado por Náñez (1997), quien hallóforaminíferos relativamente escasos con buena con-servación, en el perfil de Barrancas Blancas. Entrelas especies identificadas merece mencionarse la deCribrorotalia hornibrooki Malumián y Masiuk, l.s.

Los ostrácodos y las espículas de equinodermosson frecuentes. Los primeros fueron analizados por


Echevarría (1997) quien, entre otras especies, en-contró Callistocythere litoralensis (Rossi deGarcía).

La megafauna es muy abundante, está mejorrepresentada en los niveles de areniscas coquinoidesy bioesparitas donde se han encontrado restos degasterópodos, bivalvos juveniles y briozoarios.

Ameghino (1906) citó para el área de Camaro-nes (debajo de la meseta de Montemayor) numero-sos fósiles de los cuales los géneros más importan-tes son: Glycymeris camaronensis Ih. yVenericardia camaronesia Ih.

Recientemente Náñez (1997) investigó la exis-tencia de microfósiles en sedimentos del patagoniano,al norte de la estancia San Eliseo, donde identificó lasiguiente asociación: Spiroloculina sp., Pyro ringes(Lamarck), Elphidiun sp. cf. E. lens Galloway yHeminway, Leticulina rotulata (Lamarck), formacultrata y Discorbis betheloti (d’Orbigny).

También encontró microbivalvos, dientes de pe-ces y briozoarios. De las distintas especies deostrácodos determinadas por Echevarría (1997) enla misma localidad, merece mencionarse la presen-cia de Copytus malumiani Echevarría.

Ambiente

Esta unidad se depositó en un ambiente es mari-no litoral de plataforma interna. La presencia degasterópodos, bivalvos y ostrácodos son indicadoresde aguas someras y claras, cercanas a la costa, contemperatura superior a la actual para la misma latitudy con posibles variaciones de salinidad. Los nivelesde coquinas con macrofósiles fracturados y mayorporcentaje de arena registran antiguas líneas de rom-piente.


La Formación Patagonia subyace en discordan-cia a la Formación Montemayor y en algunos secto-res a la Formación Isla Escondida. Se apoya en dis-cordancia erosiva sobre las piroclastitas de la For-mación Sarmiento y en otras áreas cubre a la For-mación Río Chico y al Complejo Marifil.


Riggi (1979) correlacionó los afloramientos del«Camaronense» de Ameghino o Formación Cama-rones (Camacho, 1979) con el nivel superior - Miem-bro Monte León - de la Formación Patagonia. Di-

cha unidad está constituida en general por materialpiroclástico asociado a sílice biogénica. Los aflora-mientos en el área aquí estudiada coinciden con loexpuesto y por tal motivo pueden ser asimilados aeste nivel.

Distintas edades han sido propuestas para estaunidad. Camacho y Fernández (1956) fecharon enel Eoceno el comienzo de la transgresión en la zonacostera atlántica.

Posteriormente, Camacho (1974) consideró quela ingresión que dio origen a estos depósitos tuvolugar entre el Eoceno-Oligoceno.

Feruglio (1949 a-b) la asignó al Oligoceno supe-rior-Mioceno inferior. Bertels (1980) le dio igual edadteniendo en cuenta el contenido de foraminíferosplanctónicos.

En el área de la Hoja, por la presencia deCribrorotalia hornibrooki, Elphidiun sp. cf. E. lensy E. discoidale, Náñez (1997) confirmó una edadoligocena-miocena para estos depósitos.

2.2.3. NEÓGENO

2.2.3.1. Mioceno superior - Plioceno inferior

Formación Isla Escondida (6)Areniscas, areniscas calcáreas, pelitas


Esta denominación fue utilizada por primera vezpor Spiegelman y Busteros (1978) para designar alos depósitos continentales que se encuentran sobrela Formación Patagonia y están cubiertos por la For-mación Montemayor.

Windhausen (1921) describió sedimentitas decaracterísticas semejantes en el valle inferior del ríoChubut denominándolas Ríonegrense o areniscas delRío Negro.

Franchi (1983) caracterizó esta unidad al des-cribir la Hoja Monte Triste.

Distribución areal

Existen asomos en el sector occidental de laHoja en la margen izquierda del cañadón Salado.Franchi (1976) mencionó, en esta área, afloramien-tos de sedimentitas que denominó Formación LaFilomena, a 7 km al sur de la estancia homónima,en la parte alta de la barranca que baja a dichocañadón.

Camarones 19

Litología

En el área de la Hoja Camarones los asomos deesta unidad son muy poco representativos. Estánconstituidos por areniscas de grano mediano a fino,deleznables y de color gris azulado y en menor pro-porción por pelitas epi y piroclásticas. Se disponenen estratos tabulares, subhorizontales, en algunaspartes con estratificación entrecruzada.

Entre las sedimentitas epiclásticas abundan lasareniscas líticas con matriz arcillosa. Tienen clastosredondeados a subredondeados de plagioclasa y cuar-zo, de vulcanitas mesosilícicas y básicas, y en menorproporción de limolitas de tonos pardos a amarillento.

El espesor máximo medido es de 5 m y afloran alo largo de unos 100 m aproximadamente.

Franchi (1976) describió el siguiente perfil:

1 Rodados Patagónicos.

2 arenisca gris azulada de grano mediano,

con escasos clastos de mayor tamaño

(hasta 1 cm), muy friable, con estratificación

entrecruzada e intercalaciones delgadas de

argilitas amarillentas a pardas. El conjunto

tiene una potencia de 2,70 metros.

3 arenisca calcárea amarillenta, de 2,50 m

de espesor, apoya en discordancia

erosiva sobre la Formación Patagonia.

En otros sectores de la Hoja resulta difícil diferen-ciar esta formación debido a la cubierta psefítica pro-veniente de la suprayacente Formación Montemayor.

Ambiente

De acuerdo a Spiegelman y Busteros (1978) losdepósitos de la Formación Isla Escondida se acu-mularon en un régimen continental en el que los ríosactuaron como principal agente de transporte.


Esta unidad se asienta en discordancia erosivasobre la Formación Patagonia y está cubierta por laFormación Montemayor, mediando entre ellas unadiscordancia de igual tipo.


Franchi et al. (1975) incluyeron a esta entidaden el tramo superior de una unidad sedimentariamarina del Mioceno- Plioceno.

Posteriormente, Franchi (1983) postuló una edadmiocena superior-pliocena inferior para estos depó-sitos y mencionó la posibilidad de un engranaje entrelos términos superiores de la Formación PuertoMadryn y las areniscas azuladas aquí tratadas, cri-terio que se comparte en este trabajo.

2.2.3.2. Plioceno superior

Formación Montemayor (7-7a)Conglomerados polimíctivos. a) Pelitas, areniscas yconglomerados friables a semiconsolidados


Yllañez (1979) denominó por primera vez For-mación Montemayor al conjunto de areniscas grue-sas a medianas y conglomerados grises de granomediano que cubren a la meseta homónima en elárea de Uzcudum.

Esta unidad fue conocida desde mediados delsiglo pasado por los estudios de Darwin (1846). Lue-go fue nombrada por Mercerat (1893) como «Ro-dados Tehuelches».

Posteriormente Feruglio (1949 a-b) publicó unasíntesis de los trabajos más importantes sobre los«Rodados Patagónicos», los que fueron estudiadosdesde el punto de vista sedimentológico ygeomorfológico por Fidalgo y Riggi (1965, 1970).

Distribución areal

Los afloramientos tienen un amplio desarrollo enel sector noroccidental de la Hoja. También se ex-tienden en las Hojas vecinas al norte y oeste. Sonlos depósitos de agradación más antiguos y constitu-yen la parte superior de la meseta de Montemayor.Su altura topográfica es de 300 m y presentan pen-diente gradual al nordeste (con gradientes menoresal 0,3 %).

Litología

Los depósitos están constituidos por estratosmacizos, tabulares y subhorizontales, de color cas-taño grisáceo. Están integrados por conglomeradospolimícticos, con tamaño de grano grava fina a grue-sa, con matriz arenosa y en menor proporción limosa,en algunos casos con cemento carbonático. Losclastos son fundamentalmente de rocas volcánicasácidas y en menor proporción mesosilícicas ygraníticas.


Es difícil encontrar afloramientos bien expues-tos ya que por lo común están cubiertos por materialredepositado; por tal motivo el contacto con las uni-dades infrayacentes es imposible de precisar. Seestima una potencia promedio variable entre 5 y 10metros.

Ambiente

La naturaleza de estos depósitos fue bastantediscutida por algunos autores, quienes interpretaronque podrían haberse originado por procesos vincula-dos a acción glacial, fluvioglacial, fluvial y en algu-nos casos marino.

Fidalgo y Riggi (1970) consideraron que los Ro-dados Patagónicos forman parte de diferentes uni-dades geológicas y que la dispersión de estos depó-sitos se debe fundamentalmente a procesos relacio-nados con pedimentación, acción fluvial y remociónen masa, diferenciándose de los de origen glacial ymarino.


Esta unidad suprayace a la Formación Isla Es-condida y en algunos sectores de la Hoja, a las For-maciones Patagonia, Sarmiento o al Complejo Marifil,mediando siempre entre ellas una discordanciaerosiva.


La Formación Montemayor podría sercorrelacionable con el miembro Malaspina descriptopor Ardolino (1980), en la vecina Hoja Garayalde.

Por sus relaciones estratigráficas se le asignatentativamente una edad pliocena superior.

Depósitos de paleocauce (7a)

Estos depósitos se originaron por la acción deantiguos cursos fluviales encauzados en la Forma-ción Montemayor. Alcanzan mayor desarrollo en lavecina Hoja Garayalde. Allí Ardolino (1980) realizóun estudio de los sedimentos, y los ubicó como Miem-bro Laguna Colorada de la Formación Montemayor.Están circunscriptos a cauces bien definidos, de for-mas meandriformes y anastomosados.

Contrariamente a lo expuesto, en la Hoja Ca-marones la expresión topográfica de este paleovallees poco conspicua. Al suroeste de la estancia SanEduardo se ensancha lateralmente y sus paredes

pierden altura gradualmente. Los depósitos que lorellenan están constituidos por abundante materialpelítico y psamítico, y en menor proporción psefítico,proveniente de las formaciones terciarias. El espe-sor es difícil de determinar, debido a la falta de per-files bien expuestos, aunque se calcula en unos 4 a 5metros.

Los depósitos se apoyan en discordancia erosivasobre la Formación Montemayor.

2.2.4. CUATERNARIO

2.2.4.1. Pleistoceno - Holoceno

Depósitos de cordones y terrazas marinas(9,11,13,15)

Luego de los iniciales trabajos de Darwin (1846),otros autores examinaron estos depósitos entre fi-nes del pasado siglo y principios del actual. Poste-riormente Feruglio (1950) realizó un estudio integralde las terrazas marinas de la Patagonia. Sobre labase del contenido faunístico y posición planialti-métrica agrupó a estos depósitos en los siguientesniveles o sistemas, enumerados en orden deantiguedad creciente:

VI. Terraza de Comodoro Rivadavia. Altura,por término medio, entre 6 y 12 metros, pu-diendo llegar a 19 metros.

V. Terraza de puerto Mazarredo. Altura entre15 y 30 metros.

IV. Terrazas del Escarpado Norte (Puerto De-seado), bahía Sanguinetto, y Cordón con«Mactra Isabelleana» de bahía Busta-mante. Este último de 26 a 42 m de altitud.

III. Terraza de Camarones. Únicamente en elárea comprendida por la Hoja Camarones.Altitud de 40 a 95 m (terraza de Camarones:40-55 metros; terraza del Faro de Cabo Raso:44-74 metros; terraza de la península delcabo Dos Bahías: 89-95 metros).

II. Terraza de la estancia Cabo Tres Puntas(Puerto Deseado). Entre 105 y 140 metros.

I. Terrazas del cerro Laciar y cabo BuenTiempo. Altitudes de 170-186 y 131-138 mrespectivamente.

Más tarde y con distintos enfoques, otros auto-res se ocuparon de examinar los depósitoscuaternarios litorales y entre ellos pueden citarse aAngulo et al. (1979, 1981), Bayarsky y Codignotto

Camarones 21

(1982), Fasano et al. (1983, 1984), González Díaz yMalagnino (1984), Cionchi (1987), Trebino (1987) yGelós et al. (1992).

Desde 1983, Codignotto efectuó numerosos es-tudios cronoestratigráficos y evolutivos. Realizó nu-merosas dataciones en material biogénico por elmétodo 14C, obteniendo un rango de edadespleistoceno-holocenas (Codignotto, 1984), con unhiato en el intervalo Pleistoceno tardío-Holoceno tem-prano (Codignotto, 1987). En un trabajo ulterior dela zona del golfo San Jorge, Codignotto et al. (1988)identificaron tres niveles (Terrazas de acumulaciónI y II y Terraza de erosión III).

Merece especial referencia el trabajo de Cionchi(1987) en el área de bahía Bustamante, en el quepropuso el nombre de Formación Zanjón El Pinterpara el cordón litoral reciente. Asimismo, integró losdepósitos correspondientes al cordón con «MactraIsabelleana» (Nivel IV) y al cordón de la estanciaLa Ibérica (Nivel V), asignándoles el nombre deFormación Caleta Malaspina.

En la descripción de la Hoja Bahía Camarones,Camacho (1979) reunió a estos depósitos bajo elnombre de Formación La Ernesta, designación queconsideramos impropia pues los afloramientos iden-tificados en el cañadón La Ernesta no correspondena cordones litorales.

En el área aquí en estudio, los cordones y terra-zas marinas se encuentran a lo largo del litoral atlán-tico. Su discontinuidad obedece a la presencia deelevaciones constituidas por las vulcanitas jurásicas,y a la acción erosiva de los cursos fluviales que des-embocan en el mar.

Desde la estancia La Península hasta el límite sep-tentrional de la Hoja puede hallarse desde un únicocordón (el más reciente) hasta un máximo de cinco.Con alturas de 10 a 15 metros, continúan hacia elnorte unos pocos kilómetros más, hasta la zona depunta Clara, donde Franchi (1983) los correlacionócon el Nivel VI de Feruglio (1950). Es en el sectormeridional de la Hoja donde los cordones están pre-sentes en mayor número, a mayor distancia de la cos-ta (aproximadamente unos 10 km) y en cotas máselevadas.

A continuación se los describe agrupados encuatro sistemas mayores. Los más antiguos y ele-vados afloran en las inmediaciones del cerro Unión.Luego siguen los depósitos y terrazas ubicados en-tre 40 y 110 m sobre el nivel del mar. Para los dosmás jóvenes y próximos a la costa se adoptan lasdenominaciones de Formación Caleta Malaspina yFormación Zanjón El Pinter.

Depósitos del cerro Unión (9)Conglomerados, areniscas, areniscas coquinoides

En el faldeo oriental del cerro Unión, dondealcanza su punto más alto el camino que desde laestancia La Península conduce al faro ubicadofrente a la isla Leones, asoma un remanente dereducidas dimensiones, ubicado a una cota de 150-155 m sobre el nivel del mar.

Son depósitos conglomerádicos con interca-laciones areniscosas, de color gris y con estratifi-cación grosera.

Los niveles conglomerádicos están pobremen-te seleccionados; la matriz es areniscosa de gra-no medio y está presente en porcentajes muy va-riables. Los clastos mayores alcanzan a medir10 cm de diámetro y son subangulosos a redon-deados.

Entre las capas de grano más fino, algunasson estériles y otras son portadoras de abundantematerial fosilífero.

El estudio micropaleontológico (Náñez, 1997)reveló la existencia de escasos foraminíferos,siempre regular a mal conservados y en algunoscasos muy recristalizados. Están acompañados porespículas de equinodermos y briozoarios.

Los foraminíferos más comunes son Quinque-loculina triangularis d’Orbigny y Quinque-loculina seminulum (Linne). Son raros Quin-queloculina sp.aff. Q. angulata (Williamson) yGuttulina? sp.

Esta asociación corresponde a un ambientemarino, de plataforma interna, somero. Aunque larelativa abundancia de miliólidos podría indicar unambiente hipersalino, Náñez (1997) advierte queesta interpretación no es muy confiable debido ala escasez de ejemplares y su mal estado de con-servación.

Las formas tampoco son cronológicamentediagnósticas, ya que estas asociaciones puedenencontrarse desde el Oligoceno hasta la actuali-dad.

La equivalencia de estos depósitos con otrosniveles de cordones o terrazas ofrece muchasdudas. Únicamente por su posición altimétricapuede tentativamente correlacionarse con la te-rraza del cabo Tres Puntas - Nivel II, queFeruglio (1950) ubicó en un intervalo de tiempoindefinido entre el Plioceno superior y elPleistoceno inferior. Sin mayores referencias,se postula para estos depósitos edad pleistocenainferior.


Depósitos de cordones y terrazas ubicadosentre 40 y 110 m s. el nivel del mar (11)Conglomerados, coquinas y calizas coquinoides

Pertenecen a este grupo: a) la terraza del farode Cabo Raso, b) la terraza de Camarones (ambasdescriptas por Feruglio, 1950) y c) los cordones yterrazas del sector meridional de la Hoja, que sedescriben aquí por primera vez.

a) La base de esta terraza se apoya sobre lasvulcanitas del Complejo Marifil, a 44 m sobre el ni-vel del mar. La altura va elevándose gradualmentehacia el oeste hasta los 74 metros.

Según Feruglio (1950) su fauna de moluscos secompone exclusivamente de especies actuales, aexcepción de Ostrea tehuelche.

b) Es la terraza sobre la que está asentado elpueblo de Camarones, y en ella Feruglio (1950) men-cionó la presencia de dos escalones: el superior en-tre los 54 y 45 m s.n.m. y el inferior, a 40 m sobre elnivel del mar. Se apoya sobre las vulcanitas jurásicasy sobre la Formación Río Chico.

En su estructura alternan niveles conglome-rádicos con niveles de coquinas y calizas coquinoides.En los primeros abundan las grandes ostreas bienconservadas, fragmentos de otros moluscos y roda-dos de alunita. Cada nivel tiene estratificacióngranodecreciente y se caracterizan por una alta den-sidad de rodados en la base.

Comparte con la fauna de la terraza del faro deCabo Raso la existencia de algunas especies demoluscos que actualmente viven a latitudes más ba-jas y de Ostrea tehuelche como única forma extin-guida.

c) En el sector austral de la Hoja que se extien-de entre el Zanjón de Lema y el pico Sota hay unasucesión de terrazas y cordones con alineamientogeneral noroeste-sudeste.

Se disponen en una franja de ancho variable entre4 y 7,5 kilómetros, y descienden escalonadamentedesde una cota máxima de 110 m hasta una cotaaproximada de 50 metros. Continúan luego hacia lacosta los depósitos de cordones de la FormaciónCaleta Malaspina.

Los afloramientos de esta unidad se prolon-gan hacia el oeste-suroeste fuera de los límitesde la Hoja (Ardolino, 1980) y hacia el este, endirección a la bahía de San Gregorio. En esteúltimo sector se hallan remanentes discontinuosde cordones cuya orientación es aproximadamen-te nordeste-suroeste, y restos de una terraza desuperficie llana que fuera descripta por Feruglio

(1950) como Terraza de la península del caboDos Bahías.

Si bien este autor mencionó una cota máxima de95 metros, en el extremo septentrional supera los100 m sobre el nivel del mar. Está compuesta princi-palmente por depósitos conglomerádicos grosera-mente estratificados con granulometría variable en-tre guijarro y guija mediana, con matriz arenosa. Enel estudio mineralógico de la fracción muy fina rea-lizado por Bayarsky (1996) se determinó la presen-cia de abundante plagioclasa ácida a mesosilícica,en algunos casos con estructura zonal y pasta vol-cánica adherida a los bordes. Menos abundantes sonlos piroxenos, la hornblenda, los minerales opacos yel cuarzo. Hay también escasa glauconita y muyescasos microclino, vidrio, circón y fragmentos devulcanitas.

Por su fauna y ubicación, Feruglio (1950) lacorrelacionó con la terraza de Camarones.

En muestras recolectadas para estudiomicropaleontológico se encontraron abundantesforaminíferos y escasos ostrácodos, regularmenteconservados y recristalizados. Según Nañez (1997)es una fauna con elementos característicos de la pla-taforma reciente.

Entre otros ostrácodos, Echevarría (1997) de-terminó Callistocythere marginalis Zabert 1978.También hay briozoarios, espículas de equinodermosy restos de bivalvos.

En todo el sector austral estos depósitos se asien-tan en general sobre rocas del Complejo Marifil, perocerca del puesto La Colorada y en la zona del Zan-jón de Lema los cordones más altos apoyan sobreunidades terciarias.

Muestras de este último sector son minera-lógicamente idénticas a las anteriores a excepciónde una mayor abundancia de hipersteno (Bayarsky,1996). Aunque el cemento carbonático provenientedel material conchil es abundante, las rocas sonfriables. La presencia de grandes valvas enteras deostreas en estos niveles que suprayacen a la Forma-ción Sarmiento fue quizá uno de los motivos por elque fueron erróneamente asignados a la FormaciónPatagonia (Camacho, 1979).

De acuerdo a Náñez (1997), la fauna deforaminíferos arriba descripta corresponde a unambiente somero de plataforma interna, cuyas aguastenían según Feruglio (1950), temperaturas más al-tas que las actuales en esta latitud.

El estudio de la microfauna no permitió ubicarcronológicamente a estos depósitos. Feruglio (1950)adjudicó edad pleistocena al Nivel III - Terraza de

Camarones 23

Camarones. Teniendo en cuenta que Cionchi (1987)consideró que la Formación Caleta Malaspina co-rresponde al interglacial «Sangamon» del Pleistocenosuperior (aproximadamente 120.000 años AP), seacepta la edad pleistocena inferior a media queArdolino (1980) propuso para depósitos equivalen-tes en el área de la Hoja Garayalde.

Formación Caleta Malaspina (13)Conglomerados, coquinas, areniscas y calizascoquinoides

Los depósitos de esta unidad se hallan distribui-dos en forma discontinua a lo largo del litoral atlánti-co. Fuera de la Hoja se prolongan hacia el oeste-suroeste en la zona de bahía Bustamante, dondeCionchi (1987) los denominó Formación CaletaMalaspina.

Dentro de la unidad pueden diferenciarse hastacuatro sistemas menores de cordones cuya altitudoscila aproximadamente entre 50 y 15 metros.

Dada su amplia distribución latitudinal, se los hallaadosados a rocas y depósitos de edad jurásica hastacuaternaria. Generalmente están separados del marpor un cordón litoral reciente (Formación Zanjón ElPinter).

Según Cionchi (1987), en bahía Bustamante co-múnmente muestran buena estratificación en capasde 10 a 50 cm de espesor, horizontales o levementeinclinadas y localmente con estratificaciónentrecruzada. Su litología es similar a la de los otrossistemas de cordones ya descriptos.

De acuerdo a Feruglio (1950), los más jóvenesse caracterizan por la presencia de numerosas es-pecies de moluscos actualmente retiradas al distritofueguino-magallánico, mientras que en los más anti-guos, junto a muchas formas del mar adyacente,aparecen otras que hoy en día sólo se encuentranalgunos grados de latitud más al norte.

Se habrían originado en un ambiente marino lito-ral de aguas salobres a mixohalinas. Al integrar enesta formación cordones de los niveles IV y V deFeruglio (1950), Cionchi (1987) interpretó que re-presentan los depósitos regresivos de un mismo even-to transgresivo. La alternancia de niveles de playal.s. y sedimentos de facies estuárica es el resultadode los avances y retrocesos acaecidos durante di-cha fase regresiva.

La Formación Caleta Malaspina puede sercorrelacionada con los citados niveles de Feruglio(1950), con la Formación Puerto Lobos interior(Bayarsky y Codignotto, 1982), con los Sistemas I a

IV de caleta Valdés (Fasano et al., 1983, 1984, enCionchi, 1987) y con la Terraza de acumulaciónmarina II de Codignotto et al. (1988).

Esta unidad correspondería al Pleistoceno supe-rior.

Formación Zanjón El Pinter (15)Conglomerados y areniscas, consolidados a friables;gravas, arenas y limos con conchillas

En la zona de bahía Bustamante, Cionchi (1987)asignó el nombre formacional Zanjón El Pinter a losdepósitos del cordón litoral reciente.

A semejanza de otras áreas del litoral patagónico,en la región de la Hoja Camarones, estos depósitosconstituyen uno o más raramente dos cordonesrectilíneos o concéntricos que bordean las actualesbahías o caletas. Longitudinalmente discontinuos, sualtura en la mayoría de los casos promedia los 10metros.

En dirección al mar pasan lateralmente a sedi-mentos de playa y en sentido vertical lo hacen enforma más o menos gradual a la cubierta detrítica,generalmente más oscura.

Al oeste de punta Lobería, en un corte del cami-no afloran 4 metros de conglomerados de matriz are-nosa con algunas intercalaciones de areniscas cuyoespesor no supera los 0,2 metros. La estratificaciónes muy pobre y está definida principalmente por va-riaciones granulométricas. También presentan va-riaciones verticales y laterales en el porcentaje dematriz. El material conchil es escaso y en su mayo-ría consiste de valvas muy rotas.

De acuerdo a Cionchi (1987) los depósitos de laFormación Zanjón El Pinter corresponden a faciesmarinas regresivas.

Su fauna guarda gran semejanza con la faunaactual del mar adyacente, por lo que Feruglio dedujoque son posteriores a las grandes oscilacionesclimáticas cuaternarias.

Esta unidad sería equivalente al Nivel VI deFeruglio (1950), a la Serie Puerto Lobos Exterior(Bayarsky y Codignotto, 1982), al Sistema V de ca-leta Valdés (Fasano et al., 1983, 1984, en Cionchi,1987), a la Formación San Antonio de la provinciade Río Negro (Angulo et al., 1979, 1981) y a la Te-rraza de acumulación marina III de Codignotto etal. (1988).

Los valores radimétricos obtenidos, con un máxi-mo de 6000 AP (Codignotto et al. 1988) son com-patibles con la edad holocena atribuida a estos de-pósitos.


Depósitos que cubren pedimentos (8,10,12,14)

Un conjunto de planicies de pedimentación seextienden desde el borde sudoriental de la Mesetade Montemayor hacia la costa atlántica. Están cu-biertas por una delgada capa de material detríticoproveniente de la erosión de las formaciones tercia-rias infrayacentes.

Habría al menos cuatro niveles de pedimentación/agradación que se corresponderían con los cuatrosistemas de cordones litorales.

Depósitos que cubren el pedimento del cerroMeseta (8)Conglomerados

Son los más antiguos y, análogamente a lo quesucede con los cordones litorales más elevados, losmenos preservados. Tapizan la parte superior delcerro Meseta a una altura aproximada de 140-145msobre el nivel del mar.

Forman una delgada cubierta detrítica en la quese destacan los grandes rodados provenientes de laFormación Montemayor.

Con este nivel se podría correlacionar quizá elque conforma un resalto al norte del puesto El Molle,en el sector apical de la superficie de pedimentaciónsuperior que desde allí se extiende meridionalmentehacia el sur.

Depósitos que cubren a la superficie depedimentación superior (10)Conglomerados, areniscas, areniscas calcáreas

Corresponden al tercer nivel de agradación re-gistrado en la comarca, luego de los representadospor la Formación Montemayor y el nivel del cerroMeseta. Están bien representados en la zona delcañadón Salado y al sur del paralelo de 44º45'.

Están constituidos por materiales psefíticos ypsamo-pelíticos redepositados, provenientes respec-tivamente de la Formación Montemayor y de lasunidades terciarias más antiguas.

Un buen ejemplo es el que se extiende desde elnorte de la estancia El Sauce hacia el sur de la es-tancia La Ernesta. Su extremo distal está adosado acordones litorales de 100 m de altura. Los depósitostienen estratificación planar y diagonal y acentua-das variaciones granulométricas en sentido lateral yvertical. Los conglomerados son matriz soportados,con clastos redondeados de tamaño guija muy grue-sa a muy fina. Según Bayarsky (1996) están com-

puestos en su totalidad por cuarzo y plagioclasa y elcemento es carbonático. Las areniscas son porosasaunque en ellas el porcentaje de cemento carbonáticoes mayor. Tienen grano mediano a fino y están com-puestas por cuarzo, plagioclasa, hornblenda,hornblenda basáltica, opacos, microclino y piroxeno(Bayarsky, 1996).

El camino de acceso a la estancia La Marga-rita corta otro de estos niveles, en el que se hamedido un espesor mínimo de 5 metros. Aquí laestratificación es muy pobre y está definida porlas variaciones del porcentaje de matriz. Son are-niscas gruesas y conglomerados de guija fina po-bremente seleccionados. En general tienen estruc-tura granosostén pero en algunos predominanetamente la matriz. Los clastos son redondea-dos y de forma generalmente oblada; sólo excep-cionalmente sus diámetros superan los 15 centí-metros.

Depósitos que cubren a la superficie depedimentación intermedia (12)Conglomerados y areniscas semiconsolidados

Se han generado por destrucción del área depedimentación superior. Son depósitos semi-consolidados de características similares a los an-teriores, de los que se diferencian por su menoraltura.

En el área de la Hoja Garayalde - al norte de laestancia San Miguel - Ardolino (1980) observó pe-dimentos correspondientes a este nivel que corta-ban cordones litorales de 75 metros.

Depósitos que cubren a la superficie depedimentación inferior (14)Conglomerados y areniscas friables; gravas finas yarenas muy gruesas a finas

Los más extendidos se encuentran al norte y al surde la estancia El Verdín. Su amplitud obedece a que engran parte se han desarrollado a expensas de los mate-riales friables de los pedimentos más antiguos.

2.2.4.2. Holoceno

Depósitos coluviales (16)Arenas y limos, gravas subordinadas

Estos depósitos inconsolidados acumulados enlos faldeos tienen escasa selección. Están constitui-dos mayormente por sedimentos areno-limosos con

Camarones 25

material psefítico subordinado y disperso. Su forma-ción es actual.

Depósitos aluviales y de bajos y lagunas (17)Gravas, arenas y limos; conglomerados, areniscas ylimolitas friables

Los depósitos de origen aluvial ocupan las pe-queñas planicies de inundación y los lechos de losarroyos permanentes o efímeros.

En los cauces menores que desembocan en lamargen austral del cañadón Salado hay buenas ex-posiciones de estos depósitos.

En uno de ellos, la base de la pared está consti-tuida por una capa conglomerádica friable asemiconsolidada que, de un espesor máximo de 70cm se acuña lateralmente hasta desaparecer. Poseeuna estratificación grosera y lentes areniscosos tam-bién con esbozos de pobre estratificación. Sus clastosson redondeados a subredondeados y tienen un diá-metro máximo de 10 centímetros; la selección esmoderada a buena. Un límite neto la separa del ban-co superior, compuesto por una arenisca mediana afina, en algunos sectores masiva y en otros con es-tratificación fina. Tiene lentes conglomerádicos de0,6 x 0,07 m y escasos clastos dispersos que puedenllegar a tener diámetros de 0,15 m (guijarro grande).

El conjunto pasa aguas arriba a facies de menorespesor, en las que aparecen pequeñas artesas de0,5 m de ancho y 0,2 m de profundidad. Los conglo-merados tienen mayor porcentaje de matriz y losclastos un diámetro promedio menor. También au-menta la proporción de bancos areniscosos interca-lados, aquí con espesores menores, del orden deldecímetro. El espesor de la secuencia es aproxima-damente de 3 metros.

Sobre la Meseta de Montemayor hay numerososbajos topográficos que escurren agua ocasionalmen-te, en los que se depositan sedimentos finos, pelíticos.Tienen la estratificación muy fina o laminación grue-sa característica de los depósitos límnicos. Su espe-sor no excede los 5 metros (Franchi, 1983).

Otra localización característica de estos depósi-tos se da en las depresiones existentes entre crestassucesivas de cordones litorales.

3. TECTÓNICA

Dentro de la comarca, los lineamientos estruc-turales reconocibles son escasos y no muy conspi-cuos, pudiéndoselos distinguir únicamente por la ob-

servación de fotografías aéreas e imágenes satelita-les. Se ajustan a dos rumbos predominantes de orien-tación noroeste-sureste y nordeste-suroeste, en co-incidencia con lo que, en varios sectores de la regiónoriental de Chubut, fue descripto por otros autores,entre ellos Franchi (1976), Lapido y Page (1979),Yllañez (1979), Ardolino (1980), Cortés (1981) y Pan-za (1981).

Algunos lineamientos regionales están enmas-carados por la cubierta cuaternaria. Otros, de me-nor envergadura, afectan únicamente al ComplejoMarifil, por lo que no puede apreciarse si los bloquessufrieron desplazamientos relativos.

Posiblemente una de las fracturas de mayor ex-tensión es la que, con rumbo nordeste-suroeste, seubica 10 km al oeste de la costa del golfo de Cama-rones, constituyéndose en el límite occidental de losafloramientos del Complejo Marifil en ese sector.Por su disposición paralela a la línea de ribera, seinterpreta como una falla normal asociada al riftingmesozoico.

Al oeste de punta Tombo, otras fallas menorespondrían en contacto vulcanitas del Complejo Marifilcon sedimentitas de la Formación Río Chico.

Ya en 1918, Windhausen señaló que las actualescaracterísticas morfológicas y geológicas de la pla-nicie costanera patagónica se ajustaban a undiaclasamiento que afectó al antiguo basamento du-rante un episodio que ubicó en el Triásico-Jurásico,pero que sufrió posteriores reactivaciones.

La información obtenida con estudios geofísicosy de pozos de exploración, evidenció una configu-ración en bloques del zócalo cristalino. SegúnLombard y Ferello (1963), los desplazamientos re-lativos de bloques afectaron inicialmente el basa-mento premesozoico, aumentaron notablemente sumagnitud después del Jurásico medio y luego dis-minuyeron progresivamente en las sucesivasreactivaciones.

Uliana et al. (1985) interpretaron que el vul-canismo mesojurásico fue precedido y acompa-ñado por deformaciones de tipo extensional quedieron lugar a la formación de depresionestectónicas de tipo graben o hemigraben. Segúnestos autores, tales estructuras se reconocen cla-ramente en las secciones sísmicas de la cuencaSan Jorge.

Una tercera hipótesis vincula la génesis de ladislocación en bloques al comportamiento rígido conel que el basamento jurásico se ajustó a los movi-mientos de la región andina correspondientes a lafase Araucánica.


El hecho de que en algunos sectores el GrupoChubut no esté afectado por el fallamiento (Franchi,1983), acota temporalmente la génesis y/oreactivación de algunas de estas fracturas. Otras,sin embargo, continuaron activas en tiemposcenozoicos (Lombard y Ferello, 1963; Cortés, 1981a).

Para la región de Camarones, la información esinsuficiente y algo contradictoria. Sobre la base deun pozo realizado en Camarones, que atravesó 914m de rocas del Complejo Marifil, Lombard y Ferello(1963), arribaron a la conclusión de que este sectorhabría estado en situación deprimida respecto a lazona de Pampa de Salamanca, por lo menos en tiem-pos jurásicos.

Los estudios de Kostadinoff y Schillizzi (1996)indicarían que la zona litoral comprendida entre pun-ta Tombo y Camarones correspondería al escalónaustral del Alto de Rawson, constituido por rocasmetamórficas e ígneas de edad precámbrica-paleozoica superior.

Por otra parte, del registro estratigráfico surgeque en la zona de Camarones no existen o estánprácticamente ausentes los depósitos cretácicos ydanianos del Grupo Chubut y la FormaciónSalamanca, y faltarían asimismo los depósitos ini-ciales de la Formación Río Chico. Puede entoncessuponerse que este sector se constituyó en un áreatopográficamente elevada al menos desde el Jurásicosuperior, y mantuvo tales características hasta me-diados del Paleoceno (Lema et al., 1996).

Finalmente, los movimientos registrados en elárea durante el Cenozoico fueron únicamente de tipoepirogénico, con predominio de la epirogénesis posi-tiva, especialmente desde el Plioceno. Según Isla etal. (en Codignotto et al., 1993) la tendencia de as-censo de la costa patagónica se aproxima a una cur-va exponencial en los últimos 400.000 años. Para elsector de bahía Vera, Bayarsky y Codignotto (1982)y Codignotto (1987) han calculado un ascenso netode 20-22 m en los últimos 40.000 años.

4. GEOMORFOLOGÍA

El paisaje de la Hoja Camarones ha sido mode-lado predominantemente por los procesos fluvial yeólico, y por el oleaje y las corrientes marinas en lazona de ribera.

Teniendo en cuenta estos procesos morfo-genéticos y las formas que de ellos resultan, pode-mos dividir el área en tres sectores: mesetiforme,intermedio y costanero.

Sector mesetiforme: La meseta abarca princi-palmente la parte noroccidental de la Hoja. Presentauna altitud media de 300 m y una suave pendientehacia el este. Culmina en una escarpa de erosión muyrecortada cuya altura promedio es de 60 m (Franchi,1976). Es una extensa superficie cubierta por unadelgada capa de gravas y arenas. La permeabilidadde las gravas facilita la infiltración, reduciendo elescurrimiento superficial y, por lo tanto, la erosión.De tal modo, estos mantos de gravas actúan comocubierta protectora para los friables depósitos tercia-rios subyacentes, permitiendo el desarrollo de una pla-nicie estructural, con sus márgenes recortadas porcursos de agua efímeros y cañadones.

Sobresalen en esta planicie cerros aislados, com-puestos por rocas del Complejo Marifil (cerros Salpi,Santa Elena y otros innominados ubicados al no-roeste de este último) que constituyen remanentesde erosión que se levantan por arriba de la meseta.También hay pequeños bajos endorreicos, distribui-dos irregularmente en el sector nororiental de lameseta. Son de forma elipsoidal y de pequeñas di-mensiones, con diámetros variables de hasta 80 my una profundidad máxima de 2 m (Franchi, 1976).Estas cuencas se generaron por sublavado de ma-terial fino de la Formación Montemayor y de lasunidades terciarias infrayacentes. Concomitan-temente las aguas de origen pluvial transportanmaterial fino hacia los bajos, de donde es eliminadopor deflación a causa de los fuertes vientos prove-nientes del oeste.

Los ríos son todos de régimen efímero y hábitoanastomosado y en algunos sectores desarrollanamplias planicies aluviales.

La acción fluvial fue más importante en el sec-tor centro-occidental, donde se observa unpaleocauce de escasa expresión geomórfica.

Sector intermedio: A partir de la destruccióndel antiguo nivel de agradación de la meseta deMontemayor se desarrolló una morfología diferenteentre la franja costera y el nivel superior de dichameseta. Se pueden distinguir tres paisajes distintos:las planicies de pedimentación, y los ambientes la-brados en el Complejo Marifil y en las sedimentitasterciarias respectivamente.

Los pedimentos constituyen posiblemente el ras-go más destacado en este sector. Fueron elabora-dos en los depósitos terciarios, principalmente en lasFormaciones Sarmiento y Río Chico. El material quecubre los antiguos niveles de pedimento está com-puesto por una capa de rodados redepositados. És-tos provienen de la destrución del nivel de la Forma-

Camarones 27

ción Montemayor, por retroceso de la escarpa deerosión que bordea la meseta.

A partir de la degradación de los Rodados Pata-gónicos y de los sucesivos descensos del nivel de base,se generaron en la zona distintos niveles de pedimen-tación. Del más antiguo sólo se conservan remanen-tes en el cerro Meseta, que constituye un verdaderomonte isla. El nivel inferior tiene su mayor desarrolloen los alrededores de la estancia El Verdín.

En general los mejor representados son los pe-dimentos litorales. En las áreas de las bahías Vera yCamarones inclinan suavemente hacia el naciente.En el sector austral que se extiende desde Barran-cas Blancas, cerro El Molle, estancia El Sauce ycerro Colorado, la pendiente es hacia el sur.

También se han elaborado pedimentos de flancos.s., labrados a favor de los niveles de base localesrepresentados por los cañadones Salado y Davies.Los mejores ejemplos se encuentran en la margenseptentrional del cañadón Salado.

El retroceso de la escarpa de erosión que bor-dea la Meseta de Montemayor fue dejando superfi-cies de pedimentación, generalmente adosadas al piede la escarpa. A partir de estas últimas superficiesse han formado suaves lomadas redondeadas deescasa pendiente, desarrolladas sobre el ComplejoMarifil. Esto representa la exhumación de lapeneplanicie preterciaria labrada sobre esta unidad.

Con posterioridad a su exhumación esta super-ficie es rejuvenecida y la erosión vertical labra so-bre ella profundos y estrechos valles encajonadosdonde se exponen en paredones subverticales losmantos ignimbriticos.

En los niveles de pedimento, como consecuen-cia del rejuvenecimiento, la disección llega a borrarpor completo el plano de pedimentación, dejandocomo resultado un relieve de lomadas bajas, suaveso moderadamente empinadas. Un ejemplo de esteproceso es el típico paisaje de bad lands formadoen el sector del puesto El Molle.

La escarpa de erosión desarrollada principalmen-te en la Formación Patagonia muestra por sectorescornisas que sobresalen en un perfil, como resultadode la erosión diferencial sobre las areniscascoquinoideas y coquinas mas resistentes.

En este ambiente la red de drenaje, de régimenefímero, presenta un diseño dendrítico bien desarro-llado.

Sector costanero: Las geoformas elaboradasen este paisaje dependen fundamentalmente de lascaracterísticas litológicas de las rocas en las cualesestán labradas.

El paleorrelieve del Complejo Marifil y la cu-bierta de sedimentitas terciarias, determina que enla línea de ribera queden alternativamente expues-tas las resistentes vulcanitas jurásicas ó las friablessedimentitas terciarias. Cuando asoman las prime-ras se forma una costa recortada, generalmente alta,en algún caso acantilada o con caletas, bahías, pun-tas o cabos. En el segundo caso, las litologías pocoresistentes de estas unidades favorecen un retroce-so más acelerado de la línea de costa, originándosede este modo las dos grandes bahías Vera y Cama-rones.

La península Betbeder, situada en el centro dela zona costera, fue anteriormente un tómbolo do-ble. En el extremo oriental de la misma afloran lasvulcanitas formando un promontorio que cae a pi-que hasta el mar. Hacia el oeste, el terreno baja pau-latinamente. En algún momento la península consti-tuía una isla, la cual posteriormente se unió al conti-nente por medio de dos barras. La albuferacircunscripta por estos accidentes fue posteriormenterellenada por material aluvial (Franchi, 1976). Pro-cesos similares dieron origen a la península de SanAntonio y la que se halla al naciente de Puerto Melo.

Desde la punta Atlas hasta el límite norte de laHoja la costa vuelve a tener formas recortadas, aun-que no tanto como en los sectores del centro y sur.El Complejo Marifil tiene escaso desarrollo y estáseparado por asomos de la Formación Río Chico yde la cubierta cuaternaria. El accidente más conspi-cuo es la punta Tombo, afloramiento de ignimbritasjurásicas semicubiertas por cordones litorales y pla-yas de arena. Estas últimas aparecen también al nortey sur de la citada punta y en la bahía Janssen.

En el sector norte desde la punta Atlas hastaCabo Raso, y en la parte austral desde la puntaGuanaco hasta la punta Gaviota, la costa es bajacon amplias entradas de mar - bahía Vera, caletaRaso y bahía Camarones - separadas por puntasdonde aflora el Complejo Marifil. A lo largo de estesector de la ribera se desarrollan dos tipos de pla-yas: de grava arenosa, en algunos casos con restosde valvas, con características semejantes a los de-pósitos de cordones litorales antiguos, y playas are-nosas restringidas a pequeñas caletas y bahías. Enla parte norte de las playas del puerto Larrea y en lacaleta Raso existen médanos a veces fijados por lavegetación, originados por la acumulación de arenaproveniente de las mismas playas, que es transpor-tada por los vientos del sur y suroeste.

Las playas están flanqueadas hacia el oeste porsucesivos cordones litorales. Estos últimos y las te-


rrazas se disponen en general en forma discontinuaen una faja paralela a la línea de ribera.

Pueden distinguirse varios niveles de cordoneslitorales. Los más antiguos afloran en los alrededo-res del cerro Unión, los más recientes se disponenen forma paralela a la línea de costa actual. En lazona austral los más antiguos permiten inferir unapaleogeografía diferente.

Alcanzan mayor desarrollo en las zonas de laspuntas Guanaco y Fabián, del puerto Santa Elena yespecialmente en el extremo sur de la Hoja.

La altura sobre el nivel del mar aumenta con sudistancia a la actual línea de ribera, del mismo modose incrementa el grado de erosión y la densidad dela vegetación. En algunos casos hay cordones conti-guos adosados, pero generalmente están separadospor depresiones ocupadas por depósitos aluvialesarcillosos o lagunas efímeras. Estas últimas tienenforma alargada y disposición paralela a la costa.Aunque algunos arroyos mueren en ellas, en otroscasos la acreción de sucesivos cordones fue provo-cando la paulatina migración de los cursos en formaparalela a la línea de ribera, hasta encontrar su finaldesembocadura en el mar.

En las zonas de Cabo Raso, Camarones y caboDos Bahías los depósitos marinos litorales tienenaspecto mesetiforme y han sido descriptos porFeruglio (1950) como terrazas marinas. Aunque sub-sisten dudas al respecto, el origen de las mismasparece obedecer a la acreción de crestas de cordo-nes litorales sucesivos antes que a fenómenos deabrasión costera. Tal podría ser también el origen dela amplia planicie aterrazada que se extiende al surde la estancia La Ernesta y el puesto La Colorada.

Los sucesivos niveles de cordones litorales yterrazas marinas, como así también las característi-cas generales de la línea de ribera, indicarían unacosta de emersión.

5. HISTORIA GEOLÓGICA

Desde el inicio del Jurásico, cuando elsupercontinente de Gondwana evolucionaba en con-diciones de pre-rift y rift, la región estuvo sometidaa procesos de extensión. Se generaron así cuencasde tipo graben y hemigraben, en algunos casos porreactivación de fracturas preexistentes. El vulcanis-mo riolítico asociado configuró un nuevo escenario,en el que el relieve previo fue en gran medida aho-gado por los potentes mantos lávicos y piroclásticosdel Complejo Marifil.

Durante el Jurásico superior, cuando la regiónfue presumiblemente afectada por los movimientosintramálmicos, se habría acentuado la estructuraciónen grandes bloques, en su mayoría prefigurados porlos lineamientos tectónicos previos. A partir de esemomento, la comarca habría quedado constituidacomo un área topográficamente elevada, sujeta aprocesos de denudación que llevaron a lapeneplanización regional del paisaje volcánico. Ta-les condiciones habrían perdurado hasta comienzosdel Terciario. De tal modo, el episodio transgresivo-regresivo que aconteció en la Patagonia central yoriental en el límite cretácico-terciario, solamenteafectó a un restringido sector del ángulo sudoccidentalde la Hoja, donde quedó representado por los depó-sitos regresivos de la Formación Salamanca, de edaddaniana.

Esta fase regresiva tuvo lugar bajo un clima cá-lido y húmedo pues la región cordillerana no habíaalcanzado todavía una elevación suficiente comopara impedir el paso de los vientos del Pacífico. Esteclima se mantuvo posiblemente hasta el Eocenomedio, cuando comenzó una retracción de las preci-pitaciones y la temperatura.

Es a partir del Paleoceno superior cuando la re-gión se convierte en receptora de sedimentos, con lainstauración de un ambiente continental de llanura.La sedimentación, predominantemente de tipofluviolacustre, dio origen a los depósitos de la For-mación Río Chico.

Aunque durante el Eoceno perduró el ambientecontinental, se produjo un cambio de régimensedimentario, con el aporte de importantes volúme-nes de ceniza volcánica provenientes de la actividadvolcánica del área occidental. El carácter pulsátil dela misma tuvo su correlato aquí en la discontinuidadde los procesos sedimentarios, lo que permitió eldesarrollo de varios niveles de paleosuelos. Corrien-tes fluviales de baja competencia divagaban por pai-sajes arreicos mientras el viento contribuía a la dis-persión y redepositación de los sedimentos de la For-mación Sarmiento. Este episodio continuó durantela primera parte del Oligoceno en un contextoclimático árido a semiárido, debido a que la cordille-ra ya representaba una barrera para la humedad delos vientos provenientes del Pacífico.

Luego, posiblemente como consecuencia de latectónica andina, se habría producido un descensocontinental que, sumado a posibles cambios eustáticosgenerados por variaciones del volumen de hielo po-lar, condujo a la ingresión del mar patagoniense. Di-cho mar, cuya profundidad no habría excedido los

Camarones 29

200 metros, cubrió gran parte de la Patagonia costa-nera entre Río Negro y Santa Cruz durante elOligoceno superior y el inicio del Mioceno.

Durante el Mioceno superior-Plioceno inferior,comenzaron a depositarse los sedimentos continen-tales de la Formación Isla Escondida.

Finalizando los tiempos terciarios actuó un pro-ceso de pedimentación de escala regional, que diolugar a la formación de un espeso manto de rodadosprovenientes de las comarcas occidentales. Así que-dó configurado el nivel de agradación más antiguo,representado por la Formación Montemayor.

Posteriormente, sucesivos movimientos de as-censo continental y cambios en el nivel del mar porefecto de las glaciaciones, modificaron repetidamenteel nivel de base regional. La consecuente reitera-ción de episodios de pedimentación-agradación con-dujo a la formación de nuevos niveles de agradaciónde origen fluvial y marino.

A fines del Pleistoceno el nivel del mar habríadescendido en el litoral patagónico hasta un mínimode 110 m por debajo del nivel actual. Luego, durantela etapa postglacial del Holoceno se produjo la últi-ma transgresión que dio origen a los depósitos de laFormación Zanjón El Pinter. Aunque es posible quehaya habido breves oscilaciones en tiempos recien-tes, la tendencia que parece mantenerse actualmen-te es la de una costa en emersión.

6. RECURSOS MINERALES

En el ámbito de la Hoja Camarones no existenrecursos mineros de gran importancia económica,aunque en las décadas del sesenta y setenta algunasexpectativas de este tipo las albergaron los depósi-tos de alunita. Las manifestaciones fueron estudia-das por la Dirección Nacional de Minería, con elobjeto de determinar su presunta utilización comomateria prima para la obtención de aluminio y otrosderivados. Los depósitos de guano en las islas de sulitoral atlántico, a pesar de no ser de gran magnitud,poseen buenas leyes y permiten una explotación enforma muy esporádica.

Este trabajo es estrictamente de compilaciónbibliográfica, por lo que existen imprecisiones en lasituación geográfica de las manifestaciones y de-pósitos. En el caso de las manifestaciones de alunita,cada punto de localización mineral representa enrealidad un grupo de depósitos o manifestacionespróximas ubicado en la roca hospedante corres-pondiente.

DEPÓSITOS DE MINERALES INDUSTRIALES(Incluye Materiales de Construcción y Rocas Orna-mentales)

Alunita

Los mayores depósitos de este mineral se loca-lizan en las proximidades de la localidad de Camaro-nes, a la que puede accederse a través de la rutaprovincial 30 a partir de su empalme con la ruta na-cional 3. Desde aquí se llega a las manifestacionesutilizando caminos y huellas vecinales. Existen otrasmanifestaciones de menor magnitud, situadas a unos25 km al noroeste de Cabo Raso.

La alunita se presenta en forma de concrecio-nes esféricas o “bochones”, en general con un altogrado de silicificación, intercalados dentro de un ban-co arcilloso de composición predominantementemontmorillonítica, y del cual pueden extraerse consuma facilidad. Su distribución es muy irregular tan-to horizontal como en forma vertical. En la región deCamarones este banco constituye la porción supe-rior de la Formación Río Chico (ver Formación RíoChico). Los bochones mineralizados tienen un ta-maño variable entre 10 cm de diámetro mínimo y1,50 m de diámetro como máximo. Las numerosasmediciones sobre los bochones efectuadas porAnselmino (1965, 1967) permitieron establecer unamoda de tamaños de 30x40x50 cm, considerándoloscomo cuerpos en los que se pueden reconocer tresejes distintos.

Los bochones, compactos y de aspecto porcela-náceo, presentan fractura concoidea y color blan-co marfil a pardo rojizo. En algunos sectores, fue-ron puestos al descubierto por la erosión y esparci-dos irregularmente sobre el relieve. Una vez libe-rados, por efectos de la meteorización se agrietany rompen en fragmentos más pequeños de bordesagudos y filosos. En cambio los que permanecenen el interior del banco arcilloso soportan una cu-bierta de estéril de espesor variable entre 0,30 y 4metros.

Ocasionalmente al romper algunos bochones sepuede observar en su parte central alunita pura sinsilicificar, de aspecto terroso, fácilmente disgrega-ble, de color blanco y muy suave al tacto.

Existe la posibilidad de que algunas de las con-creciones de alunita no se hallen in situ, sino quehayan sido transportadas a partir de los depósitosoriginales, ya que el hecho de encontrarse asocia-das con abundante montmorillonita facilitaría su des-lizamiento por gravedad.


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Hayase et al. (1971) desde el punto de vistamineralógico determinaron que la alunita posee unhábito cristalino pseudocúbico, de dimensiones en-tre 2 y 10 micrones, constituida por un 70% dealunita potásica, 29% de natroalunita, y asociadacon caolinita y cristobalita. La alunita opalizadaaparece al microscopio como un panal de abejas,cuyas paredes están compuestas por una finísimapelícula de ópalo (1 micrón), y las celdillas ocupa-das por cristales de sulfato de aluminio (Sister yKlein, 1952)

Sister y Klein (1952) reconocieron 18 cuerposmineralizados; 4 de ellos fueron estudiados, explo-rados y cubicados por Anselmino en la década delsesenta, realizando sobre ellos 108 pozosexploratorios, obteniendo leyes de Al

20

3 variables

entre 24% y 32%, y sus reservas fueron estimadasen 582.432 toneladas.

La génesis de estos depósitos fue consideradapor Olivieri y Terrero (1952), Sister y Klein (1952),Anselmino (1967), Hayase et al. (1971) y Camacho(1979).

Áridos

En proximidades de la costa e inmediatamenteal suroeste de la localidad de Camarones, se ubicala cantera “Playa Elola”. Se trata de depósitos desuave relieve de los que se extraen arenas y gravasdestinadas a abastecer las necesidades del mercadolocal.

Guano

Estos depósitos se encuentran ubicados en la islaLeones al sur-suroeste del cabo Dos Bahías y a unos1.000 m del continente.

La isla está constituida por pórfidos riolíticos(Catalano, 1933) del Complejo Marifil, que configu-ran un paisaje de suaves lomadas en la parte centralde la isla, y de acantilados abruptos en la costa. Lasrocas fueron afectadas por diaclasas de rumbo ge-neral este-oeste que han facilitado su meteorizaciónfísica, provocando la separación de la roca en blo-ques y abundantes fragmentos menores.

Cuatro muestras extraídas por Catalano (1933)en un pozo de aproximadamente 2 m de profundi-dad, donde cada una de ellas representa un comúnde 50 cm de espesor, dio valores entre 3,82 y 12,63%de fosfatos en P

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5.

Catalano (1933) estimó que la cantidad mínimade guano que se podría extraer de este depósito se-

ría del orden de las 15.000 toneladas, con una ley enP

20

5 no menor del 8%, destacando que si bien se

trata de un yacimiento de poca magnitud, podría ad-quirir mayor importancia si se tienen en cuenta lasdemás islas del litoral atlántico.

El guano en superficie es lixiviado por el aguameteórica y sus materiales solubles arrastrados ha-cia abajo, produciendo un enriquecimiento de fosfatosen los horizontes inferiores.

Otros depósitos de guano que han sido motivode explotación en forma esporádica están situadosen las islas Blancas, frente a la localidad de Cama-rones y a una milla de la costa (Sister y Klein, 1952).Su entorno geológico y las características del yaci-miento serían similares a las descriptas para la islaLeones.

Piedra laja

El intenso diaclasamiento que suelen presentaren algunos sectores las tobas e ignimbritas del Com-plejo Marifil posibilita la extracción de piedra laja.Tal sería el caso de la cantera Ceferino Namuncurá,a la fecha inactiva, sobre la cual se han desarrolladoalgunas labores mineras que permiten inferir una in-cipiente extracción.

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO

Península Betbeder - Tómbolo doble

Este sector reviste un moderado interés didácti-co y geomorfológico. En él se puede observar la for-mación de un tómbolo doble. Los procesos deacreción marina produjeron la unión de islas - entresí y con el continente - por crecimiento de barras yespigas.

Cantera Ceferino Namuncurá

Sitio de moderado valor didáctico y minero.Afloran potentes mantos ignimbríticos de hasta 50m de espesor. Las rocas están inalteradas e intensa-mente diaclasadas según varios sistemas, entre loscuales predomina el de dirección norte-sur. La se-paración de los planos tiene un valor mínimo de 3centímetros. Estas propiedades favorecieron la ex-plotación de lajas utilizadas como material de reves-timiento en la industria de la construcción. Las ca-racterísticas del yacimiento permitirían una explota-ción de alcance nacional.


Sector de la estancia y puesto La Ernesta

Es un área de interés geomorfológico y didácti-co moderado. Desde la estancia La Ernesta partehacia el sur un camino que conduce hacia el puestoLa Ernesta, cerca de la costa. El tramo septentrio-nal del camino se extiende sobre un pedimento lito-ral cuya cota relativamente elevada permite unabuena observación panorámica. Hacia el sureste

puede apreciarse la distribución de las sedimentitaseoterciarias, ajustada al paleorrelieve volcánico delmesozoico.

Continuando por el camino hacia el sur se llegaal ambiente de cordones litorales, con una superficiesuavemente ondulada que decrece paulatinamentehacia la costa. Antes de llegar a la misma se bordeauna cresta formada por riolitas e ignimbritas delsustrato volcánico.

Camarones 33

BIBLIOGRAFÍA

ALRIC, V., M. HALLER, G. FÉRAUD, H.BERTRAND y M. ZUBIA, 1996. Cronología40

Ar/39

Ar del volcanismo jurásico de laPatagonia extrandina. Actas 13° CongresoGeológico Argentino y 3° Congreso de Explo-ración de Hidrocarburos, 5: 243-250. BuenosAires.

AMEGHINO, F., 1898. Sinopsis geológico-paleontológico. Segundo Censo de la RepúblicaArgentina, 1: 111-225. Buenos Aires.

AMEGHINO, F., 1900-1902. L’Age des formationssedimentaires de Patagonie. Anales SociedadCientífica Argentina, 50: 109-130. Buenos Ai-res.

AMEGHINO, F., 1906. Les formations sédimentairesdu Cretacé supérieur et du Tertiaire dePatagonie. Anales Museo Nacional Historia Na-tural Buenos Aires, serie 3a., 15 (8): 1-568. Bue-nos Aires.

ANDREIS, R., 1981. Identificación e importanciageológica de los Paleosuelos. Editora daUniversidade Federal do Rio Grande do Sul,Livro/texto, 2, 67 p. Porto Alegre.

ANDREIS, R., M. MAZZONI y L. SPALLETTI,1975. Estudio estratigráfico y paleoambiental delas sedimentitas terciarias entre Pico Salamancay Bahía Bustamante, provincia de Chubut, Re-pública Argentina. Revista de la Asociación Geo-lógica Argentina, 30 (1): 85-103. Buenos Aires.

ANGULO, R., F. FIDALGO, M.A. GÓMEZ PE-RAL y E. SCHNACK, 1979. Las ingresionesmarinas cuaternarias en la bahía de San Anto-nio Oeste y sus vecindades, provincia de RíoNegro. Actas 7° Congreso Geológico Argenti-no, 1:271-283. Buenos Aires.

ANGULO, R., F. FIDALGO, M.A. GÓMEZ PE-RAL y E. SCHNACK, 1981. Geología yGeomorfología del Bajo de San Antonio y alre-dedores, provincia de Río Negro. CIC (RíoNegro), Serie Estudios y Documentos, 8, 25 p.Viedma.

ANSELMINO, A.M., 1965. Breve información so-bre lo realizado con motivo del estudio de laalunita zona de Camarones, Dpto. FlorentinoAmeghino, Chubut. Instituto Nacional de Geo-logía y Minería, carpeta 1044: 1-11, (inédito).Buenos Aires.

ANSELMINO, A.M., 1967. Estudio geológico-eco-nómico de la alunita zona de Camarones, Dpto.Florentino Ameghino. Chubut. Instituto Nacio-nal de Geología y Minería, carpeta 477 : 1-57,(inédito). Buenos Aires.

ARCHANGELSKY, S., 1976. Palinología delPaleoceno de Chubut. II. Diagramas polínicos.

Ameghiniana. Asociación Paleontológica Argen-tina, 13 (1): 43-55. Buenos Aires.

ARDOLINO, A., 1980. Descripción Geológica dela Hoja 47g Garayalde. Provincia del Chubut.Dirección Nacional de Servicio Geológico, 189p., (inédito). Buenos Aires.

BAYARSKY, A., 1996. Análisis mineralógico dematerial proveniente de la Hoja Camarones. Di-rección Nacional de Servicio Geológico, 3 p.,(inédito). Buenos Aires.

BAYARSKY, A. y J.O. CODIGNOTTO, 1982.Pleistoceno-Holoceno marino en Puerto Lobos,Chubut. Revista de la Asociación Geológica Ar-gentina, 37 (1): 91-99. Buenos Aires.

BERTELS, A., 1975. Bioestratigrafía del Paleocenomarino en la provincia de Chubut, RepúblicaArgentina. Actas 1° Congreso Argentino dePaleontología y Bioestratigrafía, 2: 271-316.Tucumán.

BERTELS, A., 1980. Estratigrafía y foraminíferos(Protozoa) bentónicos de la Formación MonteLeón (Oligoceno) en su área tipo, provincia deSanta Cruz, Rep. Argentina. Actas 2° Congre-so Argentino Paleontología y Bioestratigrafía y1° Congreso Latinoamericano de Paleontología,2: 213-273. Tucumán.

BOND, M., A. A. CARLINI, F. J. GOIN, L.LEGARRETA, E. ORTIZ JAUREGUIZAR, R.PASCUAL and M. A. ULIANA, 1995.Episodes in South American land mammalevolution and sedimentation: testing theirapparent concurrence in a palaeocenesuccession from central Patagonia. Actas 6°Congreso Argentino de Paleontología yBioestratigrafía: 47-58. Trelew.

BRUHN, R. L., C. R. STERN and M. J. DE WIT,1978. Field and geochemical data bearing on thedevelopment of a mesozoic volcano-tectonic riftzone and back arc basin in southernmost SouthAmerica. Earth and Planetary Science Letters,41: 32-46.

BUSTEROS, A., R. GIACOSA y H. LEMA, 1998.Hoja Geológica 4166-IV Sierra Grande. Provin-cia de Río Negro. Dirección Nacional de Servi-cio Geológico, Boletín 241, 1-75. Buenos Aires.

CAMACHO, H., 1967. Las transgresiones delCretácico superior y Terciario de la Argentina.Revista de la Asociación Geológica Argentina,22 (4): 253-280. Buenos Aires.

CAMACHO, H., 1974. Bioestratigrafía de las for-maciones marinas del Eoceno y Oligoceno dela Patagonía. Anales Academia de CienciasExactas, Fisicas y Naturales, 26: 39-57. Bue-nos Aires.

CAMACHO, H., 1979. Descripción geológica de laHoja 47h-48g, Bahía Camarones. Provincia de


Chubut. Boletín del Servicio Geológico Nacio-nal, 153, 29 p. Buenos Aires.

CAMACHO, H. y J. FERNÁNDEZ, 1956. La trans-gresión patagoniense en la costa atlántica entreComodoro Rivadavia y el curso inferior del ríoChubut. Revista de la Asociación Geológica Ar-gentina, 11 (1): 23-45. Buenos Aires.

CARAMÉS, A. A., 1993. Foraminíferos y bio-estratigrafía del Cretácico superior y Terciarioinferior del sur de Argentina. Tesis Doctoral Uni-versidad de Buenos Aires, 390 p., (inédito).Buenos Aires.

CATALANO, L.R., 1933. Depósito de guano en laisla Leones (Territorio del Chubut), DirecciónNacional de Minas y Geología, 1.000: 1-19. Bue-nos Aires.

CELESTE, R., 1940. Relaciones entre el Rocaneanoy el Salamanqueano en la zona comprendidaentre Mamelones de Pinedo y Vicente Mena yAlejandro Nay en el valle del río Chico, Chubut.Tesis doctoral, Facultad de Ciencias Naturalesy Museo, Universidad Nacional La Plata, 56 p.,(inédito). La Plata.

CHEBLI, G. y S. SCIUTTO, 1977. Levantamientogeológico de la zona comprendida entre sierra ymeseta Cuadrada, Garayalde y curso inferiordel río Chubut. Yacimientos Petrolíferos Fisca-les, 54 p., (inédito). Buenos Aires.

CIONCHI, J.L., 1987. Depósitos marinoscuaternarios de Bahía Bustamante, Provincia delChubut. Revista de la Asociación Geológica Ar-gentina, 42 (1-2): 61-72. Buenos Aires.

CIONE, A., 1978. Aportes paleoictiológicos al co-nocimiento de la evolución de las paleotem-peraturas en el área austral de América del Surdurante el Cenozoico. Ameghiniana, 15 (1-2):183-208. Buenos Aires.

CODIGNOTTO, J.O., 1984. Estratigrafía ygeomorfología del Pleistoceno Holoceno costa-nero entre los paralelos 53°30’sur y 42°00’sur.Actas 9° Congreso Geológico Argentino, 3: 513-519. Buenos Aires.

CODIGNOTTO, J.O., 1987. Cuaternario marinoentre Tierra del Fuego y Buenos Aires. Revistade la Asociación Geológica Argentina, 42 (1-2):208-212. Buenos Aires.

CODIGNOTTO, J.O., S. MARCOMINI y S.SANTILLANA, 1988. Terrazas marinas entrePuerto Deseado y Bahía Bustamante, SantaCruz, Chubut. Revista de la Asociación Geoló-gica Argentina, 43 (1): 43-50. Buenos Aires.

CODIGNOTTO, J.O., R. KOKOT y S. MARCO-MINI, 1993. Desplazamientos verticales y ho-rizontales de la costa argentina en el Holoceno.Revista de la Asociación Geológica Argentina,48 (2): 125- 132. Buenos Aires.

CORTÉS, J., 1981a. El substrato precretácico delextremo noreste de la provincia del Chubut.Revista de la Asociación Geológica Argentina,36 (3): 217-235. Buenos Aires.

CORTÉS, J., 1981b. Estratigrafía cenozoica y es-tructura al oeste de la península de Valdés, Chu-but. Consideraciones tectónicas y paleo-geográficas. Revista de la Asociación Geológi-ca Argentina, 36 (4): 424-445. Buenos Aires.

DARWIN, C., 1839. Narrative of the surveryingvoyages of H.M.S. Adventure and Beagle,between the years 1826 and 1836, Colburn, H.(Ed.), 3, 615 p. Londres.

DARWIN, C., 1846. Geological observations of co-ral reef, volcanic islands and on South America,479 p. London.

DE BARRIO, R., 1993. El volcanismo ácido jurásicoen el noroeste de Santa Cruz, Argentina. Actas12° Congreso Geológico Argentino y 2° Con-greso de Exploración de Hidrocarburos, 4: 189-198. Buenos Aires.

DI PAOLA, E. y H. MARCHESE, 1973. Litoes-tratigrafía de la Formación Patagonia en el áreatipo (Bajo de San Julián, desembocadura del ríoSanta Cruz). Provincia de Santa Cruz. Repúbli-ca Argentina. Actas 5° Congreso GeológicoArgentino, 3: 207-222. Buenos Aires.

DÖERING, A., 1822. Informe oficial de la Comi-sión Científica agregada al Estado Mayor Ge-neral de la Expedición al Río Negro (Patagonia),3, Geología: 299-530. Buenos Aires.

D’ORBIGNY, A., 1842. Voyage dans l’Ameriquemeridionale. 3, 3, Geologie: 7-277. París.

ECHEVARRÍA, A., 1997. Informe micropaleon-tológico (ostrácodos) de muestras de la Hoja 4566-II Camarones. Instituto de Geología yRecursosMinerales, 5 p., (inédito). Buenos Aires.

FASANO, J. L., F. ISLA y E. SCHNACK, 1983.Un análisis comparativo sobre la evolución deambientes litorales durante el Pleistoceno tar-dío-Holoceno: Laguna Mar Chiquita (BuenosAires) - Caleta Valdés (Chubut). Actas Simpo-sio «Oscilaciones del nivel del mar durante elúltimo hemiciclo demiglacial en la Argentina»:24-47. Mar del Plata.

FASANO, J.L., F. ISLA y E. SCHNACK, 1984.Movimientos relativos de la interfase con-tinental-oceánica en el sector oriental de lapenínsula de Valdés, Chubut, Argentina. Evi-dencias aportadas por depósitos litoralescuaternarios. Resúmenes Simposio «Cam-bios del nivel del mar y evolución costeraen el Cuaternario tardío»: 32-35. Mar delPlata.

FERUGLIO, E., 1929. Apuntes sobre la constitu-ción geológica de la región del Golfo de San

Camarones 35

Jorge. Anales Sociedad Científica Estudios Geo-gráficos. GAEA, 3, 2: 395-486.

FERUGLIO, E., 1949a. Descripción geológica de laPatagonia. Publicaciones Especiales Yacimien-tos Petrolíferos Fiscales, 1, 334 p. Buenos Ai-res.

FERUGLIO, E., 1949b. Descripción geológica de laPatagonia. Publicaciones Especiales Yacimien-tos Petrolíferos Fiscales, 2, 349 p. Buenos Ai-res.

FERUGLIO, E., 1950. Descripción geológica de laPatagonia. Publicaciones Especiales Yacimien-tos Petrolíferos Fiscales, 3, 431 p. Buenos Ai-res.

FIDALGO, F. y J. C. RIGGI, 1965. Los RodadosPatagónicos en la meseta de Guenguel y alre-dedores. (Santa Cruz). Revista de la Asocia-ción Geológica Argentina, 20 (3): 273-325. Bue-nos Aires.

FIDALGO, F. y J. C. RIGGI, 1970. Considaracionesgeomórficas y sedimentológicas sobre los Roda-dos Patagónicos. Revista de la Asociación Geo-lógica Argentina, 25 (4): 430-447. Buenos Aires.

FLORES, M. A., 1956. Reconocimiento geológicoentre Malaspina y Camarones. Chubut. Yaci-mientos Petrolíferos Fiscales, 200, 15 p., (inédi-to).

FRANCHI, M., 1976. Descripción geológica de laHoja 46g, Bahía Vera. Provincia del Chubut. Di-rección Nacional de Servicio Geológico, 47 p.,(inédito). Buenos Aires.

FRANCHI, M., 1983. Descripción geológica de laHoja 45g, Monte Triste. Provincia del Chubut.Boletín Servicio Geológico Nacional, 191, 55p.,Buenos Aires.

FRANCHI, M., M. HALLER, O. LAPIDO, R.PAGE y A. PESCE, 1975. Geología de la re-gión nororiental de la provincia del Chubut, Re-pública Argentina. Actas 2° Congreso Ibero-Americano de Geología Económica, 4: 125-141.Buenos Aires.

GASPARINI, Z., 1981. Los crocodylia fósiles de laArgentina. Ameghiniana, 18 (3-4): 177-205. Bue-nos Aires.

GELÓS, E., J. SPAGNUOLO y R. SCHILLIZI,1992. Las unidades morfológicas de la costaoeste del golfo San Matías y su evolución. Re-vista de la Asociación Geológica Argentina, 47(4): 365-372. Buenos Aires.

GONZÁLEZ DÍAZ, E. y E. MALAGNINO1984. Geomorfología. En V. Ramos (Ed.):Geología y Recursos Naturales de la Pro-vincia de Río Negro, 1 (13): 347-364. Bue-nos Aires.

GUST, D. A., K. T. BIDDLE, D. W. PHELPS y M.A. ULIANA, 1985. Associated Middle to Late

Jurassic volcanism and extension in southern SouthAmerica. Tectonophysics, 116: 223-253.

HALLER, M. J., A. H. DEMICHELIS, J. B. CA-BREROS y M. A. PARDO, 1990. Litología ygeoquímica del vulcanismo triásico jurásico enla Patagonia extrandina y su relación con elrifting gondwánico. Actas 11° Congreso Geoló-gico Argentino, 1: 56-59. San Juan.

HAYASE, K., O. SCHINCARIOL y P.J. MAIZA,1971. Ocurrencia de alunita en cinco yacimien-tos de caolín en Patagonia: mina Equivocada, minaLoma Blanca, mina Estrella Gaucha, mina Gatoy Camarones, República Argentina. Revista Aso-ciación Argentina de Mineralogía, Petrología ySedimentología, 2 (3-4): 49-72. Buenos Aires.

HUGO, C., H. LEANZA, O. MASTANDREA yC. OBLITAS, 1981. Depósitos fosfáticos con-tinentales en la Formación Río Chico (Terciarioinferior). Provincia del Chubut. Actas 8° Con-greso Geológico Argentino, 4: 485-495. BuenosAires.

INTERNATIONAL UNION GEOLOGICALSCIENCES, 1989. Global stratigraphyc chart.Compiled by J. Cowie and M. Basset. Episodes,12, 2.

KOSTADINOFF, J. y R. SCHILLIZZI, 1996.Geofísica y geología del litoral atlántico com-prendido entre el río Chubut y puerto Camaro-nes, provincia del Chubut. Revista de la Aso-ciación Geológica Argentina, 51 (4): 387-392.Buenos Aires.

LAPIDO, O y R. PAGE, 1978. Relaciones estra-tigráficas y estructura del Bajo de la Tierra Co-lorada (Provincia del Chubut). Actas 7° Con-greso Geológico Argentino, 1: 299-313. BuenosAires.

LEGARRETA, L. y M. A. ULIANA, 1994. Aso-ciaciones de fósiles y hiatos en el supracretá-cico-neógeno de Patagonia: una perspectivaestratigráfico-secuencial. Ameghiniana, 31 (3):257-281. Buenos Aires.

LEMA, H., A. BUSTEROS, O. H. PAPÚ y E.SEPÚLVEDA, 1996. Lito y palinoestratigrafíade la Formación Río Chico en la región de Ca-marones, Provincia del Chubut. Argentina. Re-súmenes Simposio «Paleógeno de América delSur»: 15. Buenos Aires.

LESTA, P. y R. FERELLO, 1972. Regiónextrandina de Chubut y norte de Santa Cruz.En Leanza, A.F. (Ed): Geología Regional Ar-gentina, 601-653. Academia Nacional de Cien-cias. Córdoba.

LESTA, P., FERELLO, R. y G. CHEBLI, 1980.Chubut extraandino. Segundo Simposio de Geo-logía Regional Argentina, Academia Nacionalde Ciencias, 2: 1307-1387. Córdoba.


LLAMBÍAS, E., R. CAMINOS y C. RAPELA,1984. Las plutonitas y vulcanitas del ciclo erup-tivo gondwánico. En V. Ramos (Ed.): Geologíay Recursos Naturales de Río Negro, 1 (4): 85-117. Buenos Aires.

LLAMBÍAS, E. y M. A. LEVERATTO, 1975. Elplateau ignimbrítico de la provincia de La Pam-pa. República Argentina. Actas 2° CongresoIbero-Americano de Geología Económica, 1: 99-111. Buenos Aires.

LOMBARD, E. y R. FERELLO, 1963. Evidenciasde escalonamiento en el zócalo cristalino y suinfluencia sobre la cubierta sedimentaria al nor-te de Comodoro Rivadavia. Actas 2° JornadasGeológicas Argentinas, 3: 271-284. Buenos Ai-res.

MALUMIÁN, N., V. MASIUK y J. C. RIGGI, 1971.Micropaleontología y sedimentología de la per-foración SC-1, provincia de Santa Cruz, Repú-blica Argentina. Su importancia y correlaciones.Revista de la Asociación Geológica Argentina,26 (2): 175-208. Buenos Aires.

MALVICINI, L. y E. LLAMBÍAS, 1974. Geología ygénesis del depósito de manganeso Arroyo Ver-de, provincia del Chubut, Actas 5° CongresoGeológico Argentino, 2: 185-202. Buenos Aires.

MARSHALL, L., R. PASCUAL, G. CURTIS andR. DRAKE, 1977. South AmericanGeochronology: radiometric time scale fordMiddle to Late Tertiary Mammal- bearing horizonsin Patagonia. Science 195: 1325-1328. New York

MASTANDREA, O., H. LEANZA, C. HUGO yC. OBLITAS, 1983. Fosfatos sedimentariosmarinos radioactivos en la Formación Salamanca(Terciario inferior) Provincia del Chubut. Re-vista de la Asociación Geológica Argentina, 38(2): 185-191. Buenos Aires.

MAZZONI, M., 1985. La Formación Sarmiento yel vulcanismo Paleógeno, Revista de la Aso-ciación Geológica Argentina, 40 (1-2): 60-68.Buenos Aires.

MÉNDEZ, I., 1966. Foraminíferos, edad y correla-ción estratigráfica del Salamanquense de PuntaPeligro (45º30’S; 67º11’W). Provincia del Chu-but. Revista de la Asociación Geológica Argen-tina, 21 (2): 127-157. Buenos Aires.

MENDÍA, J. E. y A. BAYARSKY, 1981. Estra-tigrafía del Terciario en el valle inferior del ríoChubut. Actas 8° Congreso Geológico Argenti-no, 3: 593-606. Buenos Aires.

MENÉNDEZ, C. A., 1971. Floras terciarias de LaArgentina. Ameghiniana, 8 (3-4): 357-371. Bue-nos Aires.

MERCERAT, A., 1893. Contribución a la geologíade la Patagonia. Anales de la Sociedad Científi-ca Argentina, 26: 65-103. Buenos Aires.

NAKAYAMA, C., 1975. Informe Geológico prelimi-nar del área que comprende Sierra de losChacays, Cañadón Trapaluco, Cerro Ponte yparte inferior del arroyo Perdido. YacimientosPetrolíferos Fiscales. 43 p. (inédito).

NÁÑEZ, C., 1997. Informes micropaleontológicosde muestras de la Hoja Camarones. DirecciónNacional del Servicio Geológico, 6 p. (inédito).Buenos Aires.

OLIVIERI, J.C. y J.M. TERRERO, 1952. Comuni-cación sobre la alunita de Camarones. InstitutoNacional de Geología y Minería; carpeta 413:1-8, (inédito). Buenos Aires.

PAGE, R. y S. PAGE, 1993. Petrología y significa-do tectónico del Jurásico volcánico del Chubutcentral. Revista de la Asociación Geológica Ar-gentina, 48 (1): 41-58. Buenos aires.

PALMERI, V., 1953. Propiedades de la alunita deCamarones y reconocimiento de alunita en cier-tas arcillas argentinas. Revista Técnica Indus-tria Minera, Unión Minera Argentina, 12, 137:35-39. Buenos Aires.

PANKHURST, R. and C. RAPELA, 1995.Production of Jurassic rhyolite by anatexis ofthe lower crust of Patagonia. Earth and PlanetaryScience Letters, 134: 23-36.

PANZA, J., 1981. Descripción geológica de las Hojas46e Gran Laguna Salada y 47f Meseta Cuadra-da (Provincia del Chubut). Servicio GeológicoNacional, 232 p., (inédito). Buenos Aires.

PASCUAL, R., E. HINOJOSA, D. GONDAR y E.TONNI, 1965. Las edades del Cenozoicomamalífero de la Argentina, con especial aten-ción a aquellas del territorio bonaerense. Ana-les de la Comisión de Investigaciones Científi-cas de la Provincia de Buenos Aires, 6: 165-193. La Plata.

PASCUAL, R. y O. ODREMAN RIVAS, 1971.Evolución de las comunidades de losvertebrados del Terciario argentino. Los aspec-tos paleozoogeográficos y paleoclimáticos aso-ciados. Ameghiniana, 8 (3-4): 372-412. Bue-nos Aires.

PASCUAL, R. y O. ODREMAN RIVAS, 1973. Lasunidades estratigráficas del Terciario portado-ras de mamíferos. Su distribución y sus relacio-nes con los acontecimientos diastróficos. Actas5° Congreso Geológico Argentino, 3: 293-338.Buenos Aires.

PETRIELLA, B. y S. ARCHANGELSKY, 1975.Vegetación y ambiente en el Paleoceno deChubut. Actas 1° Congreso Argentino dePaleontología y Bioestratigrafía, 2: 257-270.

RAPELA, C. y R. PANKHURST, 1993. El volca-nismo riolítico del noreste de la Patagonia: unevento meso-jurásico de corta duración y ori-

Camarones 37

gen profundo. Actas 12° Congreso GeológicoArgentino y 2° Congreso de Exploración deHidrocarburos, 4:179-188. Buenos Aires.

RIGGI, J. C., 1978. La importancia de los sedimen-tos piroclásticos y de la silice biogenética en laestratigrafía de la Formación Patagonia. Revis-ta de la Asociación Geológica Argentina, 33 (2):158-171. Buenos Aires.

RIGGI, J. C., 1979. Nuevo esquema estratigráficode la Formación Patagonia. Revista de la Aso-ciación Geológica Argentina, 34 (1): 1-11. Bue-nos Aires.

RUSSO, A., 1953. Levantamiento geológico al Nde Pico Salamanca entre el mar y la Pampa delCastillo, Salamanca y Malaspina; escala1:100.000. Yacimientos Petrolíferos Fiscales,165 p., (inédito).

SEGAL, S., 1996. Estudio de secciones pulidas dela Hoja Camarones. Dirección Nacional de Ser-vicio Geológico, 2 p., (inédito). Buenos Aires.

SIMPSON, G., 1933. Stratigraphic nomenclature ofthe early Tertiary of central Patagonia. AmericanMuseum Novitatis, 644:1-13.

SIMPSON, G., 1941. The Eogene of Patagonia.American Museum Novitates, 1120:1-15.

SISTER, R.G. y M. KLEIN. 1952. Informe sobre elyacimiento de alunita de la zona de Camarones,Gobernación Militar de Comodoro Rivadavia.Dirección Nacional de Geología y Minería, 247:1-7, (inédito). Buenos Aires.

SOMOZA, R., G. CLADERA y S.ARCHANGELSKY, 1995. Una nueva tafoflorapaleocena de Chubut, Patagonia. Su edad y am-biente de depositación. Actas 6° Congreso Ar-gentino de Paleontología y Bioestratigrafía: 265-269. Trelew.

SPALLETTI, L. y M. MAZZONI, 1977. Sedi-mentología del Grupo Sarmiento en un perfil ubi-cado al sudeste del lago Colhué Huapí, provinciadel Chubut. Revista Museo La Plata, Obra delCentenario, Geología, 4: 261-283. La Plata.

SPALLETTI, L. y M. MAZZONI, 1979. Estrati-grafía de la Formación Sarmiento en la barran-ca sur del lago Colhué Huapí, provincia del Chu-but. Revista de la Asociación Geológica Argen-tina, 34 (4): 271-281. Buenos Aires.

SPIEGELMAN, A. y A. BUSTEROS, 1978. Ca-racterización litoestratigráfica de las sedi-mentitas terciarias en las localidades de Barran-cas Blancas (Puerto Madryn), Bahía Cracker e

Isla Escondida (Punta Lobos), provincia delChubut, República Argentina. Actas 7° Congre-so Geológico Argentino, 2: 659-671. BuenosAires.

TREBINO, L.G., 1987. Geomorfología y evoluciónde la costa en los alrededores del pueblo de SanBlas, provincia de Buenos Aires. Revista de laAsociación Geológica Argentina, 42 (1-2): 9-22.Buenos Aires.

ULIANA, M., K. BIDDLE, D. W. PHELPS y D.A. GUST, 1985. Significado del vulcanismo yextensión mesojurásicas en el extremo meridio-nal de Sudamérica. Revista de la AsociaciónGeológica Argentina, 40 (3-4): 231-253. Bue-nos Aires.

VILELA, C., 1971. Descripción Geológica de laHoja 48c Lago Musters. Provincia de Chubut.Boletín de la Dirección Nacional de Geología yMinería, 113, 64 p. Buenos Aires.

VOLKHEIMER, W., 1971. Aspectos paleoclima-tológicos del Terciario Argentino. Revista delMuseo Argentino de Ciencias Naturales «Ber-nardino Rivadavia», Paleontología, 1 (8): 242-264. Buenos Aires.

WICHMANN, R., 1922. Observaciones geológicasen el Gran Bajo de San Julián y sus alrededores(Territorio de Santa Cruz). Boletín DirecciónGeneral de Minas, 30B: 34 p. Buenos Aires.

WINDHAUSEN, A., 1918. Rasgos de la historiageológica de la planicie costanera en laPatagonia septentrional. Boletín Academia Na-cional de Ciencias, 23: 319-364.

WINDHAUSEN, A., 1921. Informe sobre un viajede reconocimiento geológico en la parte nordestedel territorio del Chubut, con referencia espe-cial a la provisión de agua de Puerto Madryn.Boletín Dirección General de Minas, 24B. Bue-nos Aires.

WINDHAUSEN, A., 1924. Líneas generales de laconstitución geológica de la región situada al oes-te del Golfo de San Jorge. Boletín AcademiaNacional de Ciencias de Córdoba, 27: 167-320.Córdoba.

YRIGOYEN, M., 1969. Problemas estratigráficosdel Terciario de Argentina. Ameghiniana, 6 (4):315-327. Buenos Aires.

YLLAÑEZ, E., 1979. Descripción Geológica de laHoja 46f Uzcudum, Provincia del Chubut. Di-rección Nacional de Servicio Geológico, (inédi-to), 58 p. Buenos Aires.

Entregado: 9 de junio de 1998

FOTOGRAFÍAS

FOTOGRAFÍAS

FOTOGRAFÍAS

Camarones 41

Foto1.- Ignimbritas jurásicas con alteración epigenética cubiertas por la Formación Río Chico.


Foto 2.- Riolita porfírica en contacto con la Formación Río Chico; estancia Miramar. a) roca fresca (nicoles cruzados; 40x);b) con reemplazo sílico-ferruginoso y crecimiento concéntrico de la calcedonia (nicoles paralelos; 100x).

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Foto 4.- Primer plano del reemplazo sílico-ferruginoso de diseño bandeado en rocas de la Formación Río Chico.

Foto 5.- Sección basal de la Formación Río Chico en el camino a la punta Tombo. Su estructura es brechosa, característica sobreimpuesta por procesos sin- y postdiagenéticos.

Camarones 45

Foto 6.- Concreciones y fragmentos ferruginizados en la Formación Río Chico.

Foto 7.- Cerro Meseta. Horizonte alunítico asomando entre los derrubios de las argilitas del tramosuperior de la Formación Río Chico.


Foto 8.- Textura vitroclástica en piroclastita de la Formación Sarmiento. a) Fitolitos, de gramíneas?,estancia La Aurora (nicoles paralelos).

Programa Nacional de Cartas Geológicasde la República Argentina

1:250.000

Hoja Geológica 4566-II y IV

Camarones

Provincia del Chubut

Hebe Lema, Alicia Busteros y Mario Franchi

Recursos Minerales: Cayetano Parisi y Marcelo MárquezSupervisión: Alberto Ardolino

SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINOINSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Boletín Nº 261Buenos Aires - 2001

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SERVICIO GEOLÓGICO MINERO ARGENTINO

Presidente Lic. Roberto F. N. PageSecretario Ejecutivo Lic. Juan Carlos Sabalúa

INSTITUTO DE GEOLOGÍA Y RECURSOS MINERALES

Director Lic. José E. Mendía

DIRECCIÓN DE GEOLOGÍA REGIONAL

Director Dr. Antonio Lizuain

SEGEMARAvenida Julio A. Roca 651 • 10º Piso • Telefax 4349-4450/3115

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

Referencia bibliográfica

LEMA, H., A. BUSTEROS y M. FRANCHI, 2001.Hoja Geológica 4566-II y IV, Camarones. Provincia del Chubut.

Instituto de Geología y Recursos Minerales, Servicio GeológicoMinero Argentino. Boletín 261, 44 p. Buenos Aires.

ISSN 0328-2333

Es propiedad del SEGEMAR • Prohibida su reproducción

FOTOGRAFÍAS

CONTENIDO

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

ABSTRACT ..................................................................................................................... 2

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

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

2.1. Mesozoico ..................................................................................................................... 4

2.1.1. Jurásico ..................................................................................................................... 4

Complejo Marifil .......................................................................................... 4

2.2. Cenozoico ..................................................................................................................... 7

2.2.1. Paleógeno ..................................................................................................................... 7

2.2.1.1. Paleoceno (Daniano) ............................................................................................. 7

Formación Salamanca ................................................................................. 7

2.2.1.2. Paleoceno superior ................................................................................................. 9

Formación Río Chico ................................................................................... 9

2.2.1.3. Eoceno-Oligoceno .................................................................................................. 13

Formación Sarmiento ................................................................................... 13

2.2.2. Paleógeno – Neógeno ...................................................................................................... 15

2.2.2.1. Oligoceno – Mioceno ............................................................................................. 15

Formación Patagonia ................................................................................... 15

2.2.3. Neógeno ..................................................................................................................... 18

2.2.3.1. Mioceno superior – Plioceno inferior ..................................................................... 18

Formación Isla Escondida ............................................................................ 18

2.2.3.2. Plioceno superior .................................................................................................... 19

Formación Montemayor .............................................................................. 19

Depósitos de paleocauce ............................................................................. 20

2.2.4. Cuaternario ..................................................................................................................... 20

2.2.4.1. Pleistoceno – Holoceno ......................................................................................... 20

Depósitos de cordones y terrazas marinas .................................................. 20

Depósitos del cerro Unión ........................................................................... 21

Depósitos de cordones y terrazas ubicados entre 40 y 110 m s.n.m. .......... 22

Formación Caleta Malaspina ....................................................................... 23

Formación Zanjón El Pinter ......................................................................... 23

Depósitos que cubren pedimentos ............................................................... 24

Depósitos que cubren el pedimento del cerro Meseta ................................. 24

Depósitos que cubren a la superficie de pedimentación superior ................ 24

Depósitos que cubren a la superficie de pedimentación intermedia ............ 24

Depósitos que cubren a la superficie de pedimentación inferior ................. 24

2.2.4.2. Holoceno ................................................................................................................ 24

Depósitos coluviales .................................................................................... 24

Depósitos aluviales y de bajos y lagunas ..................................................... 25

3. TECTÓNICA ..................................................................................................................... 25

4. GEOMORFOLOGÍA ..................................................................................................................... 26

5. HISTORIA GEOLÓGICA ............................................................................................................ 28

6. RECURSOS MINERALES ........................................................................................................... 29

Depósitos de minerales industriales ....................................................................... 29

Alunita ......................................................................................................... 29

Áridos .......................................................................................................... 31

Guano .......................................................................................................... 31

Piedra laja .................................................................................................... 31

7. SITIOS DE INTERÉS GEOLÓGICO ......................................................................................... 31

BIBLIOGRAFÍA ..................................................................................................................... 33

FOTOGRAFÍAS ..................................................................................................................... 38

RESUMEN - REPOSITORIO SEGEMAR

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