seminario_nGEO001101_Agostinelli

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INDICE 
 
RESUMEN……………………………………………………………………………………………………………………….. 1 
 
CAPÍTULO 1 – INFORMACIÓN GENERAL………………………………………………………………………... 2 
Introducción………………………………………….…………………………………………………………………. 3 
1.1 – Ubicación geográfica del área de estudio…………………………………..…………………… 5 
1.2 – Metodología de trabajo………………………………………………………………………………….. 6 
1.3 – Antecedentes…………………………………………………………………………………………………. 7 
 
CAPÍTULO 2 – MARCO REGIONAL, ESTRATIGRAFÍA, ESTRUCTURA Y 
GEOMORFOLOGÍA……………………………………………………….……………………….………………………. 11 
2.1 – Marco regional de la Cuenca Neuquina…………..……………………………………………… 12 
2.2 – Estratigrafía…………………………………………………………………………………………………….. 14 
Grupo Cuyo………………………………………………………………………………………………….…….. 15 
 Formación Los Molles………………………………………………………………………….….. 17 
 Formación Lajas…………………………………………………………………………………..….. 18 
Grupo Lotena……………………………………………………………………………………………………… 20 
 Formación Lotena……………………………………………………………………………………. 20 
 Formación La Manga………………………………………………………………………….……. 21 
 Formación Auquilco…………………………………………………………………………………. 23 
 Grupo Mendoza…………………………………………………………………………………………………… 24 
 Formación Tordillo……………………………………………………………………………………. 25 
 Formación Vaca Muerta……………………………………………………………………………. 26 
 Formación Mulichinco………………………………………………………………………………. 30 
 Formación Agrio…………………………………………………………………………………….… 31 
 Formación Chapúa………………………………………………………………………………………………. 35 
Formación Cerro Cabras………………………………………………………………………………………. 36 
Formación Agua Carmonina…………………………………………………………………………………. 36 
Depósitos aluviales y coluviales……………………………………………………………………………. 37 
2.3 – Estructura…………………………………………………………………………………………………………. 38 
 Área de estudio…………………………………………………………..………………………………………. 40 
2.4 – Geomorfología…………………………………………………………………………………………………. 43 
 
CAPÍTULO 3 – ESTUDIO PETROGRÁFICO DE LOS BASALTOS DEL ÁREA DE ESTUDIO………… 46 
3.1 – Marco regional…………………………………………………………………………………………………… 47 
 Formación Cerro Cabras…………………………………………………………………………………………. 50 
 Formación Chapúa………………………………………………………………………………………………… 51 
3.2 – Marco local…………………………………………………………………………………………………………. 51 
 Basaltos olivínicos……………………………………………………………………………………………….…. 51 
 
Basaltos amigdaloides………………………………………………………………………………………….… 55 
3.3 – Correlación estratigráfica…………………………………………………………………………………… 59 
3.4 – Minerales secundarios……………………………………………………………………………………….. 60 
3.5 - Conclusiones parciales………………………………………………………………………………………… 61 
 
CAPÍTULO 4 – ESTUDIO MINERALÓGICO DE LOS CRISTALES DE CUARZO………………………… 63 
4.1 – Antecedentes……………………………………………………………………………………………………. 64 
4.2 – Roca de caja………………………………………………………………………………………………………. 67 
4.3 – Mineralización…………………………………………………………………………………………………… 72 
4.4 – Descripción de los cuarzos tipo Herkimer…………………………………………………….…… 76 
 4.4.1 – Identificación precisa de la forma cristalográfica………………………………….… 76 
Romboedro r {10-11}…………………………………………………………………………………….… 76 
Romboedro z {01-11}…………………………………………………………………………………….… 77 
Prisma hexagonal m {10-10}………………………………………………………………………….… 77 
Bipirámide trigonal s {11-21}……………………………………………………………………………. 78 
Bipirámide trigonal s’ {2-1-11}……………………………………………………………………….…. 79 
Cuarzo de dos romboedros y un prisma hexagonal………………………………………..… 79 
Cuarzo de dos romboedros, un prisma hexagonal y bipirámide trigonal………..… 80 
Cuarzo de dos romboedros, un prisma hexagonal y dos bipirámides trigonales.. 81 
 4.4.2 – Clasificación/Valoración gemológica……………………………………………………………. 84 
 Categoría 1…………………………………………………………………………………………………………… 85 
 Categoría 2…………………………………………………………………………………………………………… 85 
 Categoría 3…………………………………………………………………………………………………………… 85 
 Categoría 4……….…………………………………………………………………………………………………. 85 
 Valoración…………………………………………………………………………………………………………… 85 
4.5 – Conclusiones parciales………………………………………………………………………………………….. 86 
 
CAPÍTULO 5 – MINERALOGÍA DE LOS RODADOS DE SÍLICE…………………………………………………. 89 
5.1 – Importancia de los rodados como materia prima de antiguas culturas……………….. 90 
5.2 - Especies líticas: propiedades físicas, texturas y estructuras…………..…………………….. 91 
 Grupo A…………………………………………………………………………………………………………………….. 93 
 Grupo B…………………………………………………………………………………………………………………….. 96 
 Grupo C……………………………………………………………………………………………………………………... 97 
5.3 – Correlación de los rodados y las herramientas reconocidas en los 
alrededores…………………………………………………………………………………………………………………… 101 
5.4– Condiciones de formación de los rodados de sílice.……………………………………………. 103 
5.5 – Consideraciones parciales…………………………………………………………………………………… 104 
CAPÍTULO 6 – DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES…………………………………………………………………….. 106 
BIBIOGRAFÍA…………………………………………………………………………………………………………………….. 111 
APÉNDICE 2 – DESCRIPCIONES PETROGRÁFICAS Y MINERALÓGICAS………………………………… 122 
APÉNDICE 1 – MAPA GEOLÓGICO 
1 
RESUMEN 
 
Con el objetivo de estudiar la génesis del cuarzo tipo Herkimer de la Formación Auquilco, 
se realizó el presente Trabajo Final de Licenciatura, en el área de la Yesera del Tromen, 
Norte de la provincia de Neuquén. 
El estudio de los cristales de cuarzo tipo Herkimer nos permitió determinar la morfología 
de los cristales, sus formas principales, sus tamaños, sus inclusiones y un conjunto de 
propiedades físicas que sirvieron para elaborar una clasificación factible de ser empleada 
por profesionales y coleccionistas. Se determinó la roca de caja y su ubicación 
estratigráfica dentro de la Formación Auquilco para precisar criterios de prospección. 
El desarrollo de este objetivo permitió caracterizar la petrografía de las rocas ígneas que 
afloran en lo alrededores y correlacionarlas, sobre la base de sus rasgos principales, con 
las Formaciones Cerro Cabras y Chapúa. Al mismo tiempo, se estudiaron las paragénesis 
secundarias que ellas hospedan, con especial atención a los minerales del grupo de las 
zeolitas. 
Durante el estudio estratigráfico se relevaron numerosos rodados de sílice que cubren los 
bajos topográficos de la yesera del Tromen. Dado el interés arqueológico de los mismos se 
caracterizaron los diversos tipos, se generó un inventario y se compararon con el material 
lítico empleado por las primeras culturas que poblaron la zona. 
2 
1 
Información 
General 
 
 
 
EN ESTE CAPÍTULO SE PRESENTA LA ZONA DE ESTUDIO DESCRIBIENDO SU GEOGRAFÍA Y 
VIAS DE ACCESO. SE DESARROLLA LA METODOLOGÍA DE TRABAJO UTILIZADA PARA CADA 
ETAPA. SE ESPECIFICAN LOS APORTES MÁS RELEVANTES CON RESPECTO A SU 
ESTRATIGRAFÍA, ESTRUCTURA, GEOMORFOLOGÍA, YACIMIENTOS MINERALES Y MARCO 
TECTÓNICO. 
 
 
 
 
 
3 
INTRODUCCIÓN 
 
El área de estudio se ubica dentro de la Cuenca Neuquina, la cual tiene una vasta 
lista de antecedentes referidos a su subsuelo, su geología, su geomorfología, su 
estructura, estratigrafía y sus yacimientos de minerales metalíferos y no metalíferos. Estos 
últimos, serán de particular interés para este Trabajo Final de Licenciatura, que se 
desarrolla en el área denominada Yesera del Tromen, ubicada en el centro de la Cuenca 
Neuquina. Este sector de la provincia de Neuquén se caracteriza por extensos 
afloramientos de yeso y anhidrita de tipo mantiforme que integran estratigráficamente a 
la Formación Auquilco. 
Si bien se ha citado la presencia de mineralizaciones de cuarzo tipo Herkimer en la 
Yesera del Tromen, en este Trabajo Final de Licenciatura, se caracterizan dichas 
manifestaciones desde una perspectiva integral geológica y gemológica. Se presentan 
datos cualitativos y cuantitativos tanto de las especies minerales como de su yacencia. Los 
cuarzos tipo Herkimer son una variedad de cuarzo cuya excelente pureza lo convierten en 
una variedad de valor gemológico y, en consecuencia, un potencial recurso mineral. Cabe 
destacar que la Yesera del Tromen es el único lugar en todo el territorio argentino donde 
se encuentra este recurso. 
En forma paralela se caracterizan otras mineralizaciones de sílice amorfa quehospeda la misma yesera no solo para su caracterización mineralógica sino también para 
complementar estudios arqueológicos orientados a la determinación de fuentes naturales 
de materiales líticos. 
Así, el objetivo general de este trabajo pretende profundizar en el estudio de los 
recursos no metalíferos de valor gemológico que afloran en esta porción de la Cuenca 
Neuquina, sin desmerecer por ello los aspectos estratigráficos, petrográficos y 
estructurales de la zona. 
 
4 
Entre los objetivos específicos se destacan tres: 
1) Estudiar la génesis de los cuarzos tipo Herkimer, las condiciones físicas y 
químicas en las cuales se formaron dichas manifestaciones, su extensión en el territorio y 
las características de la roca de caja de la Formación Auquilco. Proponer además, una 
clasificación teniendo en cuenta una valoración a nivel académico mineralógico, 
gemológico y coleccionista. 
2) Visto la diversidad de manifestaciones arqueológicas en los alrededores, parte 
de los estudios se orientaron a caracterizar la fuente de material lítico que emplearon 
culturas previas. Para este cometido se describen y correlacionan los diversos rodados de 
sílice y basaltos. 
3) Por último, se caracteriza la estratigrafía del área, la petrografía de las rocas 
ígneas, la estructura y demás aspectos geológicos que complementan los estudios 
precedentes. 
La estructura de este trabajo final, se encuentra dividida en seis capítulos: los dos 
primeros son monográficos y desde el capítulo tres en adelante el contenido es original, es 
decir, datos recolectados del trabajo de campo o en trabajos de gabinete. Además se 
anexan apéndices donde se encuentran el mapa geológico y las descripciones 
petrográficas y mineralógicas de las muestras recopiladas. 
El capítulo 1 compila la información general: tiene como finalidad orientar al lector 
geográfica, geológica y temporalmente. Al mismo tiempo se resumen los principales 
antecedentes del área de estudio. 
En el capítulo 2 se describen las formaciones que componen la estratigrafía del 
área, los perfiles relevados y se detalla mapa geológico y el perfil estructural. 
En el capítulo 3 se estudian a las rocas volcánicas que afloran en el área de estudio 
para establecer su correlación estratigráfica. 
El capítulo 4 tiene como finalidad, analizar, caracterizar y definir las propiedades 
mineralógicas y gemológicas de los cuarzos tipo Herkimer; además, establecer sus 
5 
atributos como interés económico y proponer una clasificación que ayude a dicha 
valoración. 
En el capítulo 5, a través del trabajo interdisciplinario entre antropología y 
geología, se caracterizan a los rodados de sílice para su comparación con el material lítico 
empleado por antiguas civilizaciones. 
Por último, en el capítulo 6 de discusiones y conclusiones, se analizan todos los 
métodos, procesos, argumentos y contribuciones del trabajo, definiendo nuevos 
conceptos y paradigmas para la mineralización de cuarzo tipo Herkimer y la geología del 
área de estudio. 
 
1.1. UBICACIÓN GEOGRÁFICA DEL ÁREA DE ESTUDIO 
El área de estudio abarca la Yesera del Tromen, ubicada al norte de la provincia del 
Neuquén, entre los 37°10'44'' y 37°15'37'' S y los 69°45'46'' y 69°54'16'' O. Como se ve en 
la figura 1.1, a nivel regional se observan como altos topográficos al volcán Domuyo (4708 
m), Tromen (3978 m) y el cerro Payún (3838 m) y como referencia hidrográfica al norte de 
la zona de estudio, se encuentra el río Barrancas. En la zona se encuentra el puesto de la 
Familia Tapia donde nos cedieron el lugar para acampar y poder realizar el estudio. El 
área, que en el mapa se encuentra recuadrada en rojo, se halla localizada en el sector 
norte central de la provincia del Neuquén, donde se extienden parte de los 
departamentos de Pehuenches y Chos Malal. Las localidades más cercanas son Buta 
Ranquil, en dirección norte a unos 18 kilómetros y la localidad de Chos Malal en dirección 
sudoeste a unos 40 kilómetros de distancia. Se puede acceder desde la localidad de Buta 
Ranquil a través de la Ruta Nacional N°40 en dirección sur, la cual se encuentra asfaltada 
hasta la entrada del paraje de la Familia Tapia, donde se sigue el recorrido por un camino 
interno de tierra hasta llegar al puesto. También se puede acceder desde la localidad de 
Chos Malal a través de la Ruta Nacional N°40 en dirección al noreste (Fig. 1.1). 
6 
 
Figura 1.1: Mapa de ubicación geográfica del área de estudio. El área de estudio se encuentra recuadrada en 
rojo (Google, Febrero 2018). 
Corresponde a una zona dominada por bajos topográficos en la Yesera del Tromen 
propiamente dicha. En cuanto a los altos topográficos, la altura máxima se encuentra en el 
cerro Chihuido de Tril (1384 m) aproximadamente sobre el nivel del mar (véase mapa 
geológico, Apéndice 1). En cuanto a la hidrografía, la zona se encuentra en su mayor parte 
conformada por sistemas fluviales de carácter efímero, como son los arroyos Pichichaico y 
Aguada del León. Además, se encuentran la vega de Escalone y vega de Totora (o vega de 
la Veranada). 
1.2. METODOLOGÍA DE TRABAJO 
Se realizó un mapa del área de estudio con el programa ArcGis, a escala 1:31000 
incluyendo geología, yacimientos, caminos e hidrografía partiendo de imágenes satelitales 
ASTER GDEM descargadas del Google Earth con el programa StichMap (véase Mapa, 
Apéndice I). También se utilizó el mapa topográfico de Chos Malal a escala 1:250000 del 
IGN para completar la información. El mapa se encuentra georeferenciado con el datum 
WGS84 en coordenadas de latitud y longitud. Como cartografía adicional, se requirió la 
7 
hoja geológica 32c Buta Ranquil de escala 1:200000 (Holmberg, 1976) y la hoja geológica 
3769-III, Chos Malal de escala 1:250000 inédita. 
Para realizar el estudio mineralógico y petrográfico se recolectaron muestras de las 
que fueron seleccionadas 10 para su estudio óptico a través de microscopio de 
polarización en base a cortes delgados. En particular, para el estudio de los cristales de 
cuarzo tipo Herkimer, se trabajó bajo lupa binocular para ver en detalle las propiedades 
físicas del mineral. 
1.3. ANTECEDENTES 
La Cuenca Neuquina posee numerosos antecedentes, debido al particular interés 
de su estructura, estratigrafía, sedimentología y tectónica que siempre ha suscitado por 
ser portadora de recursos hidrocarburíferos. A continuación, se enumeran en forma 
cronológica las contribuciones más importantes. 
Los primeros trabajos fueron elaborados por Ave Lallemant (1885) quién descubrió 
el Sistema Jurásico en Neuquén. Años más tarde, Weaver (1927, 1931, 1942) destinó sus 
trabajos a la caracterización litológica de las unidades mapeables y a la ubicación de sus 
niveles fosilíferos. Sus estudios le permitieron reconstruir la evolución de la cuenca andina 
en la región del Neuquén. 
Al mismo tiempo, se destacan las contribuciones de Rassmuss (1923) sobre Auca 
Mahuída y El Tromen. Más tarde, de Ferraris (1947) analizó el significado y 
comportamiento de la dorsal neuquina. La primera geología regional compresiva del 
sector extraandino, se le atribuye a Herrero Ducloux (1938, 1939, 1946, 1947). 
Groeber (1946) comienza con sus observaciones geológicas a lo largo del 
meridiano 70° y con sus ideas acerca del desarrollo del Mesozoico neuquino. Por otra 
parte, Leanza realiza contribuciones referidas a los amonites presentes en varios pisos de 
Mesozoico neuquino (Leanza 1944, 1947a, 1947b, 1949, 1957, entre otras). Se destacan 
también las contribuciones de Álvarez (1943), Piscione (1947) y Borrello (1956) que se 
encargaron de los aspectos vinculados a los combustibles sólidos. 
8 
Stoll (1956) y Angelelli (1950) entre otros, realizaron los primeros registros de sus 
recursos minerales. Más recientemente, Digregorio (1972) establece las diferentes 
unidades litológicas desde el basamento metamórfico hasta los depósitos volcánicos y 
sedimentos cenozoicos.Por otra parte, Zöllner y Amos (1973), se encargaron de la Hoja 
Chos Malal bajo el estudio de la Dirección de Minas. 
Entre los nuevos aportes se destacan los realizados por Uliana y Biddle (1987, 
1988), Uliana et al. (1989), Legarreta y Uliana (1991, 1996, 1998), Uliana y Legarreta 
(1993) quienes introducen el análisis estratigráfico secuencial en el Mesozoico de la 
cuenca Neuquina, confirmando y actualizando los ciclos sedimentarios de Groeber y 
correlacionándolos con las variaciones eustáticas del nivel del mar. 
En el área de estudio se destacan los primeros trabajos realizados por Weaver 
(1931), quien realizó la caracterización litológica de gran parte de las unidades mapeables 
de la zona de trabajo. Esto se desarrollará con mayor detalle en la sección Estratigrafía. 
Cabe destacar los trabajos realizados por Holmberg (1948, 1976), los cuales inician 
el levantamiento y caracterización de las zonas volcánicas, entre ellas la de Tromen. Este 
trabajo final de licenciatura se basa principalmente en la Hoja geológica 32c Buta Ranquil 
de escala 1:200.000 realizada por dicho autor (Holmberg, 1976). Como complemento, se 
recurrió además a la Hoja geológica 3769-III de Chos Malal de escala 1:250.000 inédita. 
Por otro lado, Stipanicic (1966) analizó la secuencia oxfordiano-kimmeridgiana 
llegando a demostrar la presencia de un diastrofismo divesiano, tras el estudio de las 
relaciones de los depósitos jurásicos en la Vega de la Veranada. Finalizando la década de 
los ‘60, Stipanicic analiza las fases diastróficas del Jurásico y del Cretácico (Stipanicic y 
Rodrigo, 1970) estableciendo las características de los distintos movimientos orogénicos y 
epigenéticos que involucraron la sedimentación de la Cuenca Neuquina, complementando 
los conocimientos del Jurásico a partir del esquema de Groeber (Stipanicic, 1969). 
En cuanto a contribuciones paleogeográficas, se destaca el trabajo de Gulisano y 
Gutiérrez Pleimling (1994) quienes aportan nuevas ideas para la interpretación del arreglo 
mesozoico de la región Gondwánica. 
9 
Especial atención se merece el trabajo de Vergani et al. (1995), donde se sintetiza 
la evolución tectónica de la cuenca Neuquina durante el Mesozoico y Cenozoico. En 
cuanto a lo que compete a la zona de estudio, rescatamos el desarrollo de la cuenca y el 
proceso de postrift que el autor detalla y analiza. También se cuenta con los trabajos de 
Howell et al. (2005) quienes realizaron una síntesis de la evolución tectonosedimentaria 
de la cuenca. 
Respecto de la estructura cabe destacar el trabajo realizado por Zamora y Zapata 
(2005), donde se analizan tanto la evolución geológica como las distintas estructuras 
desarrolladas en el frente orogénico de la faja plegada a los 37 ° Sur. La faja plegada 
neuquina es considerada uno de los más importantes sistemas de corrimientos del país. 
Otro trabajo que merece especial atención es el de Zamora et al. (2006) donde los autores 
hacen énfasis en el yacimiento El Portón a través de un modelado estructural 3D. 
Respecto al origen de las rocas ígneas se ha establecido la evolución magmática de 
los Andes Neuquinos (Kay y Ramos, 2006), la mecánica del relleno sedimentario de la 
cuenca (Veiga et al., 2005) y numerosos nuevos conceptos, fundamentales para la 
exploración de hidrocarburos que han quedado registrados en los distintos relatorios de 
los Congresos de Exploración de Hidrocarburos (Schiuma et al., 2003; Kozlowski et al., 
2005; Stinco et al., 2005; Cruz et al., 2008; entre otros). 
A nivel arqueológico, el trabajo se vale de los aportes realizados por Barberena 
(2013), Barberena y Castiñeira (2005), Barberena et al. (2011, 2015a, b, 2017) y Fernández 
et al. (2017) donde a través de distintas investigaciones documentan lo que pueblos 
originarios utilizaban como artefactos y materias líticas partiendo de tres materias primas: 
basalto, obsidiana y variedades de sílice. 
En cuanto a los cristales de cuarzos idiomorfos, la bibliografía cuenta con los 
trabajos a nivel local de de Barrio et al. (1994), Cesaretti et al. (2000) y Montenegro y 
Concheyro (2006). En el trabajo realizado por de Barrio et al. (1994), se determina la 
presencia de los cuarzos en la Formación Auquilco en Vega de la Veranada, Yesera del 
10 
Tromen, provincia del Neuquén, determina mineralogía de los mismos y su ambiente de 
formación. Además, se mencionan trabajos de divulgación a nivel mundial. 
En el trabajo de Cesaretti et al. (2000), a partir del trabajo de de Barrio et al. 
(1994), se analizan las inclusiones fluídas de los cuarzos tipo Herkimer, técnicas de 
petrografía y fluorescencia, completados con microtermometría. 
Finalmente Montenegro y Concheyro (2006) agregan información sobre la 
presencia de ópalo, consideran que está íntegramente ligado a la formación de los cuarzos 
tipo Herkimer y proponen un origen para la sílice. 
 
11 
2 
Marco regional, 
estratigrafía, 
estructura y 
geomorfología 
 
EN ESTE CAPITULO SE ESTABLECE UN MARCO TECTÓNICO REGIONAL DE LA CUENCA 
NEUQUINA, DONDE YACE LA FORMACIÓN AUQUILCO, SE DESCRIBE LA ESTRATIGRAFÍA Y A 
TRAVÉS DE DATOS DE CAMPO SE ESBOSA UN PERFIL REGIONAL. ADEMÁS, SE ANALIZA LA 
ESTRUCTURA MEDIANTE UN PERFIL ESTRUCTURAL Y EL MAPA GEOLÓGICO. POR ÚLTIMO, 
SE DESCRIBE LA GEOMORFOLOGÍA DEL LUGAR PARA ESTABLECER LA EVOLUCIÓN DEL 
PAISAJE Y COMPRENDER EL PRESENTE. 
12 
2.1 - MARCO REGIONAL DE LA CUENCA NEUQUINA 
La Cuenca Neuquina se encuentra en el centro oeste de Argentina limitada por el 
Macizo Nordpatagónico (al sur), la Sierra Pintada (al noreste) y la Cordillera de los Andes 
(al oeste). Su forma es triangular presenta un área mayor a 160.000 km2, con un espesor 
de por lo menos 7 km de sucesión sedimentaria mesozoica-cenozoica (Vergani et al., 
1995). La cuenca se desarrolló durante más de 220 millones de años con distintas áreas 
depocentrales separadas por complejas estructuras entre las que se destaca la Dorsal de 
Huincul que fue activa durante el Jurásico inferior y tuvo numerosas reactivaciones 
durante el Jurásico-Cretácico. 
 Distintos autores realizaron estudios sobre la evolución estratigráfica de la Cuenca 
Neuquina: Groeber (1946), Marchese (1971), Digregorio (1972) Digregorio y Uliana (1980), 
Gulisano et al. (1984), Mitchum y Uliana (1985), Legarreta y Gulisano (1989), Legarreta y 
Uliana (1991), Uliana y Legarreta (1993), Vergani et al. (1995), Spalletti et al. (2005), Veiga 
et al., (2011), entre otros. 
 Según Legarreta y Gulisano (1989), durante el Triásico Tardío al Jurásico Temprano 
(Hettangiano inferior) la cuenca empieza a configurarse y rellenarse con depósitos 
sedimentarios que evidencian una subsidencia controlada por fracturas de sustrato en el 
estadío de rift. Durante el Hettangiano-Oxfordiano se produce una subsidencia 
generalizada, generando la configuración inicial de la cuenca alrededor de las fracturas 
manifestadas como importantes líneas de articulación en la parte interna de la misma. 
Desde el Jurásico Superior (Kimmeridgiano) al Cretácico Superior (Campaniano) la cuenca 
estuvo sometida a subsidencia térmica evidenciada por la geometría de las 
mesosecuencias pertinentes y por su arreglo interno que demuestra ligeros cambios de 
facies y escasa influencia de las irregularidades del sustrato. 
 Hacia el Cretácico Superior al Cenozoico Inferior, se evidencia un efecto de carga 
de la losa liásica en el sector occidental de la cuenca, probablemente dado por el rotundo 
crecimiento y migración del arco volcánico hacia el Este (Legarreta y Gulisano, 1989). 
 En el trabajo de Howell et al. (2005), ilustran la evolución de la Cuenca Neuquina 
(Fig. 2.1). 
13 
 
Figura 2.1 - Evolución esquemática de la Cuenca Neuquina desde el Triásico Tardío al Cretácico. (a) Estadío 
de sinrift. (b) Estadío de postrift. (c) Estadío de cuenca de antepaís. Modificado de Howell et al. (2005). 
14 
 Otros autores proponen los distintos estadíos de la siguientemanera: en el estadío 
sinrift, los hemigrábenes fueron cubiertos por depósitos continentales clásticos, 
volcánicos y volcaniclásticos (Vergani et al., 1995). 
 En el estadío postrift, durante el Jurásico Medio – Cretácico Temprano, se inició un 
régimen de subducción en el margen occidental de Gondwana y hacia el Jurásico Tardío se 
estableció casi por completo el arco magmático andino (Franzese et al., 2003). 
 Se produjo un incremento de la subsidencia en el retroarco lo que posibilitó el 
ingreso del mar desde el proto-Pacífico (Spalletti et al., 2000; MacDonald et al., 2003). 
 Potentes sucesiones fueron depositadas en este período de subsidencia termal y 
extensión regional de retroarco. Comprenden complejas series de ciclos transgresivo-
regresivos de diversas magnitudes, controladas por la combinación de cambios en 
subsidencia, levantamiento, oscilaciones del nivel del mar (Grupos Cuyo, Lotena y 
Mendoza) (Howell et al., 2005). Este último estadío es el que representa la estratigrafía de 
la zona de estudio. 
 Para el estadío de cuenca de antepaís, del Cretácico Tardío – Cenozoico, grandes 
cambios se produjeron tras la propagación del Océano Atlántico y el reordenamiento de la 
placa del Pacífico, incluyendo la disminución en el ángulo de subducción de la loza, dando 
un régimen compresivo causando la inversión de estructuras extensionales previas 
(Vergani et al., 1995). En esta escena, la Cuenca Neuquina sufrió importantes variaciones 
en el tamaño y forma (Legarreta y Uliana, 1991) junto a la migración de los depocentros 
(Franzese et al., 2003). 
 
 
2.2 - ESTRATIGRAFIA 
La estratigrafía de la Cuenca Neuquina inicia con un basamento ígneo metamórfico 
compuesto por el Complejo Colohuincul y la Formación Huechulafquen (Vergani et al., 
1995). Sobre el mismo se preservan los remanentes de los distintos procesos geológicos 
que la afectaron, casi en forma ininterrumpida, hasta el Cuaternario. No obstante, en la 
zona de estudio, la estratigrafía se limita a secuencias sedimentarias del Mesozoico 
(Pliensbachiano – Barremiano) y remanente de la actividad endógena y exógena del 
15 
Cenozoico tardío. La figura 2.2 compara en forma gráfica la estratigrafía regional y la 
columna que aflora en el área que atañe a este trabajo. 
El área correspondiente a cada unidad, se puede observar en el mapa geológico del 
apéndice II. La estratigrafía sigue la propuesta de la Hoja Geológica Buta Ranquil, 
(Holmberg, 1976) sumada a otros autores. A continuación, se sintetizan las características 
más relevantes de todas las unidades encontradas en la zona de estudio, desde las más 
antiguas hasta las más jóvenes. 
 
GRUPO CUYO 
 
El nombre fue postulado por Dellapé et al. (1978) para determinar una secuencia 
sedimentaria evolutiva delimitada por las discordancias intraliásica en su base e 
intracalloviana en el techo. Otros autores como Riccardi y Gulisano (1992) lo llamaron 
Subsistema Cuyo. Posteriormente, se reconocen los trabajos de Gulisano et al. (1984), 
 Legarreta y Gulisano (1989), Zavala (1993, 1996), Gulisano y Gutiérrez Pleimling 
(1994), Limeres (1996) y más tarde Legarreta y Uliana (1996) en lo que respecta a 
estratigrafía secuencial. 
Los primeros estudios fueron realizados por Bodenbender (1892), mostrando la 
existencia de depósitos marinos jurásicos en Neuquén. Luego, Groeber (1918, 1929) 
generó las primeras contribuciones para ordenar la estratigrafía del Jurásico. Groeber 
(1946) define el término Cuyano para identificar la sección inferior del Jurásico andino de 
origen marino. Cabe destacar los aportes de Weaver (1931) con invertebrados fósiles 
marinos, Suero (1951) y Stipanicic (1968) a nivel regional y Leanza (1992) en cuanto a la 
estratigrafía. 
Este grupo representa la primera ingresión marina de la Cuenca Neuquina, donde 
se depositaron intervalos de pelitas, areniscas, conglomerados y evaporitas de ambientes 
marinos profundos a continentales. Por su contenido fosilífero, el inicio del Grupo Cuyo 
data de una edad del Pliensbachiano-Toarciano en Neuquén y del Sinemuriano-
Hettangiano en Mendoza. 
16 
Figura 2.2 - Izquierda: Cuadro estratigráfico de la Cuenca Neuquina modificado del trabajo de Vergani et al. 
(1995). Derecha: se observa el detalle de la estratigrafía correspondiente al área de estudio. 
 
En la región suroeste y oeste de Neuquén, el Grupo Cuyo muestra exposiciones 
bien representadas y de gran extensión hasta el norte de la sierra de la Vaca Muerta 
(Arregui et al., 2011). 
 Este grupo está integrado por dos formaciones: Los Molles y Lajas cuyas principales 
características se describen a continuación. 
17 
Cabe destacar que en la Hoja Geológica Buta Ranquil (Holmberg, 1976), por 
cuestiones de escala, se prefirió reunir a las Formaciones Lajas, Lotena y La Manga, 
nucleándolas en el Grupo Reyes. No obstante, en el presente trabajo, se detallará a las 
formaciones en forma individual siguiendo la propuesta de Gulisano y Gutierrez Pleimling 
(1994). 
 
FORMACIÓN LOS MOLLES 
 
Antecedentes: Esta Formación debe su nombre a Weaver (1931). Más tarde, Digregorio 
(1972), establece al arroyo Los Molles como localidad tipo. Cabe mencionar las 
contribuciones del mesozoico del país de Groeber y Stipanicic (1953) y a los aportes 
estratigráficos de Volkheimer (1973) y Leanza (1992). 
 
Litología dominante: Compuesta por calizas gris oscuras a negras y lutitas, con 
intercalaciones de limonitas grises y en menor medida areniscas, en ocasiones calcáreas. 
En menor medida se presentan tobas y conglomerados en la base. Fangolitas calcáreas y 
calizas se vuelven más frecuentes hacia el techo. Se reconocen horizontes turbidíticos y en 
gran medida concreciones calcáreas (Rosenfeld y Volkheimer, 1980, 1981; Hinterwimmer 
y Jáuregui, 1984). Se la considera uno de las unidades generadoras de hidrocarburos del 
Jurásico, esto se debe a las grandes acumulaciones de gas en los alrededores de la cuenca 
vinculadas con la evolución de materia orgánica dentro de esta formación (Cruz et al., 
2002). 
 
Contenido fosilífero: Esta unidad contiene amonites y bivalvos (Riccardi et al., 1988a, 
1988b, Riccardi et al., 1989; Riccardi 2008, entre otros), ictiosaurios y plesiosaurios 
(Gasparini et al., 1992) y microfósiles (Ballent 1987; Kielbowicz 1987). 
 
Edad: Volkheimer (1973) sugiere a partir de información paleontológica en la Sierra de 
Chacaico que la Formación Los Molles fue depositada en el Toarciano-Aaleniano a 
18 
Bajociano temprano. Digregorio y Uliana (1980) datan a la unidad a partir de registro fósil 
asignando edades desde el Toarciano inferior hasta el Bajociano inferior en la Sierra de 
Chacaico. Por su parte, Hinterwimmer y Jáuregui (1984) le otorgan edades desde el 
Toarciano temprano al Toarcino tardío- Calloviano temprano en el área de Barda Colorada 
a partir de datación de amonites y trabajos de palinología. Por otro lado, Leanza (1990) 
establece una edad Toarciana a Bajociano media por medio de los amonites. 
Ambiente de formación: Consiste en la primer unidad marina ubicada por encima de los 
depósitos continentales de syn-rift además de incluir cientos de metros de lutitas negras 
con amonites con turbiditas intercaladas (Burgess et al., 2000). Según Arregui et al. (2011) 
esta formación pertenece a un ambiente de sedimentación marina de baja energía. De 
acuerdo con la cantidad de pirita diseminada, restos de vegetales y su contenido fosilífero, 
la interpretan como una sedimentación en un ambiente marino poco profundo (menor a 
400 m). 
 
Características locales: En la zona de estudio esta formación aflora en el centro-oeste del 
mapa geológico (ver en Apéndice II), ocupando un área aproximada de 0,48 kilómetros 
cuadrados. En la sección de Vega de la Veranada – Barranca de los Loros, se presenta en 
contacto estratigráfico transicional (Riccardi y Damborenea, 1993) con la Formación Lajas 
(Gulisano y GutiérrezPleimling, 1994). 
 
FORMACIÓN LAJAS 
Antecedentes: Esta formación debe su nombre a Weaver (1931). Otros autores que 
merecen ser destacados por sus contribuciones estratigráficas, son Gulisano et al. (1984), 
Hinterwimmer y Jáuregui (1984), Gulisano y Hinterwimmer (1986), Zavala (1993) y Zavala 
y González (2001), entre otros. 
Litología dominante: Areniscas blanquecinas litorales (Weaver, 1931; Herrero Ducloux, 
1946). Según Riccardi y Damborenea (1993), se compone de areniscas grises de grano fino 
a grueso, en ocasiones areniscas conglomerádicas de grano fino, con cemento calcáreo y 
19 
presenta laminación entrecruzada y paralela. Intercalados se presentan conglomerados, 
limolitas, coquinas, tufitas, lutitas y gran número de capas lenticulares y finas de arcilla 
carbonosa y lignito. 
Contenido fosilífero: Según Leanza y Hugo (1997) es abundante y variado, distinguiéndose 
invertebrados marinos de conchilla gruesa debido a aguas templadas-cálidas, resaltándose 
pelecípodos (Ctenostreon, Modiolus, Chlamys y Amussium) junto a trigonias (Myophorella, 
Groeberella y Scaphorella) y corales. A través de los estudios de Riccardi (2008) de 
amonites, se puede establecer una zonación utilizada para medir la edad de los ciclos de 
variaciones de la línea de costa individualizados por Gulisano et al. (1984) y Gulisano y 
Gutiérrez Pleimling (1994). Caben destacar estudios a partir de bivalvos, gastrópodos y 
corales de Groeber (1929), Weaver (1931), Fernández (1943), García Vizcarra (1943), 
Lambert (1946), Leanza (1992) y de restos vegetales Menéndez (1965), Volkheimer (1971, 
1972, 1978) y Archangelsky y Marques-Toigo (1978). 
Edad: La edad comprende desde el Aaleniano-Bajociano hasta el Calloviano Temprano 
(Riccardi y Damborenea, 1993). 
 
Ambiente de formación: Zavala y González (2001) le asignan sistemas deltaicos que 
sufrieron descargas hiperpícnicas y reelaborados en forma parcial por corrientes de oleaje 
y marea. Por otra parte, McIlroy et al. (2005) lo interpretan como un origen deltaico con 
dominio del oleaje por sobre las mareas. Otros estudios más recientes mencionan un 
dominio de estructuras tractivas unidireccionales con gran cantidad de materia orgánica 
que se concentra en sus caras de avalancha principalmente, permitiendo identificar una 
señal fluvial bien marcada para estos depósitos deltaicos (Ponce et al., 2012). Canale et al. 
(2015), hicieron una síntesis mencionando a diversos autores que contribuyeron al saber 
de la Formación Lajas. 
 
Características locales: En la zona de estudio esta formación aflora en el centro-oeste del 
mapa geológico, ocupando un área aproximada de 0,46 kilómetros cuadrados. Presenta 
20 
un contacto transicional con la Formación Los Molles y un contacto neto erosivo con la 
Formación Lotena. 
 
GRUPO LOTENA 
 
El Grupo Lotena, propuesto por Leanza (1992), incluye las formaciones ubicadas 
entre las discordancias Intracalloviana por la base e Intramálmica por su tope (Dellapé et 
al., 1979; Gulisano et al., 1984) representado entre el Calloviano medio y el Oxfordiano 
tardío (Arregui et al., 2011). 
 
Litoestratigráficamente, se compone de facies arenosas continentales y de 
plataforma (Formación Lotena), que continúan con depósitos calcáreos de la Formación La 
Manga (Formación Barda Negra en subsuelo), desarrollando hacia el tope una espesa 
secuencia evaporítica (Formación Auquilco) (Arregui et al., 2011). 
 
 En Neuquén, Gulisano et al. (1984), reconocieron cinco secuencias 
depositacionales en trabajos realizados en las áreas de mejor exposición. 
El Grupo Lotena, está integrado por las Formaciones Lotena, La Manga y Auquilco, 
según se describe a continuación. 
 
FORMACIÓN LOTENA 
 
Antecedentes: Esta unidad está definida por Weaver (1931) en los alrededores del cerro 
homónimo. Posteriormente fue reubicado como parte del Grupo Cuyo por Dellapé et al., 
(1979) y Gulisano et al. (1984) la incluyeron en el ciclo Loteniano-Chacayano. Más tarde, 
Leanza (1992) propuso ubicarlo dentro del Grupo Lotena. 
 
 
Litología dominante: Se reconocen tres tramos en el área de la sierra de la Vaca Muerta, 
areniscas y conglomerados hacia la base cubiertos por pelitas gris verdosas terminando 
21 
con cuerpos arenosos de ambiente marino por debajo del nivel de ola (Leanza y Hugo 
1997), con espesores de hasta 350 metros. Diversos autores han descrito afloramientos de 
esta formación: Weaver (1942), Suero (1942, 1951) Fernández (1943), García Vizcarra, 
(1943), Herrero Ducloux (1946), Groeber (1946, 1947, 1951), Groeber et al., (1953), 
Lambert (1956), Stipanicic (1966, 1969), Digregorio (1972, 1978), Volkheimer (1978), 
Dellapé et al., (1979), Digregorio y Uliana (1980), Riccardi y Westermann (1991), entre 
otros. 
 
Contenido fosilífero y edad: De acuerdo con su fauna de amonites [Rehmannia 
(Lockzyceras) patagonensis (Weaver)] (véase Riccardi 2008) y microfósiles (Simeoni 1995), 
se le atribuye una edad del Calloviano medio. 
 
Ambiente de formación: Presenta facies clásticas continentales y marino someras que 
ubicadas por encima de la discordancia Intracalloviana y por debajo de secciones 
carbonáticas marinas (Arregui et al., 2011). 
 
Características locales: En la zona de estudio esta formación aflora en el centro-oeste del 
mapa geológico, ocupando un área aproximada de 1,16 kilómetros cuadrados. Yace en 
contacto neto con la Formación La Manga. 
 
FORMACIÓN LA MANGA 
 
Antecedentes: Debe su nombre a Stipanicic (1966) adecuando el término Manguense 
propuesto anteriormente por Stipanicic y Mingramm (1952) y además mencionado por 
Groeber (1951). 
 
Litología dominante: Está compuesta por lutitas, margas, margas arenosas y calizas gris 
oscuras por meteorización (Stipanicic, 1951). 
 
22 
Contenido fosilífero y edad: A partir de la fauna de Peltoceras y Perisphinctes es asignada 
al Oxfordiano medio (Stipanicic, 1951). 
 
Ambiente de formación: Según Gulisano et al. (1984), la Formación La Manga representa 
facies de plataforma, facies de talud y facies de interior de cuenca. Por su parte, Legarreta 
(1991), describió en el área de Bardas Blancas, Mendoza las siguientes facies: para las 
facies de baja energía, calizas arcillosas y lutitas y floatstones de pelecípedos con 
bioconstrucciones de esponjas, packstones de oncoides y areniscas entrecruzadas; las 
últimas interpretadas como niveles de tormentas. Las secciones de alta energía asociadas 
a la acción y embate del oleaje, representadas por construcciones de algas y corales, 
bafflestones y framestones de corales, grainstones oolíticos, mudstones esqueletales y 
floastones de oncoides. La proximidad de la acción fluvial próxima a la línea de costa está 
representada por conglomerados cuarzo-líticos. Nickelsen et al. (1985) registran cinco 
facies desde el borde a la cuenca, en la sierra de la Vaca Muerta y a lo largo de 30 km de 
manifestaciones continuas de la siguiente manera: limos y areniscas finas asociados a 
lagoon, que se relacionan a su vez con rudstones de corales y equinodermos y estos a 
acumulaciones someras en un ambiente de alta energía. Bordeando las facies 
mencionadas, se dan las barras de shoals oolíticos que pasan a posiciones de talud con 
wackestones peloidales de profundidad intermedia. Por último, en zonas más distales, se 
caracterizan facies de areniscas calcáreas finas relacionadas a depósitos de corrientes de 
turbidez. Para la misma zona de estudio, Matheos (1988) describió calizas tabulares 
esqueléticas, boundstones de corales y algas, calizas micríticas y macizos mudstones para 
un cúmulo de 220 m de espesor (Arregui et al., 2011). 
 
Características locales: En la zona de estudio esta formación aflora ocupando un área 
aproximada de 0,78 kilómetros cuadrados. La Formación La Manga se apoya en 
concondancia sobre la Formación Lotena y hacia el techo se pone en contacto transicional 
con las evaporitas y calizas brechosas de laFormación Auquilco (Gulisano et al., 1984). 
 
23 
FORMACIÓN AUQUILCO 
 
Antecedentes: El primero en mencionar a la Formación Auquilco fue Schiller (1912) con el 
nombre de Yeso Principal, que luego Groeber (1929) lo cambiaría por Auquilcoense. Sin 
embargo, Weaver (1931) fue quien le dio el nombre con el que se conoce actualmente: 
Formación Auquilco. Posteriormente, autores como Herrero Ducloux (1944) y Leanza y 
Zollner (1949) se refirieron de la misma manera. 
 
Litología dominante: Está conformada por yeso en gran parte reemplazado por arcillas y 
margas bituminosas, anhidrita, con intervalos de sílice y calizas algales exponiendo un 
espesor variable de 300 m a la altura de la Vega de la Veranada (Lambert, 1956; Stipanicic, 
1966). 
 
Contenido fosilífero: Presenta estromatolitos según Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1994). 
Edad: Por su posición estratigráfica, se originó en el Oxfordiano-Kimmeridgiano inferior 
(Riccardi y Damborenea, 1993). 
Ambiente de formación: Según Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1994), el ambiente es 
marino hipersalino. 
 
Características locales: En el mapa geológico, ocupa un área aproximada de 46,14 
kilómetros cuadrados. Se encuentra abarcando la gran mayoría del área, limitando a 
grandes rasgos al norte con la Formación Agua Carmonina, y depósitos cuaternarios, al 
Oeste con la Formación Maipo y depósitos cuaternarios, estos últimos también limitando 
al sur y al este con la Formación Tordillo. Estratigráficamente, limita por la base con las 
calizas de la Formación La Manga y hacia el tope yace por contacto erosivo con la 
Formación Tordillo (Arregui et al., 2011). En el área de estudio, se encuentra en contacto 
por falla con la Formación Vaca Muerta (Fig. 2.3). Las características de esta formación 
dentro del área de estudio serán desarrolladas en el Capítulo 4 ya que es la formación de 
mayor importancia para el presente Trabajo Final de Licenciatura. 
24 
 
Figura 2.3 - Contacto por falla entre Formación Auquilco y Vaca Muerta. Coordenadas 37° 12´43,4´´S - 69° 
51´16,4´´ O. 
 
GRUPO MENDOZA 
 
 El concepto Mendociano fue propuesto por Groeber (1946) con rango de Subciclo, 
junto con el Huitriano, de su Ciclo Ándico. Groeber (1946) reunió con sentido de pisos 
estratigráficos al Vacamuertense, Quintucoense, Mulichincoense y Agrioense. Dichos 
términos habían sido establecidos anteriormente por Weaver (1931) como formaciones. 
Más tarde, Stipanicic et al. (1968) adoptaron el Mendociano a la nomenclatura 
estratigráfica, acuñando Grupo Mendoza por primera vez (Spalletti et al., 2011). 
 
El Grupo Mendoza, está integrado por las Formaciones Tordillo, Vaca Muerta (que 
a su vez en este trabajo engloba a la Formación Quintuco), Mulichinco y Agrio, que se 
detallarán a continuación: 
 
 
 
25 
FORMACIÓN TORDILLO 
 
Antecedentes: Esta formación debe su nombre a Groeber (1946) atribuyéndole el término 
Tordillense. Luego, Stipanicic (1966) le acuña el término Formación Tordillo como la 
conocemos hoy en día. 
 
Litología dominante: Está constituida por areniscas verdes de grano grueso hasta 
areniscas amarillas que ocasionalmente muestran estructuras tractivas (Fig. 2.6). Se 
continúan con margas gris verdosas a gris azuladas. Cerca de la mina Tungar se describen 
margas de tonalidades negruzcas (Holmberg, 1976). 
 
Contenido fosilífero y edad: Por su posición estratigráfica es atribuida al Kimmeridgiano 
(Riccardi y Damborenea, 1993), pudiendo llegar al Tithoniano más bajo, por la presencia 
de los primeros amonites reconocidos en la base de la Formación Vaca Muerta (Leanza, 
1992). 
 
Ambiente de formación: Según Spalletti et al. (2011) comprende abanicos aluviales, 
fluviales, eólicos, lacustres, fluviales efímeros y de playa-lake. 
 
Características regionales: En los alrededores de la mina Tungar, esta formación está 
caracterizada por margas negras con tonalidad marrón con espesores de 145 m en 
Auquinco, 75 m en Agua de la Calle y 28 m en Vega de Escalone (Holmberg, 1976). 
 
Características locales: En el mapa geológico realizado se encuentra ocupando un área 
aproximada de 1,74 kilómetros cuadrados. Estratigráficamente, las sedimentitas de la 
Formación Tordillo suceden a las Formaciones La Manga y Auquilco. Por su naturaleza 
erosional de la superficie basal y su posición traslapante en algunas áreas, puede ubicarse 
sobre unidades estratigráficas más antiguas del registro mesozoico de la cuenca Neuquina 
(Spalletti et al., 2011). 
26 
 En el área de Puerta Curaco, se realizó un perfil que de base a techo se compone 
de la Formación Tordillo, Vaca Muerta, Mulichinco y Agrio. 
 
 En el área mapeada, se registraron 93 m correspondientes a la Formación Tordillo: 
los primeros 40 m se componen de areniscas finas masivas con estructuras tractivas y se 
continúa con 15 m de pelitas. Se observaron formas de lecho de poca escala (canales de 
tipo efímero), como se pueden apreciar en la figura 2.4. En los siguientes 38 m, resultan 
evidentes intercalaciones de bancos de areniscas gruesas entre finas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.4 - Base de la Formación Tordillo en Puerta Curaco. Se observan estructuras sedimentarias tractivas, 
con piqueta de escala (equivalente a 30 centímetros de largo) (fotografía de Sebastián Paulin). 
 
FORMACIÓN VACA MUERTA 
 
Antecedentes: Esta unidad debe su nombre a Weaver (1931). Fossa Mancini et al. (1938) 
recomendaron utilizar el término Formación de la Vaca Muerta reemplazando a “Margas 
Bituminosas del Tithoniano”. Posteriormente, Herrero Ducloux (1944) se refirió a la misma 
27 
como Formación Vaca Muerta y más tarde, Leanza (1973) asignó al sector de la pendiente 
occidental de la sierra homónima como localidad tipo de la unidad. 
Litología dominante: Compuesta por pelitas y calizas finas con materia orgánica (Uliana et 
al., 1999). Se observan habitualmente niveles de concreciones calcáreas y niveles 
radiactivos (Leanza, 1981). En la figura 2.5 (a) se observa la expresión superficial típica de 
las sedimentitas de la Formación Vaca Muerta. 
Contenido fosilífero: Se han establecido faunas de macroinvertebrados marinos, 
dominado mayoritariamente por amonites, vertebrados y microinvertebrados (Leanza et 
al., 2011). 
Edad: Presenta una fauna de amonites de edad Tithoniano temprano hasta Valanginiano 
temprano (Leanza, 1973; Leanza y Wiedmann, 1989, entre otros). 
Ambiente de formación: La Formación Vaca Muerta está constituida por facies distales de 
una serie de sistemas carbonáticos y/o mixtos (Legarreta y Uliana, 1991; Legarreta et al., 
1993). Está compuesta por diferentes facies que fueron combinadas en cinco asociaciones 
de facies representando dos sistemas distintos: un sistema depositacional de rampa 
carbonática y una plataforma mixta. El primer sistema se divide en tres asociaciones de 
facies: cuenca a rampa externa distal, rampa externa y rampa proximal externa. El 
segundo sistema compuesto por cuenca a talud, cuenca a zona de transición y zona de 
transición a shoreface inferior (Kietzmann et al., 2016). 
Características regionales: Las secciones de Puerta Curaco y la Yesera del Tromen 
muestran secuencias poco profundas desde facies de cuenca a rampa media proximal que 
pasan a facies de rampa externa en Mina La Carrascosa y Barranca de los Loros. Por otro 
lado, el alto contenido de material volcaniclástico evidencia que el arco volcánico tuvo una 
intensa actividad. Las tobas reemplazadas por carbonatos son interpretadas como flujos 
turbidíticos en las asociaciones de facies de cuenca a rampa externa distal y rampa 
externa y como tempestitas en la asociación de facies de rampa proximal externa, así 
como los depósitos de caída de lapillita, lo que podría indicar que el material piroclástico 
fue depositado asociado a procesos hidrodinámicos dentro del sistema depositacional 
(Kietzmann et al., 2016). 
28 
Características locales: Dentrodel área de estudio esta formación se encuentra dispersa 
ocupando un área aproximada de 10,5 kilómetros cuadrados. En la figura 2.5 (b) se 
presenta una vista de la Formación Vaca Muerta con vista hacia el suroeste. 
Estratigráficamente, la base de la formación representa la base del Grupo Mendoza y se 
encuentra cubierta por la Formación Mulichinco (Riccardi y Damborenea, 1993). El límite 
inferior está dado por contacto neto entre los depósitos continentales de la Formación 
Tordillo y la repentina asociación de lutitas negras marinas con arreglo retrogradante de la 
Formación Vaca Muerta (Legarreta y Gulisano, 1989; Leanza et al., 1978; Cruz et al., 1999). 
El límite superior está dado por la discordancia Intravalanginiana (Gulisano et al., 1984), 
donde se observa el contacto brusco de las pelitas marinas offshore de la Formación Vaca 
Muerta con las areniscas fluviales de la base de la Formación Mulichinco (Leanza, 1973; 
Schwarz, 1999). 
Por presentar gran preservación de estratos y gran desarrollo areal, se realizó un 
perfil detallado en Puerta Curaco, de una potencia de 312 metros. Su contacto con la 
formación subyacente no se halla expuesto; desde la cubierta regolítica se observan los 
primeros 20 m con alternancia de estromatolitos, pelitas y margas con alto contenido 
fosilífero entre los que se reconocen restos de amonites y ostras. 
 
Figura 2.5(a) Vista panorámica donde se ve a la Formación Vaca Muerta al N observando por detrás, cerros 
más altos de yeso (Formación Auquilco). (b) Vista panorámica donde se ve a la Formación Vaca Muerta 
mirando hacia el SE. 
 Los siguientes 24 m consisten en alternancias de packstones intraclásticos con 
calizas y margas, observándose un predominio de margas sobre calizas a medida que 
29 
avanza el perfil. Se observaron texturas de meteorización y presencia de calizas con 
amonites. Además, se relevaron bancos de tobas reemplazados por carbonatos, con 
calcos de carga hacia el techo, amonites paralelos al plano de estratificación y 
concreciones carbonáticas con disposición aleatoria. Se pueden apreciar calcos donde se 
preservan las ondulitas en la base. Siguiendo con el perfil, se observan tobas alternándose 
con margas y carbonatos. Estos últimos, van teniendo más potencia a medida que se 
avanza en el perfil para luego aparecer bancos arenosos con tonos castaños. Hacia el tope 
del perfil, los últimos 120 m evidencian alternancias menos espaciadas de color gris y 
naranja (Fig. 2.6b y c) y se observan óndulas de oleaje. La potencia en el sector donde se 
realizó el perfil es de 120 m, con una inclinación de 30°. En la figura 2.6d se observa 
afloramiento de la Formación Vaca Muerta sobreyacente a la Formación Tordillo. 
 
Figura 2.6(a) Sedimentitas de la Formación Vaca Muerta (fotografía de Sebastián Paulin). (b) y (c) Se 
observan óndulas de oleaje (fotografías de Sebastián Paulin). (d) Afloramiento de la Formación Vaca Muerta 
sobreyacente a la Formación Tordillo, con coordenadas 37° 12´34,1´´ S - 69° 51´38,8´´O. 
30 
FORMACIÓN MULICHINCO 
Antecedentes: Reconocida por Weaver (1931). Dentro del Ciclo Ándico de Groeber (1946), 
la unidad se encuentra dentro de la sucesión sedimentaria. Posteriormente, se realizaron 
estudios estratigráficos y sedimentológicos por Leanza y Hugo (1977) y Legarreta y 
Kozlowski (1981) entre otros, así como también lo hicieran Gulisano et al. (1984) y 
Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1994). Caben destacar los trabajos a nivel estratigráfico de 
Marchese (1971), Leanza (1973), Uliana et al. (1977), Digregorio y Uliana (1979) y 
cartográficos como los de Zöllner y Amos (1973), Holmberg (1976). Cabe destacar el 
trabajo de Schwarz (2003) y mencionar que Schwarz et al. (2011) hace una síntesis de 
contribuciones de distintos autores. 
Litología dominante: Se compone de areniscas y limos de color amarillo tono grisáceo, 
con alto porcentaje de óxido de hierro y carbonato de calcio. También posee gran 
cantidad de intercalaciones en forma de bancos bioclásticos (Holmberg, 1976). 
Contenido fosilífero: Presenta amonoideos (Leanza y Hugo, 1977) y también una extensa 
fauna de vertebrados e invertebrados marinos (Lazo y Cichowolski 2003) y continentales 
descubiertos en forma reciente (Coria 2010). 
Edad: Por la presencia de amonoideos se considera a la unidad de edad Valanginiana 
temprana a tardía (Leanza y Hugo, 1977; Aguirre Urreta, 1998; Aguirre Urreta y Rawson, 
1997; 1999a; b). 
Ambiente de formación: Su ambiente está representado por una fuerte regresión del 
ambiente marino (Weaver, 1931; Groeber, 1946) que se generó durante y poco después 
de un abrupto descenso relativo del nivel del mar (Gulisano et al., 1984), probablemente 
estimulado por un levantamiento tectónico (Vergani et al., 1995; Schwarz et al., 2006). 
Dicha combinación generó una secuencia de mar bajo de segundo orden que muestra 
rápidos cambios de facies laterales y verticales (Schwarz 2003; Schwarz y Howell 2005), 
donde su arquitectura interna es compleja, representando un importante ejemplo 
aplicable a otras sucesiones fósiles desarrolladas sobre rampas deposicionales (Schwarz et 
al., 2006; Schwarz et al., 2011). 
31 
Weaver (1931) definió a la formación Mulichinco como una sucesión compuesta por 
depósitos continentales hacia el sur de la provincia, llegando a acumulaciones marinas en 
el sector más septentrional de la misma (Holmberg, 1976). 
Características regionales: Entre el área de Picún Leufú y la sierra de la Vaca Muerta, 
conforma una sucesión enteramente continental de 500 a 600 m de espesor, que 
disminuye considerablemente su potencia (200-270 m) en cercanías del cerro Mulichinco. 
Hacia el área de Pichi Neuquén, presenta un espesor de hasta 300 m, al noroeste de 
Neuquén la unidad está representada por una sucesión netamente marina con espesores 
menores. 
Características locales: La superficie que alcanza en el mapa geológico es de 16,1 
kilómetros cuadrados. Estratigráficamente, la base de la Formación Mulichinco se 
reconoce por la discontinuidad Intravalanginiana (Mitchum y Uliana, 1985; Legarreta y 
Gulisano 1989; Legarreta y Uliana, 1991; 1999; Schwarz, 2002; 2003; Schwarz y Howell, 
2005). A través del trabajo de campo, se relevaron los siguientes datos de la Formación 
Mulichinco: Se encuentra en contacto con la Formación Vaca Muerta hacia la base y los 
estratos de la formación presentan 50° de inclinación y laminación ondulítica de oleaje. Se 
relevaron 170 m aproximadamente donde se registran los primeros 100 m compuestos 
por alternancias de pelitas, margas y biostromas, pelitas con areniscas, alternancias de 
limonitas y pelitas. Siguiendo con el perfil hasta el techo, se describen intercalaciones de 
pelitas con estructuras entrecruzadas hummocky (HCS) amalgamada (Fig. 2.7(a)), 
heterolíticas y ondulitas de oleaje con estratificación entrecruzada tabular planar (Fig. 
2.7). Hacia el tope del perfil, los bancos se vuelven más arenosos. 
 
FORMACIÓN AGRIO 
 
Antecedentes: La Formación Agrio, es definida por Weaver (1931). En sus comienzos 
formaban parte las evaporitas que correspondían a lo que luego se llamó “Yeso de 
transición” (Groeber, 1929) y por último llamada Formación Huitrín (Groeber, 1946; 
Herrero Ducloux, 1946; 1947). A nivel bioestratigráfico y paleoambietal, se han generado 
diversas contribuciones como Ballent (1993), Aguirre Urreta y Rawson (1999a, b), Aguirre 
32 
Urreta et al. (2005), Spalletti et al. (2001a, b) Sagasti y Ballent (2002), Lazo et al. (2005), 
Ballent et al. (2006), Lazo (2007a, b), Lescano y Concheyro (2014), entre otros. 
 
Figura 2.7 (a) Estratificación entrecruzada hummocky (HCS) amalgamada con piqueta de escala (de 30 
centímetros de largo) en la Formación Mulichinco (fotografía de Sebastián Paulin). (b) Areniscas con 
estratificación entrecruzada tabular planar con piqueta de escala en la Formación Mulichinco (fotografía de 
Sebastián Paulin). 
 
Litologíadominante: Su composición principal es de pelitas (lutitas, lutitas limosas, 
fangolitas y limolitas), con intercalaciones de sedimentitas carbonáticas (calizas micríticas, 
margas y calizas bioclásticas), areniscas y algunos conglomerados finos (Spalletti et al., 
2011). 
 
Contenido fosilífero: Los sedimentos marinos que presenta son portadores de una gran 
fauna de invertebrados marinos, como ser cefalópodos, gasterópodos, bivalvos, anélidos, 
equinodermos y crustáceos. Además de restos de peces y reptiles, así como también 
palinomorfos. Por su gran contenido fosilífero, esta unidad ha sido estudiada por muchos 
autores: Gerth (1925), Weaver (1931), Leanza (1957), Volkheimer y Quattrocchio (1981), 
Manceñido y Damborenea (1984), Leanza y Garate (1987), Angelozzi (1991), Aguirre 
Urreta y Rawson (1993, 1996, 1997, 1998a, b, 2001), Prámparo et al. (1995), Ottone 
(1996), Leanza y Hugo (1997), Aguirre Urreta et al. (1999, 2005, 2007), Concheyro y 
33 
Sagasti, (1999), Peralta y Vokheimer (1997, 2000), Cichowolski (2002), Leanza et al. (2001, 
2006), Sagasti (2002), Lazo et al. (2009), entre otros. 
 
Edad: Dados los sedimentos marinos, la edad registrada es Valanginiana tardía – 
Barremiano temprano (Spalletti et al., 2011). 
 
Ambiente de formación: Los Miembros Pilmatué y Agua de la Mula, correspondientes a 
las facies marinas de la Formación Agrio, corresponden a un ambiente de rampa marina 
con lenta subsidencia y acumuladas durante períodos de transgresión y de alto nivel del 
mar (Legarreta y Gulisano 1989; Legarreta y Uliana, 1991). Dichas condiciones fueron 
interrumpidas por un lapso de un brusco descenso del nivel del mar que se evidencia por 
la acumulación de sedimentitas continentales (fluviales, eólicas y lacustres) que 
corresponden al Miembro Avilé (Spalletti et al., 2011). 
Tanto el Miembro Pilmatué como Agua de la Mula, se han acumulado en un 
ambiente marino abierto desde las zonas de cuenca hasta de shoreface, con dominio del 
oleaje, tanto de buen tiempo como de tormentas (Spalletti et al., 2001a; b). 
Sobre la base que el sistema marino es interpretado como una rampa (Legarreta y 
Uliana 1991; 1999), la misma no posee quiebre o desarrollo de una región de talud, por lo 
cual las facies marinas someras pasan en forma gradual a las profundas sin que hayan sido 
comunes depósitos de flujos gravitacionales o por desmoronamiento (Lazo et al., 2005). 
 
A partir de las asociaciones de facies, es posible identificar en este ambiente, 
depósitos de rampa externa o profunda (offshore), rampa media y rampa interna o 
somera (shoreface) (cf. Spalletti et al., 2001a; b; Lazo et al., 2005; Lazo, 2006, 2007a). 
Según Schwarz et al. (2011), los paquetes arenosos masivos intercalados entre fangolitas 
oscuras que se presentan en forma local dentro del Miembro Pilmatué, se podrían haber 
depositado partiendo de flujos gravitatorios con alta concentración de sedimentos. 
 
34 
Características regionales: Las sedimentitas marinas que constituyen buena parte del 
registro de la Formación Agrio (Valanginiano tardío – Barremiano temprano) afloran con 
una gran continuidad a lo largo del sector andino de la Cuenca Neuquina, comenzando 
desde la Alta Cordillera del norte de Mendoza hasta la Fosa del Agrio (Bracaccini, 1970) y 
la terminación austral de la cuenca, al sur de la Dorsal de Huincul. En el subsuelo de la 
cuenca neuquina, presenta amplia distribución, en el área andina como en el sector 
occidental del Engolfamiento Neuquino (Bracaccini, 1970). El espesor de la formación es 
superior a los 1500 m en los sectores axiales del depocentro neuquino (Spalletti et al., 
2011). 
Sus afloramientos casi siempre rodean a núcleos de la Formación Mulichinco lo 
cual responde a la estructura regional de braquianticlinales y sinclinales. Al norte del río 
Colorado, al este y al sureste de la sierra de Reyes, ocupan una faja con orientación sur-
suroeste a nor-noroeste. 
Los estratos se continúan al sur del río y en esa dirección se dividen en dos ramas 
que costean el anticlinal de Pampa Tril. La rama oriental del afloramiento se liga a la que 
extiende el anticlinal que se encuentra al oeste del Chihuido de Tril, encerrando a Pampa 
Tril (Holmberg, 1976). 
 
Características locales: En el área de estudio, esta formación aflora hacia el sector este del 
mapa, con un área aproximada de 25,21 kilómetros cuadrados. En cuanto a su posición 
estratigráfica, se apoya a través de una importante superficie transgresiva sobre la 
Formación Mulichinco y es cubierta por la Formación Huitrín (Spalletti et al., 2011). En la 
figura 2.8 se observa un afloramiento de la formación desde la Ruta Nacional N°40. 
 
A partir de datos de campo, se registraron pelitas margosas negras seguidas de 
margas calcáreas, además de intercalaciones, que se ven como resaltos, de margas con 
packstones. Se levantó un perfil de 542 m aproximadamente, donde los primeros 200 m 
consisten en alternancias de pelitas y calizas, luego le sigue un pequeño banco de 20 m 
aproximadamente de areniscas fluviales y eólicas (Miembro Avilé). Completando el perfil, 
35 
nuevamente se observan alternancias de pelitas y margas o margas y calizas que en forma 
gradual se transforman en una secuencia con mayor aporte silicoclástico, con una 
potencia de alrededor de 300 metros. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.8 – Afloramiento de Formación Agrio desde la Ruta Nacional N°40. 
 
Las Formaciones Chapúa y Cerro Cabras que se describen a continuación, son de origen 
volcánico. Si bien, sus características particulares del área de estudio se describirán en el 
Capítulo 3, a continuación se resumen sus características generales. 
 
FORMACIÓN CHAPÚA 
 
Antecedentes: La Formación Chapúa le debe su nombre a Groeber (1946). 
 
Litología dominante: Integran esta formación coladas de basalto olivínico. Al sur del río 
Colorado representan esta formación: El Chihuido de Tril, así como las tres pequeñas 
chimeneas escalonadas a su pie con rumbo aproximado de oeste-suroeste con respecto al 
cerro. El primer afloramiento corresponde a una chimenea de roca basáltica con 
disyunción columnar, que atraviesa los estratos de la Formación Agrio. Dicho basalto es de 
36 
color gris oscuro, con amígdalas rellenas de zeolitas blancas, donde se destacan las 
secciones de olivina alterada a color verde amarillento (Holmberg, 1976). 
 
Edad: Leanza (2010) le asigna una edad Pleistocena. 
Características locales: En el mapa geológico, presenta un área aproximada de 0,46 
kilómetros cuadrados. Estratigráficamente, se encuentra en contacto neto con la 
Formación Agrio. Las características de la misma se desarrollarán con mayor detalle en el 
Capítulo 3. 
 
FORMACIÓN CERRO CABRAS 
 
Antecedentes: Groeber (1946), Amos (1954), Zöllner y Amos (1955) e Yrigoyen (1979) 
realizaron los primeros estudios sobre la Formación Maipo. Más tarde, Ramos (1981) le 
asignó el nombre de Formación Cerro Cabras y Leanza (2010) mantuvo el nombre. 
 
Litología dominante: Basalto negro grisáceo, con olivina verde rojiza algo alterada. Posible 
colada de relleno de valle, formando en la actualidad una meseta alargada de suroeste a 
noreste (Holmberg, 1976). 
 
Edad: Pleistoceno (Leanza, 2010). 
 
Características locales: La Formación Cerro Cabras representa un área de 8,42 kilómetros 
cuadrados en el mapa geológico del presente trabajo. Los rasgos distintivos de la 
formación se desarrollarán con mayor detalle en el capítulo 3. 
 
FORMACIÓN AGUA CARMONINA 
 
Antecedentes: Dicho nombre es tomado de Holmberg (1976). 
 
37 
Litología dominante: Constituida por conglomerado y conglomerados brechoides con 
clastos de distinta procedencia, predominando los de basaltos y andesitas, con matriz 
areno gravosa, y cemento calcáreo y/o arcilloso (Holmberg, 1976). 
 
Edad: Pleistoceno inferior (Holmberg, 1976). 
Características locales: La Formación Agua Carmonina presentaun área de 25,17 
kilómetros cuadrados en el mapa geológico. En la figura 2.9 se observa una imagen Google 
de la Formación Agua Carmonina. 
 
 
Figura 2.9 – Imagen Google de la vista panorámica de la Formación Agua Carmonina desde la Yesera del 
Tromen. 
 
 
DEPÓSITOS ALUVIALES Y COLUVIALES 
 Dentro de los depósitos cuaternarios, se encuentran las vegas de la Veranada y 
Escalone, además de pequeñas lagunas que se encuentran diseminadas sobre todo en la 
Formación Auquilco, debido a fenómenos kársticos. 
 
 
 
 
38 
2.3 - ESTRUCTURA 
 El área de estudio se encuentra comprendida al Este de la faja plegada y corrida de 
Chos Malal, al Sur del lineamiento Cortaderas y al Norte de la Dorsal de Huincul (Fig. 2.10). 
 La estructura más relevante que afecta al área de estudio es la faja plegada y 
corrida de Chos Malal, la cual es el seguimiento hacia el norte del río Neuquén, de la faja 
plegada y corrida del Agrio. Las principales diferencias con el sector austral son sus 
secuencias volcánicas miocenas contempladas en la deformación y una topografía más 
prominente (Folguera et al., 2011). 
 
 
Figura 2.10 – Estructuras principales de la cuenca Neuquina. En el recuadro se ubica a la zona de estudio. 
Modificado de Ramos y Kay (2006). 
 
 
.La faja plegada y corrida de Chos Malal (Fig. 2.11) es un cinturón de deformación 
de piel gruesa, por efecto de la orogenia Andina. La estructura que sobresale en la zona, 
es la cordillera del Viento que se encuentra hacia el oeste, donde se exponen las rocas del 
sustrato prejurásico mientras que al este, se presentan las rocas mesozoicas altamente 
39 
deformadas que rellenaron la Cuenca Neuquina generando así a la faja plegada y corrida 
de Chos Malal (Kozlowski et al., 1996). Sánchez et al. (2014) realizan una síntesis de lo que 
es y genera dicha estructura. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.11 – Principales estructuras de la zona de estudio. En el punto marcado al este de la faja plegada y 
corrida de Chos Malal se ubica el área de la zona estudiada. Modificado de Folguera et al. (2011). 
 
 La faja plegada y corrida de Chos Malal, posee dos estilos estructurales. En el 
primer estilo, la deformación es transferida por piel fina a la cobertura mesozoica, 
produciendo una serie de pliegues anticlinales y sinclinales y corrimientos con vergencia 
este y rumbo principal norte-sur, con importantes niveles evaporíticos en la 
sedimentación de la cuenca. En el segundo estilo, una serie de estructuras de primer 
orden dadas por la inversión de fallas extensionales previas dan lugar al levantamiento de 
bloques de basamento como el de la sierra de Reyes (Zamora y Zapata, 2005). 
40 
 Hacia los 37°15’ se puede dividir el área en dos sectores, occidental y oriental: el 
primero, con un gran control de la estructura dado por la inversión del basamento; el 
segundo, por la información de superficie que manifiesta un suave sinclinal (Zamora y 
Zapata, 2005). 
 La estructura más cercana al área de estudio que cuenta con información de 
subsuelo (a través de pozos y líneas sísmicas) es la estructura de Filo Morado, ubicada 
hacia al este de la misma. Dicha estructura, habría usado las evaporitas de la formación 
Auquilco como despegue basal (Zamora y Zapata, 2005). 
 
Área de estudio 
 
 En el área de estudio se reconocen una serie de anticlinales y sinclinales sobre la 
Formación Auquilco, siendo las estructuras más importantes el anticlinal Auquinco, hacia 
el oeste y centro del mapa y el anticlinal Pampa de Tril sobre la Formación Agrio hacia el 
este. Ambos anticlinales tienen rumbo NNE-SSO. Los plegamientos generados fueron 
claves para la posterior evolución del paisaje, generando un control estructural al área de 
estudio. En la figura 2.12 se observa una reducción del mapa de la zona con las 
formaciones involucradas y las estructuras (mapa completo en Apéndice II). 
 
Para realizar el mapa del área de estudio, se utilizó como base la hoja geológica de 
Buta Ranquil (Holmberg, 1976), la hoja geológica de Chos Malal (Leanza, 2010), las 
imágenes Google a través de Bing Satelital y las imágenes Mr Sid. 
 
 Es importante destacar que en el sector oeste del área (Fig. 2.12), Holmberg (1976) 
mapea y describe una serie de unidades que incluye dentro del Grupo Reyes. Sin embargo, 
las imágenes de Google, Bing y de Mr Sid, evidencian rasgos texturales diferenciales que 
sugieren una división en distintas unidades formacionales. Es por ello que aquí se sigue la 
propuesta de Gulisano y Gutiérrez Pliemling (1994) y Leanza (2010, Hoja Chos Malal) 
donde se encuentran mapeadas las Formaciones Los Molles, Lajas, Lotena y La Manga. 
41 
 Con respecto a los límites de la Formación Vaca Muerta, se despejaron dudas 
tomando datos de puntos GPS del campo, imágenes Google, Mr Sid y de las hojas Buta 
Ranquil y Chos Malal (inédita). 
 
 
Figura 2.12 – Mapa geológico del área de estudio con sus respectivas rastras de estructuras. También se 
observa el perfil estructural A-A´ en trazo rojo. Ver referencias en la figura 2.14. 
 
En la figura 2.13 se presenta el perfil estructural esquemático regional, el cual se 
tomó como referencia para poner en contexto al perfil estructural de la zona de estudio. 
El recuadro de la figura se amplia con mayor detalle en la figura 2.14 (véase mapa del 
Apéndice II). El perfil estructural local, se realizó mediante la medición de espesores reales 
de las formaciones, obtenidos a través del mapeo del área en ArcGis. 
Como se observa en la figura 2.14, la secuencia se encuentra afectada por la 
deformación tectónica que generó los pliegues y la instrucción del magmatismo cenozoico 
cerro Chihuido de Tril. Puesto que no existe información de subsuelo y a partir de los 
42 
antecedentes de la estructura a escala regional se infiere que dichos pliegues pueden ser 
consecuencia de fallas de basamento que no alcanzan la superficie. 
 
 
 
 
Figura 2.13 – Perfil estructural esquemático regional (de la sección estructural noroeste-sureste atravesando 
la estructura de Filo Morado), tomado de Zamora y Zapata (2005). 
 
 Por otro lado, los espesores de las formaciones fueron extraídos de Gulisano y 
Gutiérrez Pliemling (1994) y Zamora y Zapata (2005). En particular para aquellas 
formaciones que no afloran en la zona de interés. 
 
Figura 2.14 – Perfil estructural de la zona de estudio. 
 
 
 
43 
2.4 - GEOMORFOLOGÍA 
 La zona de estudio se ubica dentro del área de la faja plegada y corrida de Chos 
Malal por lo cual está descripta como un paisaje de áreas plegadas (González Díaz y Di 
Tommasso, 2011) con secuencias volcánicas incluidas en la deformación. 
 El área de estudio presenta un tipo de paisaje compuesto, ya que actúan distintos 
procesos y de carácter policíclico evidenciado en la reactivación de geoformas. El principal 
es el tectónico junto a procesos fluviales, kársticos y eólicos, éste último en menor 
medida. Al encontrarse alrededor de un frente orogénico como el volcán Tromen con una 
pendiente inclinada, presenta distintos relieves que gradan desde montañoso, llegando a 
mesetiforme en las áreas de mesetas volcánicas, llanura ondulada en la zona de la yesera 
y llanura muy suave en las vegas. 
 El régimen hidrológico es efímero en los ríos y permanente en las lagunas, con una 
alimentación alóctona y hábito sinuoso. La dirección y sentido del escurrimiento es de 
NNO-SSE. El diseño de red se puede dividir en dos: al oeste del mapa, presenta un diseño 
dendrítico subdendrítico, correspondiente en su gran mayoría a la Yesera del Tromen 
(Formación Auquilco). Al este del mapa, a partir del control que ejerce la secuencia 
sedimentaria homoclinal que corresponde al área de Pampa de Tril, presenta un diseño 
paralelo, subparalelo. El diseño se drenaje se puede ver en la figura 2.15. 
 El clima en base al régimen hidrológico, vegetación y procesos dominantes 
anteriormentenombrados, es semiárido a árido. Con respecto a la geología, el tipo de 
sustrato que presenta el área es rocoso resistente en las formaciones volcánicas, en las 
sedimentitas mezosoicas se caracterizan por estar estratificados con variable resistencia y 
en la zona de la Yesera del Tromen (Formación Auquilco), se destacan las evaporitas con 
menor resistencia a la erosión, con alta densidad de drenaje y pendientes moderadas a 
suaves. 
 Las principales geoformas según los procesos dominantes del área, tectonismo, 
kárst y en menor medida procesos volcánicos, son las siguientes: en cuanto a la 
geotectónica, se observa un sistema de plegamientos, hacía el oeste del mapa el anticlinal 
Auquinco que genera control estructural a las secuencias estratigráficas homoclinales y 
44 
hacia el este del mapa, en el anticlinal Pampa Tril. Cabe aclarar que el anticlinal Auquinco 
no fue mapeado dado su carácter regional excediendo el área de estudio. 
 Con respecto a las geoformas kársticas, la Yesera del Tromen (Formación Auquilco) 
que alcanza 85 km2 de extensión areal kárstica, es la más grande en la provincia del 
Neuquén. Presenta grupos de cavernas de importante desarrollo como la del León (852,55 
m) y La Mercedes (Barredo et al., 2012). Esta última tiene un desarrollo superior a 100 m, 
con una sala principal que es atravesada por un arroyo subterráneo y que presenta un 
afloramiento de caliza sobre la pared NNE de la misma (Balod y Redonte, 1995). Dentro de 
la Formación Auquilco se observan, en las zonas más bajas, lagunas y las vegas de 
Escalone y de la Veranada. En cuanto a los procesos volcánicos, hacia el norte, se 
encuentra la meseta basáltica correspondiente a la Formación Agua Carmonina. Hacia el 
oeste, los cuerpos volcánicos de Chihuido de Tril con relieve positivo. 
 
Figura 2.15 – Imagen Google de la red de drenaje de la zona de estudio. 
 
Hacia el este del mapa, se observaron pequeñas dunas vegetadas con coordenadas 
37°13’13,2’’ S 69°48’29,3’’O correspondientes a procesos eólicos. 
45 
 En lo que respecta a la evolución del paisaje, la faja plegada y corrida de Chos 
Malal condiciona a las sedimentitas mesozoicas, ejerciendo un control estructural a las 
secuencias homoclinales. Hacia el Cenozoico, se ubican las formaciones volcánicas y 
posteriormente, los depósitos cuaternarios. Por último, respecto a la peligrosidad 
geológica se considera de baja a nula, ya que los pocos puestos que se encontraron se 
ubican en zonas llanas y alejadas de pendientes abruptas de sustratos rocosos resistentes 
y poco resistentes. 
 
 
     46 
 
Estudio 
petrográfico de 
los basaltos del 
área de estudio  
EN ESTE CAPITULO SE PRESENTA UNA DESCRIPCIÓN PETROGRAFICA DE LAS ROCAS 
VOLCÁNICAS QUE AFLORAN EN EL ÁREA DE ESTUDIO. EL OBJETIVO DE ESTE APARTADO ES 
COMPARAR CON LAS LOCALIDADES TIPO DE LAS FORMACIONES DE SIMILAR 
COMPOSICIÓN PARA ESTABLECER CORRELACIONES ESTRATIGRÁFICAS. AL MISMO 
TIEMPO EL ESTUDIO DE ESTAS UNIDADES PRETENDE DETERMINAR SI LAS MISMAS 
EVIDENCIAN PROCESOS SOBREIMPUESTOS QUE PUDIERAN VINCULARSE CON LA 
MINERALIZACIÓN DE LA FORMACIÓN AUQUILCO. 
 
 
     47 
 
3.1 ‐ MARCO REGIONAL 
Dentro  del  área  de  estudio  afloran  rocas  ígneas  hacia  el  sector  oeste  y  al  este. 
Según  los antecedentes  las mismas no  corresponden al mismo evento magmático,  sino 
que  son  manifestaciones  diacrónicas  de  dos  unidades  distintas.  A  continuación  se 
describen  los  afloramientos  más  representativos  del  área  de  estudio  con  su 
correspondiente caracterización petrográfica que servirá para su correlación con unidades 
ya definidas en zona. 
  Los afloramientos estudiados fueron seleccionados por su estado de alteración, sus 
características  petrográficas  y  su  asignación  según  los  antecedentes  mencionados.  La 
figura 3.1 muestra la ubicación de las localidades estudiadas: hacia el oeste de color rosa  
la  litología  de  mayor  extensión  y  de  color  rojo,  hacia  el  oeste,  el  vulcanismo  más 
restringido. 
 
 
Figura 3.1 ‐ Ubicación de las localidades estudiadas. 
 
 
 
     48 
 
La  región  a  estudiar  se  encuentra  dentro  del  agrupamiento  volcánico  Tromen‐
Tilhue ubicado en el macizo del Tromen (Bracaccini, 1970). La figura 3.2 esquematiza  las 
principales unidades que afloran en  los alrededores del Tromen. Para el macizo,  se han 
reconocido  al  momento,  dos  tipos  de  volcanismo  cuaternario:  riolítico  y  andesítico 
(Llambías et al., 2011).  
El volcanismo andesítico comprende mayoritariamente al cerro Negro del Tromen 
(cuya  cima  alcanza unos 4114 m.s.n.m.), pié del Tromen,  la  cumbre del  volcán Tromen 
hacia el extremo norte del macizo y los llanos que rodean la laguna Los Barros (Llambías et 
al., 2011). 
Las  coladas más  jóvenes del  cerro Negro de Tromen no exhiben erosión al  igual 
que el terreno donde alguna vez fluyeron. Las lavas se caracterizan por sus terminaciones 
en  lóbulos, con  superficies cordadas debido a  las crestas de presión, con morfología de 
lavas  aa  y  de  bloques  con  un  espesor  que  varía  entre  8  y  20 m,  que  se  ramifican  y 
anastomosan con facilidad por su gran fluidez (Llambías et al., 2011). 
En  términos  generales  las  rocas  son  negras,  escoriáceas,  porfíricas,  similares  a 
basaltos,  pero  en  su  mayoría  clasifican  como  andesitas  desde  dacitas  a  andesitas 
basálticas  (Llambías  et  al.,  2011).  A  nivel  microscópico,  los  fenocristales  representan 
menos  del  20%  en  volumen  (Galland  et  al.,  2007)  y  se  componen  en  un  80‐90%  de 
plagioclasa zonal, prismática de textura en panal de abeja. Los demás fenocristales son de 
ortopiroxeno,  clinopiroxeno  y  en  menor  medida  olivina.  Con  frecuencia  se  observan 
microgromérulos de clinopiroxeno, ortopiroxeno, plagioclasa y poca olivina, en ocasiones 
con texturas ofíticas (Llambías et al., 1982, 2011). 
 
 
     49 
 
 
Figura 3.2 – Fragmento de Mapa geológico del macizo del Tromen extraído de la Hoja Geológica 3769‐III, 
Chos Malal (Leanza, 2010; Llambías et al., 2011). El recuadro rojo representa el área de estudio aproximada. 
 
 
     50 
 
Las  erupciones  andesíticas más  longevas  del macizo  del  Tromen  (Formación  El 
Puente) parecen estar vinculadas con el origen del cerro Negro del Tromen y  se ubican 
entre 2,05±0,19 y 1,83±0,06 Ma (Galland et al., 2007, Llambías et al., 2011). Según Galland 
et al.  (2007),  las andesitas de  la Fm. Cerro Cabras, que se encuentran al noroeste de  la 
Yesera del  Tromen, presentan  edades parecidas  a  la  Formación  El Puente  (1,82±0,04  y 
1,77±0,06 Ma) (Llambías et al., 2011),  lo cual sugiere al menos una correlación temporal 
entre ambas. Por otro lado, al norte de la laguna del Tromen, se encuentran las andesitas 
del cerro Wayle que también pertenecen a la Formación Cerro Cabras. Esta unidad posee 
edades  de  1,04±0,06 Ma  (Kay  et  al.,  2006)  lo  cual  sustenta  su  correlación  con  algunas 
facies  de  la  Formación  El  Puente  (1,00±0,15 Ma)  (Galland  et  al.,  2007;  Llambías  et  al., 
2011). 
El  llano  basáltico‐andesítico  que  se  encuentra  rodeando  a  la  Laguna  Los  Barros 
refiere  a  los  flujos  andesíticos  de  la  Formación  Chapúa,  la  cual  fue  considerada  más 
antigua que la Formación El Puente. A pesar de ello, existen antecedentes de la Formación 
Chapúa  que manifiestan  edades  de  entre  1,44±0,08  y  1,31±0,07 Ma  (Kay  et  al.,  2006; 
Galland  et  al.,  2007), más  recientes  que  los diques  y  las  andesitas del  cerro Negro  del 
Tromen (Llambías et al., 2011). 
 
 
FORMACIÓN CERRO CABRAS 
Según  Ramos  (1981)  se  compone  de  una  serie  de  coladas  basálticas  y  cuellos 
volcánicos expuestos a ambos lados de la sierra de Huantraico y hacia el sur de la misma. 
Este autor los caracteriza como cuerpos de reducido tamaño y afectados tectónicamente. 
En  cuanto  a  su  litología,según  Ramos  y  Barbieri  (1989),  los  describen  como  basaltos 
olivínicos  con  afinidades  alcalinas  representados  por  labradorita,  clinopiroxeno  y 
feldespato alcalino como accesorio. Según Rubinstein y Zappettini (1990), se los considera 
como dos niveles basálticos separados por un banco de tobas blancas masivas. Las coladas 
 
 
     51 
 
se hallan  integradas por un basalto de  grano  fino  con  textura  fanerítica  y  fenocristales 
aislados de pequeño  tamaño. A nivel microscópico,  se observan  fenocristales de olivina 
bien desarrollados con textura poikilítica con alteración a clorita y serpentina en un alto 
grado. En menor medida, se observaron fenocristales de plagioclasa con maclas múltiples, 
con escasos piroxenos augíticos y minerales opacos anhedrales. 
 
FORMACIÓN CHAPÚA 
La  formación  Chapúa  debe  su  nombre  a  Groeber  (1946).  Está  compuesta  por 
volcanes  y  coladas  de  basalto  olivínico.  Según  Holmberg  (1976),  corresponde  a  una 
chimenea de roca basáltica con disyunción columnar, que atraviesa a la Formación Agrio. 
Esta formación está representada al sur del río Colorado: El Chihuido de Tril, así como las 
tres escalonadas chimeneas a su pie con un rumbo oeste suroeste aproximadamente, con 
respecto al cerro. 
 
3.2 – MARCO LOCAL 
Sobre la base de las observaciones de campo y laboratorio las rocas ígneas encontradas en 
las distintas transectas realizadas pueden agruparse en dos familias que sugieren eventos 
magmáticos distintos o disociados. 
 
BASALTOS OLIVINICOS 
  A  nivel  local,  se  reconoció  al  afloramiento  con  coordenadas  37°11´59,9´´S 
69°51´54,7´´ O. Para acceder a ellos, se atravesó parte de  la Yesera del Tromen en  línea 
recta desde el campamento 37°11´58,5´´S 69°47´49,3´´ O. En las figuras 3.3a se aprecia la 
Formación Auquilco subyacente a estos basaltos, mientras que en la figura 3.3b, con vista 
al Norte, el afloramiento de donde se recogieron muestras de basalto olivínico alterado.  
 
 
     52 
 
Estas rocas se encuentran hacia el oeste de la zona de estudio, ocupando un área de 8,42 
kilómetros cuadrados. 
Figura 3.3 – a) Panorámica desde afloramiento (Izquierda); b) Vista al Norte desde el afloramiento 
(Derecha). 
En este sector se observaron rocas de textura porfírica predominantes hacia el techo de la 
colada, y  luego gradan a una roca afírica hacia  la base. Dada  la cubierta regolítica no se 
pudo percibir contacto neto entre los basaltos olivínicos y Auquilco (Fig. 3.4). 
Figura 3.4 – Imagen Google de vista panorámica de los basaltos olivínicos desde la Yesera del Tromen.  
Las  descripciones  detalladas  de  cada  muestra  se  compilan  en  el  apéndice 
petrográfico. A continuación se describen las texturas y las paragénesis típicas de las rocas 
que se correlacionan a esta unidad. 
 
 
     53 
 
A nivel macroscópico, las rocas se caracterizan por presentar color negro y textura 
porfírica (Fig. 3.5.a), con un predominio de pasta (de 60 a 80%) que es la responsable de 
las  propiedades  físicas  en  muestra  de  mano.  Con  menor  frecuencia,  se  encontraron 
sectores donde  la  roca presenta color castaño con  tonos  rojizos, con  textura afanítica y 
estructura vesicular (Fig. 3.5.b). 
A nivel microscópico, son rocas holocristalinas de textura porfírica compuesta por 
fenocristales  (40%)  de  plagioclasa,  olivina,  piroxeno  y  minerales  opacos  (Fig.  3.5.c)  
inmersos en una pasta de textura intergranular (60%) (Fig. 3.5.d). En forma esporádica las 
rocas evidencian texturas hipocristalinas o pasta intersertal. 
  Los  fenocristales de plagioclasa  (70 a 90%) presentan hábito  tabular, con  formas 
euhedrales  en  su  mayoría  y  en  forma  subordinada  se  los  observan  subhedrales.  Se 
caracterizan por sus maclas múltiples y en algunos casos por zonación. En gran parte, se 
los  encuentra  levemente  alterados  a  carbonatos  cuyos  tamaños  no  superan  los  3 
milímetros (Fig. 3.5.e).  
Con similares características a las plagioclasas, pero en muy escasa cantidad (<1%) 
se observa un mineral con birrefringencia gris de primer orden, con zonación y morfología 
hexagonal  (Fig.  3.5.h)  y  figura  de  interferencia  que  puede  ser  biáxica  anómala  con  un 
ángulo  2V  de  0  a  6  grados  (Tröger  y  Bambauer,  1979).  Si  bien  no  se  encontraron 
ejemplares suficientes para definir su composición mineralógica, sus propiedades sugieren 
que podrían corresponder a feldespatoides (Nefelina?). En segundo lugar, los fenocristales 
de olivina  (5 a 28%) se observan con  formas euhedrales. En gran parte se  los encuentra 
alterados a  iddingsita y en ocasiones a bowlingita con color verde  (Fig. 3.5.f). El tamaño 
varía  de  0,1  a  2,4  milímetros.  En  tercer  lugar,  se  presentan  los  fenocristales  de 
clinopiroxenos (4 a 5%) con formas euhedrales en su mayor parte y subhedrales en menor 
proporción  con maclas múltiples  (Fig.  3.5.g).  Sus  altos  ángulos  de  extinción  y  hábitos 
evidencian  una  composición  de  tipo  augita.  Poseen  un  tamaño  promedio  de  0,5 
milímetros.  Completan  la  fracción,  minerales  opacos  (1%)  con  formas  euhedrales  a 
subhedrales. 
 
 
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Figura 3.5 ‐ a) Macroscópicamente, roca de color negro con textura porfírica; b) Roca de tono castaño que 
presenta estructura vesicular; c) Microscópicamente, roca de textura porfírica con fenocristales de 
plagioclasa, olivina, piroxeno y minerales opacos; d) Se observa que la textura de la pasta es intergranular; e) 
Fenocristales de plaglioclasa; f) Olivina alterada a bowlingita, acompañada de fenocristales de piroxeno y 
mineral opaco; g) Macla múltiple típica de los fenocristales de piroxeno; h) Probable nefelina con nicoles 
paralelos; i) Vesículas rellenas en forma parcial por agregados de minerales fibrosos. 
 
 
 
 
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La pasta de textura intergranular, está constituida por microlitos de plagioclasa (60 
a  70%),  olivina  (20  a  25%),  piroxeno  (5%)  y  minerales  opacos  (5  a  10%  en  escasas 
ocasiones  superando  el  20%).  Por  sectores  de  las  rocas  se  observa  predominio  de 
plagioclasas  y  en  ocasiones  de  minerales  opacos.  En  menor  frecuencia  la  textura  es 
hialopilítica  con  un  porcentaje  de  vidrio  elevado  (65%)  con  fenocristales  (35%)  de 
plagioclasa (20%), minerales opacos (10%) y olivina (5%). 
  En algunos niveles de menor expresión se observa una estructura vesicular (80%). 
Por  sectores  se  observan  a  estas  vesículas  interconectadas,  conformando  una  textura 
escoreácea y en otros amígdalas. Las vesículas presentan tamaños que oscilan desde 0,09 
a  6 milímetros.  Solamente  un  5%  de  ellas  se  observan  parcialmente  rellenas  por  un 
incipiente  agregado  de  minerales  de  baja  birrefringencia  tapizando  las  paredes  de 
cavidades. Dado su poco desarrollo no se pude determinar  la composición mineralógica 
(Fig. 3.5.i). 
Según  la  descripción,  las  rocas  se  clasifican  como  basaltos  del  campo  10  de  la 
clasificación IUGS para rocas volcánicas. 
 
BASALTOS AMIGDALOIDES 
En el área de estudio,  los basaltos amigdaloides  se encuentran en el Chihuido de Tril, a 
650 m aproximadamente con dirección al Este de la Ruta Nacional N°40, con coordenadas 
37° 13´30,3´´ S, 69° 47´13,4´´ O (Fig. 3.7.a). Se accedió a pie hasta el primer afloramiento, 
desde la ruta (Fig. 3.8). Se observaron tres conos, de los cuales se accedió a muestrear al 
más  cercano.  En  el  campo,  se  observó  un  basalto  de  color  gris  oscuro,  con  amígdalas 
rellenas  con  agregados  cristalinos  blancos  (Fig.  3.6),  los  cuales  están  alterados.  Se 
recolectaron  tanto muestras alteradas como no alteradas para  su posterior análisis.  Las 
figuras  3.7.b  y  c muestran  la  base del  afloramiento.  En  el  área  de  estudio  esta  unidad 
ocupa una superficiede aproximadamente 0,46 kilómetros cuadrados.  
 
 
 
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Figura 3.6 – Basalto alterado con vesículas rellenas y piqueta de escala (El largo de la piqueta es de 30 
centímetros). 
 
  Las  descripciones  detalladas  de  cada  muestra  se  compilan  en  el  apéndice 
petrográfico. A  continuación  se describen  las  texturas y  las paragénesis  típicas de estos 
basaltos amigdaloides.  
  A  nivel  macroscópico,  se  caracterizan  por  ser  rocas  de  color  gris  oscuro  que 
presentan  alteraciones  en  tonos marrones  en  las  superficies  de  exposición  (Fig.  3.9.a). 
Presentan  textura  porfírica  donde  se  observa  mayor  cantidad  de  fenocristales  (20%) 
máficos con formas anhedrales a subhedrales,  los cuales no superan  los 3 milímetros. Se 
distinguen amígdalas con tamaños que varían entre los 2 a 5 milímetros. Presentan formas 
subredondeadas a  redondeadas y están  rellenas por un agregado granular  fino de color 
blanco.  En  ocasiones  presenta  textura  afanítica  con  menos  del  20%  de  su  volumen 
ocupado por amígdalas (Fig. 3.9.b) con formas redondeadas a subredondeadas y rellenas 
por un agregado granular fino de color blanco cuyos tamaños no superan los 4 milímetros. 
La pasta representa más del 80% del volumen de la roca. 
 
 
 
     57 
 
Figura 3.7 ‐ a) Vista panorámica del Chihuido de Tril desde la Ruta Nacional N°40. Las tres protuberancias 
corresponden a los basaltos amigdaloides. La más cercana fue muestreada para posterior análisis; b) y c) 
Base del afloramiento en distintas vistas del Chihuido de Tril. 
 
 
Figura 3.8 – Imagen Google panorámica de los basaltos amigdaloides desde la Ruta Nacional N°40. 
 
 
     58 
 
  A nivel microscópico, son rocas volcánicas holocristalinas de textura porfírica con 
fenocristales (20%) de plagioclasa, olivina, piroxeno y minerales opacos (Fig. 3.9.c), en una 
pasta de textura intergranular. 
Los fenocristales de plagioclasa (60 a 90%) presentan hábitos tabulares, con formas 
subhedrales  a  euhedrales.  Son  características  sus maclas múltiples  y  en  ocasiones  su 
zonación  (Fig. 3.9.f). Gran parte de  los cristales  se encuentran alterados a carbonatos y 
sericita. El tamaño de los cristales oscila alrededor de los 2 milímetros. 
  En segundo lugar, se encuentran los fenocristales de olivina (4 a 20%) y piroxeno (4 
a 20%) con formas euhedrales. Los piroxenos en algunos casos, presentan zonación reloj 
de  arena  (Fig.  3.9.e),  alcanzando  tamaños  de  hasta  1,2  milímetros.  Las  olivinas  se 
encuentran  alteradas  a  bowlingita  y  con  un  tamaño  no  mayor  a  1,5  milímetros. 
Finalmente, se observan minerales opacos (2%) de formas subhedrales (Fig. 3.9.d).  
  La  pasta  presenta  textura  intergranular  está  constituida  por  microlitos  de 
plagioclasa (50 a 80%), minerales opacos (10 a 20%), olivina (5 a 20%) y piroxeno (5 a 20%) 
alterados en ocasiones a minerales  ferromagnesianos  (Fig. 3.9.d). Estos últimos  también 
se encuentran rellenando cavidades y   rodeando a  los fenocristales de olivina y piroxeno 
(Fig. 3.9.d). 
  En  forma  subordinada  se  presenta  estructura  amigdaloide  (vesículas  rellenas 
parcial  o  completamente)  (20%).  En  algunos  sectores  se  observan  a  estas  vesículas 
interconectadas con tamaños que no superan los 2,7mm. Presentan bordes redondeados 
a  subredondeados.  En  todos  los  casos  las  cavidades  están  rellenas  principalmente  por 
agregados de zeolitas (Fig. 3.10).    
Según  las descripciones,  las rocas se clasifican como basaltos del campo 10 de  la 
clasificación IUGS para rocas volcánicas. 
 
 
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Figura 3.9 ‐ a) Roca de color negro con zonas de alteración de color marrón; b) Roca fresca con predominio 
de estructura amigdaloide; c) Textura porfírica de la roca; d) Textura de la pasta intergranular con microlitos 
de plagioclasa, olivina y minerales opacos. Se puede ver el color verde de los minerales ferromagnesianos 
que alteran la pasta y que rodean los fenocristales de olivina; e) Macla en reloj de arena en fenocristal de 
piroxeno; f) Plagioclasa con maclas múltiples y zonación sumergido en una pasta intergranular. 
 
3.3 ‐ CORRELACION ESTRATIGRÁFICA 
En principio las unidades de posible correlación con las localidades estudiadas son 
Cerro Cabras y Chapúa; ambas producto de la actividad magmática  del Tromen. Sobre la 
base de los resultados obtenidos en el área de estudio y los antecedentes a nivel regional 
y  local  analizados, podemos  concluir que  los basaltos olivínicos  se  correlacionan  con  la 
Formación  Cerro  Cabras,  mientras  que  los  basaltos  amigdaloides  corresponden  al 
afloramiento de la Formación Chapúa. 
Más  allá  del  área  de  estudio  existen  descripciones  de  rocas  que  pueden 
correlacionarse con las mencionadas formaciones. Al oeste, en el cerro Wayle (Fig. 3.2) y 
 
 
     60 
 
al  Norte,  existen  afloramientos  de  la  Formación  Cerro  Cabras  con  características muy 
similares a las encontradas en el área. Lo mismo ocurre con las localidades analizadas por 
Breitman  (2015)  en  su  trabajo  final  de  licenciatura,  en  la  zona  de  Puerto  Curaco  y 
alrededores  (al sur de  la zona del presente  trabajo), solo que allí se evidencia un mayor 
grado  de  alteración.  Por  otro  lado,  la  petrografía  a  nivel  regional  es  semejante  a  la 
observada  en  las muestras  del  área,  salvo  en  la  frecuencia  de microgromérulos  de  los 
fenocristales y en  las ocasionales texturas ofíticas. En  las muestras de  la zona de estudio 
no  se  perciben  frecuentes microgromérulos  y  no  se  encontraron  texturas  ofíticas.  En 
conjunto estas localidades permiten definir la extensión regional de este evento.  
Con respecto a  la Formación Chapúa, existe una correlación hacia el sur del área 
estudiada, a partir de la hoja Chos Malal y la figura 3.2, se encuentra un afloramiento de 
gran porte rodeando al cerro Wayle y a las lagunas Tromen y los Barros, al Oeste del área 
volcán  Tromen,  además  de  pequeños  afloramientos  en  la  sierra  de Huantraico  y  en  la 
quebrada del río Chacaico. 
 
3.4 ‐ MINERALES SECUNDARIOS 
  Dentro de  los minerales  secundarios que  resultan de procesos  sobreimpuestos a 
las  rocas  ígneas descriptas, deben discriminarse dos grupos: aquellos que  resultan de  la 
alteración  de  los  minerales  primarios  como  consecuencia  de  su  exposición  al  ciclo 
exógeno y aquellos que  resultan del  relleno hidrotermal de  sus  cavidades. En el primer 
grupo de minerales predomina  la formación de filosilicatos ferromagnesianos a partir de 
la descomposición de los máficos primarios. Menos importante es la formación de arcillas 
por  hidrólisis  de  las  plagioclasas.  Esta  paragénesis  secundaria  si  bien  no  es  muy 
importante es común en todas las rocas del área de estudio. 
  Un párrafo aparte merecen  los minerales secundarios que hospedan  los basaltos 
amigdaloides por procesos de relleno. Estos últimos presentan niveles cuyas vesículas se 
hallan completamente rellenas por agregados de color blanco que contrastan con el color 
 
 
     61 
 
oscuro de  la  roca. Si bien  resulta difícil estimar en  forma precisa el volumen de  la  roca 
afectada, no es exagerado aventurar que más del 70% de  la  roca expuesta presenta el 
mismo grado de alteración.  
  Dado el reducido tamaño de  los minerales secundarios en muestra de mano sólo 
se aprecia el color blanco de  los agregados y su hábito granular  fino que sugieren algún 
mineral del grupo de  las zeolitas. Al microscopio, el estudio de estas cavidades evidencia 
en primer lugar más de una especie y en segundo: que el proceso de relleno se limitó a las 
cavidades originales de la roca sin alterar a sus minerales primarios. 
  Las  zeolitas  secundarias  presentan  dos  hábitos  distintos:  equidimensionales  y 
prismático  (Fig.  3.10).Las  primeras  se  presentan  en  las  paredes  de  las  cavidades  y  en 
muchas de ellas alcanzan a rellenar todo el espacio libre (Fig. 3.10a, c). Poseen tamaños de 
0,3 mm promedio, un relieve moderado y de signo negativo. Presentan birrefringencia gris 
de  primer  orden  (Fig.  3.10b,  d),  carácter  uniáxico  y  signo  óptico  negativo.  Su  forma 
equidimensional,  su  figura  de  interferencia  y  demás  propiedades  ópticas  permiten 
identificarlas como chabasita.  
Las zeolitas prismáticas se encuentran principalmente en  las cavidades de mayor 
tamaño ocupando  la porción central de  las mismas. Se caracterizan por su relieve bajo y 
su  extinción  inhomogénea  de  tipo ondulosa  (Fig.  3.10d).  Poseen  birrefringencia  gris  de 
primer orden  y  frecuentes maclas de dos  individuos.  Según  las propiedades descriptas, 
esta  especie  se  identifica  como  estilbita. No obstante,  al no poder  corroborar  su  signo 
óptico negativo debe considerarse a la heulandita  como especie alternativa. 
 
3.5 ‐ CONCLUSIONES PARCIALES 
  Sobre  la  base  de  las  propiedades  petrográficas  meso  y  microscópicas,  los 
afloramientos estudiados representan manifestaciones del volcanismo del Tromen que se 
correlacionan con las Formaciones Cerro Cabras y Chapúa. 
 
 
 
     62 
 
 
Figura 3.10 – Fotografía de cortes delgados de amígdalas rellenas de zeolitas; a, b) Cavidad donde se 
observa los bordes de chabasita con estilbita en el centro, con nicoles paralelos y nicles cruzados 
respectivamente; c, d) Cavidad con bordes de chabasita y estilbita en el centro donde se aprecia la extinción 
inhomogénea de la estilbita, con nicoles paralelos y nicoles cruzados respectivamente. 
 
  Las presencia de chabasita y estilbita rellenando cavidades evidencia procesos de 
alteración  hidrotermal  sobre  los  basaltos  de  la  Formación  Chapúa.  Estas  zeolitas  son 
especies  frecuentes  en  este  tipo  de  rocas  como  resultado  de  alteración  hidrotermal 
(Gottardi y Galli, 1985). No obstante, se requiere de análisis químicos para corroborar  la 
determinación  óptica  y  extraer mayores  conclusiones  sobre  los  procesos  involucrados. 
Para  los objetivos de este  trabajo  final de  licenciatura, es  importante  resaltar que esta 
paragénesis  de  alteración  hidrotermal,  al  igual  que  la  paragénesis  de  bajo  grado 
metamórfico que afecta a los minerales primarios de las rocas ígneas, no guarda relación 
con la paragénesis asociada a la mineralización de los cuarzos tipo Herkimer que alberga la 
Formación Auquilco. 
63 
4 
Estudio 
mineralógico de 
los cristales de 
cuarzo 
 
EN ESTE APARTADO SE ANALIZA LA MINERALIZACIÓN DE CUARZO EN LA ZONA DE 
ESTUDIO. SE DETERMINA SU UBICACIÓN GEOGRÁFICA Y SE CARACTERIZA SU FORMA, 
TEXTURA Y MINERALOGIA POR MEDIOS ÓPTICOS. LOS OBJETIVOS DEL PRESENTE SON 
PLANTEAR PROCESOS DE FORMACIÓN DE LOS CUARZOS, PROPONER UNA 
CLASIFICACIÓN PARA LOS MISMOS Y PROCURAR UNA PUESTA EN VALOR O 
POTENCIAL USO COMO MATERIAL GEMOLÓGICO. 
64 
4.1 - ANTECEDENTES 
El conocimiento del cuarzo tipo Herkimer (comercialmente llamados diamante 
Herkimer por su aspecto similar) encontrado en Nueva York se remonta a la época de 
los indios Mohawk y los primeros colonizadores. Los cristales se usaban para hacer 
herramientas, como amuletos y para intercambiarlos con otras tribus. Posteriormente, 
dejaron de darles interés cuando hacia principios de 1600 llegaron las cuentas de 
vidrio de origen europeo (Walter, 2014). 
Estos especímenes que se presentan en forma de cristales biterminales con una gran 
pureza fueron descubiertos en los afloramientos dolomíticos provenientes del 
condado de Herkimer (Nueva York) y en el valle del río Mohawk (Geology and Earth 
Science News, Articles, Photos, Maps and More, 2017). Comercialmente son llamados 
diamantes Herkimer por su claridad y facetas naturales lo que los caracteriza (Mindat, 
2017). 
A nivel mundial, se han encontrado manifestaciones de estos cristales de 
cuarzo de alta pureza en Argentina, Austria, Canadá, Alemania, Italia, Japón, México, 
Pakistán, Polonia, Sudáfrica, España, Reino Unido, Estados Unidos entre otros (Fig. 
4.1). En todos los casos, salvo en el de Estados Unidos, se los debe llamar “cuarzo tipo 
Herkimer”, ya que el nombre califica sólo para los descubiertos en el condado 
homónimo. Usualmente el denominador común de estos cuarzos es la gran 
transparencia y pureza, el brillo vítreo y las inclusiones de hidrocarburos, y están 
asociados a depósitos de rocas sedimentarias. 
Los cuarzos de interés gemológico en su mayoría proceden de pegmatitas o de 
alteración hidrotermal. Es por esto que las inclusiones más abundantes son las 
polifásicas, siendo las más características las tipo cavidad-gas, líquido-sólido-gas y 
líquido-sólido (Notario, 2007). A diferencia de estos, los cuarzos tipo Herkimer se 
hospedan en rocas sedimentarias como productos autigénicos de origen diagenético 
en secuencias evaporíticas (Tarr, 1929; Dunn y Fisher, 1954; Schettler, 1972; Friedman 
y Shukla, 1980 y Noble y Van Stempvort, 1989. 
http://geology.com/
http://geology.com/
65 
Figura 4.1 – Mapa a nivel mundial donde se registraron manifestaciones de los cuarzos biterminales 
(Fuente: Mindat). 
 En nuestro país, distintos autores a través del tiempo han puesto la mirada en 
los cuarzos tipo Herkimer de la Yesera del Tromen, provincia de Neuquén. Stipanicic 
(1966) describe a la Formación Auquilco como compuesta por una serie de niveles de 
yeso y anhidrita con intercalaciones de espesores calcáreos fétidos en forma aislada, 
indicando que los cristales se alojan en cavidades y oquedades de las rocas calcáreas 
esparcidos sólo en zonas yesíferas, lo cual se debe tener en cuenta como posibilidad de 
yacencia en estos sedimentos o conformando geodas. Posteriormente, Holmberg 
(1976) indica la presencia de cuarzos idiomorfos en la formación Auquilco junto a 
numerosos nódulos de sílice esparcidos sobre facies de yeso, particularmente 
alrededor de la mina Tungar. 
Luego, de Barrio et al. (1994), realizan una descripción de la morfología típica 
de los cuarzos tipo Herkimer teniendo en cuenta las combinaciones y desarrollo de 
formas cristalinas. Describen que se manifiestan con una gran transparencia y 
presentan diversidad de inclusiones fluidas y sólidas que le dan distintos tonos. 
Además, desarrollan microtermometría de inclusiones fluídas encontrando 6 tipos 
distintos tomando en cuenta el color y tipo de fases a temperatura ambiente. También 
realizan una serie de postulados sobre la génesis de cuarzos autigénicos en evaporitas 
en base a trabajos realizados alrededor del mundo. 
66 
Teniendo en cuenta las consideraciones de los autores anteriores, Cesaretti et 
al. (2000) realizan estudios de microtermometría de inclusiones fluidas, análisis 
petrográfico, fluorescencia e isótopos de oxígeno. 
Más tarde, Montenegro y Concheyro (2006) describen la presencia de ópalo en 
la Formación Auquilco en forma de lentes dentro de los bancos de yeso y anhidrita. 
Mencionan además, el origen diagenético de los cristales de cuarzo. Según Saadi 
(2006) se los puede encontrar en los alrededores en el trayecto que va de Chos Malal a 
Mendoza, en las cercanías del faldeo oeste del volcán Tromen y en el cerro Negro de 
Pum Mahuida, se los encuentra sueltos en arenas tobáceas del Terciario. 
Por último, Ruiz y Giraudo de Lucio (2017), realizaron estudios de 
espectroscopia Raman y fluorescencia UV de las fases líquidas y sólidas que se 
encuentran en los cristales de cuarzo donde identificaron y corroboraron la presencia 
de baritina, bitumen y metano como inclusiones fluídas. 
Sobre la base de estos antecedentes se delimitó el área de estudio del presente 
trabajo final de licenciatura, cuyo objetivo principal es la caracterización de esta 
mineralización (Fig. 4.2). Para ello, se recorrió el área citada por los autores 
precedentesbuscando los afloramientos originales. 
Figura 4.2 – Mapa geológico del área de estudio con la ubicación precisa de los cristales de 
cuarzo tipo Herkimer. 
67 
Es importante destacar que la mayoría de las menciones se refieren a cristales 
encontrados sobre la Yesera del Tromen, pero que fueron transportados por el ciclo 
exógeno desde la fuente de origen. Resultó complejo encontrar afloramientos in situ 
de estos cristales, tanto es así que en el área recorrida sólo se encontraron en un 
pequeño cerro de coordenadas 37º12’45,9’’S 69º51’47,6’’O. 
La figura 4.3 muestra una foto del cerro cuya morfología se destaca por el color, 
la textura y la competencia del mismo respecto del yeso que lo rodea. 
Para cumplir con los objetivos propuestos respecto a la génesis y características 
de esta mineralización, los resultados que siguen se limitan y se desprenden 
exclusivamente de los cristales hallados en este afloramiento primario. 
Figura 4.3 – Vista con dirección al NO hacia el cerro donde se recolectaron los cristales de 
cuarzo que resalta por su textura, color y competencia por sobre los que se encuentran detrás de él. 
4.2 – ROCA DE CAJA 
 La roca de caja de los cuarzos tipo Herkimer corresponde a la Formación 
Auquilco. La misma está representada por yeso reemplazado por margas bituminosas y 
68 
arcillas, anhidrita con intervalos de sílice y calizas algales (Lambert, 1956; Stipanicic, 
1966). 
 Se presenta una sección de calizas algáceas con mayor desarrollo en el interior 
de la cuenca de más de 30 m de espesor, con un cambio paulatino dado por 
intercalaciones de anhidrita que domina en lo que resta de la secuencia llegando a 200 
m de potencia. Dentro de un ambiente marino-hipersalino, se presentan evaporitas 
lamino-estratificadas, donde se intercalan capas de sulfato con capas de carbonato 
micrítico. Hacia el tope de esta secuencia, se perciben carbonatos de medio marino 
que en la Yesera del Tromen superan los 25 m de espesor. La quinta secuencia (techo 
de la Formación Auquilco) está representada por anhidrita con alternancias calcáreas 
sumando la presencia de clásticos rojizos (Legarreta y Gulisano, 1989). 
 En el área de estudio, se observaron pequeños bancos clásticos de color verde y 
tonos rojizos (véase Apéndice Petrográfico), con coordenadas 37º11’59,9’’ S 
69º51’54,7’’ O (Fig. 4.4). 
 
Figura 4.4 – Banco delgado de color verde con tonos rojizos (piqueta de escala igual a 30 cm de largo). 
69 
Gulisano y Gutiérrez Pleimling (1994) ubican al estrato de calizas con 
evaporitas, que se caracterizará y analizará a continuación, intercalado en la 
Formación Auquilco, entre los niveles evaporíticos, como se observa en la figura 4.5. 
Figura 4.5 – Estratigrafía del Grupo Lotena para el área de Vega de la Veranada, modificado de Gulisano 
y Gutiérrez Pleimling (1994). 
 Sobre la base de este esquema estratigráfico y según se observa en la figura 
4.3, el cerro que hospeda a la mineralización que nos ocupa sobreyace a bancos de 
yeso masivo que conforman la yesera. En dicha figura se observa el contacto entre una 
roca de color blanco y otra de tonalidades castañas. Se recolectaron muestras del 
depósito de cristales que presentan una importante variación de tonos y texturas. La 
porción inferior corresponde a bancos de yeso masivo, mientras que el sector de 
tonalidades más oscuras es la roca de caja de los cuarzos tipo Herkimer (Fig. 4.6). Para 
determinar su composición y establecer su correlación estratigráfica se realizó un perfil 
esquemático (Fig. 4.7) que de base a techo se compone de: 
(1) Por debajo del derrubio, que impide observar la transición desde el yeso 
masivo, aflora una banco carbonático de textura cavernosa con oquedades 
rellenas de calcita y cuarzo (Fig. 4.8.a). El mismo se continúa en forma 
homogénea con un espesor aparente de aproximadamente 3 metros. 
(2) Los siguientes 2 m se componen de carbonato masivo con venillas de 
calcita junto a nódulos, venillas y lentes de sílice. Se diferencia por su 
textura masiva y la ausencia de cavidades. 
70 
(3) Avanzando en el perfil, los 2 m sobreyacentes de calizas se caracterizan por 
su venilleo carbonático (Fig. 4.8.b). En este sector la mineralización de sílice 
no se manifiesta y la textura continúa siendo masiva. 
(4) Los últimos 5 m están conformados por carbonato más yeso masivo de 
color blanco junto a yeso masivo de tonos castaños que se caracteriza por 
tener venillas de color negro y blanco que no superan los 5 cm (Fig. 4.8.c y 
d). Cabe destacar que estas venillas de sílice presentan una variación de 
color desde la parte externa de color negro hacia el interior de color blanco 
que se describen en detalle en el apartado de mineralización. 
Figura 4.6 – Afloramiento de la Formación Auquilco donde se recolectaron muestras de roca de caja y 
del cuarzo tipo Herkimer. 
Se puede ver que macroscópicamente (Fig. 4.8.a) en la roca domina la 
componente carbonática que se caracteriza por su color blanco grisáceo con tonos 
anaranjados y castaños. El banco de carbonatos que alberga a los cristales de cuarzo 
presenta tonalidades más oscuras que el carbonato que no los hospeda, además de ser 
más resistentes al ciclo exógeno. Microscópicamente, predomina la componente 
carbonática, como producto de recristalización (Fig. 4.9.a). 
71 
Figura 4.7 – Perfil esquemático realizado sobre el cerro mineralizado donde se representan los 
cambios texturales de la caliza. 
 
Figura 4.8 – Fotos del afloramiento donde se realizó el perfil de la Formación Auquilco. a) Detalle de la 
textura cavernosa característica del afloramiento donde se hallaron los cristales de cuarzo; b) Venillas de 
carbonato de color blanco recristalizado, sobreimpuestas a la roca de caja; c) Venillas de ópalo de 
colores blanco y negro; d) Detalle de venillas de sílice con piqueta de escala (de 30 cm de largo). 
72 
 A nivel macroscópico la roca no evidencia partículas visibles y está compuesta 
por micrita, por lo que puede clasificarse como un mudstone según la clasificación de 
Dunham (1962). Legarreta y Gulisano (1989) mencionan que en la base de la 
Formación Auquilco, se desarrollan alternancias de sulfatos con carbonatos micríticos 
(mayormente de origen algáceo). 
La roca carbonática manifiesta un evento de deformación que derivó en una 
brecha que fue cementada por otros procesos sobreimpuestos. 
4.3 – MINERALIZACIÓN 
Los procesos sobreimpuestos que presenta el banco de caliza descripto 
sugieren una historia compleja de pulsos de fracturación y posterior relleno. Esto se 
evidencia principalmente por las distintas paragénesis de relleno y las distintas 
estructuras/texturas. 
Los rellenos de venas, venillas y lentes afectan a casi todo el cerro formando un 
enmarañado enjambre cuyos rellenos varían desde calcita pura (Fig. 4.8.b) a agregados 
de variedades de sílice de color gris oscuro a negro (Fig. 4.8.d). Al microscopio, están 
constituídas por agregados de calcedonia de hábito fibroso radial con agregados 
fibrosos tipo botroidal, de un mineral opaco, probablemente una mezcla de óxidos/ 
hidróxidos de hierro que alternan con las bandas de calcedonia (Fig. 4.9.b). 
 El resto de las venas, se reconocen por estar rellenas de una alternancia de 
calcedonia y cuarzo. En todos los casos, sus espesores no superan los pocos 
centímetros y en general solo se continúan uno o dos metros. 
 Estas venillas se encuentran sobreimpuestas a la roca hospedante, por lo tanto, 
se asume que responden a un proceso relativamente más joven que dicha roca. 
 
73 
Figura 4.9 – a) Corte delgado al microscopio de la recristalización de carbonatos donde se alojan los 
cristales de cuarzo tipo Herkimer; b) Foto del corte delgado de la venilla de sílice donde se observa el 
bandeamiento composicional. Los colores blancos corresponden a calcedonia y los negros a minerales 
opacos probablemente óxidos e hidróxidos de hierro. 
Los rellenos decavidades concéntricas se restringen a un nivel carbonático muy 
acotado donde la roca preserva una estructura cavernosa primaria (Fig 4.10.a). Dentro 
de estas oquedades se encuentran los cuarzos de tipo Herkimer. 
Las cavidades poseen formas irregulares a subredondeadas con tamaños que 
no superan los 15 cm de diámetro (Fig 4.10.b y f). Se presentan en general, dentro de 
la gama de grises, variando en tonalidades que van desde el gris claro, oscuro, llegando 
hasta los tonos amarillentos. Se pueden observar variaciones en tamaño, forma, 
espesor a medida que se recorre la cavidad de afuera hacia adentro. La simple 
observación bajo lupa binocular demuestra que el relleno sigue un patrón regular 
desde la periferia al centro. 
La textura general de la roca es bandeada con oquedades con relleno parcial. 
Los espesores de la textura bandeada son variables y están compuestas por 
carbonatos, sílice microcristalina y probable ópalo, en ocasiones con impurezas de un 
material de color negro (¿hidrocarburos?) que destaca el bandeamiento, 
particularmente en el contorno de las cavidades. Posteriormente, hacia el centro de las 
cavidades cristaliza el cuarzo tipo Herkimer. 
Las cavidades se componen de afuera hacia adentro de una primera capa de no 
más de 2 mm, de intercalaciones de un mineral de color blanco y blanco amarillento, 
que dado su tamaño no permite identificar formas mineralógicas o cristalinas pero por 
74 
sus colores, brillo y reacción al ácido clorhídrico podría tratarse de calcita (Fig. 4.10.c y 
d). 
Le sigue una capa de color gris claro a oscuro que oscila entre 3 y 5 mm de 
espesor, presenta brillo nacarado y se compone de calcita. Le sigue un agregado que se 
caracteriza por su color blanco a blanco amarillento donde predominan formas 
escalenoédricas orientadas hacia el centro de la cavidad. El tamaño promedio de 
dichos cristales es de 2 a 5 mm, alcanzando en algunos casos valores del centímetro 
(Fig. 4.10g). En ocasiones los cristales que se identifican como calcita se observan 
transparentes. En menor medida, se presentan en formas romboédricas y en casos 
particulares se observan cristales de calcita con probable macla con planos {01-12}. 
En menor abundancia, se observaron cavidades de 3 a 6 cm de diámetro. La 
parte externa de estas cavidades de textura bandeada y botroidal son capas muy finas 
de 1 a 2 mm de color negro, presentan brillo opaco, atribuibles a óxidos de hierro. En 
ocasiones se alterna con capas blancas de un material mineral de grano muy fino que 
resulta díficil su identificación (Fig. 4.10.e y g). Siguen cristales de cuarzo tipo 
Herkimer, de colores blancos grisáceos a transparentes, de tamaños que oscilan del 
orden del milímetro alcanzando valores del centímetro, y brillo vítreo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
75 
Figura 4.10 – a) Textura cavernosa característica de la roca que aloja a los cristales de cuarzo; b) 
Cavidad con cristal de cuarzo tipo Herkimer (con lupa de escala); c) Cavidades típicas con bandeamiento 
composicional (con lupa de escala); d) Cavidades con textura bandeada (con lápiz de escala); e) 
Oquedades con distintos tamaños y textura bandeada (con pinza de escala); f) Variación de tamaños y 
formas de oquedades; g) Detalle de bandeamiento de cavidad (el ancho de la foto equivale a 10 
centímetros). 
76 
4.4 DESCRIPCION DE LOS CUARZOS TIPO HERKIMER 
4.4.1 - IDENTIFICACIÓN PRECISA DE LA FORMA CRISTALOGRÁFICA 
Para realizar el estudio de las formas cristalográficas del cuarzo, se valió de 180 
individuos recolectados en el afloramiento primario sumados a otros 653 de un lote de 
colección provenientes del mismo sitio, que en total componen una población de 833 
unidades. 
A través de una lupa binocular, se caracterizan cada una de las muestras, 
identificando las propiedades físicas más importantes. El excelente desarrollo de 
formas cristalográficas, la transparencia y el brillo vítreo son los aspectos 
característicos de estos cristales. El tamaño promedio de los individuos es de 1 cm de 
largo, sin embargo, se han observado ejemplares que alcanzan el orden del milímetro y 
otros llegan a 3 centímetros. Si bien predominan los cristales de gran transparencia, en 
ocasiones se observan cristales poco hialinos. En otros casos, la presencia de 
inclusiones con hidrocarburos crea sectores opacos, que cuando son abundantes 
quitan transparencia. En menor medida, se observaron cristales con tonos 
amarillentos, aspecto dado por pátinas de hierro en las caras externas de los mismos. 
Las formas típicas encontradas en los cuarzos analizados, son dos romboedros y 
un prisma hexagonal. Se pudo observar a la lupa binocular que este cuarzo se presenta 
con dichas formas en 622 casos, es decir, el 75% de la población y en menor medida 
con dos romboedros, un prisma hexagonal y bipirámides trigonales en 211 casos, es 
decir, en un 25% del total analizado. Se puede afirmar además, que en el desarrollo 
promedio de las formas, dominan las dimensiones de los romboedros por sobre el 
prisma hexagonal, generando así cristales de hábito prismático corto. 
A partir de las observaciones realizadas y del análisis bibliográfico se 
identificaron las siguientes formas a las que se describe por orden de abundancia. 
Romboedro r {10-11}: Esta forma (Fig. 4.12) se encuentra representada en el 100% de 
los cristales de cuarzo analizados, con desarrollo de las seis caras cuyos índices de 
Miller son: (101), (01-1), (0-11), (1-1-1), (-111), (-10-1). Cabe aclarar que se usa 
nomenclatura con 3 ejes para nombrar los índices de Miller ya que el programa Krystal 
Shaper así lo dispone. En el total de las 833 muestras las caras del romboedro 
77 
denominado r, son las que se encuentran más desarrolladas con respecto a un 
segundo romboedro (Fig. 4.21b). Esta característica condice con lo expresado por Beck 
(1842) y Frondel (1962) respecto de la frecuencia de dicha forma en los cristales de 
esta especie. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.12 – Romboedro r {10-11}. 
Romboedro z {01-11}: La forma del romboedro negativo (denominado z) (Fig. 4.13) se 
presenta en la totalidad de las muestras analizadas, con sus seis caras cuyos índices de 
Miller son: (011), (10-1), (1-11), (0-1-1), (-101), (-11-1). El desarrollo de las caras es 
menor con respecto al romboedro positivo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.13 – Romboedro z {01-11}. 
Prisma hexagonal m {10-10}: Esta forma se encuentra en el 100% de las muestras (Fig. 
4.14). En general, se observa el desarrollo completo de sus seis caras (Fig. 4.21c) con 
índices de Miller (100), (010), (0-10), (1-10), (-110), (-100). Se caracteriza por ser un 
prisma de escaso desarrollo en la mayoría de las muestras, salvo en algunos cristales 
78 
de menor tamaño donde sus caras predominan con respecto a los romboedros para 
formar cristales prismáticos. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.14 – Prisma hexagonal m {10-10}. 
Bipirámide trigonal s {11-21}: Esta es una forma menos frecuente con respecto a las 
anteriores puesto que se encuentra solo en un 25% del total de las muestras 
observadas (Fig. 4.15). Sus caras no siempre están todas desarrolladas ya que su gran 
mayoría sólo se manifiestan una, dos o tres de ellas (Fig. 4.21h). Los índices de Miller 
que corresponden a esta forma son: (111), (1-2-1), (1-21), (-211), (-211), (-21-1), (11-1). 
Cabe destacar que el tamaño del cristal es inversamente proporcional al desarrollo de 
estas formas menores ya que en las muestras que superan el tamaño promedio, esta 
forma se encuentra en pocas ocasiones. Cabe destacar, que por el pequeño tamaño 
que presentan sus caras, no se pudo realizar la medición de los ángulos con respecto al 
eje c ya que se dificultaba y arrastra error a la hora de medirlo con el goniómetro de 
contacto. Además, por su diminuto tamaño, resultó complejo el hecho de 
documentarlas, sumando a que no se encontraban totalmente preservadas y muchas 
se encontrabanrotas. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.15 – Bipirámide trigonal s {11-21}. 
79 
Según Frondel (1962), esta bipirámide trigonal s {11-21} es la más frecuente junto al 
trapezoedro trigonal positivo x {51-61}, después de las formas romboédricas y el 
prisma hexagonal antes descriptos. Esto coincide con lo analizado bajo lupa binocular. 
Bipirámide trigonal s’ {2-1-11}: Al igual que la bipirámide trigonal s son formas menos 
frecuentes con respecto a las anteriores (Fig. 4.16). Se observó esta forma en un 25% 
del total de los ejemplares analizados. Sus caras no siempre están desarrolladas, ya 
que en su gran mayoría sólo se presentan algunas de ellas. Los índices de Miller son: 
(2-11), (-12-1), (-1-11), (2-1-1), (-121), (-1-1-1). Se los encuentra emparentados con la 
bipirámide trigonal (s) (Fig. 4.21i y 4.21l) y al igual que la esta, están ausentes en las 
muestras de mayor tamaño, por lo tanto, presenta características similares en cuanto a 
la frecuencia y su desarrollo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.16 – Bipirámide trigonal s´ {2-1-11}. 
Estas cinco formas presentan distintas combinaciones que fueron realizadas 
por medio del programa Krystal Shaper para su correcta identificación. 
Cuarzo de dos romboedros y un prisma hexagonal: Esta combinación de formas es la 
más frecuente del total de las 833 muestras analizadas, en el 75%, es decir, en 622 
ejemplares (Fig. 4.17). Dentro de los romboedros, se observa el predominio del 
romboedro r (rojo) por sobre el romboedro z (azul) en todos los casos. Esto se da en 
las caras superiores e inferiores por igual. Los romboedros a su vez se presentan más 
desarrollados con respecto al prisma hexagonal, obteniendo hábito prismático corto. 
Las caras de esta combinación de formas, en general se encuentran preservadas, 
aunque muchas veces sus vértices se hallan fracturados. Las superficies de las caras 
son planas o ligeramente estriadas. De estas formas combinadas, sólo en pocos casos 
80 
los prismas se encuentran más desarrollados con respecto a los romboedros. En los 
cristales de mayor tamaño, es la única combinación de formas que se observó (Fig. 
4.21a). 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.17 – Formas combinadas de los dos romboedros y prisma hexagonal. 
Cuarzo de dos romboedros, un prisma hexagonal y bipirámide trigonal: Esta 
combinación de formas está representada por el 25% de la población total de los 
cristales de cuarzo. A diferencia de la combinación de forma anterior, se presenta la 
bipirámide trigonal (Fig. 4.18). La misma se encuentra ubicada entre las aristas de los 
romboedros, a la derecha del romboedro z y a la izquierda del romboedro r, cortando 
al eje c. Las aristas de las bipirámides son paralelas y en general sólo se desarrollan 
algunas caras (Fig. 4.21e, f y k). Esta combinación es más frecuente en cristales del 
tamaño promedio e inferior pero cabe destacar que se observó un aumento en las 
inclusiones de hidrocarburos. Es decir, que la presencia de hidrocarburos podría 
condicionar la combinación de formas de los cristales. En esta combinación, se 
observaron sólo una o dos caras bien desarrolladas por cristal (Fig. 4.21d, g y j). 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.18 – Formas combinadas de los dos romboedros, prisma hexagonal y una bipirámide trigonal. 
81 
Cuarzo con dos romboedros, un prisma hexagonal y dos bipirámides trigonales: Esta 
es más escasa aún que la anterior (Fig. 4.19). La ubicación de las caras y la morfología 
de las mismas son similares. 
 
 
 
 
 
Figura 4.19 – Formas combinadas de los dos romboedros, prisma hexagonal y dos bipirámides 
trigonales. 
En gran parte de esta combinación, se observaron, por ejemplo, caras en los 
romboedros superiores o sólo en los inferiores o una cara de cada forma de las 
distintas bipirámides trigonales. Rara vez se encuentran el total de las caras. Cabe 
destacar la ausencia de la combinación de dos romboedros, un prisma hexagonal y 
trapezoedros trigonales que es descripta en cristales Herkimer de otros yacimientos 
(Fig. 4.20). En la figura se puede observar que si bien el número de caras es el mismo 
que el de las bipirámides y su posición es similar, las caras de los trapezoedros 
combinados con los romboedros y el prisma, tienen aristas que nunca resultan 
paralelas entre si. Frondel (1962), menciona que esta combinación es menos 
frecuente. 
 
 
 
 
 
 
Figura 4.20 – Formas combinadas de los dos romboedros, prisma hexagonal y un trapezoedro trigonal. 
82 
Según Frondel (1962), los trapezoedros y bipirámides izquierdos y derechos 
tienen igual importancia en tamaño y frecuencia. Coincide también que la pirámide 
trigonal (11-21) está presente en los ejemplares analizados. Además, menciona que en 
ocasiones una de las caras de las bipirámides trigonales presenta un gran desarrollo a 
costa de las otras caras más pequeñas o directamente ausentes. 
Sobre un total de 450 muestras analizadas, se midió con calibre la relación 
alto/ancho obteniendo un valor promedio de 1,49. Resultaron de esta medición, un 
valor mínimo para esta relación, de 0,91 y un valor máximo de 2,67. Comparando las 
mediciones realizadas por de Barrio et al. (1994), sobre un total de más de 200 
mediciones, obtuvieron un valor promedio de alto/ancho de 1,45, un valor mínimo de 
0,71 y un valor máximo de 2,33. Cabe destacar que los valores que consiguieron, son 
bastante similares a los valores del presente trabajo. En cuanto a las combinaciones de 
formas cristalinas, coinciden con las formas más frecuentes y con aquellas descriptas 
por otros autores (de Barrio et al. 1994). No obstante, la combinación de formas 
bipiramidales trigonales sólo se encontró en este trabajo. 
Caben destacar las particularidades de algunos ejemplares que destacan del 
común de las muestras: se encontraron cristales negativos (Fig. 4.22a), presencia de 
hidrocarburos en forma aislada como inclusión (Fig. 4.22b), o completamente dándole 
color negro y opacidad al cristal de cuarzo (Fig. 4.22c). Con respecto a los 
hidrocarburos, se podría establecer una relación entre la combinación de formas y la 
presencia de los mismos: a diferencia de los demás ejemplares con mayor 
transparencia, la tendencia en este grupo indica que prevalece la combinación de 
formas de dos romboedros, un prisma hexagonal y las bipirámides trigonales. Es decir, 
que la presencia de hidrocarburos, podría llegar a condicionar la combinación de 
formas de los cristales de cuarzo. También se han encontrado algunos ejemplares con 
un tono anaranjado dado por una pátina de hierro a nivel superficial, coloreando al 
cristal (Fig. 4.22d) que puede ser removida con una punta metálica (descartando así 
que sean inclusiones mecánicas). 
Se puede apreciar el gran desarrollo de las formas romboédricas (Fig. 4.22e). 
Por otro lado, se observaron cristales maclados (Fig. 4.22f), cristales esqueletales e 
intercrecimientos paralelos. 
83 
 
Figura 4.21 – Figura de las formas cristalográficas principales. a) Combinación típica compuesta por 
romboedros y prisma hexagonal; b) Detalle de la relación de los romboedros positivo (de mayor 
desarrollo) y negativo (menor desarrollo); c) Vista superior donde se observa un prisma hexagonal (la 
barra de escala equivale a 1 centímetro); d) En rojo, detalle de tres caras consecutivas de bipirámides 
84 
trigonales; e) y f) En rojo, detalles de caras de bipirámides trigonales; g) Señalado se observa una cara 
bipiramidal trigonal en rojo; h) Detalle de dos caras bipiramidales trigonales; i) Combinación de formas 
bipiramidales trigonales positivo y negativo; j) y k) Distintos casos de desarrollos de alguna de las caras 
de las bipirámides trigonales; l) Otro caso de combinación de formas bipirámides trigonales. En todas las 
fotografías, con excepción de la c), el ancho de la foto equivale a 1 centímetro. 
 
 
Figura 4.22 – Particularidades encontradas en los cuarzos tipo Herkimer: a) Cristal negativodentro del 
cuarzo tipo Herkimer; b) Inclusión de hidrocarburo dentro de cristal negativo; c) Cristal colmado de 
inclusiones de hidrocarburos; d) Pátina de hierro de color naranja que se encuentra en las caras externas 
del cristal (fue removida con una punta metálica en un sector); e) Caras romboédricas ampliamente 
desarrolladas; f) Cristales intercrecidos, probable macla según Ley de Japón. 
 
4.4.2 - CLASIFICACIÓN / VALORACIÓN GEMOLÓGICA 
En el presente trabajo, se integran diferentes aspectos que componen a los 
cuarzos tipo Herkimer para establecer la clasificación, que satisfaga ámbitos como el 
del académico científico, el gemológico y el coleccionista (Kubaczka, 2017, com. ver.). 
En base al análisis realizado de los distintos especímenes, se propone una clasificación 
para los cristales de cuarzo tipo Herkimer, teniendo en cuenta las propiedades físicas, 
como ser: transparencia, inclusiones, brillo, formas cristalográficas, tamaño, color, 
cristales individuales, agregados, intercrecimientos, etc, criterios que tiene que tener 
85 
un mineral para ser coleccionable, además de ciertos atributos que le confieren 
valoración gemológica como la calidad, belleza, rareza, moda, durabilidad, etc. A partir 
de estas propiedades, se establecen las siguientes categorías: 
Categoría 1 
Esta categoría incluye a los cristales de cuarzo tipo Herkimer, sean de excelente 
calidad, lo que implica que sean transparentes, no presenten inclusiones (es decir, que 
no se perciban con lupa 10x), tengan las caras completas (es decir, que no tengan 
fracturas o roturas visibles a ojo desnudo), presenten brillo vítreo. Además, tengan 
similar desarrollo de las formas cristalográficas, que sean cristales individuales, y 
tengan tamaños mayores a 5 milímetros. En general, los cristales que alcanzan esta 
pureza presentan un tamaño de 1 cm aproximadamente a nivel local, y es ahí donde 
radica la rareza de encontrar especímenes de mayor tamaño. Esta categoría se 
asemeja a la que comercialmente le llaman como “AAA”. 
Categoría 2 
Agrupa a los cristales de cuarzo que presenten una calidad buena, manifestado en su 
transparencia, con pequeñas inclusiones observables a ojo desnudo, con caras 
completas, brillo característico y que presenten similar desarrollo de las formas. 
Categoría 3 
Engloba a los cristales de calidad regular, debido a su poca transparencia, con 
abundante presencia de inclusiones a ojo desnudo, con caras incompletas y con 
desarrollo de formas sin proporción. 
Categoría 4 
Dentro de este grupo, entran los cristales que presentan alguna tonalidad, 
intercrecimiento de cristales definidos (maclas), cristales con crecimiento esqueletal, 
entre otros. 
Valoración 
En conjunto con la clasificación, se establece una valoración comercial de las distintas 
categorías, partiendo de valores internacionales que a su vez, estos tienen en cuenta 
86 
las propiedades anteriormente descriptas. Se encontraron valores de 17 u$s el gramo 
correspondientes a las características de la Categoría 1, las categorías siguientes 
presentan valores inferiores. Cabe destacar que algunos especímenes de mayor 
tamaño, pueden alcanzar valores superiores a los 100u$s (Datos tomados de Ebay, en 
Octubre de 2017). 
 
4.5 – CONCLUSIONES PARCIALES 
Diversos autores describen la existencia de cuarzos de origen diagenético en 
rocas evaporíticas, entre los cuales Grimm (1962) merece particular atención puesto 
que sentó las bases sobre las cuales se establecen las hipótesis actuales. El mismo 
realizó un estudio de la existencia de cristales de cuarzo idiomorfos en sedimentos 
salinos de 150 lugares alrededor del mundo, concluyendo que las condiciones salinas 
dadas en ambientes evaporíticos promovían la formación de cristales de cuarzo 
idiomorfos hábito cortos en los que prevalecen las formas bipiramidales por encima de 
las prismáticas y además pueden alojar minerales evaporíticos como anhidrita en 
forma de inclusión. Según las descripciones realizadas en la cuenca Neuquina 
predominan las formas prismáticas y romboédricas por sobre las bipiramidales y no se 
encontraron, por el momento, inclusiones de anhidrita. 
 
 Con respecto a la precipitación de sílice, Grimm (1962), postula una génesis 
asociada a la circulación de soluciones salinas provenientes de la misma roca 
hospedante o de otras facies salinas distantes. Además desestima, para la mayoría de 
los casos, que la génesis de estos cuarzos sea de origen hidrotermal o de temperaturas 
elevadas debido a la cristalografía de los especimenes estudiados, más la cantidad y el 
tipo de inclusiones halladas. No obstante, para obtener un crecimiento ordenado de 
cristales idiomorfos de cuarzo tipo Herkimer es necesario que haya un fluído acuoso 
salino con concentraciones adecuadas de sílice. 
 En la Yesera del Tromen, se observan nódulos silíceos principalmente de ópalo 
y calcedonia, aleatoriamente en rocas carbonáticas, alternadas en los bancos de yeso. 
Dichos nódulos también podrían originarse en los niveles de yeso ya que se los 
87 
encuentra en casi toda el área. Si bien los nódulos silíceos se encuentran mayormente 
dispersos, también se observan concentrados en ciertos niveles, esto puede deberse a 
una variación en la permeabilidad de la roca de caja, que promueve la circulación y 
precipitación de fluidos coloidales de origen silíceo en bancos determinados. Al mismo 
tiempo, cuando las soluciones con valores adecuados de sílice percolaron las 
cavidades de los carbonatos provocaron una cristalización lenta en espacio disponible 
para la generación de cristales de cuarzo tipo Herkimer (de Barrio et al. 1994). 
 Por otra parte, en lo que respecta a las inclusiones de hidrocarburos dentro de 
los cuarzos, de Barrio et al. (1994) mencionan que éstas podrían provenir de niveles de 
la Formación Los Molles, o de los niveles basales de la Formación Vaca Muerta (Del Vó 
y Pando, 1987). 
Respecto de la procedencia de los cationes, Montenegro y Concheyro (2006) 
proponen más de una procedencia posible. Una de ellas sería por medio de 
acumulaciones orgánicas que por procesos de disolución parcial y migración a través 
de fracturas en la Formación Tordillo llegan desde la Formación Vaca Muerta, mientras 
que la otra fuente posible, corresponde a trizas vítreas reemplazadas que podrían 
evidenciar la removilización de sílice del material piroclástico del intervalo 
Kimmeridgiano (Legarreta y Uliana, 1999; Montenegro y Concheyro, 2006). Muestra de 
esto, es el banco de la posible toba con trizas vítreas (véase Apéndice Petrográfico) 
que se recolectó en la zona de estudio y que forma parte de la secuencia de la 
Formación Auquilco. 
En el área estudiada, la manifestación de los cristales de cuarzo tipo Herkimer 
se encontró en el contacto entre las Formaciones Auquilco y Vaca Muerta (contacto 
por falla). En esta trabajo final se propone que la fuente de sílice podría provenir de la 
Formación Vaca Muerta, ya que los componente siliceos presentes en dicha formación 
se encuentran totalmente reemplazados por calcita (e.g., Kietzmann et al. 2016). En 
efecto, los radiolarios presentes en las facies de mudstones y wackestones se 
encuentran totalmente reemplazados por calcita granular, mientras que abundantes 
niveles de tobas y lapillitas se hallan reemplazadas y cementadas por calcita poikilítica 
(Kietzmann et al. 2016). Los niveles basales de la Formación Vaca Muerta suelen 
presentar abundantes microfósiles silicificados, así como niveles cementados por 
88 
cuarzo microgranular, por lo que se infiere que el gran volumen de sílice removida de 
la Formación Vaca Muerta puede haber migrado hacia sus posiciones basales. En el 
área estudiada la presencia de las evaporitas de la Formación Auquilco habrían 
actuado como barrera para la migración de la sílice permitiendo las condiciones 
adecuadas para la formación de los cristales de cuarzo en esta formación.89 
 
5 
Mineralogía de 
los rodados de 
sílice 
 
UNA DE LAS PECULIARIDADES DEL ÁREA DE TRABAJO ES LA PRESENCIA DE MATERIAL 
GEOLOGICO QUE HA SERVIDO DE FUENTE DE APROVISIONAMIENTO PARA LOS PUEBLOS 
ORIGINARIOS PARA LA ELABORACIÓN DE HERRAMIENTAS LÍTICAS. EN ESTE CAPÍTULO, A 
PARTIR DE LA CARACTERIZACIÓN DE DICHOS YACIMIENTOS Y SUS PRODUCTOS 
MINERALES, SE GENERA UN INVENTARIO PRELIMINAR QUE PERMITE SU COMPARACIÓN 
CON LOS MATERIALES LÍTICOS HALLADOS EN SITIOS ARQUEOLÓGICOS DE LOS 
ALREDEDORES PARA DETERMINAR LAS POSIBLES ÁREAS DE APROVISIONAMIENTO. 
 
90 
5.1 – IMPORTANCIA DE LOS RODADOS COMO MATERIA PRIMA DE LOS 
PUEBLOS ORIGINARIOS 
 A partir de la necesidad de estudiar la distribución espacial y temporal de materias 
primas líticas en el norte de la provincia del Neuquén y sus implicancias biogeográficas 
para la región, trabajamos en cooperación con arqueólogos con el fin de brindar el 
suficiente sustento geológico al proyecto. 
 El objetivo general propuesto por el grupo de arqueólogos vinculado al tema de las 
materias primas líticas, que fueron utilizadas para tallar, es estudiar la base regional de 
recursos líticos. Esto implica detectar potenciales fuentes, caracterizarlas en detalle y 
precisar su distribución. En segundo lugar, se proponen describir y determinar qué 
materiales fueron efectivamente utilizados para tallar y se encuentran en los sitios 
arqueológicos. 
 Con estos datos se pueden explorar diversos temas fundamentales para los 
estudios arqueológicos. Así, al comparar los resultados obtenidos en los yacimientos con 
los análisis de los materiales efectivamente utilizados por la gente en el pasado, se pueden 
precisar los campos de acción de las poblaciones humanas que habitaron el norte de la 
provincia del Neuquén, las redes de información en escala regional y supra-regional, etc. 
 Para este cometido resulta indispensable que las áreas que podrían poseer 
recursos líticos aptos para las actividades de talla, cuenten con la evaluación de toda la 
información geológica disponible (Barberena et al., 2011). Para esto, se requiere registrar 
la abundancia, distribución, tamaño y morfología de las materias primas, además de 
características del contexto que evidencien el entorno y, por ende, la accesibilidad en que 
se encuentran. 
 El conocimiento actual nos permite precisar que en los alrededores del área de 
estudio se utilizaron principalmente tres materias primas: obsidiana, basalto y variedades 
de sílice (en particular calcedonia y ópalo) (Barberena et al., 2015a; b; 2017). Como se 
describirá a continuación el área de este Trabajo Final de Licenciatura constituye un 
posible yacimiento de particular riqueza de las mencionadas variedades de sílice. Por esta 
91 
razón, para colaborar con los objetivos arqueológicos mencionados en este capítulo se 
describen las zonas de potencial aprovisionamiento y el material característico de las 
mismas. 
5.2 - ESPECIES MINERALÓGICAS: PROPIEDADES FÍSICAS, TEXTURAS Y 
ESTRUCTURAS 
 Los nódulos que se describen en este capítulo se encuentran en los bajos 
topográficos de la Yesera del Tromen (Formación Auquilco) (Fig. 5.1). La mayoría de ellos 
poseen un tamaño que varía entre los 2 a 9 cm en promedio. Para este estudio se 
recolectó material realizando transectas sobre la Yesera del Tromen y en dos sitios de 
particular concentración: M6 y M7 (Fig. 5.2). 
 
Figura 5.1 – Vista panorámica de los bajos en la Yesera del Tromen (Formación Auquilco) donde se acumulan 
los rodados de sílice. Nótese que estas depresiones presentan una coloración más oscura que lo circundante 
debido a diferencias composicionales. 
92 
 Los sitios de muestreo M6 y M7 fueron prospectados por arqueólogos durante los 
trabajos de campo que realizaron en el año 2015. En el sitio M6 se realizó el muestreo de 
materias primas líticas a partir de transectas de 150 m de largo, con una separación de 5 
m entre sí cada uno (Fig. 5.3b). Las coordenadas del sitio son M6a: 37°12´54” S - 
69°51´42,7” O - 1436 msnm y M6b: 37°12´56,4” S - 69°51´37,3” O - 1465 msnm. Se 
recolectaron todos los posibles artefactos arqueológicos y todas las materias primas líticas 
aptas para la talla (Fernández 2017, com. ver.). 
 Con respecto al muestreo del sitio M7, las transectas fueron de 50 m de largo con 
una separación de 5 m entre sí, debido a la gran abundancia de material (Fig. 5.3a, c). Las 
coordenadas obtenidas para este sitio son M7a: 37°13´39,3” S - 69°49´9” O - 1349 msnm. 
y M7b: 37°13´40,7” S - 69°49´8,3” O - 1344 msnm. Se recolectaron todos aquellos 
artefactos y materias primas líticas de calidad muy buena o excelente, con variados 
colores y texturas cubriendo un amplio espectro (Fernández 2017, com. ver.). En cuanto a 
este tipo de material lítico apto para las actividades de talla, cabe destacar lo escaso que 
resulta en las zonas aledañas. 
 A partir de los trabajos de campo se estimó una cantidad de alrededor de n= 200 
rodados por metro cuadrado. Dicho valor es sumamente elevado para este tipo de líticos 
en el área de investigación arqueológica, dato que da mayor relevancia a las 
manifestaciones que se describen a continuación (Fernández 2017, com. ver.). 
 Sobre la base de la totalidad del material recolectado y a partir de sus propiedades 
físicas se pueden reconocer 3 grandes grupos de rodados cada uno de los cuales 
presentan un rasgo distintivo (grupos a, b, c) y 6 ejemplares con características distintas al 
resto que se describen en forma individual. Obviamente, los rodados que integran los tres 
grupos destacan por ser significativamente más abundantes (aproximadamente el 90% del 
total de rodados estudiados) que los ejemplares individuales. 
 A continuación se detallan y documentan las características de cada uno. 
 
93 
 
Figura 5.2 – Mapa de las zonas de muestreo donde se detallan las transectas realizadas sobre la Yesera del 
Tromen y los sitios particulares de muestreo M6 y M7. 
 
GRUPO A 
Agregados de sílice gris oscuro: Este grupo se caracteriza por presentar color gris oscuro 
(Fig. 5.4a). A pesar del color predominante, algunos rodados presentan zonas con color 
gris claro. Su textura es masiva y homogénea puesto que no presentan bandeamiento 
bien marcado; solo en algunos rodados se puede observar en forma incipiente una 
alternancia de color gris claro a gris oscuro (Fig. 5.4b). Una característica de algunos 
ejemplares es la forma cavernosa en la parte exterior, de color naranja con tonos rojizos a 
marrones (Fig. 5.4c) que representan el molde de las paredes a partir de las cuales 
94 
 
Figura 5.3 – a) Detalles de una de las depresiones en la Yesera del Tromen (M7) donde se observa la 
densidad de rodados, las distintas formas y tamaños; b) Detalle del sitio de muestreo M6; c) Detalle del sitio 
de muestreo M7. 
cristalizaron sus minerales. En general, presentan formas redondeadas a subredondeadas 
y en algunos casos, formas angulosas. Presentan fractura concoidea y brillo céreo. El 
tamaño promedio de los rodados varía entre 2 y 4 cm llegando a valores de alrededor de 6 
y 8 centímetros. Se observan también agregados cristalinos inferiores al milímetro en 
algunos ejemplares (Fig. 5.4c). Cabe destacar que en algunas muestras se presentan 
cavidades parcial o totalmente rellenas por cristales de cuarzo o carbonatos de tamaño 
menor al milímetro que sólo se aprecian bajo lupa binocular. Sobre la base de lo 
observado estos rodados se componen principalmente de calcedonia y cantidades 
accesorias de cuarzo, calcita y óxidos de hierro. 
 
95 
 
Figura 5.4 – a) Muestras del grupo A, conjunto de rodados que se destaca por el tono gris oscuro; b) 
Variación de colores de blanco a gris oscuro con un incipiente bandeamiento; c) Detalle de la forma 
cavernosa en la parte exterior de la muestra de color naranja. En el margen superior izquierdo de la 
muestra, se observan agregados cristalinos. La línea blanca de la figurac) representa el diámetro de una 
moneda de 1 peso argentino de 23 milímetros. 
 
 La observación microscópica permite corroborar la presencia de variedades de 
sílice (Fig. 5.5a). Los sectores claros se componen principalmente de sílex (agregados 
granulares criptocristalinos de cuarzo) y calcedonia (agregado criptocristalino de hábito 
fibroso) (Fig. 5.5b). Hacia el centro de la fotomicrografía (Fig. 5.5c) se observa el hábito 
fibroso característico de calcedonia (Fig. 5.5c). Cuando los agregados de calcedonia se 
concentran por sectores la muestra adquiere color blanco. Los sectores más oscuros se 
96 
componen exclusivamente de sílex. Solo en cantidades inferiores al 5% se encontraron 
cristales de cuarzo con tamaños que alcanzan los 0,5 mm. Estos últimos parecen un 
precipitado póstumo que rellena pequeñas cavidades. 
Por último, en cantidades menores al 2% se observan cristales de sericita y minerales 
opacos. 
 
Figura 5.5 – a) Microfotografía de la muestra de la figura 5.4b y c, perteneciente al grupo A. Se observan 
variaciones de tamaño de las distintas variedades de sílice; b) Calcedonia de hábito esferulítico rodeada de 
sílex; c) Variación de texturas y tamaños de variedades de sílice. 
 
GRUPO B 
Agregados bandeados de color blanco: Es uno de los rodados de mayor abundancia sobre 
la Yesera del Tromen. Se caracterizan por sus tonalidades grisáceas y su bandeamiento 
(Fig. 5.6a). Si bien el color varía del blanco al negro estos últimos se limitan a bandas 
delgadas recubriendo el exterior del nódulo (Fig. 5.6b). Presentan brillo de céreo a graso, 
fractura concoidea y bandeamiento por la alternancia de bandas concéntricas de color gris 
claro con espesores que alcanzan mas de un centímetro y bandas gris oscuras de 
espesores notoriamente inferiores (2 o 3 mm) (Fig. 5.6c). El tamaño promedio oscila entre 
los 4 y 6 centímetros. Las superficies de exposición presentan esporádicas motas o pátinas 
de tinte anaranjado debido a la tinción por óxidos de hierro (Fig. 5.6b). Sobre la base de 
las propiedades físicas se considera que estos nódulos representan agregados de 
calcedonia con cantidades accesorias de óxidos de hierro. 
97 
 
Figura 5.6 – a) Muestras tipo del grupo B, rodados caracterizados por el tono grisáceo y bandeamiento; b) 
Exterior negro de sílice característico de algunos rodados; c, d) Variación de color definiendo las bandas 
concéntricas características del grupo. La línea blanca de la figura d) representa el diámetro de una moneda 
de 1 peso argentino de 23 milímetros. 
GRUPO C 
 Si bien este grupo de rodados a primera vista resulta similar al anterior, se 
diferencia por su hábito microcristalino de color blanco homogéneo que por sectores 
grada hasta alcanzar tonalidades anaranjadas (Fig. 5.7a, b). En algunos individuos se 
observa un bandeamiento incipiente y algo difuso (Fig. 5.7c). En ciertos ejemplares se 
observan sectores restringidos donde adquieren color gris oscuro (Fig. 5.7d). Presentan 
98 
fractura subconcoidea y brillo preferentemente mate. El tamaño promedio es del orden 
de 2 a 3 cm, alcanzando algunos rodados los 4 centímetros. Sobre la base de sus 
propiedades físicas se los clasifica como agregados de calcedonia y ópalo con cantidades 
accesorias de óxidos de hierro. 
 
Figura 5.7 – a, b) Muestras tipo del grupo C, rodados caracterizado por el color blanco con pátinas de óxido 
de hierro. La línea blanca de la figura representa el diámetro de una moneda de 1 peso argentino de 23 
milímetros.; c) Se observa en algunas muestras un bandeamiento incipiente y difuso; d) También se 
observan sectores localizados de color gris oscuro. 
Los rodados que se describen a continuación (Fig. 5.8) son notoriamente menos 
frecuentes que los anteriores. Estos representan en conjunto menos del 10% de los 
rodados que tapizan la Yesera del Tromen. Dadas sus disímiles propiedades físicas se los 
describe en forma individual. 
99 
 
Figura 5.8 – Conjunto de rodados de distintas características; a) Agregado microcristalino negro; b,c) Brecha 
alterada y sin alterar de color blanco y negro y naranja en sector expuesto en superficie; d) Agregado 
homogéneo de color rojo con tonos anaranjados y grises; e) Rodado blanco con alteración a arcillas; f) 
Rodado alargado de color gris y de hábito botroidal; g) Rodado de origen diagenético donde se aprecia la 
variación de texturas y de colores gris y marrón; h) Agregado homogéneo de color marrón de forma 
angulosa bien pronunciada; i) Muestra de tono rojizo con parches de color gris, de brillo mate. La línea 
blanca representa el diámetro de una moneda de 1 peso argentino de 23 milímetros. 
 
100 
- Agregado microcristalino de color negro, de brillo sedoso, aspecto masivo, fractura 
irregular, presenta forma subredondeada. Posee un tamaño de 6 cm aproximadamente 
(Fig. 5.8a). 
 Este agregado se analizó mediante corte delgado para definir su composición 
mineralógica. Se determinó la existencia de variedades de sílice (Fig. 5.9a). Los sectores 
claros están constituidos en su mayoría por agregados granulares criptocristalinos de 
cuarzo. Cabe destacar que los agregados de cuarzo alcanzan tamaños de 0,3 mm, notando 
así un problable aumento de la cristalinidad de las variedades de sílice (Fig. 5.9b). A 
grandes rasgos, se observan alternancias de agregados de sílex de formas equigranulares y 
tamaño distinto (Fig. 5.9c). 
 
Figura 5.9 – a) Microfotografía de la muestra de la figura 5.8a, donde se observa la textura general del 
agregado; b) Variación en tamaño de las variedades de sílice; c) Variaciones de formas y texturas en la 
muestra. 
- Brecha con superficie de exposición (Fig. 5.8b) y su fractura fresca (Fig. 5.8c). Presenta 
forma subredondeada a angulosa. Por sectores, alcanza tonos anaranjados en la superficie 
meteorizada. La pieza en general presenta brillo mate y posee un aspecto similar a los 
agregados de sílice que forman venas dentro de la Formación Auquilco con un patrón de 
colores desde afuera hacia adentro variando de negro a blanco. Posee un tamaño de 4 cm 
y sobre la base de sus propiedades físicas se la clasifica como brecha silícea. 
- Rodado homogéneo de color predominante rojo con tonalidades anaranjadas y grises. 
Presenta fractura concoidea y forma subredondeada a angulosa. Posee brillo graso y su 
101 
tamaño varía entre 2 a 3 cm (Fig. 5.8d). Sobre la base de sus propiedades físicas se la 
clasifica como agregado de ópalo y calcedonia. 
- Agregado blanco de composición homogénea con posibles arcillas que tapizan y le dan 
una coloración naranja rojiza por sectores. Presenta forma redondeada a subredondeada 
y un tamaño de 2 a 3 cm (Fig. 5.8e). Sobre la base de sus propiedades físicas se la clasifica 
como agregado de ópalo. 
- Rodados de color gris, de brillo mate, con bandeamiento botroidal. La roca de caja podría 
ser arenisca cementada de aspecto cavernoso y color naranja. El tamaño llega a los 9 cm 
en su eje más largo (Fig. 5.8f). Sobre la base de sus propiedades físicas se la clasifica como 
calcedonia. 
- Conjunto de rodados de sílice de origen diagenético. Presentan brillo mate y formas 
alargadas, subrendondeadas o irregulares. Poseen un tamaño promedio de 5 cm llegando 
en un ejemplar a 8 centímetros. Una de las muestras (Fig. 5.8g) presenta dos colores y 
texturas diferentes. Se observan rodados de color marrón uniforme y morfología muy 
irregular (Fig. 5.8h). Otros, presentan color rojo (probablemente por impurezas de hierro) 
con sectores de color gris (Fig. 5.8i). Sobre la base de sus propiedades físicas se la clasifica 
como nódulos silíceos. 
5.3 – CORRELACIÓN DE LOS RODADOS Y LAS HERRAMIENTAS 
RECONOCIDAS EN LOS ALREDEDORES 
El extremo noroeste de Patagonia, en el departamento de Pehuenches, provincia 
de Neuquén, es poco conocido arqueológicamente, a pesar de encontrarse en un lugar de 
tránsito recurrente. En la figura 5.10 se observa el mapa de los sitios arqueológicosde los 
alrededores del área de estudio. El sitio número 6 en el mapa, corresponde al sitio 
arqueológico Cueva Huemul, que se encuentra ubicado al oeste de la Yesera del Tromen 
ilustrado con el cuadrado azul (Barberena et al., 2005; Fernández et al., 2017). Este sitio 
reviste una importancia singular dentro del área de estudio y en la macro-región 
patagónica dado que presenta evidencia de la transición Pleistoceno-Holoceno y cuenta 
102 
con restos de fauna extinta y materiales arqueológicos diversos (líticos, arte, fauna, etc.) 
de los últimos ca. 10.000 años (Barberena et al., 2015b). Por este motivo, el sitio Cueva 
Huemul ha jugado un rol importante en la historia de las investigaciones arqueológicas en 
el noroeste de Patagonia. 
En cuanto a los artefactos líticos encontrados en dicho sitio, si bien la mayoría han 
sido confeccionados sobre obsidiana, roca ampliamente disponible de forma natural en el 
sitio, para los momentos tardíos se observa un aumento en el aporte de calcedonia. 
Además de estas materias primas, también se recuperaron con menor frecuencia 
artefactos líticos de basalto, otras de calcedonia y otras rocas indeterminadas (Barberena 
et al., 2005). Se destaca una pieza elaborada sobre calcedonia, conformando el único 
instrumento no manufacturado sobre obsidiana (Barberena et al., 2005). 
En síntesis la materia prima más utilizada fue la obsidiana local del cerro Huemul, 
mientras que las rocas silíceas presentan un uso más acotado, a pesar de ser rocas de 
calidad excelente y estar disponibles a nivel local (Barberena et al., 2005). Aun así el 
hallazgo de yacimientos de rodados silíceos en los alrededores permite elaborar nuevas 
hipótesis asociadas a la disponibilidad de la materia prima, a su acceso, al rol de ese 
espacio dentro de circuitos de movilidad más amplios, entre otros temas relevantes. 
103 
 
Figura 5.10 – Sitios arqueológicos en los alrededores del área de estudio (modificado de Fernández et al. 
2017). El recuadro azul representa la posición aproximada del área de estudio. 
 
5.4– CONDICIONES DE FORMACIÓN DE LOS RODADOS DE SÍLICE 
 Holmberg (1976) fue el primero en destacar que el yeso de la Formación Auquilco 
tiene impurezas de tipo arenosas y en forma de precipitados silíceos. En los lechos de los 
cañadones el yeso es de color blanco por sufrir procesos de erosión. En cambio, donde la 
proporción de arena es mayor, se torna a gris blanquecino. Por otro lado, se puede 
apreciar que el yeso es impuro también por las venillas de sílice hidrotermal que rellena 
sus cavidades (Fig. 5.11). Durante los trabajos de campo se observaron venillas 
principalmente en la zona que hospeda a los cristales tipo Herkimer (véase capítulo 4). 
Respecto de las mismas los precipitados encontrados se componen principalmente de 
variedades de sílice, minerales opacos y carbonatos. La figura 5.11 muestra una venilla 
104 
rellena por varios pulsos de sílice que forman una brecha similar en textura y composición 
a la muestra de rodado de la figura 5.8c. 
 Partiendo de estas observaciones, Holmberg (1976) propuso que los rodados de 
sílice resultan de la erosión diferencial del yeso de la Formación Auquilco. El mismo al ser 
expuesto al ciclo exógeno sufrió erosión que provocó la disolución del yeso y de los 
carbonatos y la degradación parcial de las venillas de sílice, que al ser liberadas de la roca 
que las hospedaba fueron transportadas por causes efímeros hasta los bajos topográficos 
donde hoy se concentran. 
 
Figura 5.11 – Detalle del precipitado de sílice en forma de venilla dentro del yeso de la Formación Auquilco. 
Se puede observar la variación de color desde el exterior que va de gris oscuro hacia el interior a blanco 
grisáceo. Junto al yeso de la formación, se encuentran carbonatos. 
 
5.5 – CONSIDERACIONES PARCIALES 
 Este tipo de estudios interdisciplinarios es enriquecedor para ambas partes puesto 
que permite tener una visión más completa del estudio de materiales líticos del norte de 
la provincia del Neuquén. Además, dado que un análisis de mayor resolución 
(geoquímicos, por ejemplo) no son concluyentes acerca de la proveniencia de este tipo de 
material silíceo, las detalladas descripciones macro y microscópicas resultan la 
105 
herramienta adecuada para intentar vincular los materiales arqueológicos con sus 
respectivas fuentes de origen. 
 Dado que esta paragénesis no es frecuente en los alrededores, la presencia de 
estos rodados de sílice sugiere que podría tratarse de un yacimiento de relevancia que 
amerita intensificar su caracterización. Efectivamente, el análisis y descripción de las 
muestras de sílice recolectadas indica que los rodados fueron empleados en mayor o 
menor medida como fuente de recursos líticos. En base a la alta frecuencia y 
disponibilidad de los rodados de sílice recolectados es posible que se encuentren restos de 
talla dentro de la misma yesera. Prospecciones iniciales han confirmado la ocurrencia de 
escasos materiales tallados por los pueblos originarios. 
106 
6 
Discusión y 
conclusiones 
 
 
EN ESTE APARTADO SE EXPONEN LOS RESULTADOS OBTENIDOS DE LA PETROGRAFÍA DE 
LAS ROCAS VOLCÁNICAS, LA MINERALIZACIÓN DEL CUARZO TIPO HERKIMER Y DE LOS 
RODADOS DE SÍLICE, A PARTIR DE LOS CUALES SE EXPONEN LAS DISCUSIONES Y LAS 
CONCLUSIONES QUE SE DESPRENDEN DE LOS MISMOS. 
 
 
 
 
 
107 
El desarrollo de este trabajo final de licenciatura permitió colectar un conjunto de datos 
que fueron descriptos en los capítulos precedentes. Entre ellos los más relevantes son: 
 Se obtuvo un mapa geológico a escala 1:31000 de un área cuya cartografía previa 
solo disponía de hojas Geológicas y mapas publicados a escala regional. 
 Se caracterizaron todos los rasgos petrográficos de las unidades volcánicas puesto 
que no había estudios previos de esta índole. Sobre la Formación Chapúa además 
se documentó la paragénesis secundaria que resulta de procesos sobreimpuestos. 
 Se caracterizó a la roca de caja y a las distintas mineralizaciones que hospeda la 
Formación Auquilco. 
 Se realizó el estudio morfológico de los cristales de cuarzo tipo Herkimer 
documentando por primera vez la presencia de formas bipirimidales y la 
abundancia relativa de cada forma cristalográfica. 
 Se confeccionó una clasificación a partir de las propiedades físicas de los mismos 
basada en criterios gemológicos y del coleccionismo. 
 Se elaboró un primer inventario de los distintos rodados de sílice recolectados en 
la Yesera del Tromen y se correlacionaron las muestras obtenidas con el material 
lítico empleado por culturas precolombinas. 
Estos resultados, y otros de menor envergadura, nos permiten concluir respecto de 
los objetivos originales propuestos al comienzo del trabajo. No obstante, como 
frecuentemente ocurre, los mismos abren nuevos interrogantes sobre los cuales solo 
podemos plantear las hipótesis que se discuten en cada caso. 
Respecto de la estratigrafía del área: 
Sobre la base del mapeo de las distintas formaciones se pudo complementar la 
cartografía previa de carácter regional. En particular, se modificó la distribución 
espacial de la Formación Vaca Muerta sobre la Yesera del Tromen a partir de los 
muestreos in situ (véase Mapa Apéndice 1). Partiendo de esta conclusión trabajos 
108 
futuros podrían orientarse al muestreo de los otros afloramientos de Vaca Muerta 
sobre la Yesera del Tromen puesto que su mapeo previo parece corresponder a 
patrones de imágenes satelitales. En base a esto, la extensión de la Formación Vaca 
Muerta y de la Formación Auquilco, podría estar sujeta a modificaciones. 
Por otro lado, la posición estratigráfica de los cuarzos tipo Herkimer dentro de 
reducidos bancos de calizas que integran la Formación Auquilco permite comprobar 
que existió un control litológico para esta mineralización que puede constituir una 
herramienta de prospección. Dado que la Formación Auquilco,está compuesta por 
rocas muy friables, al estar sometido a la acción de agentes erosivos, los bancos de 
calizas afloran en forma irregular, razón por la cual podrían encontrarse más 
afloramientos y por lo tanto, mayor número de cuarzos tipo Herkimer. 
Respecto de las unidades ígneas, el reconocimiento de afloramientos 
correspondientes a las Formaciones Cerro Cabras y Chapúa (manifestaciones del 
volcanismo del Tromen) permiten precisar el área de influencia del proceso 
magmático que les dio origen. No obstante, para confirmar esta correlación 
petrográfica se deberán obtener edades radimétricas o datos geoquímicos que apoyen 
esta hipótesis. 
Respecto de los procesos hidrotermales que afectaron el área de estudio: 
Tanto en la Formación Chapúa, donde se detectaron mineralizaciones 
secundarias como relleno de cavidades, como las numerosas venillas que rellenan 
delgadas fracturas en la Yesera del Tromen son prueba suficiente de procesos 
hidrotermales en la zona. No obstante, dado lo restringido de los precipitados 
secundarios, esta actividad debió ser de poca envergadura y de corta duración. 
El hecho de que tanto las formaciones volcánicas como las mineralizaciones 
secundarias halladas no estén espacialmente asociadas con la mineralización de 
cuarzos tipo Herkimer ni con los rodados silíceos de la Formación Auquilco, evidencia 
que fueron procesos distintos, en diferentes momentos de la historia geológica. No 
obstante, dada la abundancia de venillas de carbonatos y de calcedonia en la Yesera es 
109 
altamente probable que los bancos evaporíticos de caliza y los silicatos diagenéticos 
hayan aportado cationes a los fluidos hidrotermales/diagenéticos que los 
transportaron y precipitaron en su recorrido hacia zonas más someras. 
Respecto de los cuarzos tipo Herkimer: 
Las formas, los tamaños, las inclusiones y el conjunto de las propiedades físicas 
analizadas de los cuarzos tipo Herkimer permiten sustentar la hipótesis diagenética 
sobre el origen de esta mineralización en la yesera. Partiendo de este modelo genético 
resulta altamente probable que todos los bancos de caliza que contiene la Formación 
Auquilco hospeden paragénesis similares. Dado que se recorrió en forma parcial el 
área que constituye la yesera, resta determinar el volumen total de bancos 
mineralizados, para así poder estimar cantidad de cristales disponibles, evaluar su 
potencial económico y posterior explotación. 
Por otro lado, es importante destacar que durante los trabajos de campo se 
observaron cristales de cuarzo tipo Herkimer concentrados en los alrededores de los 
bancos de carbonatos que los hospedan. Esta observación evidencia que el ciclo 
exógeno ha meteorizado, erosionado, transportado y depositado a estos cristales. 
Partiendo de esta premisa, resulta posible que existan concentrados secundarios de 
cuarzos tipo Herkimer en los bajos topográficos que colectan el agua de los cerros que 
contienen bancos carbonáticos. 
Respecto de la génesis de los nódulos de sílice y su empleo como material lítico: 
La composición de los rodados de sílice y su distribución dentro de la 
Formación Auquilco nos permitió sustentar el modelo genético que propone la 
precipitación sinsedimentaria dentro de los bancos de sulfatos y su posterior 
concentración en la superficie del área debido a la erosión diferencial. Por otro lado, 
la variedad de rodados de sílice y la alta densidad de muestras disponibles en los bajos 
de la Yesera del Tromen, demuestran que el área fue empleada como zona de 
aprovisionamiento por algunas culturas precolombinas. 
110 
Respecto del origen de la sílice: 
Los radiolarios de la Formación Vaca Muerta que mencionan diversos autores y las 
trizas vítreas de los niveles tobáceos de la Formación Vaca Muerta que se hallaron en el 
campo validan la hipótesis que considera a estos niveles como una de las fuentes de la 
sílice necesaria para la generación de los cuarzos tipo Herkimer. 
Respecto de la presencia de hidrocarburos: 
 La presencia de hidrocarburos provenientes de la Formación Vaca Muerta, tanto 
en la sílice microcristalina, en los carbonatos y como inclusiones dentro de los cuarzos tipo 
Herkimer, se infiere que juega un rol importante en la cristalización de los mismos. 
Sustenta esta hipótesis la misma asociación en otras localidades del mundo, donde los 
cristales de cuarzo tipo Herkimer presenten hidrocarburos y bancos sedimentarios que 
ofician de roca madre. No obstante, para corroborar esta hipótesis, se deberían realizar 
estudios que escapan al objetivo de la tesis. 
111 
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122 
APÉNDICE PETROGRÁFICO 
 
En este apéndice se describen las rocas que fueron seleccionadas como 
representativas de las localidades estudiadas en detalle. La ubicación de 
cada una puede observarse en el mapa del Apéndice II o en la figura 3.1 
del capítulo de petrografía. 
 
 
Muestra A2B1 (37º11’59,9’’ S – 69º51º54,7’’ O): 
Corresponde a la Formación Cerro Cabras 
Descripción Macroscópica: Roca de color negro, fractura irregular y textura porfírica 
(Fig. A.1.1). A ojo desnudo pueden reconocerse fenocristales tabulares de color blanco 
(40%) cuyos tamaños varían entre 1 y 3 milímetros. Los mismos se hallan inmersos en 
una pasta que constituye el restante 60% del volumen total de la roca y es la 
responsable de la mayoría de sus propiedades físicas. Se observa mayor concentración 
de fenocristales en ciertos sectores de la roca y levemente alterada por sectores (Fig. 
A.1.1.a) mientras que por otros sectores la concentración de fenocristales es menor 
(Fig. A.1.1.b). 
Descripción Microscópica: Roca volcánica holocristalina de textura porfírica en la que 
se distinguen fenocristales (40%) de plagioclasa, olivina, piroxeno y minerales opacos, 
inmersos en una pasta (60%) de textura intergranular (Fig. A.1.2.a). 
 Los fenocristales de plagioclasa (90%) son tabulares, con formas euhedrales en 
su mayoría y solo algunos de formas subhedrales a euhedrales. Presentan maclas 
múltiples y en algunos casos zonación. En su mayoría, se encuentran levemente 
alterados a carbonatos. El tamaño de los cristales oscila entre 0,5 a 3 mm (Fig. A.1.2.f). 
 En segundo lugar, se encuentran los fenocristales de olivina (5%), con formas 
euhedrales. En algunos sectores se observan glomérulos (Fig. A.1.2.b). El tamaño oscila 
entre 0,1 y 0,85 milímetros. Escasos individuos se observan alterados a bowlingita 
color verde anómalo (Fig. A.1.2.d). 
 En tercer lugar, se ubican los fenocristales de clinopiroxenos (4%) con forma 
euhedral en gran mayoría y en algunos casos en forma subhedral.Presentan un 
tamaño promedio de 0,5 mm y ocasionalmente se observan individuos con maclas 
múltiples. Sus hábitos y sus altos ángulos de extinción evidencian una composición de 
tipo augíta. Completan la fracción de fenocristales minerales opacos (1%) euhedrales 
123 
en algunos casos en cercanía con los piroxenos y en otros acompañando a olivina (Fig. 
A.1.2.e). 
 La pasta presenta una textura intergranular. Está conformada por individuos de 
plagioclasa en su mayoría (60%), minerales opacos (25%), piroxenos y/u olivinas (15%). 
(Fig. A.1.2.c). Cabe destacar que por sectores se observa dominio de plagioclasas y por 
otros áreas son mayoría los minerales opacos. 
 Sobre la base de las estimaciones modales, su índice de color (28%) y los 
maficos presentes (olivinas, piroxenos y minerales opacos), la roca se clasifica como un 
basalto del campo 10 de la clasificación IUGS para rocas volcánicas. 
 
 
 
Figura A.1.1 – a) Muestra macroscópica A2B1, donde se observa textura porfírica con mayor densidad 
de fenocristales y levemente alterada en la zona inferior. b) Muestra A2B1 con menor concentración de 
fenocristales. 
 
124 
 
 
Figura A.1.2. – a) Textura de la roca donde se observan fenocristales de plagioclasa, olivina, piroxeno y 
minerales opacos inmersos en una pasta. b) Glomérulo de olivina. c) Textura de la pasta intergranular. d) 
Fenocristal de olivina alterado a bowlingita, junto a un fenocristal de mineral opaco y de piroxeno. e) 
Fenocristal de piroxeno con macla característica, rodeado de fenocristales de olivina y minerales opacos. 
f) Fenocristales de plaglioclasa inmersos en la pasta. 
 
Muestra A2B2 (37º11’59,9’’ S – 69º51º54,7’’ O): 
Corresponde a la Formación Cerro Cabras 
Descripción Macroscópica: Roca de color castaño oscuro con tonos rojizos y estructura 
vesicular (Fig. A.2.1.a). Presenta textura afanítica y vesículas con tamaños de 1 
milímetro de diámetro promedio hasta los 5 mm en algunos casos. Las mismas 
presentan formas circulares a subcirculares y representan un 70% de la roca, razón por 
la cual su peso es bajo. Se distinguen sectores de la roca alterados, de tonos castaño 
claro (Fig. A.2.1.b). 
Descripción Microscópica: La roca está caracterizada por tener una estructura 
vesicular (80%). En algunos sectores se observan a estas vesículas conectadas dada la 
densidad de las mismas, conformando una estructura escoréacea y en algunos pocos 
sectores, se detectan amígdalas. Las vesículas presentan tamaños que oscilan desde 
0,09 a 6mm. Tienen formas redondeadas a subredondeadas (Fig. A.2.2.f). 
125 
 Roca hipocristalina de textura porfírica en la que se distinguen fenocristales 
(20%) de plagioclasa, olivina y minerales opacos, contenidos dentro de una pasta (80%) 
de textura intersertal (Fig. A.2.2.e). 
Los fenocristales de plagioclasa (70%) son tabulares, con formas subhedrales a 
euhedrales. Se caracterizan por sus maclas múltiples y en algunos casos acompañadas 
con zonación. Gran parte se hallan levemente alterados a carbonatos. El tamaño de los 
cristales oscila entre 0,6 a 1,2 mm (Fig. A.2.2.e). Con similares características, pero en 
cantidades subordinadas (<1%) se observa un mineral con birrefringencia gris de 
primer orden, simetría hexagonal, con zonación y figura de interferencia de 
orientación probablemente biáxica (Fig. A.2.2.d). Los mismos podrían corresponder a 
feldespatos alcalinos o a feldespatoides (Nefelina?). 
 En segundo lugar, se encuentran los fenocristales de olivina (28%) con formas 
euhedrales. El tamaño oscila entre 0,3 a 0,6 milímetros. En su mayoría se encuentran 
alterados a iddingsita coloreando a los cristales de olivina (Fig. A.2.2.a, b y c). 
 Por último, se observan minerales opacos (1%) de formas subhedrales. 
 La pasta presenta una textura hialopilítica. Está constituída por vidrio (65%), 
microlitos de plagioclasa (20%), olivina alterada a iddingsita (5%) y minerales opacos 
(10%) (Fig. A.2.2.c). 
 Solo un 5% de las vesículas se observan parcialmente rellenas por un incipiente 
agregado de minerales fibrosos de baja birrefringencia que crecen tapizando las 
paredes de las cavidades y cuyo escaso desarrollo no permite precisar su composición 
mineralógica (Fig. A.2.2.f). 
 Sobre la base de las estimaciones modales, su índice de color (17,8%) y los 
máficos presentes (olivinas y minerales opacos), la roca se clasifica como un 
leucobasalto del campo 10 de la clasificación IUGS para rocas volcánicas. 
 
126 
 
Figura A.2.1 - a) Muestra macroscópica A2B2 con estructura vesicular que caracteriza a la roca. b) Se 
observan alteraciones en el sector superior de la muestra. 
 
 
 
Figura A.2.2. - a) Olivinas alteradas a iddingsita. b) Olivina alterada a iddingsita, rodeada de vesículas. c) 
Con nicoles paralelos, olivina alterada a iddingsita inmersa en una pasta hialopilítica. d) Con nicoles 
paralelos, probable nefelina. e) Fenocristal de plagioclasa con maclas múltiples, rodeada de vesículas. f) 
Textura vesicular característica de la roca. En este caso, se las encuentra parcialmente rellenas con 
agregados de minerales fibrosos. 
 
127 
Muestra A2T (37º11’59,9’’ S – 69º51’54,7’’ O): 
Corresponde a la Formación Cerro Cabras 
Descripción Macroscópica: Roca de color gris oscuro, cuyas superficies de exposición 
adquieren tonalidades blancas, debido a delgadas pátinas de minerales secundarios 
que no parecen afectar el interior de la muestra (Fig. A.3.1.a). Presenta textura 
porfírica formada por un 20% de fenocristales incoloros con tamaños que varían entre 
1 y 2 mm (Fig. A.3.1.b). Estos últimos evidencian formas subhedrales a euhedrales 
debido a su notorio hábito tabular. La pasta representa el 80% restante de la roca y es 
por lo tanto responsable de sus propiedades físicas. 
Descripción Microscópica: 
 Roca volcánica holocristalina de textura porfírica en la que se identifican 
fenocristales (40%) de plagioclasa, olivina, piroxeno y minerales opacos, inmersos en 
una pasta (60%) de textura intergranular (Fig. A.3.2.a y e). 
Los fenocristales de plagioclasa (84%) son euhedrales, con formas tabulares. Se 
caracterizan por sus maclas múltiples (Fig. A.3.2.b), por sectores se las encuentra 
aglomeradas. Gran parte se encuentran levemente alterados a carbonatos. El tamaño 
de los cristales oscila entre 0,6 a 2,1 milímetros. 
 En segundo lugar, se encuentran los fenocristales de olivina (10%) con formas 
euhedrales. En su mayoría se encuentran alterados a iddingsita coloreando a los 
cristales de olivina. El tamaño oscila entre 0,15 a 2,4 milímetros. Los fenocristales de 
olivina se encuentran ocasionalmente fracturados (Fig. A.3.2.c). 
 Por último, se observan clinopiroxenos (augita) (5%) con formas euhedrales a 
subhedrales (Fig. A.3.2.d) y maclas múltiples, y minerales opacos (1%) de formas 
subhedrales (Fig. A.3.2.e). 
 Cabe destacar que en algunos sectores se encuentra mayor densidad de 
fenocristales que forman glomérulos de plagioclasa y olivina. 
 La roca presenta una pasta de una textura intergranular. Está constituida por 
microlitos de plagioclasa (70%), olivina (20%), piroxeno (5%) y minerales opacos (5%) 
(Fig. A.3.2.f). 
 Con nicoles cruzados resulta evidente el relleno de delgadas fracturas y 
pequeñas cavidades de la roca por agregados de carbonatos. 
 
128 
 Sobre la base de las estimaciones modales, su índice de color (24,4%) y los 
máficos presentes (olivinas, piroxenos y minerales opacos), la roca se clasifica como un 
leucobasalto del campo 10 de la clasificación IUGS para rocas volcánicas. 
 
Figura A.3.1. - a) Muestra macroscópica A2T donde se observan tonos blancos formando pátinas. b) 
Roca fresca donde se observa la textura porfírica de la muestra. 
 
Figura A.3.2. – a) Textura de la roca donde se observan fenocristales de olivina y plagioclasa rodeados 
de pasta de textura intergranular. b) Fenocristal de plagioclasa com maclas múltiples inmersos en la 
pasta. c) Olivina con bordesalterados. d) Fenocristal de piroxeno con su característica macla múltiple. e) 
Textura intergranular de la roca. f) Textura de la pasta con nicoles paralelos. 
129 
Muestra A13 (37º13’30,3’’ S – 69º47’13,4’’ O): 
Corresponde a la Formación Chapúa 
Descripción Macroscópica: Roca gris oscura que presenta tonos castaños en las 
superficies de exposición (Fig. A.4.1.a). Presenta textura porfírica donde se observan 
fenocristales máficos y, en menor proporción, félsicos (Fig. A.4.1.b). Los mismos 
poseen formas anhedrales a subhedrales, con tamaños que no superan los 3 
milímetros. Se distinguen además, amígdalas con tamaños que no superan a los 2 
milímetros. Presentan formas redondeadas a subredondeadas y se encuentran rellenas 
por un agregado granular fino de color blanco. 
Descripción Microscópica: 
 Roca volcánica holocristalina de textura porfírica en la que se reconocen 
fenocristales (20%) de plagioclasa, olivina, piroxeno y minerales opacos (Fig. A.4.2.b), 
inmersos en una pasta (80%) de textura intergranular. 
Los fenocristales de plagioclasa (90%) son tabulares, con formas euhedrales. Se 
caracterizan por sus maclas múltiples y en otros casos por su zonación (Fig. A.4.2.e). 
Gran parte se encuentran alterados a carbonatos. El tamaño de los cristales oscila 
entre 0,9 a 2,1 milímetros. 
 En segundo lugar, se encuentran los fenocristales de olivina (4%) y piroxeno 
(4%) con formas euhedrales. Los piroxenos en algunos casos, presentan extinción reloj 
de arena y zonación (Fig. A.4.2.a). Las olivinas se encuentran alteradas a bowlingita. 
Por último, se observan minerales opacos (2%) de formas subhedrales (Fig. A.4.2.d). 
 La roca presenta una pasta de una textura intergranular, la cual se encuentra 
formada por microlitos de plagioclasa (80%), minerales opacos (10%) olivina (5%) y 
piroxeno (5%) alterados a minerales ferromagnesianos (Fig. A.4.2.d). 
 Se destaca en la roca la gran cantidad (20%) de cavidades rellenadas total o 
parcialmente por carbonatos y un agregado de un mineral incoloro, equigranular, de 
bajo relieve y birrefringencia gris de primer orden. Una figura descentrada sobre estos 
últimos sugiere un carácter biáxico, no obstante su pequeño tamaño impide precisar 
que variedad de zeolita lo conforma (Fig. A.4.2.c). En cantidades menores se observan 
también agregados de filosilicatos ferromagnesianos de color verde rellenando 
cavidades menores. 
130 
 Por último se encontraron, solo en forma esporádica, pequeños agregados de 
olivinas, plagioclasas y piroxenos cuya distribución concéntrica sugieren se trate de 
restitas o xenolitos incorporados a la roca durante el ascenso (Fig. A.4.2.f). 
Sobre la base de las estimaciones modales, su índice de color (18%) y los 
máficos presentes (olivinas, piroxenos y minerales opacos), la roca se clasifica como un 
basalto del campo 10 de la clasificación IUGS para rocas volcánicas. 
 
 
Figura A.4.1. - a) Muestra macroscópica A13 con alteraciones de color marrón. b) Sector de la roca en 
estado fresco con textura porfírica. 
 
131 
 
Figura A.4.2. – a) Fenocristal de piroxeno con macla en reloj de arena característica. b) Textura de la 
roca con fenocristales y amígdalas rellenas. c) Amígdala. d) Textura de la pasta donde se observa la 
presencia de minerales ferromagnesianos alterándola. También se los detecta bordeando a olivinas. e) 
Fenocristal de plagioclasa con zonación y maclas múltiples rodeado de pasta intergranular. f) Xenolito o 
restita. 
 
Con el código A13B se designaron a todas las muestras de esta localidad que fueron 
especialmente recolectadas por su avanzado estado de alteración y relleno. Entre 
todas se seleccionaron las dos que contenían a las amígdalas mejor preservadas 
(A13B1 y A13B2). 
 
Muestra A13B1 (37º13’30,3’’ S – 69º47’13,4’’ O): 
Corresponde a la Formación Chapúa 
Descripción Macroscópica: Roca de color gris oscuro que adquiere tonalidades 
verdosas en la superficie de exposición. Posee una textura afanítica y un 20% de su 
volumen ocupado por amígdalas cuyos tamaños no superan los 5 milímetros. Las 
amígdalas son características en este ejemplar, por lo que le confiere una estructura 
amigdaloide (Fig. A.5.1.) Sus formas son redondeadas a subredondeadas y en todos los 
casos se observan rellenas por un agregado granular fino de color blanco. Se pudo 
apreciar el estado fresco (Fig. A.5.1.a) de la roca así como el estado alterado de la 
132 
misma (Fig. A.5.1.b). La pasta representa más del 80% del volumen de la roca y es en 
consecuencia la que le confiere la mayoría de sus propiedades físicas. 
 
Figura A.5.1. - a) Muestra macroscópica A13B1 caracterizada por la estructura amigdaloide. En la foto se 
encuentra fresca. b) En este caso, la muestra se encuentra alterada evidenciada por sectores de color 
marrón rojizo. 
 
Muestra A13B2 (37º13’30,3’’ S – 69º47’13,4’’ O): 
Corresponde a la Formación Chapúa 
 
Descripción Macroscópica: Esta muestra pertenece al mismo afloramiento que la 
muestra A13B1 por lo cual comparte muchas de sus propiedades macroscópicas. Se 
trata de una roca de color negra de textura afanítica en la que se observan amígdalas 
(20%) cuyos tamaños no superan los 4 mm (Fig. A.6.1.a). Sus formas son redondeadas 
a subredondeadas, en todos los casos se observan rellenas por un agregado granular 
fino blanco. Con respecto al tamaño de las mismas se presentan en distintos tamaños 
(Fig. A.6.1.b). 
La pasta representa aproximadamente un 80% del total de la roca y es por lo tanto la 
responsable de la mayoría de sus propiedades físicas (Fig. A.6.1). 
 
A continuación se describe el conjunto de muestras obtenidas del mismo afloramiento. 
Dado que comparten similares características, se las agrupa en la descripción. 
 
133 
Descripción Microscópica (Muestras A13B1 por duplicado y Muestra A13B2): 
 Roca hipocristalina de textura porfírica en la que se distinguen fenocristales 
(20%) de plagioclasa, olivina y minerales opacos (Fig. A.5.2.a), (Fig. A.5.3.a), contenidos 
dentro de una pasta (80%) de textura intergranular. 
 La roca está caracterizada por tener una estructura amigdaloide (vesículas 
rellenas, algunas parcialmente y otras completamente) (20%). En algunos sectores se 
observan a estas vesículas conectadas dada la densidad de las mismas. Presentan 
tamaños que oscilan desde 0,45 a 2,7 milímetros. Se caracterizan por tener bordes 
redondeados y algunas en menor medida subredondeados. Las cavidades están 
rellenas con especies de zeolitas (véase capítulo 3) (Fig. A.5.2.d, e y f), (Fig. A.5.3.e y f), 
(Fig. A.6.2.a, b y c). 
Los fenocristales de plagioclasa (60%) son tabulares, con formas subhedrales a 
euhedrales. Se caracterizan por sus maclas múltiples y en algunos casos zonadas. Gran 
parte se hallan alterados a sericita. El tamaño de los cristales oscila entre 0,6 a 1,8 mm 
(Fig. A.5.3.b), (Fig. A.6.2.d). 
 En segundo lugar, se encuentran los fenocristales de olivina (20%) con formas 
euhedrales, muy fracturadas. Presentan tamaños de entre 0,6 a 1,5 milímetros. En su 
mayoría se encuentran muy alterados a bowlingita coloreando a los cristales de 
olivina. 
 Por último, se observan fenocristales de clinopiroxeno (augita) (20%) 
presentando formas euhedrales. Presentan tamaños que oscilan entre 0,3 a 1,2 mm 
(Fig. A.5.3.c). 
 Cabe mencionar que a nivel corte, se encuentran agregados de filosilicatos 
ferromagnesianos rellenando cavidades y como alteraciones de olivina y piroxeno 
mencionado anteriormente (Fig. A.6.2.e y f). 
 La pasta presenta una textura intergranular. Está constituida por microlitos de 
plagioclasa (50%), olivina (20%), piroxenos (20%) y minerales opacos (10%) (Fig. A.5.2.b 
y c), (Fig. A.5.3.d). 
Sobre la base de las estimaciones modales, su índice de color (48%) y los máficos 
presentes (olivinas y minerales opacos), la roca se clasifica como un basalto del campo 
10 de la clasificación IUGS para rocas volcánicas. 
 
134 
 
FiguraA.5.2. – Muestra microscópica A13B1 a) Textura porfírica. b) Con nicoles paralelos se observa la 
textura de la pasta intergranular que se encuentra alterada a minerales ferromagnesianos. c) Con 
nicoles cruzados, nuevamente la textura de la pasta intergranular, con un dominio de minerales 
ferromagnesianos de color verde alterando la roca. d) Amígdala rellena. e) Otra amígdala rellena con 
otras características. f) Amígdala inmersa en la pasta intergranular. 
 
135 
Figura A.5.3. – Muestra microscópica A13B1 a) Textura porfírica de la roca . b) Fenocristal de 
plagioclasa con maclas múltiples características. c) Fenocristal de piroxeno con zonación. d) Textura de 
la pasta intergranular. e) Amígdala completamente rellena por especie mineral no determinada. f) 
Amígdala rellena con distintos hábitos de las especies que la constituyen. 
 
Figura A.6.1. – a) Muestra de la roca A13B2 caracterizada por su textura amigdaloide. b) Se observan 
distintos tamaños de amígdalas. La medida del rectángulo blanco equivale a 1 centímetro. 
 
Figura A.6.2. – a) Cavidad con bordes de chabasita y estilbita en el centro donde se aprecia la extinción 
inhomogénea de la estilbita, con nicoles paralelos y nicoles cruzados respectivamente. b) Detalle de 
amígdala anterior. c) Otra amígdala rellena con especies minerales a determinar. d) Textura de la roca. 
136 
Se observa un fenocristal de plagioclasa rodeado de una textura de pasta intergranular. e) Con nicoles 
paralelos, detalle de la textura de la pasta. f) Misma microfotografía pero con nicoles cruzados donde se 
observa de color verde a los minerales ferromagnesianos que alteran a la roca. 
 
 
Muestra A1 (37º12’21,7’’ S – 69º50’2,8’’ O): 
Corresponde a la Formación Auquilco 
 
Descripción Macroscópica: Roca de color verde que por sectores adquiere tonalidades 
anaranjadas debido a delgadas pátinas de óxidos. Presenta laminación horizontal en la 
que cada lámina posee un espesor que varía de 4 a 5 mm y una marcada fisilidad 
paralela a los planos de laminación. Dada su granulometría tamaño arcilla no se 
distinguen macroscópicamente individuos minerales (Fig. A.7.1). 
 
Descripción Microscópica: En la sección realizada perpendicular a la estratificación de 
la roca se observan una alternancia de bandas de límites difusos cuyos espesores no 
superan los cuatro milímetros. Las diferencias entre ambas radican exclusivamente en 
rasgos texturales y no mineralógicos (Fig. A.7.2a y b). 
Las bandas que macroscópicamente se observan de tonalidades oscuras, presentan 
una laminación fina de cristales cuyo tamaño promedio no supera los 50 micrones. 
Dicha laminación es consecuencia de la disposición subparalela de los cristales entre 
los que pueden reconocerse cuarzo, opacos, feldespatos y líticos. El resto de la matriz 
se compone de un agregado criptocristalino de baja birrefringencia que resulta de la 
desvitrificación o el reemplazo de clastos mayores cuya forma podría corresponder a 
trizas, cenizas volcánicas o trozos de microorganismos. Dicha incertidumbre radica en 
su diminuto tamaño y en el estado avanzado de alteración que solo permite reconocer 
la morfología difusa de sus contornos. 
Las bandas más claras son consecuencia de una granulometría mayor de sus clastos 
primarios y una disposición azarosa de los mismos que interrumpe la fábrica planar. Al 
igual que el resto de la roca se encuentran completamente alterados razón por la cual 
solo se identifican por su morfología con nicoles paralelos (Fig. A.7.2c, d y e). Se 
pueden apreciar además, cavidades y fracturas rellenas por cuarzo (Fig. A.7.2.f). 
Dada la granulometría de la muestra y su composición se considera que podría 
corresponder a una toba fina vítrea. No obstante, dada la escasa preservación de sus 
137 
componentes primarios no puede desestimarse un protolito carbonático rico en fósiles 
(en este caso posibles espículas de esponjas completamente reemplazadas por sílice). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura A.7.1 – Muestra de la roca A1 de color verde y naranja en zonas alteradas. Se caracteriza por su 
fisilidad. 
 
Figura A.7.2 – a) Bandeamiento característico de la roca; b) Textura general de la roca que evidencia 
bandeamiento con disposición subparalela con nicoles paralelos; c, d y e) Con nicoles paralelos, 
morfología de triza; f) Fractura rellena por cuarzo. 
 
	Portada.
	Índice.
	Resumen.
	1. Información General.
	2. Marco regional, estratigrafía, estructura y geomorfología.
	3. Estudio petrográfico de los basaltos del área de estudio.
	4. Estudio mineralógico de los cristales decuarzo.
	5. Mineralogía de los rodados de sílice.
	6. Discusión y conclusiones.
	Bibliografía.