1. Introducción

La Cuenca del Golfo San Jorge está ubicada entre las latitudes 44° S y 47° S y los meridianos 65° O y 71° O, abarcando el sector sur de la provincia de Chubut y el sector norte de la provincia de Santa Cruz, en la Patagonia central, Argentina (Fig. 1A, B). El potencial hidrocarburífero de la cuenca ha dado lugar a numerosos estudios dedicados a la caracterización y a una mejor comprensión del registro estratigráfico con interés económico. Nuevos estudios geológicos y paleontológicos realizados en los depósitos terminales del Grupo Chubut (Lesta y Ferello, 1972), en particular en afloramientos de la Formación Lago Colhué Huapi (Casal et al., 2015) en las nacientes del río Chico (Fig. 1C) han dado lugar a numerosas publicaciones (Allard y Casal, 2013; Foix et al., 2014; Casal et al., 2015, 2016; Vallati et al., 2016, 2017a, b; De Sosa Tomas et al., 2017; Ibiricu et al., 2017). En esta región, recientemente se han descubierto cuatro estructuras estromatolíticas (Fig. 2A-H).

 

FIG. 1. A. Mapa de ubicación geográfica de la Cuenca del Golfo San Jorge, Patagonia central, Argentina. B. Ubicación del área de estudio (indicada por el rectángulo en A) en el contexto estructural de la cuenca. Las líneas gruesas indican las principales estructuras de la cuenca (modificado de Figari et al., 1999). C. Mapa geológico simplificado de la región de las nacientes del río Chico con ubicación de los estromatolitos estudiados en este trabajo (Modificado de Casal et al., 2015).

 

FIG. 2. Vista general y detalle de los diferentes cuerpos estromatolíticos hallados en las nacientes del río Chico, Formación Lago Colhué Huapi: A-B. Estromatolito E1, escala 15 cm. C-D. Estromatolito E2. E-F. Estromatolito E3. G-H. Estromatolito E4.

Los estromatolitos son depósitos microbiales laminados (Riding, 2000) producidos por la captura, unión y/o precipitación de sedimentos como resultado del crecimiento y la actividad de microorganismos (Awramik y Margulis, 1974). Estas estructuras organosedimentarias están vinculadas a cuerpos de agua donde las cianobacterias fotosintéticas generan tapices microbianos. Estos microorganismos desempeñan un rol clave en la formación y crecimiento de las estructuras biogénicas (Black, 1933; Logan, 1961; Stolz, 1983; Walter et al., 1992; Reid et al., 2000), favoreciendo la precipitación carbonática y la biomineralización mediante la inducción bioquímica (Benavente, 2014). No obstante, también pueden intervenir en la formación de estas estructuras otros organismos como las bacterias quimiosintéticas (Gómez-Pérez, 2001; Dupraz et al., 2008).

A diferencia de los MISS (microbially induced sedimentary structures) que son estructuras bidimensionales y cuya génesis se vincula con ambientes siliciclásticos y evaporíticos, los estromatolitos son tridimensionales y formados principalmente en ambientes ricos en calcio y bicarbonato (Noffke y Awramik, 2013). Este aporte de calcio es el factor más importante en la producción de estos carbonatos, combinado con la temperatura, la salinidad, el pH, el balance de CO₂, el espesor de la columna de agua, la naturaleza del sustrato, las corrientes de agua, la profundidad y el tiempo de penetración de la luz, y la turbidez del agua (Gierlowski-Kordesch, 2010; Mas y Alonso, 2010; Pacton et al., 2015).

En líneas generales, los estromatolitos son sistemas ecológicos complejos (Franks y Stolz, 2009) cuyo estudio permite diversas interpretaciones ambientales (Weiner y Dove, 2003) y se reconocen en el registro fósil desde el Proterozoico (Marchese, 1974; Allison y Awramik, 1989; Allwood et al., 2006; Ribeiro da Luz y Crowley, 2012). Dentro del ambiente marino, son más frecuentes en subambientes de planicie de mareas, tanto de los sectores supramareales como de los intermareales superiores (Walter, 1976; Purser, 1980; Mahboubi et al., 2001; Tunik, 2003; Cónsole-Gonella y Marquillas, 2014, entre otros). En la actualidad, estas bioconstrucciones se presentan principalmente vinculadas a ambientes marinos hipersalinos. Sin embargo, los ambientes no marinos y hasta dulceacuícolas pueden ser propicios para su formación, como lo demuestran diversos ejemplos actuales (Carozzi, 1962; Eggleston y Dean, 1976; Breitbar et al., 2009; Mata et al., 2012; Farías et al., 2013; Pacton et al., 2015), y del registro fósil (Mas y Alonso, 1992; Suárez y Bell, 1994; Cabaleri y Armella, 1999; Camoin et al., 1997; Beraldi-Campesi et al., 2004, 2006; Arcuri y Zavala, 2006; Yamamoto et al., 2009, entre otros). En particular, en ambientes no-marinos del Jurásico de Patagonia, se han descrito estructuras estromatolíticas en la Formación Lotena de la Cuenca Neuquina (Arcuri y Zavala, 2006); en la Formación Lonco Trapial (Figari et al., 2015) y en la Formación Cañadón Asfalto, ambas unidades aflorantes en el centro-norte de la provincia de Chubut (Cabaleri y Armella, 1999, 2005; Cabaleri et al., 2005). En depósitos marinos someros y de agua dulce del intervalo Maastrichtiano-Daniano de la Cuenca Neuquina, Aguirre Urreta et al. (2011) registraron la presencia de estromatolitos y oncolitos.

En esta contribución se da a conocer el primer registro de estructuras estromatolíticas en la Cuenca del Golfo San Jorge, provenientes de la parte cuspidal de la Formación Lago Colhué Huapi (Fig. 3A-B), en la localidad nacientes del río Chico. Se describe en particular el estromatolito denominado aquí E1 (Fig. 2 A-B), que se encuentra asociado a un abundante y diverso registro fósil representado al momento por palinomorfos, fragmentos de troncos silicificados, cáscaras de huevos y restos de dinosaurios. En un contexto más amplio, el presente estudio contribuye al conocimiento del paleoambiente sedimentario y de la biodiversidad en este intervalo estratigráfico, representando una herramienta de interés para la interpretación de este tipo de ambientes no marinos en otras cuencas sudamericanas.

 

FIG. 3. A. Columna estratigráfica de la Formación Lago Colhué Huapi en el sitio del estromatolito E1 en las nacientes del río Chico. B. Vista del afloramiento con ubicación de E1 y otras litologías. C. Conglomerado intraformacional grueso con clastos de limolitas rojas (Lf1) y areniscas. D. Conglomerados intraformacionales finos (Lf2) y areniscas conglomerádicas. E. Areniscas medianas-gruesas portadoras de restos de hadrosáuridos (UNPSJB-PV 1050) y cáscaras de huevos de dinosaurios (Lf3). F. Alternancia de areniscas finas a gruesas (Lf4) y pelitas gris-verdosas claras. G. Pelitas grises finamente laminadas (Lf5) con palinomorfos. H. Estromatolito E1 (Lf6). I. Margas blancas (Lf7) con palinomorfos. J. Pelitas rojas (Lf8) típicas de la Formación Lago Colhué Huapi. Abreviaturas: LF: litofacies (Tabla 1); ALF: asociación de litofacies (Tabla 2); E1: estromatolito 1.

2. Metodología

Se realizaron perfiles estratigráficos a escala 1:500 con el uso del báculo de Jacob y de la brújula geológica, caracterizando la litología, las estructuras sedimentarias, la geometría de los depósitos, los contactos y las paleocorrientes. La descripción del estromatolito E1 se realizó según cuatro escalas de estudio: a) la geometría externa (megaestructura y macroestructura) y la morfología tridimensional de crecimiento de los estromatolitos a través de la observación directa y con cinta métrica, b) la presencia y forma de su laminación interna (mesoestructura) mediante lupa geológica de aumento 20x, c) la textura mediante lupa binocular Motic SMZ-168 y microscopio digital USB de 800x y d) la fábrica de los minerales que lo componen (microestructura y microtextura) a través de secciones delgadas de ~30 micras al microscopio petrográfico de polarización Carl Zeiss y microscopio electrónico de barrido (MEB) JEOL JSM-6510LV de la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco (UNPSJB).

La composición química de las rocas se determinó mediante mediciones de Fluorescencia de Rayos X (FRX) con un dispositivo portátil FRx-XMET 7500 y se definieron contenidos en porcentaje de elementos mayoritarios, minoritarios y traza. El método utilizado fue Mining, el cual define los siguientes elementos químicos: K, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni, Cu, As, Se, Rb, Sr, Zr, Nb, Mb, Ag, Cd, Sn, Y, Ba, Ta, W, Pt, Au, Hg. Tl, Pb, Bi, U. El tiempo de exposición fue de 90 segundos, el que permite obtener lecturas con estabilidad del segundo y tercer decimal.

La determinación de minerales se realizó mediante difracción de rayos X (DRX) sobre fragmentos molidos hasta granulometrías de malla inferior a #200 (74 um) en mortero de ágata y de acuerdo con el método de polvos de Moore y Reynolds (1989). Para este procedimiento se utilizó un equipo Phillips con difractómetro PW1710 (Laboratorio de Fluorescencia y Difracción de Rayos X, UNPSJB).

Las muestras correspondientes al estromatolito E1 y a las margas blancas asociadas fueron procesadas para palinología mediante la técnica palinológica standard que incluye la maceración con ácido clorhídrico para remover los carbonatos y ácido fluorhídrico concentrado para la remoción de los silicatos. En el caso de las margas se procedió a una breve oxidación del residuo con ácido nítrico. Se utilizó glicerina-gelatina para el montaje de los residuos palinológicos. Para la identificación de los palinomorfos se utilizó un microscopio Carl Zeiss KF 2 y se obtuvieron microfotografías utilizando una cámara digital Nikon Coolpix P2 del Laboratorio de Bioestratigrafía de la UNPSJB. Los preparados palinológicos se encuentran depositados en el Repositorio Científico y Didáctico Dr. Eduardo Musacchio de la UNPSJB, bajo las iniciales UNPSJB-MFP-CV y los palinomorfos se citan incluyendo la identificación del preparado seguido de las coordenadas de la Escala Vernier en el microscopio mencionado.

3. Marco Geológico Regional

La Cuenca del Golfo San Jorge se define como una cuenca extensional de intraplaca emplazada en la placa Sudamericana (Fitzgerald et al., 1990) y cuyo origen se vincula a esfuerzos extensivos a partir del Jurásico Superior y su evolución a procesos geológicos del margen activo y margen pasivo del continente (Fitzgerald et al., 1990; Figari et al., 1999).

Sobre el basamento estructural de la cuenca se desarrolló el Complejo Volcánico Sedimentario (sensu Clavijo, 1986) en un contexto de rift inicial y posteriormente se depositó en discordancia un relleno sedimentario continental neocomiano bajo condiciones de clímax del rift. Luego de un basculamiento regional del eje principal de la cuenca hacia el este (Figari et al., 1999), comienza el ciclo sedimentario Chubutiano o Grupo Chubut (Lesta y Ferello, 1972) caracterizado por sistemas lacustres y fluvio-lacustres con variable participación de ceniza volcánica (Clavijo, 1986; Paredes et al., 2007, 2015; Umazano et al., 2008; entre otros). Los depósitos de esta unidad comprenden gran parte del intervalo estratigráfico del Cretácico e incluían originalmente a las formaciones Pozo D-129, Matasiete, Castillo, Bajo Barreal y Laguna Palacios, de acuerdo con Lesta y Ferello (1972). Casal et al. (2015) propusieron modificar este esquema clásico del Grupo Chubut con la incorporación de la Formación Lago Colhué Huapi (Coniaciano-Maastrichtiano), extendiendo así el rango cronoestratigráfico del Grupo Chubut desde el Barremiano?/Aptiano (Vallati, 2013) hasta el Maastrichtiano (Vallati et al., 2016).

4. Estromatolitos

Las características macroscópicas presentes en las cuatro microbialitas laminadas (Fig. 2A-H) de la Formación Lago Colhué Huapi, en el sur de la Provincia del Chubut, permiten interpretarlas como estromatolitos (Burne y Moore, 1987; Riding, 1991 y Dupraz y Strasser, 1999).

La presencia de laminación repetitiva de horizontes finos y oscuros separando láminas claras de textura similar (Monty, 1976; Suárez González et al., 2013), caracteriza a estos estromatolitos de la Cuenca del Golfo San Jorge (Fig. 2B, D, F, H). No obstante, presentan en sectores una estructura reticulada, más frecuente de observar en el estromatolito E4 (Fig. 2H), que podría vincularse preliminarmente con tapetes microbianos (Sanz-Montero et al., 2012).

A continuación se describe en detalle el estromatolito E1 (Fig. 2A-B) y se mencionan características generales de los estromatolitos E2 (Fig. 2C-D), E3 (Fig. 2E-F) y E4 (Fig. 2G-H).

E1: Está incluido en el relleno sedimentario de arreglo general granodecreciente que se dispone por encima de la superficie erosiva (Fig. 3B). El E1 presenta una geometría dómica (Figs. 2A-B, 4A-B), con aproximadamente 1 m de potencia y hasta 3 m de extensión lateral aflorante (Figs. 2A, 3B). Se reconoce una fábrica laminar plana dominante y bien definida, con alternancia de láminas de colores oscuros y claros de 2 mm de espesor medio, con valores máximos de 6 mm y mínimos de 0,7 mm (Fig. 4C-F). Las láminas claras presentan principalmente calcita cristalina de grano fino (micrita) formadas por precipitación inducida por microbios, con la presencia de probables restos de ostrácodos articulados (Fig. 5A) y valvas desarticuladas no fragmentadas (Fig. 5B), de hasta 1 mm de longitud e incluidas entre la laminación. Sobre el techo del E1 se registraron grietas poligonales, irregulares en forma y tamaño, de bordes angulosos y de escaso rechazo (Fig. 6).

 

FIG. 4. A-B. Morfología de domos conectados lateralmente que presenta el estromatolito E1. Laminación del estromatolito E1 en diferentes escalas de observación. C. Muestra de mano, escala 2 cm. D. Sección transversal, escala 1 cm. E. Sección delgada al microscopio petrográfico a nicoles cruzados, escala 2 mm. F. Sección transversal al microscopio USB 800x, escala 1 mm.

 

FIG. 5. Restos de probables ostrácodos observados en microscopio petrográfico a nicoles cruzados en E1. A. Valvas articuladas, escala: 0,25mm. B. Valvas desarticuladas no fragmentadas, escala: 0,5 mm.

 

FIG. 6. Pequeñas grietas poligonales, irregulares en forma y tamaño, de bordes angulosos halladas sobre el techo del estromatolito E1. A. Muestra de mano, escala 1 cm. B. Detalle al microscopio USB 800x, escala 0,5 cm.

Los análisis químicos de los estromatolitos, realizados con el equipo portátil de FRX, indican que el Ca corresponde a un 48,3% en peso, mientras que los contenidos de otros elementos como Mn, Fe, K, Sr, entre otros, están por debajo de 1,4% en peso. El mineral dominante en el estromatolito E1 es la calcita (Fig. 7). No obstante, existen sectores de esta bioconstrucción reemplazados por sílice, lo que le otorga mayor dureza y resistencia a la erosión que la roca pelítica circundante y consecuentemente se exponen como relieves positivos discontinuos (Figs. 2B, 3B). Este reemplazo se reconoce al microscopio petrográfico por la presencia de venillas con cuarzo (Fig. 8).

E2: Corresponde a dos cuerpos asociados de aproximadamente 12 m2 de superficie aflorante y de 4 m de potencia. De composición dominantemente carbonática con partes reemplazadas por sílice. Con estructura laminar en domos y reticulada (Fig. 2C, D).

E3: Se trata de un cuerpo laminado con tamaño aproximado de 50 m2 de superficie y 4 m de potencia. Se encuentra principalmente reemplazado por sílice, exceptuando la parte inferior. Con estructura laminar en domos y fuertes repliegues. Al igual que lo observado en E1, lateralmente se asocia con un nivel de 30 cm de limolitas blancas con estructura lajosa y de composición carbonática (margas) (Fig. 2E, F).

E4: Presenta una superficie aflorante de 300 m2 y una potencia de 6 m. De color blanco y dominantemente carbonático. Con estructura laminar en domos y reticulada (Fig. 2G, H).

 

FIG. 7. Difractograma obtenido sobre una muestra total en fragmentos del estromatolito E1, donde se indican los valores de los picos correspondientes a la calcita (Ca). En las ordenadas se muestra la intensidad y en las abscisas 2θ .

 

FIG. 8. Sección delgada del estromatolito E1 vista al microscopio petrográfico donde se observan venillas con cuarzo (flecha amarilla). A. A nicoles cruzados. B. A nicoles paralelos. Escala: 1 mm.

5. Paleoambiente sedimentario de las nacientes del río Chico

En esta localidad se han estudiado diversos afloramientos de la Formación Lago Colhué Huapi que han permitido avances significativos en el conocimiento de la estratigrafía y la paleontología de la región (Allard y Casal, 2013; Foix et al., 2014; Casal et al., 2015, 2016; Vallati et al., 2016, 2017a-b; De Sosa Tomas et al., 2017; Ibiricu et al., 2017). En particular, en esta contribución se realizó un perfil estratigráfico de los niveles superiores de esta unidad, en una sección que incluye al estromatolito E1 (Fig. 3A). El intervalo analizado presenta como rasgo más significativo la presencia de una discordancia erosiva de geometría cóncava hacia arriba, representada por una incisión de más de 20 m de profundidad (Fig. 3B). Por debajo de dicha discordancia, la Formación Lago Colhué Huapi presenta características sedimentológicas muy similares a las descriptas por Casal et al. (2015) con predominio de areniscas blancas y pelitas rojas.

Por encima de la incisión erosiva se dispone una sucesión atípica para esta unidad litoestratigráfica, con cambios en la litología, el color de los depósitos y el contenido paleontológico (Vallati et al., 2016). Allí, se describieron e interpretaron ocho litofacies (Tabla 1, Fig. 3C) que permitieron definir tres asociaciones de litofacies genéticamente relacionadas (Tabla 2).

La sucesión sedimentaria comienza con un relleno basal integrado por un conglomerado intraformacional grueso, macizo y con intraclastos de limolitas rojas y areniscas de hasta 0,3 m de diámetro (Lf1, Tabla 1), continúan conglomerados finos con estratificación entrecruzada de bajo ángulo y difusa (Lf2, Tabla 1) y areniscas gruesas a medianas con estratificación entrecruzada de bajo ángulo, de color ocre y negro portadoras de restos de hadrosáuridos (UNPSJB-PV 1050) y cáscaras de huevos de dinosaurios (Lf3, Tabla 1). Por encima se presentan arcilitas laminadas o macizas de coloración oscura de 0,30 cm de potencia y con abundantes palinomorfos (Lf5, Tabla 1), seguidas de un nivel de margas blancas con laminación horizontal, de 0,20 m de potencia (Lf7, Tabla 1) y que lateralmente se relaciona con el estromatolito E1 (Lf6, Tabla 1). Este nivel de margas blancas incluye una asociación palinológica con granos de polen bi y trisacados como elementos dominantes que se encuentran en estudio. Más arriba se disponen en alternancia areniscas verde-amarillentas (Lf4, Tabla 1) y arcilitas gris-verdosas (Lf5), seguidas nuevamente por las arcilitas rojas típicas de la unidad con la intercalación de niveles de concreciones carbonáticas blancas (Lf8, Tabla 1). El perfil culmina con el basalto La Angostura (Fig. 3A-B) que ha sido datado  mediante el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar en masa fundamental en 67.31±0.55 Ma y asignado al Maastrichtiano tardío (Clyde et al., 2014).

La evolución paleoambiental del perfil descrito indica que durante la depositación de los sistemas fluviales de la Formación Lago Colhué Huapi, se produjo un episodio erosivo que labró un paleovalle sobre el que se depositó un lag basal (ALF A, Tabla 2). Esto podría estar vinculado a causas eustáticas, tectónicas y/o climáticas que exceden los objetivos de esta contribución.

Posteriormente, se produjo la inundación del paleovalle con el desarrollo de un cuerpo de agua de escasa energía, determinando un ambiente lagunar (ALF B, Tabla 2), donde predominaron los procesos de decantación. Las palinofloras procedentes de estos niveles pelíticos ubicados por encima del relleno basal del paleovalle e inmediatamente por debajo del estromatolito E1 y también en las margas blancas asociadas lateralmente al mismo, están dominadas por granos sacados de Podocarpaceas (Fig. 9C-D) e incluyen la presencia de palinomorfos indicadores de un cuerpo de agua dulce somero, de poca energía y aguas limpias (Vallati et al., 2016). Entre ellos, se menciona la presencia de zigosporas de Zygnemataceae y estructuras reproductivas de helechos acuáticos (Fig. 9B). En particular, Catinipollis geiseltalensis Krutzsch, 1966 (Fig. 9A) y Ovoidites sp., que son esporas de algas verdes filamentosas (Zygnemataceae), podrían haber formado localmente parte de los tapetes microbianos y algales del estromatolito E1. Además, como se mencionó anteriormente, se han estudiado secciones delgadas correspondientes al E1 en el microscopio petrográfico, en donde se reconocieron valvas de ostrácodos articuladas (Fig. 5A) y desarticuladas no fragmentadas (Fig. 5B) que sugieren, al igual que las asociaciones palinológicas, la presencia de aguas tranquilas. Estas condiciones subácueas reductoras se ven modificadas transicionalmente hacia el tope del perfil, donde se restablece un ambiente oxidante en una planicie de inundación subaérea (ALF C, Tabla 2). Por otra parte, la composición de las palinofloras refleja condiciones de clima templado y húmedo en el ambiente de depositación.

Además, se ha documentado la presencia de arecaceas en la microflora de la Formación Lago Colhué Huapi a través de granos de polen baculados del género Spinizonocolpites y fragmentos de hojas en el sitio del E1 y en otros afloramientos de la localidad estudiada. Éstos hallazgos sugieren la presencia de palmeras tipo Nypa, que actualmente habitan ambientes continentales salobres a marino costeros (Vallati et al., 2016, 2017a; De Sosa Tomas et al., 2017).

FIG. 9. Palinomorfos representativos de la asociación palinológica reconocida en el nivel de margas blancas asociado lateralmente al estromatolito E1, Formación Lago Colhué Huapi, Cuenca del Golfo San Jorge. Escalas: A, C-D, F: 10 µm; B, E: 20 µm. A. Catinipollis geiseltalensis UNPSJB-MFP-CV 2 A8 12/102. B. Másula de Azolla sp. UNPSJB-MFP-CV 2A0 19/102. C. Microcachryidites antarcticus UNPSJB-MFP-CV 2A4 10/102. D. Dacrydiumites florinii UNPSJB-MFP-CV 2A 8/107. E. Spinizonocolpites cf. hialinus UNPSJB-MFP-CV 2A8 12.5/91. F. Liliacidites kaitangataensis UNPSJB-MFP-CV 2A9 9/104.

6. Discusión

Si bien la Formación Lago Colhué Huapi se caracteriza por un paleoambiente fluvial con canales sinuosos y planicies de inundación bien drenadas (Casal et al., 2015), el desarrollo de estromatolitos se dio en condiciones lagunares dentro de paleovalles incididos en la misma unidad. En particular, este cuerpo de agua dulce caracterizado por la escasa energía, aguas limpias, templadas y somero, generó las condiciones necesarias para la formación de estromatolitos, que se preservaron junto a pequeños troncos silicificados, restos de hadrosáuridos, cáscaras de huevos de dinosaurios y abundantes palinomorfos del Maastrichtiano tardío (Vallati et al., 2016).

Por otra parte, algunos afloramientos cuspidales de la Formación Lago Colhué Huapi ubicados en niveles equivalentes a los portadores de los estromatolitos y demás restos asociados en las nacientes del río Chico, podrían representar el pasaje a los depósitos marinos de la Formación Salamanca (Casal et al., 2015). Este pasaje, que ocurriría a través de una compleja relación espacio-temporal, fue anteriormente propuesta por Bellosi et al. (2000) en el sector de Pampa de María Santísima (norte de la provincia de Santa Cruz) y por Uliana y Legarreta (1999) para el Maastrichtiano tardío de la Cuenca del Golfo San Jorge. En este sentido, el registro de restos fósiles de granos de Arecaceae del tipo-Nypa (granos de polen y fragmentos de probables hojas) en la paleoflora (Vallati et al., 2016, 2017a; De Sosa Tomas et al., 2017) sugerirían la cercanía del mar en estos depósitos.

La Formación Lago Colhué Huapi carece de material piroclástico en su sección superior donde se ubican los cuatro estromatolitos, a diferencia de otras unidades del Grupo Chubut donde es muy abundante. Únicamente se ha registrado material piroclástico en la base de la unidad, donde existiría una relación lateral con la Formación Laguna Palacios (Casal et al., 2015). De esta manera, y de acuerdo con Cabaleri et al. (2010), la ausencia de material piroclástico habría favorecido el desarrollo de las comunidades bacterianas y algales constructoras de los estromatolitos en cuerpos de aguas limpias y de poca profundidad.

Debido a que los organismos coloniales no tienen un patrón de crecimiento característico propio, la morfología dómica de los estromatolitos estaría relacionada en parte, con el relieve del sustrato (Carozzi, 1962; Benavente, 2014). En este sentido, la superficie erosiva irregular a ondulada subyacente al estromatolito E1 aquí descripto e interpretada como un paleovalle (Fig. 3B), pudo haber condicionado al menos parcialmente, la morfología dómica de crecimiento. Para los registros E2, E3 y E4 no se encuentra expuesta la base de los mismos, por lo tanto no puede describirse esta relación. También, y de acuerdo con Mas y Alonso (1992) y Murphy y Sumner (2008), otros factores que habrían influido en la morfología serían la profundidad y energía del medio, la frecuencia de exposición subaérea y la velocidad de sedimentación.

Asimismo, en los estromatolitos maastrichtianos de la Cuenca del Golfo San Jorge no se observan intercalaciones epiclásticas entre la laminación como fue documentado por Cabaleri y Armella (2005) en las estructuras estromatolíticas jurásicas estudiadas en la Formación Cañadón Asfalto. Estos autores interpretaron la presencia de wackes como respuesta a cambios climáticos estacionales que influyeron en la sedimentación durante una etapa de alto nivel de lago y bajo condiciones climáticas subáridas cálidas (Cabaleri y Armella, 1999, 2003). La ausencia de elementos epiclásticos y de brechas singenéticas dentro del estromatolito E1, se ajusta con lo propuesto para la formación de estas geometrías dómicas actualmente restringidas a zonas protegidas y poco agitadas (Mas y Alonso, 1992). Además, sugiere una dominancia de la meteorización química sobre la mecánica (Marchese, 1974), la que prevalece bajo condiciones de climas tropicales (Scasso y Limarino, 1997) a diferencia de la mecánica que lo hace en condiciones de aridez. Condiciones similares fueron documentadas por Vallati et al. (2016) a través de estudios palinológicos, específicamente en el sitio de procedencia del E1. Dicha palinoflora incluye palinomorfos conspicuos de la región paleotropical (Buttinia andreevi Boltenhagen, 1967 y Gabonisporis vigourouxii Boltenhagen, 1967) junto a otros palinomorfos representativos de ambientes húmedos y cálidos. A favor de esta interpretación se han reconocido en secciones delgadas al microscopio petrográfico, restos de ostrácodos articulados y valvas desarticuladas no fragmentadas incluidas entre la laminación del E1 (Fig. 5), y la ausencia hasta el momento de bioestructuras asociadas con aguas agitadas como oncolitos (Aguirre-Urreta et al., 2011).

La presencia de grietas poligonales e irregulares en el techo del E1 (Fig. 6) es interpretada aquí como grietas de desecación producto de la somerización del cuerpo de agua y la exposición subaérea con la consecuente desecación de la superficie del estromatolito. Estos polígonos de desecación de variado tamaño y diseño serían el resultado de la deshidratación de los tapices microbianos y algales y podrían representar el principal rasgo sedimentario de destrucción de los mismos (Sanz-Montero et al., 2012).

El aporte de calcio y la presencia de microorganismos son los factores más importantes en la producción de carbonatos microbiales (Gierlowski-Kordesch, 2010). Por lo tanto, los cambios observados en los espesores de las láminas del estromatolito E1 podrían responder principalmente a variaciones de estos dos factores. En este sentido, para el caso de los estromatolitos del sur de Chubut, se interpreta que el aporte de calcio estaría vinculado posiblemente con el volcanismo alcalino presente en la localidad a través del basalto La Angostura (Fig. 3A, B), asignado al Maastrichtiano tardío (Clyde et al., 2014). Este volcanismo, además de manifestarse como diques y coladas que, en ocasiones constituyen pillow lavas (Foix et al., 2014), recientemente fueron reconocidas surgencias hidrotermales representadas como vetas de calcita y hot springs.

7. Conclusiones

Se registra por primera vez en la Cuenca del Golfo San Jorge la presencia de cuatro afloramientos con estromatolitos en el Maastrichtiano tardío de la Formación Lago Colhué Huapi, Grupo Chubut.

El estudio del estromatolito E1 de manera integrada con otros restos fósiles asociados, principalmente con palinomorfos dulceacuícolas, contribuye al entendimiento integrado del paleoambiente sedimentario y aporta nueva información sobre la paleoecología y el paleoclima en la localidad nacientes del río Chico durante el Maastrichtiano tardío en Patagonia central.

El origen de los estromatolitos en esta localidad se vincula a la captura y fijación de partículas carbonatadas por parte de microorganismos en cuerpos de aguas dulces, templadas, someras, limpias y de baja energía, bajo un paleoclima cálido y húmedo, ubicados en el sector litoral. El carbonato podría ser aportado por el volcanismo alcalino asociado.

Finalmente, este registro permite incrementar la distribución geográfica y la caracterización de los estromatolitos cretácicos dulceacuícolas en Patagonia central y realizar estudios comparativos con otras cuencas de la región y de Sudamérica.

Agradecimientos
A los propietarios de las estancias de nacientes del río Chico Luis Insúa, Héctor Martínez y Chiche Martínez, que permitieron el acceso al área de trabajo. Al Departamento de Geología de la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco por el apoyo logístico para el desarrollo de las actividades de campo (P.I. 1351). Al Dr. César Navarrete (UNPSJB) por su asistencia y contribuciones en la descripción de muestras al microscopio petrográfico. A. Marcelo Luna, Edmundo Ivany y Xavier Castaño por su colaboración en el campo y a Ezequiel González Svoboda del Laboratorio de Difracción de Rayos X (UNPSJB). Este trabajo fue parcialmente financiado por la Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica (PICT 2016-0459 a LMI, GAC).

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