TRABAJOS DE INVESTIGACIÓN

Estratigrafía y evolución geológica de la Cuenca de Cañadón Asfalto, provincia del Chubut, Argentina

 

Eduardo G. Figari ¹, Roberto A. Scasso ², Rubén N. Cúneo ³, Ignacio Escapa ³

¹ Repsol S.A., Madrid, España. efigari@repsol.com
² IGEBA-Departamento de Ciencias Geológicas, Universidad de Buenos Aires. Ciudad Universitaria, 1428 Buenos Aires, Argentina. rscasso@gl.fcen.uba.ar
³ CONICET-Museo Paleontológico Egidio Feruglio. Av. Fontana 140, Trelew, Argentina. rcuneo@mef.org.ar; iescapa@mef.org.ar

Received April 24, 2015
Accepted December 22, 2015
Available online December 30, 2015

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RESUMEN

La Cuenca de Cañadón Asfalto, ubicada entre el Macizo Nordpatagónico y la Cuenca del Golfo San Jorge, presenta una importante columna de sedimentos jurásicos y cretácicos acumulados en hemigrábenes pertenecientes a un sistema de rift formado durante la fragmentación de Gondwana. La Cuenca de Cañadón Asfalto incluye varios depocentros sedimentarios denominados Gastre, Gan Gan, Fossatti, Valle de General Racedo, Gorro Frigio y Paso de Indios, limitados por bloques basamentales en zonas de transferencia. La columna sedimentaria jurásica y cretácica puede dividirse en tres megasecuencias principales (J1, J2 y K) separadas entre sí por discordancias de significado regional que se apoyan sobre un basamento de metamorfitas y granitoides del Paleozoico. La Megasecuencia J1 está constituida por la Formación Las Leoneras, la Formación Lonco Trapial y la Formación Cañadón Asfalto, y su edad se extiende entre el Hettangiano- Sinemuriano?/Pliensbachiano y el Bajociano tardío. Se acumuló en ambientes fluvial, lacustre y volcánico durante los estadíos incipiente a juvenil del rift. La Megasecuencia J2 incluye sedimentos aluviales y lacustres continentales correspondientes a la Formación Cañadón Calcáreo, de edad oxfordiana-kimmeridgiana, que se depositaron en depocentros parcialmente coincidentes con los anteriores durante una reactivación tectónica multiepisódica del rift. Durante el Tithoniano tardío – Hauteriviano existe un importante hiato estratigráfico. Durante este lapso se generaron esfuerzos transpresivos-transtensivos con rotación de bloques a escala regional, que originaron levantamientos de grandes áreas de la cuenca y la subsecuente erosión de zonas extensas, aunque el entorno tectónico y su correspondiente campo de esfuerzos se encuentran aún en discusión. El posterior colapso de estas áreas elevadas, con un control tafrogénico inicial y una posterior subsidencia termal, permitió el desarrollo del espacio disponible para la acumulación de la Megasecuencia K, formada por los niveles continentales del Grupo Chubut del Barremiano-Campaniano, al cual le siguieron los depósitos marinos y litorales de las formaciones Paso del Sapo y Lefipán del Campaniano- Daniano, representativos de la primera transgresión atlántica en la cuenca. Como consecuencia de los procesos detallados más arriba, una marcada discordancia angular separa a la base de la Megasecuencia Kde todos los depósitos más antiguos de la cuenca. Posteriormente, durante el Paleoceno tardío-Eoceno, se produjo un episodio tectónico compresivo en el margen occidental de la cuenca, seguido por la acumulación del Complejo Volcánico y Piroclástico del Río Chubut Medio en ambientes de calderas asociadas a un vulcanismo de retro-arco. En el Oligoceno?- Mioceno a Reciente se produjo el levantamiento y la inversión tectónica de la mayor parte de la Cuenca de Cañadón Asfalto, representado por fallamiento generalizado y por plegamiento localizado de intensidad y estilo variables. En este momento se desarrollaron pequeñas cuencas intermontanas limitadas por fallas.

Palabras clave: Cuenca de Cañadón Asfalto; Chubut; Geología; Estratigrafía; Sedimentología; Evolución geológica.

EXTENDED ABSTRACT

Stratigraphy and geologic evolution of the Cañadón Asfalto Basin, Chubut Province, Argentine

The Cañadón Asfalto Basin, situated in central Patagonia between the North Patagonian Massif and the Golfo San Jorge Basin (Fig. 1), comprises a thick column of Jurassic and Cretaceous sediments accumulated in several depocenters separated by transference zones of basement blocks, namely the Gastre, Gan Gan, Fossatti, Valle de General Racedo, Gorro Frigio and Paso de Indios depocenters (Figs. 2-4). They were included in a major rift zone that later evolved in a complex way with several deformation phases. Sediments were grouped into three megasequences (J1, J2, and K) separated by regional unconformities (Fig.5), overlying a Paleozoic basement, composed of schists and granitoids. The J1 Megasequence (Hettangian-Sinemurian?/Pliensbachian to late Bajocian) is composed of the Las Leoneras Formation, the Lonco Trapial Formation and the Cañadón Asfalto Formation (Figs. 6, 7). The two latter were classicaly considered of Middle to Late Jurassic age but new interpretations indicate these thick sedimentary-volcanic succesions are older (Early to Middle Jurassic), and were accumulated in a relatively short period of time. The passage between units is regarded as transitional in spite of the fact that they are locally separated by erosive or angular unconformities. These discontinuities are typical of high-relief volcanic environments and therefore they lack regional significance. The rift evolved from incipient to juvenile during the sedimentation of the J1 Megasequence. Sedimentation took place in continental environments (fluvial, lacustrine and volcanic) with high volcaniclastic input. The wet, temperate/warm climate favoured a high biodiversity. The black shales of the Cañadón Asfalto Formation represent the Toarcian anoxic global event. The J2 Megasequence (Figs. 8-12) comprises the thick succesion of alluvial and lacustrine sediments of the Cañadón Calcáreo Formation (Oxfordian-Kimmeridgian), which is separated by an angular unconformity from the Cañadón Asfalto Formation. These Late Jurassic sediments were accommodated in small half-grabens limited by uplifted mountain blocks, in a basin-and-rangelike landscape, separated by transference areas, synchronically with a tectonic reactivation of the rift. The J2 Megasequence is partially equivalent to the Anticlinal Aguada Bandera Formation in the Golfo de San Jorge Basin. The warm/temperate climate with dry periods allowed the development of a diverse biota with a rich palynological association in fish-bearing black shales. These shales are overlain by a progradational fluvio-deltaic succession, swiftly accumulated in a short period of time (about 1 Ma), which was partially or totally eroded previously to the Chubut Group sedimentation. From the Tithonian until the Hauterivian an important stratigraphic gap exists. Initillay a regional tectonism took place, related to a dextral shear system that uplifted large areas into the basin. Partial block rotation in a transpressive-transtensive regime controlled by old tectonic lineaments occurred, although the mechanisms of uplifting are not definitely established. The northwest-oriented master faults of the original rift were inverted and sedimentation in the basin almost ceased. This is the most significant tectonic event in the basin and it is recorded by an angular unconformity that separates the Grupo Chubut from the older units. Facies and thickness changes in the basal units of the K Megasequence suggest accomodation space formation at the end of this stage was controlled by active faulting. The K Megasequence (Figs. 13, 14) includes the terrestrial beds of the Chubut Group deposited in Barremian-Campanian times, as well as the shallow-marine deposits of the Paso del Sapo and Lefipán Formations (Campanian-Danian), which represent the first Atlantic transgression into the basin. Both units are separated by a slightly angular unconformity that points to some local tectonism in the Late Cretaceous. The mountain systems collapsed and the basin expanded with a typical sag style because of the slow dissipation of the termal anomaly of the rift, giving place to the accumulation of thick continental sediments of the Chubut Group unconformably overlying all the older units and also the basement. The NW-SE-oriented faults were not anymore the main control in the basin configuration and they were totally or partially replaced by E-W faults, already present in the original grain of the basement. North-south extension, ortogonal to the Pacific subduction margin, took place during this period. Contractional deformation occurred in the western area of the basin during the Paleocene- Eocene and subsidence ceased in the remaining of the basin. This indicates an "old" back-arc compressive deformation represented in the Cañadón Asfalto Basin by the Complejo Volcánico y Piroclástico del Río Chubut Medio, accumulated in caldera settings. Tectonic inversion (Fig. 15) and generalized uplift took place in Oligocene?-Miocene to Recent times, represented by local folding of high variable style and intensity, and generalized faulting of the rocks, represented by several fault systems. Some of the Mesozoic depocenters were totally exposed, whereas others remained partially buried and new Miocene depocenters were formed. The Sierra de Traquetrén was uplifted during this period, along an extensive, NW-SE-oriented fault, that was the former limit of an extensional depocenter. Uplifting was contemporaneous to the formation of the Sierra de San Bernardo in the Golfo de San Jorge basin, located to the southeast of the basin reported in this contribution.

Keywords: Cañadón Asfalto Basin; Chubut; Argentina; Geology; Stratigraphy; Sedimentology; Geological evolution.

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IINTRODUCCIÓN

La Cuenca de Cañadón Asfalto (sensu lato), ubicada a gran escala entre el Macizo Nordpatagónio y la Cuenca del Golfo San Jorge (Fig. 1), comenzó a ser considerada como una cuenca independiente recién en los años 90 (Homovc et al., 1991; Figari et al., 1992a,b). Su evolución y extensión fueron tratadas poco después por Figari y Courtade (1993) y Figari et al. (1994a). Por otro lado, Cortiñas (1996), basándose esencialmente en la distribución del Grupo Chubut, delineó la posible continuidad de la cuenca hacia el norte y el este, por debajo de los basaltos cenozoicos de la Meseta de Somuncurá, en lo que denominó Cuenca de Somuncurá-Cañadón Asfalto. Originalmente, tanto la cuenca como su unidad emblemática, la Formación Cañadón Asfalto (sensu Stipanicic et al., 1968), habían sido situadas en el contexto geológico del Macizo Nordpatagónico o del Chubut Extraandino (e.g., Stipanicic y Methol, 1980; Lesta et al., 1980; Uliana y Biddle 1987; Page et al., 1999), debido a su posición geográfica intermedia entre ambas unidades morfoestructurales. Homovc et al. (1991) y Figari y Courtade (1993) agruparon las unidades litoestratigráficas de la Cuenca de Cañadón Asfalto en megasecuencias, y vincularon los depósitos sedimentarios a las distintas fases evolutivas de una cuenca de rift. Durante los años posteriores numerosos trabajos de detalle incluyendo análisis de facies, bioestratigrafía, petrología, tectónica y geocronología (e.g., Page y Page, 1993; Lizuaín y Silva Nieto, 1996; Cabaleri y Armella, 1999; Silva Nieto et al., 2002b, 2003, 2007; Cabaleri et al., 2005; Figari, 2005; Escapa et al., 2008b; Volkheimer et al., 2008, 2009; Ranalli et al., 2011; Cúneo et al., 2013; Scasso et al., 2013; Zaffarana et al., 2013) han contribuido a lograr un conocimiento más detallado de la estratigrafía, naturaleza del relleno y evolución tectónica de la Cuenca de Cañadón Asfalto.

Figura 1. Mapa de ubicación de la cuenca de Cañadón Asfalto y su relación con las cuencas sedimentarias vecinas.
Figure 1. Location map of the Cañadón Asfalto Basin and its relationship with neighbour basins.

El objetivo del presente trabajo es actualizar el marco tectono-estratigráfico de la Cuenca de Cañadón Asfalto (sensu stricto), es decir respetando su definición original y la de las megasecuencias que constituyen su relleno, a la luz de nuevos estudios sedimentológicos y estratigráficos sólo parcialmente publicados (e.g., Cúneo et al., 2013; Scasso et al., 2013), de la naturaleza de las discontinuidades entre las diferentes unidades estratigráficas y de nuevas dataciones radimétricas. Luego de analizar el relleno, se ajustó el marco tectono-temporal de la cuenca y, siguiendo en general la idea de que la cuenca se originó como un sistema de rift durante la fragmentación de Gondwana, se discuten las alternativas que han sido planteadas en la literatura. Además se aportan nuevos datos sobre el contenido paleontológico, la edad y distribución de las rocas correspondientes a varios eventos significativos en la evolución de la Cuenca de Cañadón Asfalto. Entre ellos, en particular, se hace hincapié en: 1) la sedimentación en los estadíos iniciales de la cuenca, durante el Jurásico Temprano; 2) la relación entre los sedimentos lacustres y los niveles basálticos de la parte inferior de la Formación Cañadón Asfalto (Figari, 2005); 3) la correlación de los depósitos del Toarciano con eventos regionales de Gondwana austral; 4) la edad y distribución de la Formación Cañadón Calcáreo, unidad que se encuentra cubriendo a la Formación Cañadón Asfalto por debajo de la importante discordancia en la base del Grupo Chubut, y que fuera asignada alternativamente al Jurásico Tardío o al Cretácico Temprano; y 5) los ambientes sedimentarios en los que se acumularon los depósitos de la Formación Cañadón Calcáreo.

MARCO GEOLÓGICO DE LA CUENCA

La Cuenca de Cañadón Asfalto (sensu lato) limita al noroeste con la cuenca de Ñirihuau (Cazau et al., 1989) y al sur del depocentro Paso de Indios, con el Alto de Cotricó, elemento estructural que la separa de la Cuenca del Golfo San Jorge, por lo menos hasta la depositación del Grupo Chubut (Figari et al., 1999, 2002; Allard et al., 2015). Al suroeste se desarrolla un conjunto de cuencas menores (o subcuencas) en las áreas de Puesto Albornoz, Río Senguerr y Río Mayo, que poseen importantes columnas jurásicas y neocomianas. Hacia el norte se extendería más allá del Bajo de Gan Gan por debajo de la cobertura basáltica cenozoica de Somuncurá hasta los afloramientos basamentales de Macizo Nordpatagónico (Cortiñas, 1996; Figari 2005). Este trabajo se focaliza en el área occidental de la Cuenca de Cañadón Asfalto (Fig. 1), en donde se encuentra la mayor cantidad de afloramientos y depocentros jurásicos reconocidos en subsuelo.
En el mapa esquemático de la figura 2 (Figari, 2014) se muestran las distintas subcuencas y depocentros en el ámbito de las cuencas de Cañadón Asfalto (CCA) y Golfo San Jorge (CGSJ). En realidad los perímetros con los que se describen generalmente las dos cuencas responden al área de distribución de los depósitos que se asignan al Grupo Chubut superior (Aptiano/Campaniano). Sin embargo, las aréas que reponden al Grupo Chubut inferior (Barremiano/ Aptiano) se encuentran más limitadas y controladas tafrogénicamente. Por último, las áreas asociadas al rifting Jurásico y Neocomiano se encuentran claramente restringidas. Es por ello que se propone utilizar al área identificada en el mapa para los depocentros Jurásicos como el perímetro conocido más apropiado para describir la cuenca, en lo que llamamos Cuenca de Cañadón Asfalto sensu stricto. La Cuenca de Cañadón Asfalto incluye entonces varios depocentros sedimentarios, referidos como Gastre, Gan Gan, Fossatti, Valle de General Racedo, Gorro Frigio y Paso de Indios (Fig. 3), los cuales coinciden parcialmente con los definidos por Silva Nieto et al. (2007), y que se caracterizan por contener un mayor espesor de sedimentos mesozoicos que el resto de la cuenca Cañadón Asfalto (sensu lato). Si bien estos depocentros fueron definidos inicialmente sólo con geología de superficie, su existencia fue confirmada durante la década del 90 con gravimetría, sísmica y sondeos. Modelados gravimétricos recientes en el depocentro de Gastre (Lince Klinger et al., 2011) ratificaron la geometría propuesta. Los límites entre los depocentros son bloques basamentales que probablemente hayan funcionado como zonas de transferencia (Morley et al., 1990). La vergencia predominante de las fallas maestras formadoras de estos hemigrábenes es principalmente noreste y, si bien son verticales en superficie, se transforman en lístricas en profundidad (Fig. 4), como se evidencia en las secciones sísmicas disponibles en el depocentro de Paso de Indios (Figari, 2005).

Figura 2. Mapa esquemático mostrando las distintas subcuencas y depocentros en el ámbito de las Cuencas de Cañadón Asfalto (CCA) y del Golfo San Jorge (CGSJ).
Figure 2. Sketch map showing depocenters and sub-basins in the Cañadón Asfalto Basin (CCA) and Golfo San Jorge Basin (CGSJ).

Figura 3. Mapa de ubicación, localidades críticas, depocentros y distribución de los principales afloramientos de las formaciones Cañadón Asfalto y Cañadón Calcáreo. Se indica la traza del corte de la figura 4.
Figure 3. Location map, key localities, depocentres and distribution of the main outcrops of the Cañadón Asfalto and Cañadón Calcáreo Formations. Location of cross-section of figure 4 is shown.

Figura 4. Corte estructural esquemático (SO-NE), através de los depocentros mesozoicos de Paso de Indios, Gorro Frigio y Gan Gan, parcialmente invertidos durante el Cenozoico. La Megasecuencia J1 inferior incluye a las unidaes Las Leoneras y Lonco Trapial, la J1 superior a la Formaciòn Cañadón Asfalto. La Megasequencia J2 inferior incluye a la parte inferior (lacustre) de la Fm. Cañadón Calcáreo y la J2 superior a la parte superior (fluvio-deltaica) de la Fm. Cañadón Calcáreo. La Megasecuencia Kinferior equivale a la Fm. Los Adobes del Gr. Chubut, mientras que la Megasecuencia Ksuperior equivale a la Fm. Cerro Barcino del Gr. Chubut (véanse también las figuras 5, 9, 11 y 12).
Figure 4. Schematic structural SW-NE cross-section across the Paso de Indios, Gorro Frigio and Gan Gan Mesozoic depocentres partially inverted during the Cenozoic. Megasequence J1 inferior is equivalent to the Las Leoneras and Lonco Trapial formations, J1 superior to the Cañadón Asfalto Formation. Megasequence J2 inferior is equivalent to the lower lacustrine part and J2 superior to the upper fluvio-deltaic part of the Cañadón Calcáreo Formation. The Megasequence K inferior is equivalent to the Fm. Los Adobes, whereas the Megasequence K superior is equivalent to the Fm. Cerro Barcino of the Chubut Group (see also figures 5, 9, 11 y 12).

El basamento de la cuenca está formado por las rocas metamórficas, de la Formación Cushamen (Volkheimer, 1964), y los granitoides de la Formación Mamil Choique (Sesana, 1968). Dalla Salda (1994) agrupó a estas rocas en el Complejo Río Chico. Trabajos de síntesis más recientes (López de Lucchi et al., 2008; Martínez Dopico et al., 2011; Zaffarana et al., 2014) indican una edad devónica para las metamorfitas y carbonífera para los granitoides, los cuales han sido intruídos por granitos pérmicos, muy extendidos en la zona de Gastre (Figari, 2005). Circones con edades de 285,84 Ma a 282,77 Ma han sido recuperados en tobas de la base de la Formación Cañadón Asfalto en la zona del Cerro Bayo (Cúneo et al., 2013). Estos han sido interpretados como procedentes de un basamento granítico subyacente de edad pérmica inferior (Artinskiano), del cual fueron erosionados durante las erupciones explosivas jurásicas. La esquistosidad y la foliación del basamento, con orientación NO dominante (e.g., von Gosen y Loske, 2004), imprimen una fuerte anisotropía a estas rocas, que sin duda controló la evolución los sistemas extensionales mesozoicos. Existen básicamente dos grandes estadíos para la Cuenca de Cañadón Asfalto: el de formación de los depocentros principales, que se extendería desde el Jurásico más temprano hasta el Cretácico Tardío, dominantemente extensional a transtensional y que contiene a las tres megasecuencias que constitu yen el relleno principal de la cuenca, y otro dominantemente contraccional, que involucra la inversión tectónica y a la formación de depocentros pequeños rellenos por depósitos cenozoicos fundamentalmente piroclásticos y lávicos. La compresión cenozoica oeste-este reactivó las fallas originales del rift en forma inversa, invirtiendo parcialmente los depocentros (Fig. 4).
Para una mejor descripción y entendimiento de la estratigrafía de la Cuenca de Cañadón Asfalto es necesario vincular a las megasecuencias con la evolución tectónica de la cuenca. En ese sentido se siguen los lineamientos presentados por Figari y Courtade (1993) y Figari (2005) respecto de la definición de las megasecuencias, con algunas modificaciones al definir y delimitar la duración de las mismas y las unidades litoestratigráficas que abarcan, y reconociendo una historia geológica más compleja que la postulada previamente.

EL RELLENO DE LA CUENCA

Por sobre el basamento cristalino-metamór fico de la cuenca se disponen una serie de megasecuencias, entendidas como unidades sedimentarias genéti camente relacionadas y limitadas por discordancias regionales, principalmente de edad mesozoica, y una delgada cobertura ceno zoica volcano-sedimentaria. La acumulación de las megasecuencias mesozoicas responde a las distintas fases evolutivas de una cuenca de rift (Homovc et al., 1991; Figari y Courtade, 1993; Figari, 2005). Estas megasecuencias agrupan a las diversas unidades litoestratigráficas utilizadas para el mapeo geológico del área de la cuenca (Fig. 5). Finalmente se describen las principales unidades de la cobertura cenozoica post-Daniana para completar la evolución geológica de la cuenca.

Figura 5. Columna estratigráfica general de la cuenca de Cañadón Asfalto.
Figure 5. General stratigraphic column of the Cañadón Asfalto Basin.

Megasecuencia J₁

La Megasecuencia J₁(Megasecuencias 0 y I de Figari, 2005) está constituida por la Formación Las Leoneras, la Formación Lonco Trapial y la Formación Cañadón Asfalto, y su edad se extiende entre el Hettangiano-Sinemuriano?/Pliensbachiano y el Bajociano tardío.

Formación Las Leoneras. La Formación Las Leoneras (Nakayama, 1972, 1973) se encuentra intercalada entre el basamento y la Formación Lonco Trapial (Fig. 5), y está integrada por depósitos fluviales y lacustres constituidos por conglomerados, areniscas arcósicas, arcilitas, calizas y tobas. Alcanza un espesor de 200 m en el cañadón Las Leoneras, Sierra de Taquetrén (Pol et al., 2011a) y de 250 m cerca de Puesto Pereyra (Fig. 6a), en donde fue estudiada por Figari (2005). Columnas sedimentarias similares han sido descriptas en la parte norte de la cuenca, en la zona del Cerro Bayo, depocentro de Gastre (Figari et al., 1994a; Escapa et al., 2014) y en la parte sur de la cuenca, en donde han sido denominadas Formación Puesto Lizarralde (Chebli, 1973; Chebli et al., 1976) y Grupo Oviedo (Cortés, 1990a). Al oeste de la sierra de Agnia, la Formación Osta Arena (Musacchio en Herbst, 1966) ocupa una posición estratigráfica similar a la Formación Las Leoneras, aunque su edad puede ser ligeramente más joven (Pliensbachiano tardío-Toarciano), de acuerdo con su fauna de amonites (Blasco et al., 1979; Scasso et al., 2013). La columna sedimentaria se inicia con depósitos de abanicos aluviales o alternativamente de sistemas fluviales (Pol et al., 2011a) de moderada sinuosidad y buen desarrollo de las planicies de inundación, de composición arcósica, lo que demuestra la procedencia del basamento cristalino que aflora localmente y la ausencia de vulcanismo cuando se inició el proceso de extensión, pudiéndose asociarse al concepto de un rift pasivo (Merle, 2011). Hacia la parte superior pueden aparecer pelitas lacustres que se interestratifican con depósitos de caídas de cenizas y flujos piroclásticos, lo que marca el pasaje transicional entre esta unidad y la Formación Lonco Trapial, y el inicio de un vulcanismo andesítico que tuvo lugar en forma más o menos sincrónica en toda la cuenca.

Figuras 6. a) Columna estratigráfica de la Formación Las Leoneras y de la Formación Lonco Trapial, en las cercanías del Puesto Pereyra, depocentro de Gastre. b) Formación Lonco Trapial (LT) en la sierra de Taquetrén, cuya base se encuentra localmente en discordancia erosiva sobre la Formación Las Leoneras (LL). Nótese el nivel castaño amarillento del tope del afloramiento que corresponde a una toba ignimbrítica (TI), donde ha sido encontrada la denominada "Flora de Cañadón del Zaino".
Figure 6. a) Stratigraphic column of Las Leoneras and Lonco Trapial formations, close to Puesto Pereyra, Gastre depocenter. b) Erosive unconformity between the bottom of the Lonco Trapial Formation (LT) and the top of Las Leoneras Fm. (LL). Note the brownish tuffaceous level at the top (TI), where the "Flora of Cañadón del Zaino" was found.

La edad mínima de la Formación Las Leoneras, y por ende de la Megasecuencia J₁, está acotada por una datación U–Pb de 188,94±0,096 Ma (Pliensbachiano) realizada en un flujo piroclástico que se ubica en la transición con la Formación Lonco Trapial, y según la apreciación de varios autores no sería más antigua que Hettangiano (Cortés, 1990a; Cúneo et al., 2013; Scasso et al., 2013). Estudios recientes en el área de Cerro Bayo, en el sector oeste del depocentro de Gastre, han descripto una flora compuesta por elementos que, en Gondwana, presentan afinidad clara con el Jurásico Temprano (Escapa et al., 2008a, 2010, 2012, 2014; Elgorriaga et al., 2015) y que denota condiciones climáticas cálidas y húmedas, sugeridas por frondosos y cerrados bosques de coníferas con un sotobosque de helechos y pteridospermas. El saurópodo Leonerasaurus taquetrensis ha sido descripto por Pol et al. (2011a) en la parte superior de la Formación Las Leoneras, en el cañadón homónimo.

Formación Lonco Trapial. Esta unidad fue originalmente definida como Grupo Lonco Trapial (Lesta y Ferello, 1972) y presenta una extensa distri bución regional. Sus depósitos han sido alterna tivamente incluídos en la parte inferior del Complejo de la Sierra de Olte (Feruglio, 1949; Musacchio, 1995), en el Grupo Pampa de Agnia (Musacchio en Herbst, 1966; Musacchio, 1981), en la Formación Pampa de Agnia (Stipanicic et al., 1968) y en las formaciones Cajón de Ginebra, Cañadón Puelman y Cerro Carnerero (Robbiano, 1971). Nullo y Proserpio (1975) otorgaron a las formaciones propuestas por Robbiano (1971) la categoría de miembros (i.e., Pampa de Agnia, Cerro Cernerero y Cajón de Ginebra) de una única formación a la que denominaron Lonco Trapial. En la zona de la Sierra de Taquetrén, Nullo y Proserpio (1975) definieron la Formación Taquetrén para incluir sedimentitas presumiblemente algo más modernas que las de la Formación Lonco Trapial. Sin embargo, Lizuain y Silva Nieto (1996) incluyeron a esta unidad en la Formación Lonco Trapial, criterio que se sigue en este trabajo y que es sostenido por dataciones recientes (Cúneo et al., 2013).
El espesor de la Formación Lonco Trapial ha sido estimado entre 500 y 800 m, medidos en un perfil integrado en el área de Cerro Cóndor (Figari, 2005) y, de acuerdo con nuestras observaciones, espesores similares se desarrollan en la Sierra de Taquetrén. La presencia de numerosas discordancias locales erosivas y de bajo ángulo dentro de la sucesión, así como en la base y techo de la misma, y las rápidas variaciones laterales de facies, revelaron que los sedimentos se acumularon en ambientes con fuerte relieve cercanos a centros volcánicos (Scasso et al., 2013; Di Capua, 2014). Por lo tanto son esperables grandes variaciones de espesor en localidades distantes pocos kilómetros, independientemente de que la actividad tectónica original del rift haya continuado durante la acumulación de esta unidad. La intercalación gradual de depósitos piroclásticos en la parte superior de la (subyacente) Formación Las Leoneras, y la intercalación de basaltos y facies finas típicas de la (suprayacente) Formación Cañadón Asfalto hacia el techo sugieren un pasaje gradual de la Formación Lonco Trapial con estas unidades. En ese sentido, a la discontinuidad que pudiera existir entre la Formación Lonco Trapial y la Formación Cañadón Asfalto no se le otorga mayor significado que a las mencionadas discordancias internas dentro de la misma Formación Lonco Trapial. No puede descartarse que la actividad tectónica que creó espacios de acomodación en los distintos depocentros (Fig. 6) pudiera haber generado discordancias de bajo ángulo. Sin embargo, la angularidad y erosión (e.g., Nakayama, 1973) asociada a las mismas es equiparable a las que produjo el ambiente volcánico y no pueden distinguirse una de otra. En la Formación Lonco Trapial predominan aglomerados y brechas volcánicos con matriz arenosa gruesa, en bancos potentes, de varios metros de es pesor, formados por cuerpos extensos y amalgama dos con contactos netos (Fig. 6).
Estos se han originados como coladas autobrechadas, flujos gravitatorios volcaniclásticos laminares, cohesivos y gra nulares, que varían desde flujos de bloque y ceniza e ignimbritas hasta lahares (Di Capua, 2014). Entre ellos se intercalan conglomerados y areniscas composicionalmente inmaduros, mostran do ocasionalmente estructuras tractivas, acumulados en canales fluviales con reducidas planicies de inundación en las que sedimentaron fangolitas y tobas finas, que pueden asociarse con estromatolitos y alcanzar localmente hasta 100 m de espesor en la parte más alta de la unidad. Muy buenas exposiciones de esta unidad se encuentran al sureste de la localidad de Paso del Sapo y en los alrededores de Puesto Pereyra, sierra de Jalalaubat, en el depocentro de Gastre (Fig. 6). La Formación Lonco Trapial (y unidades correlativas) está extensamente distribuida en Patagonia, y se incluye en la Gran Provincia Ígnea de Chon Aike en Patagonia central y oriental y en la Península Antártica (Pankhurst et al., 1998). La continuidad y extensión del vulcanismo, su composición andesítica y las facies volcaniclásticas que muestra han llevado a algunos autores a interpretar que podría representar una sucesión de aparatos volcánicos que habrían conformado un arco volcánico orientado NNO-SSE, producto de subducción en el margen sudoccidental del Gondwana (Page y Page, 1993; Zaffarana et al., 2013). Durante muchos años se atribuyó una edad jurásica media a tardía (176 a 146 Ma) a la Formación Lonco Trapial sobre la base de geocronología K-Ar (Nullo, 1983; Pankhurst et al., 1998; Silva Nieto, 2005; Salani, 2007). Sin embargo, en el área del depocentro de Gorro Frigio, la Formación Lonco Trapial está constreñida al Jurásico Inferior (Pliensbachiano - Toarciano) por las dataciones de U-Pb de 188,94±0,096 Ma y 178,77 Ma (Cúneo et al., 2013; Scasso et al., 2013) realizadas cerca de la base y poco por encima del techo de esta unidad. En la zona de Gastre dataciones 40Ar/39Ar indicaron edades de ca. 185 Ma para vulcanitas de la Formación Lonco Trapial (Zaffarana y Somoza, 2012).
A la Formación Lonco Trapial pertenece la clásica localidad plantífera de Taquetrén (Bonetti, 1964; Herbst y Anzotegui, 1968; Escapa et al., 2008a). La flora está dominada por coníferas, helechos, caytoniales, cicadales y esfenófitas, y caracterizada bioestratigráficamente como la asociación de Goeppertella–Dictyophyllum–Sagenopteris, también presente en otras localidades del Jurásico Inferior de Argentina y Antártida (Escapa et al., 2008a), y más joven que la asociación procedente de la Formación Las Leoneras en el Cerro Bayo.

Formación Cañadón Asfalto. La Formación Cañadón Asfalto fue definida por Stipanicic et al. (1968) sobre la base de estudios previos (Piatnitzky, 1936, 1946; Flores, 1948; Frenguelli, 1949; Feruglio, 1949) en la zona del Cañadón Asfalto, y del Cañadón Sauzal o Lahuincó, ambos al sur de la localidad de Cerro Cóndor. Tasch y Volkheimer (1970) realizaron una descripción detallada de la formación y Nullo (1983) propuso incluir en esta unidad las rocas basálticas que se encuentran intercaladas junto con los niveles sedimentarios en la sección inferior de la unidad en la zona de Cerro Cóndor. Figari (2005) separó a la formación en dos secciones, una inferior (Cañadón Asfalto sensu stricto) y una superior (parcialmente equivalente a la Formación Cañadón Calcáreo o "Estratos de Almada"). Las mismas secciones fueron reconocidas posteriormente como dos miembros distintivos (Silva Nieto et al., 2003). Afloramientos parciales de litologías asignables tanto a la Formación Cañadón Asfalto como a la suprayacente Formación Cañadón Calcáreo han generado cierta controversia e incluso llevaron a proponer una nueva unidad (Formación Sierra de la Manea) para superar ese inconveniente (Figari, 2011). Aquí se siguen los criterios de Cúneo et al. (2013) respecto de la definición de la Formación Cañadón Asfalto. En estudios de detalle recientes en el área de Cerro Cóndor se perfilaron alrededor de 300 m de espesor de calizas, areniscas, pelitas y tobas con algunas intercalaciones de basaltos cerca de la base (Soreda, 2012). Este espesor crece a cerca de 600 m si se considera a los basaltos con delgadas intercalaciones sedimentarias que se encuentran presentes en la parte inferior de la unidad en el área de Cerro Cóndor y que marcan un pasaje transicional entre la Formación Lonco Trapial y la Formación Cañadón Asfalto.
La Formación Cañadón Asfalto es una unidad heterogénea, caracterizada por el gran desarrollo local de fangolitas negras y calizas estromatolíticas lacustres, en ocasiones apoyadas sobre coladas basálticas potentes, muy bien expuestas en el área de Cerro Cóndor (Fig. 7). Los niveles calcáreos del perfil del cañadón Las Chacritas, próximo a Cerro Condor, y de la zona de Estancia Fossatti (depocentro de Gan Gan), presentan en general secuencias de somerización de 2 a 10 m de espesor que definen ciclos con arreglos variables. Sin embargo, a gran escala pueden interpretarse como una plataforma carbonática lacustre que ha sufrido fuertes variaciones del nivel de base con períodos de exposición subaérea, desarrollo de prismas de nivel lacustre bajo con fuerte aporte terrígeno, y otros de nivel alto con crecimientos biohermales y depósitos de decantación (Cabaleri y Armella, 1999, 2005; Cabaleri et al., 2005, 2006, 2008a,b; 2010; Cabaleri y Benavente, 2013). A su vez, las fangolitas negras también se acumularon en ambiente lacustre y muestran una marcada ciclidad con ciclos de fangolita-arenisca de pocos metros de espesor, atribuidos a ciclos de expansión y contracción del lago. El espesor de fangolitas varía marcadamente entre los depocentros y estas rocas son consideradas una potencial roca madre de hidrocarburos para la cuenca. El vulcanismo está representado por delgadas capas de tobas producto de caídas de ceniza distales dentro del lago, así como escasos flujos piroclásticos y coladas basálticas intercaladas en distintas partes de la columna. La interdigitación entre los depósitos carbonáticos y los volcaniclásticos está claramente manifiesta en los alrededores de Estancia Fossatti (Fig. 3), en donde alternan flujos gravitatorios con episodios de sedimentación calcárea.

Figura 7. Intercalaciones de pelitas negras y coladas basálticas de la Formación Cañadón Asfalto, en el Cañadón Asfalto (Megasecuencia J1).
Figura 7. Intercalations of dark shales and basalt flows exhibited in outcrops of the Cañadón Asfalto Formation, in the Cañadón Asfalto locality (Megasequence J1).

La Formación Cañadón Asfalto es transicional a la subyacente Formación Lonco Trapial. Es cubierta en suave discordancia angular por la Formación Cañadón Calcáreo (Scasso et al., 2013). La Formación Cañadón Asfalto ha sido tradicionalmente asignada al Jurásico Medio-Tardío (Calloviano ± Oxfordiano) sobre la base de sus invertebrados de agua dulce (Tasch y Volkheimer, 1970) y plantas (Frenguelli, 1949). Salani (2007) reportó una edad K-Ar sobre roca total de 170,9 ± 4,4 Ma (Aaleniano ± Bajociano) para un basalto en la base de la unidad, comparable con la obtenida por Stipanicic y Bonetti (1970a,b). Dataciones U-Pb en circones (Cúneo et al., 2013) indicaron que la depositación de la Formación Cañadón Asfalto se inició alrededor de los 179 Ma (Toarciano temprano-medio), y se extendió hasta el Bajociano de acuerdo con su contenido palinológico (Olivera et al., 2015).
La Formación Cañadón Asfalto presenta un abundante registro fósil representativo de la biota más diversa y mejor conocida del Jurásico de Gondwana. En cuanto a la fauna, se han descripto restos de ranas como Notobatrachus reigi (Báez y Nicoli, 2008), eusaurópodos (Pol et al., 2009), terópodos como Piatnitzkysaurus, Condorraptor y Eoabelisaurus (Bonaparte, 1979; Rauhut, 2005; Pol y Rauhut, 2012), tortugas como Condorchelys antiqua Sterli (2008) y mamíferos primitivos (Rauhut et al., 2002, Rougier et al., 2007a,b). Las impresiones de plantas preservadas (e.g., Frenguelli, 1949; Escapa et al., 2008b) difieren de la asociación pliensbachiana descripta más arriba para la Formación Lonco Trapial, por lo cual representaría un tercer estadío algo más jóven desarrollado hacia fines del Jurásico Temprano. Están dominadas por restos de coníferas de las familias Araucariaceae y Cupressaceae, junto con restos fragmentarios de helechos, equisetales y helechos con semillas. Numerosos restos de troncos permineralizados se distribuyen en distintos puntos de la formación (e.g., Bodnar et al., 2013). La palinoflora es diversa y está dominada por polen del tipo Classopollis (Cheirolepidiaceae) junto con el de otras coníferas de las familias Araucariaceae y Podocarpaceae (Volkheimer et al., 2008; Olivera, 2012; Olivera et al., 2015). Tanto la biota como las evidencias sedimentarias sugieren para el tiempo de depositación de la Formación Cañadón Asfalto un clima cálido, estacionalmente húmedo en el sector inferior de la sección, y más seco hacia la parte superior (Volkheimer et al., 2008).

Megasecuencia J₂
La Megasecuencia J₂ (Megasecuencia II de Figari, 2005) incluye un importante espesor de sedimentos continentales correspondientes a la Formación Cañadón Calcáreo (Proserpio, 1987), que aparece en los depocentros de Paso de Indios, Gorro Frigio y Gastre (Fig. 2), interpuesta en forma discordante entre la Megasecuencia J₁ y la Megasecuencia K(Fig. 5). La edad de la Megasecuencia J₂ es probadamente oxfordiana-kimmeridgiana y se caracteriza por sus marcadas variaciones de espesor en cortos trechos. Eventualmente, en las áreas inter-depocentros esta secuencia puede desaparecer completamente.

Formación Cañadón Calcáreo. Una sucesión de areniscas rojizas, conglomerados gruesos y pelitas laminadas con esporádicas intercalaciones de tobas acumulados en ambientes fluvial y lacustre compone a la Formación Cañadón Calcáreo (Proserpio, 1987; Rauhut, 2006). El aspecto de estas rocas es muy similar a algunas unidades del Grupo Chubut (aunque están ligeramente más deformadas) por lo que toda la unidad (o parte de la misma) han sido erróneamente incluidas en dicha unidad estratigráfica. Esta controversia que se arrastra desde mediados del siglo pasado involucró a varios autores (véase por ejemplo Figari 2005 o Volkheimer et al., 2009), y abarcó no sólo a la asignación de las capas de la Formación Cañadón Calcáreo a distintas unidades formacionales sino también a la edad de la misma. Nuevas dataciones demuestran que la Formación Cañadón Calcáreo es una unidad independiente como fuera indicado por Proserpio (1987) y que su edad es jurásica tardía (Cúneo et al., 2013), como fuera sugerido por Rauhut (2006). La misma se distingue de la subyacente Formación Cañadón Asfalto por su escaso contenido de rocas carbonáticas (Fig. 8) y porque presenta menor deformación (Proserpio, 1987; Volkheimer et al., 2009). Algunos depósitos, como los "Estratos de Almada" (Musacchio et al., 1990), antes considerados parte de la Formación Cañadón Asfalto, también se incluyen en esta unidad. La Formación Cañadón Calcáreo se extiende mucho más allá del sector en donde fuera originalmente descripta por Proserpio (1987) y muestra importantes variaciones de facies por lo que es importante definir un "estratotipo compuesto" correlacionando varios perfiles para visualizar sus importantes variaciones latera les de facies y de espesores, intrínsecamente relacionadas con el control tectosedimentario sobre la unidad. En este trabajo se propone a la sección columnar de Puesto El Quemado (43º18'13,9''S - 68º58'41,7''O, Figs. 8 y 9), la más completa como un "holoestratotipo" representativo de un depocentro, y los perfiles estratigraficos de Santa Máxima y Sierra de la Manea se consideran "paraestratotipos complementarios", representativos de la sedimentación en un borde flexural del hemigraben, y en un borde activo o zona de interferencia, respectivamente (Fig. 10). En la Sierra de La Manea es además en donde se encuentran los afloramientos de donde el Dr. R. Ferello, a inicios de la década de 1970 (comunicación verbal de J.C. Sciutto), obtuvo una arenisca impregnada en hidrocarburos que quemó en una hoguera, demostrando el potencial exploratorio de esta zona y revitalizando los estudios en la misma.

Figura. 8. Columna estratigráfica esquemática de las formaciones Lonco Trapial y Cañadón Asfalto (Megasecuencia J₁) y de la Formación Cañadón Calcáreo (Megasecuencia J₂), integrando los afloramientos desde el sector del Cañadón Asfalto-Sauzal hasta la zona de Puesto El Quemado (ubicación en la figura 3) indicando los principales ambientes de sedimentación. PDC = corrientes de densidad pirocláscticas.
Figure 8. Sketch stratigraphic column of the Lonco Trapial and Cañadón Asfalto formations (Megasequence J₁) and Cañadón Calcáreo Formation (Megasequence J₂) in the area from Cañadón Asfalto-Sauzal to Puesto El Quemado (location in figure 3). PDC = Pyroclastic Density Currents.

Figura 9. Vistas hacia el noroeste de los afloramientos en el Perfil Puesto El Quemado (Megasecuencia J₂ , Formación Cañadón Calcáreo). 1= Flujos gravitatorios en sedimentos finos lacustres. 2= Sedimentos lacustres con peces; 3= Sedimentos fluvio-deltaicos.
Figure 9. View to the northwest of the Megasequence J₂ in Puesto El Quemado locality. 1= Gravity flow deposits in lake sediments. 2= Fish-bearing lake sediments; 3= Fluvio-deltaic sediments.

 

Figura 10. Corte estratigráfico (A–A') del depocentro Gorro Frigio mostrando la fuerte asimetría y el rápido cambio de facies de la Megasecuencia J₂ (Fm. Cañadón Calcáreo).
Figure 10. Stratigraphic cross section (A–A') of the Gorro Frigio depocenter showing the strong asymmetry and marked facies changes in the Megasequence J₂ (Cañadón Calcáreo Fm.)

La Formación Cañadón Calcáreo contiene fangolitas oscuras, aunque no tan espesas ni ricas en materia orgánica como las de la Formación Caña dón Asfalto, que se acumularon en ambiente de lagos permanentes y playa-lake. Las areniscas y conglomerados se acumularon en ambientes de abanicos aluviales y ríos entrelazados al pie de zo nas de falla que limitan a cuencas de pequeña extensión (Fig. 11), análogas en facies y geometrías deposicionales con la configuración de los depo centros "Neocomianos" del oeste de la Provincia del Chubut. La Formación Cañadón Calcáreo cubre a la Formación Cañadón Asfalto y a la Formación Lonco Trapial en suave discordancia angular (Figari 2005), y se encuentra separada del suprayacente Grupo Chubut por una marcada discordancia angular (Fig. 12). La edad de la Formación Cañadón Calcáreo ha sido motivo de debate por muchos años. Rauhut et al. (2005) sugirieron una edad jurásica tardía sobre la base de restos de vertebrados, aunque Volkheimer et al. (2009) y Gallego et al. (2011) propusieron una edad cretácica temprana basándose en su contenido de polen e invertebrados, en concordancia con la edad sugerida por Figari (2005). Dos dataciones U-Pb recientemente obtenidas por Cúneo et al. (2013) para las capas de Puesto Almada y la parte media del perfil de Puesto El Quemado (Fig. 8) muestran edades de entre 157 y 158 Ma, e indican que ambas secciones deben incluirse en la misma unidad y que la depositación de la Formación Cañadón Calcáreo comenzó cerca de los 158 Ma, probablemente en el Oxfordiano. Una tercera toba datada en la parte alta del perfil de Puesto El Quemado arrojó una edad de 156,54 +- 0,036 Ma (Ramezani, com. epist. 2014) restringiendo la edad mínima de la unidad al Kimeridgiano, e indicando una alta tasa de acumulación local. Por otra parte, los estudios palinológicos de Zavattieri et al. (2010) indican una edad entre el Oxfordiano tardío y no más joven que Tithoniano. Zavattieri (com. epist. 2015) indica que la palinoflora de Puesto el Quemado se correspondería con la base de la Zona de Retitriletes watherooensis del Kimeridgiano medio, y que los marcadores del Tithoniano medio como Ruffordiaspora o Cicatricosisporites no aparecen nunca en la Formación Cañadón Calcáreo. Por otra parte, la asociación de plantas (Araucaria-Pararaucaria) sólo ha sido hallada en el Jurásico. Estos estudios indicarían que la anterior asignación al Cretácico Temprano para estas rocas (Volkheimer et al., 2009) no es correcta, y que no son equivalentes al ciclo sedimentario "Neocomiano" en la cuenca del Golfo San Jorge como fuera propuesto por Masiuk (1991), criterio también seguido por Gema (1995) sobre la base de palinomorfos y microfósiles calcáreos obtenidos en cuttings del sondeo Paso de Indios es-1. Aunque no puede descartarse totalmente que existan sucesiones del Neocomiano en la cuenca, las mismas quedarían acotadas al subsuelo o a afloramientos pequeños, ya que la mayor parte de la columna pertenece en realidad al Jurásico Tardío, muy probablemente al Oxfordiano-Kimmeridgiano.

Figura 11. Bloque diagrama y esquema tecto-sedimentario para la acumulación de la Fm. Cañadón Calcáreo.
Figure 11. Block-diagram and tecto-sedimentary sketch for the accumulation of the Cañadón Calcáreo Formation.

Figura 12. Discordancia angular regional separando la parte inferior de la Fm. Cañadón Calcáreo (1 y 2) que inclina hacia el noroeste, de los estratos horizontales del Gr. Chubut (3). Vistas al sudoeste en la localidad de Puesto El Quemado.
Figure 12. Regional angular unconformity between the lower part of the Cañadón Calcáreo Formation (1 and 2) dipping to the SE and the flat lying beds of the Chubut Group (3). View to the southwest in Puesto El Quemado locality.

La Formación Cañadón Calcáreo contiene en su parte inferior-media a los clásicos niveles de peces de agua dulce hallados en Puesto Almada (fauna de Almada sensu López-Arbarello et al., 2008). La fauna ictícola incluye al coccolépido "Coccolepis" groeberi y a los teleósteos "Tharrias" feruglioi y Luisiella inexcutata. Recientemente se dio a conocer al crocodilimorfo, Almadasuchus figarii (Pol et al., 2013) coleccionado también en la localidad de Puesto Almada. En las areniscas de la parte media-superior de la unidad se hallaron los dinosaurios neosaurópodos Tehuelchesaurus benitezii (Rich et al., 1999; Carballido et al., 2011) y Brachytrachelopan mesai (Rauhut et al., 2005). Sumado al conocimiento acerca de los vertebrados, se ha descripto una abundante fauna de conchóstracos, junto con ostrácodos, gastrópodos e insectos (Volheimer et al., 2009; Gallego et al., 2011). En cuanto a la flora se hallaron compresiones de equisetales, helechos, coníferas y pteridospermas, íntimamente asociados con los restos de T. benitezii (Rich et al., 1999; Escapa, 2009), así como restos de coníferas permineralizados asignados a las familias Araucariaceae y Cheirolepidiaceae (Escapa et al., 2012, 2013). La flora sugiere una vegetación boscosa abierta, con sotobosques de helechos y pteridospermas más expuestos. Sobre esta base y la fauna asociada, las condiciones climáticas pudieron haber sido templado/cálidas, con una estación húmeda y otra seca muy marcadas. También se ha descripto una palinoflora diversa para la parte media de la Formación Cañadón Calcáreo en Puesto el Quemado, que incluye más de 130 especies (51 nuevas en Argentina) de polen de gimnospermas y esporas de briofitas, licofitas y helechos (Volkheimer et al., 2009; Zavattieri et al., 2010). Flora, fauna y facies sedimentarias, sugieren condiciones climáticas cálidas, estacionales, más húmedas en la base a más secas en la parte superior de la Formación Cañadón Calcáreo.

Megasecuencia K
Dentro de la Megasecuencia Kse incluye a los niveles Grupo Chubut sensu lato (Lesta, 1968) que actualmente se asignan al Barremiano-Campaniano (Figs. 2, 4), junto con los depósitos marinos y litorales de las formaciones Paso del Sapo y Lefipán (Lesta y Ferello, 1972) de edad campaniana-daniana y representativos de la primera transgresión atlántica en la cuenca (Fig. 5).

Grupo Chubut. En este trabajo se adopta la nomenclatura de Codignotto et al. (1978), que incluye en el Grupo Chubut a las formaciones Los Adobes (Tasch y Volkheimer, 1970) y Cerro Barcino (Nakayama, 1973). El Grupo Chubut alcanza un espesor de 1664 m en el depocentro de Gorro Frigio (Fig. 3), cerca del cerro homónimo (Chebli et al., 1976). Aflora extensamente desde el sur y sudeste de la Meseta de Somuncurá hasta el sur de la localidad de Las Plumas y desde el área de Gastre – Gan Gan hasta la Meseta de Canquel (Fig. 2).
La Formación Los Adobes está formada por areniscas, conglomerados y fangolitas típicos de ambientes fluviales y de abanicos aluviales, con marcadas variaciones de espesores y facies. Las paleocorrientes indican que los sedimentos, de variada procedencia, fueron transportados hacia el sur y el este, es decir hacia la Cuenca del Golfo San Jorge (Scasso, 1987; Figari y García, 1992; Allard et al., 2012, 2015). Las capas de la Formación Los Adobes aflorantes en el sector sudoccidental de la Cuenca de Cañadón Asfalto han sido correlacionada con la Formación Pozo D-129 de la Cuenca del Golfo San Jorge (Allard et al., 2011, 2012, 2015). La unidad superior, la Formación Cerro Barcino, está compuesta por sedimentos clásticos y volcaniclásticos bien estratificados de colores abigarrados, depo sitados en ambiente fluvial con extensas plani cies aluviales y lagunas pandas dis puestas lateralmente a los cauces principales de alta y baja sinuosidad (Foix et al., 2012), en los cuales se producían periódicas caídas de cenizas de erupciones volcánicas explosi vas. El acceso de material piroclástico a la cuenca tuvo fuerte influencia en la arquitectura fluvial de la unidad (Allard et al., 2014). El Miembro Puesto la Paloma, en la base de la Formación Cerro Barcino, representa el primer aporte piroclástico de este ciclo (Fig. 13) y constituye un nivel guía fotogeológico importantísimo extendiéndose desde Cotricó (al suroeste del depocentro Paso de Indios) hasta Estancia Fossatti al norte, en el depocentro Gan Gan (Fig. 2), también correlacionado con la base de la Formación Castillo de la vecina cuenca del Golfo San Jorge en los alrededores del Anticlinal Villagra y de Cañadón Tronador al sur (Chebli, 1971), fuera del área de estudio. El Grupo Chubut se encuentra en clara discordancia angular sobre todas las unidades más antiguas, apoyándose incluso sobre el basamento (Fig. 3) y es cubierto en suave discordancia angular por las formaciones Paso del Sapo, Lefipán y sus equivalentes Roca y Salamanca del Campaniano- Paleoceno (Fig. 5).

Figura 13. Contacto neto entre la Fm. Los Adobes y la Fm. Cerro Barcino utilizado como nivel guía de correlación para el mapeo.
Figure 13. Sharp contact between Los Adobes Fm. and Cerro Barcino Fm. This contact was used as a marker horizon for mapping.

La base del Grupo Chubut se acumuló en depocentros pequeños, sólo parcialmente superpuestos a los depocentros jurásicos, en el marco de un relieve abrupto generado por movimientos tectónicos (Somoza, 1994; Geuna et al., 1999, 2000; Allard et al., 2011; Scasso et al., 2012b) y significativa generación de espacio de acomodación (Ranalli et al., 2011), que controlaron la acumulación del sistema de abanicos aluviales y ríos entrelazados de la Formación Los Adobes (Fig. 14). Presenta bruscos cambios de espesores y facies, como se aprecia en el perfil del Cerro Fortín en el depocentro de Paso de Indios (Figari y García, 1992) en donde alcanza su máximo espesor, de más de 700 m, por estar cerca del borde activo de un hemigraben. Otros ejemplos análogos se observan en los alrededores del zanjón del Gorro Frigio, en el yacimiento uranífero de la localidad de Los Adobes, en los alrededores de Estancia Fossatti, y en la Sierra de la Manea. Por otra parte, la acumulación de la Formación Cerro Barcino ocurrió en un contexto de mayor estabilidad correspondiente con una fase de sineclisa térmica (sag) de acuerdo con Ranalli et al., (2011), con relación acomodación/suministro clástico decreciente y traslapamiento hacia afuera de los depocentros.

Figura. 14. Parte inferior de la Fm. Los Adobes (Megasecuencia K) en el cerro Fortín. Allí esta unidad presenta mayor espesor y granulometría más gruesa que en la zona oriental del depocentro Paso de Indios y está compuesta por depósitos de barras longitudinales conglomerádicas y cuñas arenosas de gran dimensión.
Figure 14. Lower part of the Los Adobes Fm. (Megasecuencia K) in the Cerro Fortín hill. In this area the unit is thicker and coarser-grained than in the eastern zone of the Paso de Indios depocenter and it is composed of longitudinal conglomerate bars and giant sand wedges.

El Grupo Chubut ha sido asignado en sentido amplio al Barremiano-Campaniano (Cortiñas, 1996), edad que tiene validez regional (Casal et al., 2015) y que por lo tanto se mantiene en este trabajo (Fig. 5), aunque en la Cuenca de Cañadón Asfalto el techo del Grupo Chubut podría ser bastante más antiguo, como se discute más adelante. En el mismo se han hallado saurópodos (Bonaparte y Gasparini, 1978), y son típicos los grandes troncos petrificados. Los ostrácodos y carófitas (Musacchio y Chebli, 1975), junto con la palinoflora, apuntan a la edad mencionada más arriba (Codignotto et al., 1978). Estudios de Gema (1995) con datos obtenidos con cutting de sondeos han permitido asignar los niveles de la Formación Los Adobes al Barremiano, aunque recientemente Llorens y Passalia (2014) modificaron la misma al Aptiano-Albiano inferior. Asimismo Passalia et al. (2015) describen una importante flora de angiospermas en la Formación Puesto Manuel Arce, unidad que se ubica en la parte más alta del Grupo Chubut, y que ha sido considerada como sobrepuesta a la Formación Cerro Barcino (Passalia et al., 2015) o como el miembro más alto de esta última unidad (Suárez et al., 2014). Cuatro nuevas edades SHRIMP U-Pb en circones de tobas de las unidades más altas indican edades mayores a 93 Ma (pre- Cenomaniano Tardío) para el Grupo Chubut (Suárez et al., 2014). Consistentemente, nuevas dataciones radimétricas para estudios actualmente en curso, sugieren para la parte alta de la Formación Cerro Barcino (Miembro Cerro Castaño) edades asignables al Albiano más tardío (Ramezani com. epist., 2014).

Formaciones Paso del Sapo y Lefipán. Las formaciones Paso del Sapo y Lefipán (Campaniano-Paleoceno) están constituidas por areniscas, conglomerados finos y fangolitas, con niveles aislados de coquinas y de fosfatos, depositadas en ambientes estuarinos y marinos litorales. La Formación Paso del Sapo se acumuló en canales con dominio de la acción fluvial e influencia de mareas (Spalletti, 1996), mientras que la Formación Lefipán está formada por sedimentos marinos y marginales con fuerte influencia de mareas que se acumularon en un engolfamiento que se abría hacia el este y sureste al Océano Atlantico (Scasso et al., 2012a). Las formaciones Paso del Sapo y Lefipán (y unidades equivalentes) se encuentran ampliamente distribuidas en la provincia del Chubut, desde el piedemonte andino hasta la costa atlántica, por cerca de 400 km en sentido este-oeste. La Formación Paso del Sapo se apoya en suave discordancia angular sobre el Grupo Chubut. La Formación Lefipán esta cubierta en discordancia por la Ignimbrita Barda Colorada, parte del "Complejo Volcánico-Piroclástico del Río Chubut Medio" (Aragón y Mazzoni, 1997). Las formaciones Paso del Sapo y Lefipán son transicionales y concordantes entre sí y muestran sus mayores espesores (150 y 380 m respectivamente) hacia el oeste y por fuera de los depocentros más profundos de la Cuenca de Cañadón Asfalto, lo que indica que la configuración de esta cuenca no era exactamente la misma que existió durante el Jurásico ni tampoco durante la acumulación del Grupo Chubut. En los sectores más occidentales estas unidades se apoyan en discordancia por sobre las rocas de la Formación Lonco Trapial y la mayor parte de la columna jurásica-cretácica esta ausente. Esto, junto con la relación de discordancia sobre el Grupo Chubut, indican que existieron movimientos tectónicos en el lapso Cenomaniano-Campaniano (Scasso et al., 2012b). La Formación Paso del Sapo es muy poco fosilífera y ha sido asignada al Campaniano-Maastrichtiano por su contenido palinológico (Papú, 1988; Papú et al., 1988). La Formación Lefipán ha sido atribuida al Maastrichtiano-Paleoceno temprano en base a sus moluscos fósiles (Medina et al., 1990; Medina y Olivero, 1994; Scasso et al., 2012a) y contiene además restos de plesiosaurios y un abundante contenido paleobotánico y palinológico (Barreda et al., 2012).

Cenozoico (post-Daniano)
Los depósitos cenozoicos post-danianos en la cuenca de Cañadón Asfalto son mayormente volcánicos y volcaniclásticos (Petersen, 1946; Turner, 1983; Ardolino et al., 1999; Ranalli et al., 2011) y abarcan el lapso Eoceno - Mioceno inferior. El vulcanismo fue el proceso dominante (Aragón y Mazzoni, 1997; Ardolino et al., 1999) y generó relieve como consecuencia del apilamiento de sus depósitos. De ellos derivan mayormente sedimentos gruesos e inmaduros que se acumularon en las adyacencias a los centros volcánicos, sin que sea necesaria la existencia de importante espacio de acomodación por subsidencia en la cuenca, aunque este proceso se manifestó localmente, por ejemplo en la cuenca miocena de Gastre (Bilmes et al., 2013). En el margen occidental de la cuenca se desarrolló el Complejo Volcánico y Piroclástico del Río Chubut Medio o Faja de Pilcaniyeu (Aragón y Mazzoni, 1997), que habría evolucionado en forma de caldera durante el Eoceno. Corresponde a un magmatismo bimodal, calcoalcalino, de composición basáltica a riolítica (Rapela et al., 1984), con predominio de ignimbritas. Dentro de éste, la Formación Laguna del Hunco contiene una importante flora fósil (e.g., Wilf et al., 2003) que fue datada por estos autores en 52,2 Ma. Las piroclastitas del Grupo Sarmiento (Eoceno a Mioceno inferior) están escasamente representadas en el margen occidental y en asomos aislados hacia el norte de la cuenca y contienen una amplia y variada fauna de mamíferos. Durante el Mioceno se acumularon en el sector oeste de la cuenca los sedimentos fluviales y lacustres de la Formación Collón Cura, con fuerte influencia piroclástica, en cuencas pequeñas y aisladas, limitadas por fallas. Durante el Mioceno inferior a medio se acumularon las rocas subvolcánicas y volcánicas basálticas y traquíticas de la Formación El Mirador y parte del Complejo Quiñelaf (Ardolino et al., 1999). Hacia el sector norte, superpuesta con la Cuenca de Cañadón Asfalto, se desarrolló durante el Neógeno la Cuenca de Gastre (Bilmes et al., 2013). Según estos autores se trata de una cuenca de intraplaca limitada por fallas y montañas de bloque, cuyo relleno mayormente piroclástico y se extiende desde el Mioceno inferior (formaciones La Pava y Collón Cura) hasta tiempos recientes, en forma parcialmente contemporánea con la Formación El Mirador y con el Complejo Quiñelaf.

EVOLUCIÓN VOLCANO Y TECTO-SEDIMENTARIA DE LA CUENCA: DISCUSIÓN

Contexto geodinámico
El área de estudio está ubicada en el extremo sur de la Placa Sudamericana, con movimiento hacia el oeste y convergente con las placas de Nazca y Antártida. Cuando comenzó a formarse la Cuenca de Cañadón Asfalto, en el Jurásico más temprano, Patagonia era parte del supercontinente Gondwana (Fitzgerald et al., 1990; Peroni et al., 1995) al cual podría haberse acrecionado junto con otra microplacas durante el Paleozoico tardío. Las reconstrucciones tectonoestratigráficas temporales derivadas de las márgenes continentales del Océano Atlántico Sur y los datos de isocronas presentan superposiciones que indican que América del Sur y Africa no se habrían comportado como placas continentales rígidas durante el rifting intracratónico y las fases más tempranas de apertura del Atlántico Sur (Nürnberg y Müller, 1991). Hacia el fin del Mesozoico, cuando ya se había acumulado la mayor parte de la columna de la Cuenca de Cañadón Asfalto, el Océano Atlántico se encontraba bien desarrollado y se registró la primera gran ingresión marina de esta procedencia. La reconstrucción palinpástica a ambos márgenes del Océano Atlántico requiere la presencia de varias zonas extendidas y/o numerosas zonas menores de deformación intracontinental orientadas oblicuamente al eje principal del rift Atlántico. Por ejemplo, Jacques (2003) propuso la existencia de grandes zonas de acomodación estructural de intraplaca orientadas NO-SE atravesando la parte sur del continente sudamericano, representadas por grandes fallas y zonas de cizalla que controlaron la subsidencia y el levantamiento y, directa o indirectamente, la sedimentación, el magmatismo y el metamorfismo. Otros modelos no utilizan zonas de cizalla para acomodar el movimiento entre Sur America y los bloques Patagónicos (Heine et al., 2013).
Los lineamientos NO-SE sobre grandes bloques de basamento metamórfico del Precámbrio o del Paleozoico temprano controlaron el desarrollo de las cuencas de rift durante el Paleozoico tardío y hasta el Jurásico temprano (Rolleri, 1973) y se relacionaron a esfuerzos tensionales en la corteza superior atenuada. Pankhurst et al. (2006) vinculan el origen de estas cuencas a la colisión entre los macizos del Deseado y Somuncurá durante el Carbonífero (hace 320-310 Ma) que generó el desarrollo de una cuenca elongada NNO-SSE que persistió hasta el Pérmico (véase Ugarte, 1966; Lesta et al., 1980). Los lineamientos NO-SE parecen haber controlado la formación de cuencas sedimentarias y zonas elevadas a través de sucesivas reactivaciones e inversiones, por lo menos hasta el Cretácico tardío (Scasso et al., 2012b). La ruptura de Gondwana fue acompañada por una extensión regional y el consecuente rifting. Los magmas en ascenso generaron anatexis en niveles medios de la corteza que fueron posteriormente extruidos como ignimbritas y lavas, bien expuestas en el Macizo del Deseado, y que rellenaron muchos de los hemigrábenes jóvenes del este de Patagonia. Los antiguos lineamientos NO permitieron acomodar la temprana extensión al noreste, complementados por fallas E-O que sirvieron de vías para la extrusión de magma en las zonas de transferencia del rift. Este evento extensional impactó en grandes áreas del sur de Gondwana (Uliana et al., 1985; Cortés, 1990a,b) y coincidió aproximadamente con el rifting de las cuencas Cuyana y Neuquina (Charrier 1979), y de la cuenca del Karoo en Africa del Sur (Dingle et al., 1983). Resultó en la acumulación de espesas sucesiones volcano-sedimentarias en cuencas elongadas NNO con estilo de hemigrábenes y limitada interconexión (de Giusto et al., 1980; Uliana y Biddle, 1987, 1988; Franchi et al., 1989; Figari et al., 1994a,b).
En el caso de la Cuenca de Cañadón Asfalto la extensión que dio origen a la misma fue probablemente controlada por fallas de basamento de bajo ángulo (Figari, 2005), y en algunos casos con despegues subhorizontales y cizalla simple, presentando una clara similitud a los procesos descriptos por Wernicke (1985) en los Basin and Range (Figari, 2005). El resultado de estos procesos fue el desarrollo de depocentros con geometría de hemigrábenes, numerosos, aislados, multiepisódicos y parcialmente diacrónicos (Figs. 3, 4). Estos depocentros que, con distinta polaridad, se orientan en una dirección general noroestesudeste se desarrollaron al oriente de las sierras de Agnia y Lonco Trapial, que actuó como un límite paleogeografico mayor (zona de break away) para la extensión y para la posterior inversión tectónica cenozoica (Fig. 4).

Tectonismo extensional del Jurásico Temprano y acumulación de la Megasecuencia J1
La Cuenca de Cañadón Asfalto se inició en el Jurásico Temprano hace poco más de 188 Ma con el episodio tectónico extensional (Fig. 15) que dio lugar a la acumulación de la Megasecuencia J₁. Las unidades que forman la Megasecuencia J₁ (formaciones Las Leoneras, Lonco Trapial y Cañadón Asfalto) son concordantes y transicionales, o se encuentran separadas entre sí por discordancias erosivas o angulares de bajo ángulo. Se las considera parte de una misma megasecuencia porque las discontinuidades que se observan entre ellas son principalmente producto de la geometría particular de los ambientes deposicionales, y no de eventos tectónicos generales ni de prolongadas interrupciones en la sedimentación. Comprenden principalmente: 1) depósitos fluvio-lacustres formados en el contexto de una actividad tectónica y volcánica sinsedimentaria, en depocentros relativamente pequeños; 2) depósitos volcaniclásticos producto de la generación de fuerte relieve asociado a aparatos volcánicos, construidos en varias fases de vulcanis mo activo separadas por episodios de erosión. El relieve labrado en esos aparatos volcánicos, conjuntamente con la acumulación de los depósitos gruesos en bancos inclinados respecto de la paleohorizontal, dan lugar a la existencia de numerosas discordancias locales que, sin embargo, no representan verdaderas fases tectónicas ni involucran lapsos de tiempo muy prolongados. No se descarta aquí, sin embargo, que pudieran existir discordancias progresivas extensionales, sino que se afirma que no toda relación de angularidad entre capas en estas unidades es resultado de procesos tectónicos.

Figura 15. Evolución tectosedimentaria de la cuenca de Cañadón Asfalto (modificado de Figari, 2005).
Figure 15. Tectosedimentary evolution of the Cañadón Asfalto Basin (modified after Figari, 2005).

Los depósitos aluviales, fluviales y lacustres de la Formación Las Leoneras y equivalentes (Megasecuencia J₁ inferior) presentan procedencia del basamento cristalino y el vulcanismo recién se hace presente pocos millones de años después marcando un gradual pasaje a la Formación Lonco Trapial. Los hemigrábenes orientados al noroeste (Fig. 3), en su etapa de extensión incipiente (Fig. 15a), se rellenaron primeramente con sedimentos terrestres en la cuenca de Cañadón Asfalto pero algunas decenas de kilómetros al oeste y suroeste, en la Sierra de Agnia, depocentros similares fueron inundadas por el mar, dando lugar a un brazo de mar conectado con el Océano Pacífico relleno por rocas volcaniclásticas con intercalaciones marinas del Jurásico inferior (Robbiano, 1971; Musacchio y Riccardi, 1971; Musacchio 1975, 1981). Las rocas volcánicas de la Formación Lonco Trapial son contemporáneas con el vulcanismo de otras regiones del margen sur del Gondwana. En la provincia del Chubut Uliana et al. (1985) asignan la Formación Lonco Trapial a una "faja volcánica central" de rumbo meridional y naturaleza intermedia entre una "faja occidental" a lo largo de la Cordillera de los Andes, compuesta mayormente por andesitas con afinidades típicas de arco (Formación Piltriquitrón y equivalentes) y una "faja oriental", localizada actualmente a lo largo de la costa atlántica patagónica, compuesta mayormente por riolitas e ignimbritas rioliticas y riodaciticas (Complejo Marifil). Estos autores sugieren que las fajas central y oriental corresponden a una serie bimodal alcalina, formada en un sistema magmático extremadamente energético, bajo condiciones de esfuerzos regionales favorables para producir considerable extensión cortical. En el modelo propuesto por Uliana et al. (1985) los basaltos generados por fusión parcial del manto se acumularon en la base de la corteza y rara vez alcanzaron la superficie. Sin embargo, la inyección de material caliente produjo fusión de material cortical, con el emplazamiento de grandes cámaras silíceas en un régimen extensional, que eventualmente sufren rupturas y extruyen grandes volúmenes de material piroclástico. Una interpretación diferente es la de Page y Page (1993), quienes sostienen que la "faja oriental", más acida y alcalina, se formó principalmente por fusión cortical en un retroarco que sufría extensión. En cambio, la "faja central" representaría un brazo oriental del arco volcánico jurásico del margen occidental de América del Sur, que se habría desprendido del arco principal producto de la extensión generalizada del momento. Intrusivos gábricos emplazados hacia el oeste, en la pre-Cordillera Patagónica, formarían parte de dicho sistema (Page y Page, 1993; 1999). También Zaffarana et al. (2013) argumentan la existencia de un arco volcánico orientado NNO-SSE, producto de subducción en el margen sudoccidental del Gondwana, representado por el Batolito Subcordillerano y la Formación Piltriquitrón en la Provincia de Río Negro - al noroeste de la Cuenca de Cañadón Asfalto. Regionalmente el vulcanismo se sostiene por un lapso de 40 ma. a partir del Toarciano, aunque migra hacia el sur y suroeste. El pulso volcánico representado por la Formación Lonco Trapial, mayormente andesítico, volcaniclástico y con importantes espesores en los depocentros de la cuenca, es coetáneo con un episodio volcánico que se extendió a todo el margen sur del Gondwana. La Formación Lonco Trapial y unidades correlativas se incluyen en la Gran Provincia Ígnea de Chon Aike en Patagonia central y oriental y en la Península Antártica (Pankhurst et al., 1998) o en la Gran Provincia Ígnea Mesozoica sílícea de Patagonia (Féraud et al., 1999), parcialmente contemporáneas con la Gran Provincia Ígnea basáltica de Karoo-Ferrar (Encarnación et al., 1996) datada entre 181 y 183 Ma.
La Formación Lonco Trapial en la Cuenca de Cañadón Asfalto forma parte de la segunda etapa de relleno del rift, correspondiente al hemigraben juvenil (Fig. 15b), junto con la suprayacente Formación Cañadón Asfalto (Toarciano-Bajociano) que muestra localmente un vulcanismo mayormente basálticoandesítico intercalado con sedimentos lacustres. La extrusión de coladas y depósitos volcaniclásticos por debajo e intercaladas con sedimentos lacustres en los depocentros principales señalan una extensión continuada y la gradual maduración del sistema de rift. Las fangolitas negras de la Formación Cañadón Asfalto, de gran contenido orgánico, aunque de origen lacustre, pueden correlacionarse con fangolitas negras del Toarciano extendidas en todo el planeta, formadas en mares anóxicos durante un período de clima cálido global, posiblemente debido a cambios en la composición atmosférica luego de las grandes erupciones basálticas de Karoo-Ferrar y la liberación de metano hacia la atmósfera (Hesselbo et al., 2007; Suan et al., 2008; Bodin et al., 2010). Este evento también se ha registrado en la Cuenca Neuquina (Al-Suwaidi et al., 2010; Mazzini et al., 2010). En el caso de la Formación Cañadón Asfalto, el alto aporte de materia orgánica estaría generado por la profusión de vegetación en las márgenes de los sistemas lacustres, debido al clima cálido dominante, junto con la materia orgánica propia del extenso desarrollo de algas lacustres, tal como lo revela la impronta en la composición isotópica del C y O en estas rocas (Föllmi, com. epist., 2014).

Reactivación extensional y acumulación de la Megasecuencia J₂
Alrededor del Calloviano se habría producido una reactivación tectónica de la Cuenca de Cañadón Asfalto, evidenciada por la discordancia entre las formaciones Cañadón Asfalto y Cañadón Calcáreo, con generación de nuevos depocentros y la exhondación de algunos depocentros más antiguos dentro del sistema de rift, correspondiente con la tercera etapa denominada hemigraben maduro (Fig. 15c), en un marco tectónico consistente con el desarrollo de un rift maduro. Figari et al. (1999) sugieren que esto fue resultado de la evolución polifásica de un rift (véase también Ru y Piggot, 1986; Scott y Rosendahl, 1989), que continuaba hacia el sur. En los sectores elevados tales como umbrales y zonas de transferencia, los depósitos de la Formación Cañadón Asfalto habrían sido totalmente eliminados por erosión (Scasso et al., 2013) y la Formación Cañadón Calcáreo se apoya directamente sobre el Formación Lonco Trapial o unidades más antiguas. La Megasecuencia J₂ incluye a la Formación Cañadón Calcáreo, acumulada en el Jurásico Tardío y equivalente, al menos en parte, a la Formación Anticlinal Aguada Bandera en la Cuenca Golfo San Jorge. Su posición estratigráfica ha permitido también correlacionarlas con los depósitos del "Neocomiano" de la región Andina y de la subcuenca de Río Mayo, pero las dataciones radimétricas indican que la Formación Cañadón Calcáreo es más antigua. En la figura 10 se ilustra la relación entre las formaciones Cañadón Calcáreo y Cañadón Asfalto en el depocentro Gorro Frigio. Los niveles de la Formación Cañadón Asfalto se encuentran fallados y rotados generando el espacio disponible para la depositación de los niveles pelíticos de la Formación Cañadón Calcáreo (Megasecuencia J₂). Estas últimas son ricas en materia orgánica, se acumularon en ambientes poco oxigenados y culminan con una sección condensada que representa el momento de máxima expansión de los sistemas lacustres. La sucesión concluye con una importante progradación fluvio-deltaica, erosionada parcialmente o totalmente previo a la acumulación del Grupo Chubut.
Los altos basamentales de la Sierra de Agnia han sido probablemente el elemento paleogeográfico que limitaba una influencia marina del Pacífico (Figari, 2005). Hacia el sur y el oeste, ya en la zona andina, el vulcanismo de Chon-Aike - Complejo Volcánico Sedimentario y las vulcanitas y los sedimentos intercalados, no sólo rellenaron los grábenes sino que se extendieron más allá de los depocentros iniciales (Clavijo, 1986; Scasso, 1989). El mar inundó el sector occidental y la expansión del fondo oceánico produjo una desactivación térmica gradual de esos depocentros (Figari et al., 1999). Durante este período la extensión debido a los movimientos de las placas litosféricas fue acomodada por una combinación compleja de extensión intracratónica y deformación multiepisódica de blo ques con desarrollo de sistemas tipo basin and range, con hemigrábenes pequeños limitados por bloques montañosos elevados (e.g., Uliana y Biddle, 1988; Urien, 1996; Figari, 2005). Otra vía de interpretación sugiere el desarrollo de cuencas de tipo pull-apart (Silva Nieto et al., 2002a) controlado por sistemas de falla E-O atravesando las fallas maestras de rumbo noroeste (Windhausen, 1924; Francheteau y Le Pichon, 1972; Rapela y Pankhurst, 1992).

Reactivación transpresiva/transtensiva y rotación de bloques
La cuarta etapa en la evolución de la cuenca (Fig. 15d) se inicia con una fase tectónica que habría tenido lugar cerca del límite Jurásico-Cretácico. Grandes areas de la región se levantaron por la reactivación de las fallas maestras con orientación noroeste. Los hemigrábenes mayores fueron rotos en varias partes y levantados, formando cordones montañosos en los cuales afloraba el basamento, y fueron sometidos a fuerte erosión, mientras que otros se hundieron y acomodaron los sedimentos procedentes de las zonas elevadas. Hacia el suroeste se formaron "dorsales" (e.g., Dorsal Río Mayo, Barcat et al., 1989; Scasso, 1989) que separaron el sector andino de la Cuenca del Golfo San Jorge. Bloques kilométricos habrían rotado en sentido horario dentro de un sistema de cizalla dextral (Geuna et al., 2000) y la sedimentación en la Cuenca de Cañadón Asfalto prácticamente cesó. Este levantamiento generalizado que tuvo lugar durante el Jurásico más alto - Cretácico más bajo, constituye un evento tectónico de importancia en la cuenca y queda representado por la marcada discordancia angular que separa al Grupo Chubut de todas las unidades jurásicas subyacentes (Fig. 12). Si bien no hay un claro registro sedimentario de este evento por existir un importante hiato estratigráfico, el comportamiento de la base de la Megasecuencia Kcon importantes cambios de facies y variaciones de espesor en las formaciones Los Adobes y unidades equivalentes sugiere que se creó el espacio de acomodación con fuerte control tafrogénico durante la parte intermedia de esta etapa (Fig. 15d). Los procesos que tuvieron lugar en la cuenca durante este lapso no están establecidos con precisión. Como hipótesis alternativas a la rotación vertical de bloques sugerida por Geuna et al. (2000) y la generación de un nuevo campo de esfuerzos extensional-transtensional (Figari 2005), pueden mencionarse desplazamientos de rumbo e inversión tectónica (Scasso et al., 2012b), inversión tectónica (Allard et al., 2011), rifting sinorogénico en una cuenca de antepaís fragmentado (Gianni et al., 2015) o partición de la deformación en un contexto de reactivación extensional oblicua (Schlische et al., 2002; Imber et al., 2005).

Estadío de colapso y acumulación de la Megasecuencia K
En este estadío vuelve a registrarse importante acumulación de sedimentos en la Cuenca de Cañadón Asfalto, con la depositación de la mayor parte de la Megasecuencia K(Grupo Chubut) en neta discordancia angular sobre la Megasecuencia J₂. Se gún Ranalli et al. (2011) la tendencia retrogradacional en el relleno de la cuenca indica una creciente relación espacio de acomodación/aporte de sedimentos (A/S), registrado principalmente en la parte inferior de la Formación Cerro Barcino, mientras que la parte superior es progradante con relación A/S variable y se interpreta como depositada en una etapa de mayor estabilidad y bajo relieve (subsidencia térmica), aunque sería posible distinguir la influencia de una actividad diferencial en las zonas cercanas a los bordes activos de los antiguos depocentros (Ranalli et al., 2011). Estos eventos corresponden a la parte intermedia y tardía de la cuarta etapa de la evolución de la cuenca (Fig. 15d). Esta Megasecuencia tuvo mayor desarrollo en la vecina Cuenca del Golfo San Jorge, en la cual se acumularon varios kilómetros de sedimentos (Fig. 2). La parte inferior de esta Megasecuencia K (informalmente denominada Chubutiano Inferior) muestra un claro control tafrogénico tanto en la Cuenca de Cañadón Asfalto como en la Cuenca del Golfo San Jorge (Formación Los Adobes en la primera y Formación Pozo D-129 en la segunda), aunque al finalizar esta etapa ambas cuencas comienzan a interconectarse parcialmente integrando su drenaje. Los depósitos de la parte superior de la Megasecuencia K correspondientes a la Formación Cerro Barcino superan los antiguos límites tafrogénicos traslapando unidades más viejas. En la Cuenca del Golfo San Jorge la lenta disipación de la anomalía térmica del rift dio origen a una fase de sag (Fitzgerald et al. 1990) o de transición entre un régimen de rift y una inversión tectónica (Barcat et al., 1989), que ocurrió junto con la activa subducción a lo largo de una trinchera N-S en el Pacífico y el desarrollo del arco volcánico "Divisadero" en la zona Andina (Scasso, 1989). Figari et al. (1999) propusieron la existencia de esfuerzos extensionales-transtensionales en condiciones de "back-arc" para esta fase en la Cuenca del Golfo San Jorge. Las estructuras noroeste ya no fueron el principal control en la configuración de las cuencas y fueron reemplazadas total o parcialmente por estructuras este-oeste, ya presentes en el "grano" original del basamento de la Patagonia. La extensión principal fue norte-sur, ortogonal con la subducción en el margen pacífico. Otros autores tales como Gianni et al. (2015) presentan un contexto de cuenca de antepaís fragmentado mientras que Ramos (2015) considera que la generación de espacio responsable del Chubutiano es esencialmente carga tectónica y que puede ser considerada como una cuenca de antepaís.
De acuerdo con Chelotti (1997), en el Maastrichtiano cambió el arreglo de las placas y se incrementó la subsidencia, lo que provocó la primer transgresión atlántica que se dispone en suave discordancia angular sobre el Grupo Chubut en la Cuenca de Cañadón Asfalto, indicando que la actividad tectónica, si bien menor, no cesó de actuar en la cuenca. Con este evento se clausura la cuarta etapa en la evolución de la cuenca de Cañadón Asfalto (Fig. 15d).

Compresión y vulcanismo del Paleoceno-Eoceno en el borde occidental de la cuenca
Durante el Paleoceno-Eoceno se produjo la retirada del mar daniano y una deformación compresiva en el borde occidental de la cuenca, en la zona del valle del Río Chubut entre Piedra Parada y Paso del Sapo. Allí se observa el desarrollo de una pequeña faja de fallas inversas de bajo ángulo, pliegues por propagación de fallas y pliegues por flexión de falla con una orientación noroeste-sureste y vergencia noreste, asociadas a fallas transcurrentes con orientaciones ESE-ONO u OSO-ENE y actitud subvertical (Ruiz et al., 2005; Ruiz, 2007). En el resto de la cuenca prácticamente cesa la subsidencia (Figari y Courtade, 1993; Aragón y Mazzoni, 1997). El efecto de esta fase es importante sólo en el borde de la cuenca, aunque es sugestivo el cese de la subsidencia hacia el centro de la cuenca. La misma marca el inicio de la quinta etapa (Fig. 15e) mayormente caracterizada por la inversión tectónica de la Cuenca de Cañadón Asfalto. Esta deformación del retroarco para el Paleoceno- Eoceno sería la más antigua de las deformaciones datadas para el Cenozoico en la Patagonia, ya que casi toda la deformación de retroarco sería allí posterior al Mioceno (e.g., Folguera y Ramos, 2002). Dada la cercanía del arco volcánico Paleoceno-Eoceno externo con la zona deformada de las sedimentitas cretácicas, ésta se habría producido por procesos transpresivos en una posición de retroarco interno.
Con posterioridad o parcialmente sincrónico con la etapa de deformación antes señalada se implanta el arco volcánico Paleoceno-Eoceno externo o extraandino (Rapela et al., 1984). Corresponde a una faja de vulcanismo bimodal calcoalcalino (Rapela et al., 1982) con características geoquímicas intermedias entre las de arco y las de basaltos de intraplaca con afinidades de manto oceánico. Es interpretado por Mahlburg Kay y Rapela (1987) como producto de la convergencia oblicua de la Placa de Aluk y Farallón con el margen occidental de Patagonia. Este arco volcánico esta representado en el margen occidental de la cuenca de Cañadón Asfalto por el Complejo Volcánico y Piroclástico del Río Chubut Medio. Según Aragón y Mazzoni (1997) este complejo habría evolucionado en forma de caldera durante el Eoceno, y ha sido relacionado con procesos de intraplaca y extensionales en el retroarco del arco magmatico Andino (Ardolino et al., 1999).

La inversion tectónica miocena
Durante el Oligoceno?-Mioceno y probablemente hasta tiempos recientes se produjo el levantamiento generalizado e inversión tectónica de la cuenca. Según Ranalli et al. (2011) es reflejo de un evento transpresivo iniciado en el Eoceno y que perduraría hasta el Mioceno temprano, previo al desarrollo de los cuerpos subvolcánicos y coladas lávicas del Complejo Quiñelaf y de la Formacion El Mirador. Corresponde a la fase principal de la quinta etapa (Fig. 15e). La compresión cenozoica O-E reactivó las fallas originales del rift en forma inversa, invirtiendo parcialmente los depocentros y produciéndose a veces fallas antitéticas que generaron un plegamiento asociado de menor orden. Buenos ejemplos de este plegamiento se observan en el flanco oriental de las sierras de Agnia y de Jalalaubat (Fig. 4). A partir del Mioceno inferior se desarrolló la Cuenca de Gastre (Bilmes et al., 2013), como una cuenca de intraplaca limitada por fallas y montañas de bloque. Durante la compresión cenozoica también se levantó la Sierra de Traquetrén, a lo largo de una importante falla con orientación NO-SE, que Figari y Courtade (1993) interpretaron como el borde de un depocentro extensional invertido. Este mismo episodio habría levantado la Sierra de San Bernardo y producido una faja plegada como resultado de transpresión e inversión tectónica (Chelotti, 1997), relacionada al desarrollo de la Cordillera de los Andes (Peroni et al. 1995). Ardolino et al. (1999) relacionaron esto con la migración del arco volcánico hacia el oeste, producto de un aumento en el ángulo de la zona de Benioff.

CONCLUSIONES

La Cuenca de Cañadón Asfalto presenta una importante columna de sedimentos jurásicos y cretácicos que se acumularon en varios depocentros denominados Gastre, Gan Gan, Fossatti, Valle de General Racedo, Gorro Frigio y Paso de Indios, separados por bloques basamentales en probables zonas de transferencia. La sedimentación tuvo lugar inicialmente en una zona de rift, que luego evolucionó en forma compleja con varias fases de deformación. Los sedimentos se agrupan en tres megasecuencias principales (J₁, J₂ y K) separadas entre sí por discordancias de significado regional que se apoyan sobre un basamento de metarmorfitas y granitoides del Paleozoico. La Megasecuencia J₁ está constituida por la Formación Las Leoneras, la Formación Lonco Trapial y la Formación Cañadón Asfalto y tiene una edad que se extiende entre el Hettangiano- Sinemuriano?/Pliensbachiano y el Bajociano tardío. Estas unidades se acumularon en ambientes fluvial, lacustre y volcánico, con fuerte aporte de material volcaniclástico, dentro de hemigrábenes propios de cada depocentro. El pasaje entre estas unidades es esencialmente transicional, la acumulación de grandes espesores de sedimentos tuvo lugar en un lapso relativamente corto y la Formación Lonco Trapial y la Formación Cañadón Asfalto son más antiguas de lo que tradicionalmente se consideró en la literatura. Se encuentran separadas entre sí por discordancias erosivas o angulares locales, que son el resultado de la geometría particular de los depósitos volcánicos o del entorno tectónico de un rift incipiente a juvenil, y que no tienen significado regional. El clima fue templado/cálido y húmedo, y la Cuenca de Cañadón Asfalto tiene una biodiversidad entre las dos mayores del planeta para este lapso. Las fangolitas negras de la Formación Cañadón Asfalto representan el evento anóxico global del Toarciano en la Cuenca de Cañadón Asfalto.
La Megasecuencia J₂ incluye un importante espesor de sedimentos continentales, aluviales y lacustres, correspondientes a la Formación Cañadón Calcáreo, de edad oxfordiana-kimmeridgiana, que tradicionalmente había sido considerada más joven. Esta unidad se encuentra en discordancia angular sobre la Formaciòn Cañadón Asfalto, producto de cambios en la configuración de la cuenca. El espacio de acomodación de los sedimentos fue creado por una reactivación tectónica en el rift maduro durante el Calloviano-Tithoniano con el desarrollo de sistemas tipo basin and range, con hemigrábenes pequeños limitados por bloques elevados y zonas de transferencia. La Megasecuencia J₂ es parcialmente equivalente a la Formación Anticlinal Aguada Bandera en la Cuenca Golfo San Jorge. El clima templado/cálido con estación seca permitió el desarrollo de una importante biota, con una rica asociación palinológica en pelitas negras lacustres con peces, a las que se sobrepone una importante progradación fluvio-deltaica acumulada en un lapso de alrededor de 1 ma. En muchos sectores de la cuenca esta sucesión progradante habría sido erosionada parcial o totalmente con anterioridad a la acumulación del Grupo Chubut. Posteriormente a la acumulación de la Megasecuencia J₂, entre el Tithoniano y el Hauteriviano, se desarrolló un tectonismo regional transpresivo/ transtensivo con un sistema de cizalla dextral que produjo una importante rotación de bloques sobre su eje vertical y el levantamiento de grandes áreas por la reactivación de las fallas maestras, cesando prácticamente la sedimentación. Este evento tectónico queda representado por la marcada discordancia angular que separa al Grupo Chubut de todas las unidades jurásicas subyacentes. Los cambios de facies y variaciones de espesor en la base de la Megasecuencia K sugieren que se creó espacio de acomodación hacia el fin de esta etapa. La Megasecuencia Kincluye a los niveles continentales del Grupo Chubut sensu lato (Lesta, 1968) del Barremiano-Campaniano junto con depósitos marinos y litorales de las formaciones Paso del Sapo y Lefipán del Campaniano-Daniano, representativos de la primera transgresión atlántica en la cuenca. En esta etapa vuelven a acumularse importantes espesores de sedimentos en un estadío de colapso y expansión de la cuenca (sag) por la lenta disipación de la anomalía térmica. Las estructuras noroeste ya no fueron el principal control en la configuración de las cuencas y fueron reemplazadas total o parcialmente por estructuras E-O, ya presentes en el "grano" original del basamento de la Patagonia. La extensión principal fue norte-sur, ortogonal con la subducción en el margen pacífico. Durante el Paleoceno-Eoceno se produjo deformación compresiva en el borde occidental de la cuenca, mientras que en el resto de la cuenca prácticamente cesó la subsidencia, indicando la presencia de deformación de retroarco antigua por detrás del arco volcánico Paleoceno-Eoceno ubicado más al oeste, representado en el margen occidental de la cuenca de Cañadón Asfalto por el Complejo Volcánico y Piroclástico del Río Chubut Medio.
Durante el Oligoceno?-Mioceno y probablemente hasta tiempos recientes se produjo el levantamiento generalizado e inversión tectónica de la cuenca, acompañado por plegamiento localizado, corrimientos y numerosos sistemas de fallas. Durante este evento se levantó la Sierra de Traquetrén, a lo largo de una importante falla con orientación NO-SE, por inversión del borde de un depocentro extensional, sincrónicamente con la formación de la Sierra de San Bernardo, localizada al sureste de la cuenca.

Agradecimientos

Agracedemos a la ANPCYT, al CONICET y a UBACYT por subsidiar las presentes investigaciones. A H. Vizán por su lectura crítica del manuscrito, sus sugerencias y sus interesantes aportes sobre el origen de la cuenca. A J.L. Carballido por sus comentarios sobre la edad del Grupo Chubut. A los revisores de este trabajo J. Allard y A. Bilmes, quienes junto con el editor E. Schwarz realizaron una detallada lectura y acertadas sugerencias. A nuestras familias por su infinita paciencia y apoyo.

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