Paleoambiente: El miembro CCd indica una profundización dentro de la Formación Cerro Colorado por su mayor contenido en foraminíferos planctónicos, y puede interpretarse como el inicio de la profundización de la cuenca. Junto con algunos niveles del glauconítico A comparte a P. insolita que ha sido comparada con Parvularugoglobigerina eugubina. Ambas especies son productos de profundos desequilibrios oceánicos; una vinculada al Eoceno terminal, y la otra, al límite Cretácico/Paleógeno, respectivamente (cf. Li et al. 1995).

La abundancia de Chiloguembelina, Bolivina, y Uvigerina, por niveles en el miembro CCd, y los niveles con grandes nódulos fosfáticos reconocidos recientemente en el miembro CCc de la Formación Cerro Colorado, sugieren condiciones ricas en nutrientes. Las microfaunas de las muestras PG 1 y 2 (Fig. 3), de plataforma externa, son las primeras sedimentitas desde el Paleoceno con indiscutibles características micropaleontológicas de ambiente profundo por su relativo alto contenido en foraminíferos planctónicos. La parte basal de la sección de la punta Gruesa (Fig. 3, perfil 409) contiene grafoglíptidos (Ponce et al. 2004), que constituyen trazas fósiles típicas del flysch.

El inusual bajo contenido de esmectita, y muy alto de illita, es el probable resultado de la coincidencia en las condiciones de enfriamiento del Eoceno terminal amplificado por el incremento de la actividad tectónica.

Capas de la Estancia María Cristina Oligoceno basal. Zona P18, 34-30 Ma

Antecedentes: Son las capas mencionadas como La María Cristina beds por Olivero y Malumián (2005). Comprenden parte de las capas referidas como Formación Cerro Colorado de Ghiglione (2002), y a los depósitos del "ciclo b" de Ponce et al. (2004).

Distribución y litología: Los principales afloramientos de referencia se encuentran en un corte artificial sobre la ruta nacional 3 (Figs. 1 y 2, Localidad 4), situado aproximadamente 6 km al N de la Estancia María Cristina, y sobre la costa atlántica, en los aledaños de la punta Gruesa y del cerro Colorado (Figs. 1-5). Por otra parte, se reconocen pequeños asomos de fangolitas (gris mediano 5, secas; gris oscuro 3, húmedas) del Oligoceno inferior (muestras 318-6 y 7) sobre la margen izquierda del río Irigoyen, unos 20 km al O de la costa atlántica (Fig. 1), que se incluyen en las capas de la Estancia María Cristina.

En el corte comprende un espesor mínimo de 100 m de arcillitas gris oliva claro (5y 6/1), muy homogéneas, masivas, con un horizonte de concreciones calcáreas de donde proviene la mayor parte de la microfauna calcárea. En la punta Gruesa, un espesor mínimo de 175 m que consta en su porción inferior de bancos alternantes de areniscas medianas a finas y fangolitas (gris oliva a gris oliva claro, 5y 4/1-6/1) (Fig. 3, perfil 409), seguidas de arcillitas masivas con concreciones calcáreas (Fig. 3, perfil 463). En el cerro Colorado comprende aproximadamente 130 m, su porción basal incluye un paquete alternante de areniscas y fangolitas, con notable plegamiento sinsedimentario, seguido de una sucesión bien estratificada de capas semejantes y culmina con fangolitas y arcillitas masivas con concreciones calcáreas, de igual color que en punta Gruesa (Fig. 5, perfil 428).

En el corte, las capas inclinan 30º hacia el S con la base y el techo ocultos. En la punta Gruesa, las capas, subverticales e invertidas, conforman un anticlinal volcado hacia el N, la base es transicional con el infrayacente Conglomerado Tchat-Chii. En el perfil 409 (Fig. 3) su porción superior está cortada por la falla frontal que limita la faja plegada y corrida fueguina, y en el perfil 463 (Fig. 3) los contactos están dados por fallas. En el cerro Colorado, la porción basal con pliegues sinsedimentarios se asienta en forma neta sobre el Conglomerado Tchat-Chii y su techo pasa en forma transicional a las capas del Puesto Herminita (Fig. 5, perfil 428). En esta localidad las capas basales inclinan aproximadamente 50º al S y estratigráficamente hacia arriba disminuyen la inclinación hasta 15º.

Paleontología: Debido a que las capas se depositaron en su mayor parte por debajo de la LCC, solo se encuentran microfósiles calcáreos en niveles sumamente restringidos, sin que se hayan reconocido megafósiles. En afloramientos próximos a la Estancia María Cristina (Figs. 1 y 2, localidad 4) dentro de un conjunto de conchillas fuertemente seleccionadas hacia tamaños mayores, se reconocieron los siguientes foraminíferos calcáreos:

Foraminíferos bentónicos:
Angulogerina cf. angulosa Williamson
Antarcticella antarctica (Leckie y Webb)
Bolivina sp.
Cibicides sp.
Laticarinina pauperata (Parker y Jones)
Globocassidulina sp.
Parafissurina lateralis carinata Bucher
Oridorsalis umbonatus (Reuss)
Uvigerina subproboscidea Haque
Valvulineria sp.

Foraminíferos planctónicos:
Catapsydrax dissimilis (Cushman y Bermúdez)
Chiloguembelina cubensis (Palmer)
Globigerina ampliapertura Bolli
Subbotina angiporoides angiporoides (Hornibrook)
Zeaglobigerina euapertura (Jenkins)
Z. woodi (Jenkins)
"Globigerina" brevisJenkins

Nanoplancton guía: I. recurvus Deflandre

En el área del cerro Colorado, las muestras 428 a excepción de la 428-7, en más de 150 m de espesor, solo brindaron foraminíferos aglutinados (Fig. 5, perfil 428):

Ammodiscus sp.
Cribrostomoides subglobosus (G.O.Sars)
C. yeffreysii (Williamson)
Haplophragmoides bradyi (Robertson)
Karrerulina sp.
Martinottiella sp.
Psammosphaera sp.
Reticulophragmium acutidorsata (von Hatken)
R. amplectens (Grzybowski)
Rhabdammina spp.
Rhizammina sp.

Sólo en las muestras 428-7 y 427 se encontraron foraminíferos calcáreos. En la 428-7, sobre 160 ejemplares de foraminíferos bentónicos se reconocen los siguientes porcentajes:

Globocassidulina pseudocrassa (Hornibrook) 60%
U. subproboscidea Haque 24%
Stilostomella spp. 10%
menores al 4%:
Cibicides sp.
Fissurina sp.
Gyroidinoides sp.
Hoeglundina elegans (d' Orb.)
Lagena sp.
Lenticulina sp.
Nodosaria longiscata d' Orb.
Oridorsalis sp.
Pullenia spp.

Los foraminíferos planctónicos: S. angiporoides junto con muy abundante Tenuitella gemma (Jenkins).

En la muestra 427 se recuperó escasa microfauna, con Epistominella sp., Martinottiella sp., Haplophragmoides sp., Stilostomella spp., N. longiscata, Cibicides spp. y S. angiporoides.

En 427-1, material muy escaso, muy seleccionado por tamaños menores, con Bulimina cf. mexicana Cushman, Epistominella sp., Gyroidinoides sp., N. longiscata, R. amplectens?, Rhabdammina sp. y Stilostomella sp.

En punta Gruesa, en el Perfil 463 (Fig. 3):
Ammodiscus sp.
Bathysiphon sp.
Haplophragmoides sp.
Psammosphaera sp.
Reticulophragmium sp.

Muy escasos calcáreos:
Heterolepa sp.
Lenticulina alatolimbata (Gümbel)
Nodosaria longiscata d' Orb.
U. subproboscidea Haque

En la muestra 463-4, se encuentra abundante C. dissimilis junto con S. angiporoides acompañados por tenuitellidos relativamente abundantes: T. gemma y T. munda Jenkins.

En la punta Gruesa, las capas basales se caracterizan por horizontes densamente bioturbados, con dominancia de Phymatoderma granulata (Schlotheim), una icnoespecie frecuente en depósitos marinos profundos del flysch europeo y de Ecuador (Olivero et al. 2004).

Edad: La edad de las capas está entre 34,3 y 32 Ma. La ausencia de G. index DUA 34,3 Ma, y la presencia de C. dissimilis indica una edad menor al Eoceno; la de S. angiporoides, mayor a 30 Ma, y la de I. recurvus, mayor a 32 Ma.

La sección del área del cerro Colorado (muestras 427-8 a 428, Fig. 5, perfil 428) se asigna claramente por los foraminíferos planctónicos al Oligoceno temprano, por S. angiporoides y la ausencia de tenuitellidos típicos del Eoceno tardío. Se corresponde con la Zona de S. angiporoides, reconocida en Antártida y Nueva Zelanda, típica de áreas templadas y frías. La muestra 427 contiene la última aparición de S. angiporoides, calibrada en 30 Ma, en la mitad de la Zona P20, levemente por debajo del límite oligoceno inferior/superior.

En general, en las fangolitas del perfil 463 (Fig. 3, muestras 463, 464, 465) se recuperaron frecuentes foraminíferos aglutinados y muy escasos bentónicos calcáreos. En particular, la muestra 463-4 tiene una asociación de foraminíferos planctónicos que resulta ser muy típica de la capas de la Estancia María Cristina. Las fangolitas apoyan sobre las PG 2, del Eoceno cuspidal con G. index y I. recurvus. Entre los foraminíferos bentónicos, las capas basales (Fig. 5, perfil 428, muestra 428-7) brindaron material relativamente abundante, bien conservado, conformando una asociación peculiar por el dominio de G. pseudocrassa y la abundancia de U. subproboscidea. La primera se conoce desde el Oligoceno inferior tardío al Aquitaniano de Nueva Zelanda con una aparición posterior a la última aparición de S. angiporoides (cf. Hornibrook et al. 1989). En los términos superiores se encuentra el registro más antiguo de Spirosigmoilinella compressa Matsunaga, (muestra 318-6), con S. angiporoides pero sin I. recurvus.

Paleoambiente: Son sedimentitas con asociaciones residuales de foraminíferos aglutinados depositadas en casi su totalidad por debajo de LCC. En los eventuales niveles con foraminíferos calcáreos, U. subproboscidea es abundante a dominante y parece ser muy típica de estas capas, es una especie de aguas profundas y también abundante en el Oligoceno del DSDP Site 329 (50°S, 44°O) del plateau de las islas Malvinas (cf. Boersma 1984).

Correlación: En conjunto se correlacionan las capas de la Estancia María Cristina con el glauconítico A del subsuelo de Tierra del Fuego y la parte inferior de las "margas superiores", los que en general tiene una edad levemente menor en la porción septentrional de la Isla, pues allí carecen de I. recurvus, (cf. Mostajo, 1991) y de tenuitellidos lisos. Sólo en situaciones próximas a la región andina comprenden términos con tenuitellidos lisos junto con Ch. ototara, como se presentan en el pozo Poseidón. En este pozo, el glauconitico A y la margosa superior están entre 2.000 y 2.300 mbbp. Riggi (1988) señaló que la parte inferior del glauconítico A se caracteriza, y aún sería identificable, por su bajo contenido en montmorillonita. En este sentido, el miembro CCd, reconoce el valor más bajo en esmectita, y también coincide con la edad del glauconítico A en las partes más profundas de la cuenca.

Capas del Puesto Herminita. Oligoceno inferior alto-Oligoceno superior bajo, dentro de los 30 y 26,5 Ma

Antecedentes: Fueron mencionadas como "limolitas aflorantes en las proximidades de la estancia la Herminita" en estudios micropaleontológicos (Malumián y Náñez 1988, Malumián y Caramés 1989). Corresponden en parte a las capas diferenciadas por Ghiglione (2002) como Mioceno inferior en las cercanías de la punta Gruesa.

Distribución y litología: Estas capas asoman en las crestas de las lomas de las inmediaciones del Puesto Herminita a través de una fina cobertura regolítica (Figs. 1 y 2, localidad 6). Otros afloramientos semicubiertos se sitúan en las inmediaciones de la falla Fagnano, sobre la margen izquierda del río Irigoyen a unos 20 km aguas arriba de su desembocadura y al E del Aserradero Fueguino (Fig. 1). Las mejores exposiciones están sobre la costa atlántica, en las inmediaciones de la punta Gruesa (Fig. 3, perfil PG10) y del cerro Colorado (Fig. 5, perfil 428).

En el Puesto Herminita, las capas alcanzan un espesor mínimo de 200 m, con base y techo ocultos, dominantemente de arcillitas, limolitas arenosas masivas muy subordinadas, en parte con raros horizontes concrecionados y cementados con carbonato (varían entre gris amarillento 5Y 7/2, húmeda; anaranjado amarillento oscuro 5Y 6/4 seca, a anaranjado grisáceo 10Yr 7/4 a pardo amarillento moderado 10Yr 5/4, respectivamente) muy poco expuestas y que conforman un suave anticlinal cuyos limbos inclinan menos de 15º.

En la punta Gruesa comprenden un paquete de 200 m de espesor mínimo (Fig. 3, perfil PG 10) de areniscas y fangolitas en su parte inferior, rítmicamente estratificadas, seguidas de fangolitas grises con concreciones elípticas. El paquete de estratificación rítmica, consta de areniscas finas y medianas, gris claras, en bancos de 0,10-0,60 m de espesor, con gradación normal y laminación paralela, con frecuente deformación convoluta. Las capas conforman un anticlinal asimétrico, con inclinaciones de hasta 60º cerca del eje de la estructura y sobre el limbo N las inclinaciones disminuyen paulatinamente hasta 20º, aproximadamente. El corrimiento Punta Gruesa monta a las capas de la Estancia María Cristina sobre las capas del Puesto Herminita.

En el área del cerro Colorado-río Irigoyen (Fig. 5, perfil 428) comprende una sucesión homogénea, espesor mínimo 75 m, de arcillitas grises con intercalaciones delgadas de fangolitas arenosas, que incluyen niveles con concreciones calcáreas. Las capas inclinan 15º hacia el S. La base es transicional con las capas de la Estancia María Cristina y hacia el techo el contacto con los suprayacentes estratos de la María Luisa está dado por falla (Malumián y Olivero 2005).

Paleontología y edad: Pese al intenso muestreo de las capas en las proximidades del Puesto Herminita mediante barreno, sólo en una localidad se reconocieron microfósiles calcáreos, únicamente los foraminíferos monoloculares fueron ilustrados por Malumián y Caramés (1989).

Los foraminíferos aglutinados son dominantes y conforman la típica asociación residual de Spirosigmoilinella compressa-Martinottiella spp., que son dominantes.

Entre los foraminíferos aglutinados se reconocen:
Eggerella bradyi (Cushman)
Karrerulina sp.
Martinottiella sp.
Pseudobolivina sp.
Reophax sp.
Reticulophragmium spp.
Sacammina sp.
Spirosigmoilinella compressa Matsunaga

Foraminíferos bentónicos calcáreos uniloculares:
Buchnerina orbignyana (Seguenza)
Buchnerina sp. 1330
Fissurina fimbriata (Brady)
F. globosa Bornemann
F. staphyllearia Schwager
Lagena raricosta (d'Orb.)
Lagenosolenia flintiana (Cushman)
Oolina lineata (Williamson)
Parafissurina basicarinata Parr
P. dohrnii (Buchner)
P. textulostoma Loeblich y Tappan

Foraminíferos bentónicos calcáreos multiloculares:
Cassidulinoides mexicanus Cushman
Gyroidinoides neosoldanii (Brotzen)
L. pauperata (Parker y Jones)
Lenticulina sp.
Orthomorphina sp.
Pleurostomella sp.
Proxifrons advena (Cushman)
Sigmomorphina sp.
Stilostomella sp.
Uvigerina cf. topilensis Cushman
Uvigerina cf. ongleyi Finlay

Foraminíferos planctónicos:
Zeaglobigerina connecta (Jenkins)
Z. labiacrassata (Jenkins)
Catapsidrax unicavus Bolli, Loeblich y Tappan

Nanoplancton característico: Contiene el último registro del género Chiasmolithus, con Ch. altus Bukry y Percival reconocido en la muestra PG 16 (Fig. 3, perfil PG10). En las proximidades del Conglomerado Tchat-Chii, que aparentemente corresponden a la base de las capas, contiene muy abundantes microfósiles calcáreos retrabajados del Eoceno, particularmente del Eoceno medio.

En el área del cerro Colorado, se reconocen las capas de la Herminita en el tramo 426-2, a 426 (Fig. 5, perfil 428), que contiene relativamente escasos foraminíferos bentónicos y muy abundantes planctónicos regularmente conservados con dominio del grupo 3 de "grandes" globigerínidos de Spezaferri (1994): "Globigerina" venezuelana Hedberg, "Globigerina" euapertura Jenkins, y además Z. labiacrassata y "Sphaeroidinellopsis" sp., que conforman una asociación típica del Oligoceno superior.

Los foraminíferos bentónicos son:
Anomalinoides macraglabra Finlay
Bulimina sp. (idénticas a las reconocidas en la muestra PG 16)
Glabratella crassa Dorreen
Globobulimina sp.
Globocassidulina sp.
Gyroidinoides subzelandicus Finlay
L. pauperata (Parker y Jones)
Lobatula lobatula (Walker y Jacob)
Nummodiscorbis sp.
Patella corrugata Williamson
Planulina mexicana Cushman
Planulina sp.
Pleurostomella sp.
Trochoelphidiella sp. de Leckie y Webb (1990)

Triseriales calcáreos indeterminados muy pequeños.

La muestra 425-1, correspondiente a los estratos de la María Luisa, contiene microfauna diferente (cf. Malumián y Scarpa 2005).

La ausencia de I. recurvus y S. angiporoides indica una edad menor a 30 Ma, la presencia de Z. labiacrassata (Jenkins), de rango Oligoceno tardío a Mioceno Medio temprano (cf. Spezzaferri 1994) restringe su edad más antigua, el dominio de grandes globigerínidos es típica del Oligoceno superior. Las capas de la Herminita contienen los primeros registros de abundante S. compressa cuya primera aparición se encuentra entre las últimas apariciones de I. recurvus y S. angiporoides.

Entre los foraminíferos bentónicos, una forma comparable a Uvigerina ongleyi Finlay, idéntica a la ilustrada por Boersma (1984), es típica de las capas de la Herminita. En Nueva Zelanda se reconoce desde la base del Oligoceno al Mioceno medio. Ha sido ilustrada como especie indicadora del techo del piso Rosariano (Natland et al. 1974), de manera que se correlaciona con este piso y con la parte superior de la "margosa superior", que en el pozo Poseidón está entre 1.770 y 2.000 mbbp.

Paleoambiente: El absoluto dominio de foraminíferos aglutinados en conjuntos muy pobres en la mayoría de las muestras indica ambientes por debajo de la LCC, la asociación de Spirosigmoilinella-Martinottiella es indicadora de aguas corrosivas de carácter antártico (Malumián y Náñez 1991). Los escasos ejemplares calcáreos son formas resistentes a la disolución y sugieren ambientes profundos de la lisoclina, comprenden típicas formas de carácter antártico, como Antarcticella en los multiloculares, y Fissurina fimbriata en los monoloculares. La relativa abundancia de radiolarios esféricos, dientes de peces e ictiolitos, y niveles con abundante Bolivina, aguas superficiales productivas.

Las areniscas gradadas de la sucesión rítmica inferior se interpretan como turbiditas, y en conjunto con la información paleoecológica, se asimilan a lóbulos arenosos de ambiente marino profundo.

2) CICLO OLIGOCENO CUSPIDALMIOCENO TEMPRANO (P22-N4)

Formación Desdémona
Oligoceno cuspidal-Mioceno basal

Antecedentes: Corresponde al miembro informal A del Mioceno inferior de Ghiglione (2002) y parcialmente a los estratos del cabo Inés (Buatois y Camacho 1993). El origen del nombre alude al barco Desdémona, encallado en la playa cercana al área tipo.

Distribución y litología: La Formación está muy bien expuesta en el acantilado y la restinga al SSE del cabo San Pablo donde se designa el perfil tipo (Fig. 1, Fig. 4, perfil 411).

La Formación Desdémona está caracterizada principalmente por fangolitas tobáceas, inusualmente induradas en cortes frescos para las sedimentitas de similar edad. La Formación, ca. 250 m de espesor, constituye una sucesión dominantemente de arcillitas y fangolitas bioturbadas, gris oliva claro (5Y 6/1) seca y gris oliva (5Y 4/1) húmeda, en parte con marcados rasgos de deformación sinsedimentaria, entre los que se mencionan numerosos diques clásticos de arenisca (Ghiglione 2002), grandes bloques deslizados y replegados de arcillita-fangolita, laminación convoluta y espesos horizontes con concreciones removilizadas, con pérdida de la fábrica sedimentaria original en las fangolitas que las contienen (Fig. 4, perfil 411). En su porción cuspidal, consta de bancos de arenisca muy fina, bioturbadas y con glauconita madura. La asociación de arcillas (sobre el análisis de 7 muestras) se caracteriza por valores constantes de 30% de illita, y variables entre 30 a 50% de esmectita, y de 20 a 30% de clorita.

La base no está expuesta y el techo está cubierto discordantemente por los estratos del cabo Ladrillero. Los estratos están suavemente plegados, con inclinaciones variables entre 5º y 15º (Fig. 1, Ghiglione 2002).

Paleontología y edad: Los megafósiles, muy escasos en general, se reconocieron en seis niveles, con gasterópodos, bivalvos, corales solitarios y equinoideos, mal preservados por disolución.

La bioturbación es relativamente conspicua y en general en toda la Formación se intercalan niveles densamente moteados; en sus niveles basales abundan Zoophycos y Chondrites, hacia el nivel de 200 m (Fig. 4, perfil 411) hay capas totalmente bioturbadas con dominancia de Zoophycos, Taenidium y Teichichnus. Las areniscas cuspidales están intensamente recorridas por galerías de Thalassinoides, en parte con un inusual relleno de láminas curvadas, de tipo chevron.

Los foraminíferos bentónicos calcáreos, y que también se encuentran en las capas de Cabo Ladrillero en el perfil 410, son:
Amphimorphina amchitkaensis Todd
Bolivina malovensis Heron-Allen y Earland
Gyroidina soldanii (d'Orb.)
Pullenia bulloides d'Orb.*
Sphaeroidina bulloides (d'Orb.)
S. compressa Matsunaga
Uvigerina farinosa (Hantken)

Se reconocen además, los foraminíferos bentónicos calcáreos:
Angulogerina angulosa (Williamson)
Anomalinoides spissiformis (Cushman y Staintforth)
Astrononion echolsi Kennett
Buccella peruviana (d'Orb.)
Bueningia sp.
Bulimina inflata Seguenza
Globocassidulina subglobosa (Brady)*
Cassidulina subtumida Cushman
Cibicidoides wuellerstorfi (Schwager)
C. bradyi Trauth
C. mundulus B.P. y Jones
Dentalina consobrina d'Orb.
Elphidium macellum Fitchel y Moll
Epistominella exigua Brady
Gavelinella cagnoni Malumián
Glandulina obtusissima Reuss
Gyroidina neosoldanii (Brotzen)
Heronallenia wilsoni (Heron-Allen y Earland)
Heterolepa sp.
L. pauperata (Parker y Jones)
Lenticulina sp.
Marginulina obliqua d'Orb.
Nodosaria longiscata d'Orb.
N. acuminata Hantken
Nonionella miocenica Cushman
Nummodiscorbis sp.
Oridorsalis umbonatus (Reuss)*
Patellina sp.
Planulinoides norcotti Hedley, Hurdle y Burdett
Pyrgo ringens Lamarck
Quinqueloculina stalkeri Loeblich y Tappan
Proxifrons advena (Cushman)
Stilostomella ex gr. lepidula Schwager
Uvigerina miozea Finlay
Valvulineria laevigata Phleger y Parker

Los foraminíferos aglutinados:
Ammodiscus sp.
Bathysiphon sp.
E. bradyi (Cushman)
Kalamopsis sp.
Karreriella siphonella Reuss
Martinottiella communis d'Orb.
Psammosphaera fusca Schulze
Reticulophragmium sp.
R. rotundidorsata (Hantken)
R. amplectens (Grzybowski)
Reophax pilulifer Brady
R. brevis Parr
R. placenta (Reuss)
Rhabdammina abyssorum M. Sars

Foraminíferos planctónicos:
"Globigerina" euapertura Jenkins
Globorotaloides suteri (Bolli)
Globigerinella obesa (Bolli)
Globigernita juvenilis (Bolli)
Catapsydrax dissimilis (Cushman y Bermúdez)
C. martini Blow y Banner
C. unicavus Bolli, Loeblich y Tappan
Praeglobigerinoides spp.
Sphaeroidinellopsis cf. disjuncta Finlay
Tenuitella clemenciae (Jenkins)
T. gemma (Jenkins)
Zeaglobigerina connecta (Jenkins)
Z. brasieri (Jenkins)
Z. woodi (Jenkins)
Catapsydrax dissimilis, cuyo DUA es 17,3 Ma; y la ausencia de Globorotalia incognita, una especie ampliamente distribuida en medianas altas latitudes y altas latitudes cuyo DPA es de 21,6 Ma, restringe la menor edad de la Formación Desdémona al Mioceno más temprano, edad coherente con el conjunto de foraminíferos planctónicos. La posición estratigráfica, por encima de las capas del Puesto Herminita, indica una edad no mayor al Chattiano medio. La Formación contiene "G." euapertura, que en la zonación subantártica (Berggren 1992) su última aparición fue utilizada como una aproximación del límite Oligoceno/Mioceno, pero es una especie que se reconoce hasta el Mioceno inferior en Australia (cf. Li et al. 2003).

Paleoambiente: Los foraminíferos bentónicos son indicativos de aguas profundas, las especies listadas con un asterisco, tienen su límite de distribución superior en el ambiente nerítico profundo. Entre otras especies batimétricamente diagnósticas, S. bulloides comúnmente se encuentra en ambiente batial superior; C. mundulus, en batial-abisal; L. pauperata, desde 300 metros de profundidad; E. bradyi, desde el batial medio (Morkhoven et al. 1986).

Los foraminíferos planctónicos, en las especies del género Zeaglobigerina, han sido consideradas por Chapronier (1992) como habitantes de masas de agua intermedia cálida-templada, donde dominan sobre los globigerínidos espinosos.

Signos de corrosión se manifiestan en casi todas las muestras, resultando altos porcentajes de foraminíferos aglutinados, que sugieren el dominio de condiciones de lisoclina. En los pocos casos (Fig. 4, perfil 411, muestra 28), en que se conservan formas calcáreas sin aparentes signos de disolución, la relación: foraminíferos planctónicos/ bentónicos, alcanza valores de 1,7, indicativos de ambientes de profundidades mayores a los de plataforma. Entre las muestras 411-20 y 43, donde no hay manifiestos efectos de disolución, los aglutinados están entre el 3 y el 50% de los foraminíferos bentónicos. El dominio de foraminíferos aglutinados hasta los 150 m (muestra 411-16), que componen del 76 al 99 % de los foraminíferos bentónicos, indica la posición de la lisoclina.

La Formación comprende depósitos marinos profundos, probablemente del talud depositacional, con frecuente removilización de sedimentos por deslizamientos gravitatorios.

Correlación: En la base de la Formación, se encuentra el registro más antiguo de Sphaeroidina bulloides. Si bien el biocrón reconocido para esta especie bentónica en los fondos oceánicos por Morkhoven et al. (1986) indica su rango a partir de la zona P19 del Oligoceno temprano tardío, tiene una aparición local relativamente tardía pues consistentemente no se ha registrado esta forma resistente a la disolución en las capas de la María Cristina ni en las del Puesto Herminita. Por lo que se correlaciona por su común contenido con la Formación Cabo Peña, avalada por la similar composición de las asociaciones de arcillas (Cuadro 1).

Cuadro 1: Composición de las Asociaciones de arcillas del Eoceno superior-Mioceno Medio.

De la Formación Cabo Peña, pese a numerosos muestreos, se han recuperado muy escasos foraminíferos calcáreos. Su edad fue asignada al Eoceno tardío-Oligoceno temprano por Codignotto y Malumián (1981), y correlacionada con la Formación San Julián, (Malumián 1999). La misma edad fue asignada mediante palinología (Guerstein et al. 2002), pero los foraminíferos planctónicos son de grupos escasamente diagnósticos y de pobre preservación, y la probabilidad de retrabajo tanto de los microfósiles calcáreos como del material polínico del Eoceno, es muy grande en la Isla debido a la discordancia de la base del Grupo Cabo Domingo.

La edad de la Formación Desdémona es coincidente con la de la Formación Monte León, y equivalentes en toda la Patagonia y con niveles de mar alto.

Capas del Cabo Ladrillero
Mioceno inferior

Antecedentes: Corresponde al miembro informal A del Mioceno inferior de Ghiglione (2002) y parcialmente a los estratos del cabo Inés (Buatois y Camacho 1993).

Distribución y litología: Estas capas subhorizontales están bien expuestas sobre la costa atlántica, inmediatamente al NNO del área tipo de la Formación Desdémona (Fig. 1, perfil 410), en la base del cabo San Pablo (Figs.1 y 2, localidad 2; Fig. 4, perfil SP), y en el cabo Ladrillero; y también , sobre la ruta nacional 3 y en cortes de meandros del río Candelaria (Fig. 1, localidades 5 y 7, respectivamente).

Se reconocen dos secciones, una inferior, en el perfil 410 (Fig. 4), ca. 80 m de espesor mínimo, también cortada por numerosos diques clásticos, se asienta en suave discordancia angular sobre la Formación Desdémona. Su porción basal consta de areniscas muy finas, glauconíticas, con estratificación interna inclinada que traslapa sucesivamente hacia el SSE sobre el techo de la Formación Desdémona. El resto de la sección, se compone de una alternancia de paquetes espesos, estratificados y masivos, de fangolitas y arcillitas (gris medio nº5 gris oliva claro 5Y 6/1, 5Y seca; y gris oscuro nº3 a gris oliva 5Y 4/1, húmeda) (Fig. 4, perfil 410). La asociación de arcillas es invariable, en análisis sobre seis muestras, está formada por 20% de esmectita, 50% de illita y 30% de clorita, y una muestra proveniente del afloramiento sobre el río Candelaria, próximo a la Ea. El Rodeo, es de idénticos valores. La sección superior, en el perfil SP (Fig. 4) comprende un paquete de 75 m de espesor mínimo, de fangolitas carbonosas (en roca fresca gris verdoso oscuro 5GY 4/1 a gris oliva 5Y 4/1 con intercalación de bancos de arenisca fina (niveles entre 350-375 m) seguida de arcillitas gris violáceo, masivas (niveles entre 375-400 m) que culminan con un conspicuo horizonte con deformación sinsedimentaria. Esta sección se repite en el cabo Ladrillero.

Paleontología y edad: Además de las especies de foraminíferos bentónicos comunes con el perfil 411 de la Formación Desdémona, se reconocen en la sección inferior (perfil 410):
Astacolus gladious Philippi
Alabamina sp.
Bulimina alazanensis Cushman
B. fossa Cushman y Parker
Evolvocassidulina parkeriana (Brady)
Cibicides mckannai (Galloway y Wissler)
Dentalina spinecens Reuss
Duquepsammina cubensis (Cushman y Bermúdez)
Melonis pompilioides Fitchel y Moll
Plectofrondicularia parri Finlay
Pleurostomella elliptica Galloway y Heminway
Uvigerina rugosa d'Orb.
U. farinosa Hantken.

Foraminíferos planctónicos:
Catapsydrax africanus (Blow y Banner)
C. unicavus Bolli, Loeblich y Tappan
Globigerina praebulloides Blow
Globigerinita juvenilis (Bolli)
Globorotaloides suteri Bolli
Praeglobigerinoides sp. sensu Spezaferri
Sphaeroidinellopsis disjuncta Finlay
Tenuitella clemenciae Bermúdez
T. neoclemenciae Li
Tenuitellata pseudoedita (Subbotina)
Zeaglobigerina brasieri (Jenkins)

En la sección superior, en el cabo Ladrillero, las microfaunas están reducidas a abundantes foraminíferos aglutinados de la asociación Spirosigmoilinella-Martinottiella. En solo dos muestras de áreas sumamente localizadas se recuperaron foraminíferos calcáreos fuertemente seleccionados por tamaños menores, las formas bentónicas dominadas por bulimináceos: Bulimina alazanensis y B. fossa. Las formas planctónicas están dominadas por: G. praebulloides y Globigerina aff. praebulloides Bolli sensu Spezaferri y tenuitellidos: Tenuitella clemenciae y T. neoclemenciae.

Numerosas muestras analizadas del perfil SP (Fig. 4) brindaron sólo foraminíferos aglutinados dominados por S. compressa y Reticulophragmium sp. En la base se encuentra un surtido mayor, que incluye además Trochammina sp. y varias especies con la conchilla muy deformada.

El contenido en M. pompilioides y P. parri que según Morkhoven et al. (1986) se reconocen desde la Zona P22 a la N23, y desde la N4 a la N17, respectivamente, acotan la mayor edad de la sección inferior de las capas de Cabo Ladrillero (perfil 411) al Mioceno inferior. La edad de la sección superior, está acotada por las suprayacentes capas del Cabo San Pablo, expuestas en el cabo Santa Inés, al Mioceno inferior.

Paleoambiente: Los foraminíferos bentónicos batimétricamente diagnósticos, listados con un asterisco, tienen su límite superior en la plataforma externa. Entre otras especies significativas: U. rugosa se distribuye en ambientes batiales medios a inferiores (cf. Morkhoven et al. 1986).

Las muestras 410-24 a 18 contienen una microfauna residual de condiciones de disolución similar a las de la Formación Desdémona. En el resto del perfil 410 no se reconocen signos de disolución y la relación planctónicos a bentónicos, no supera a 0,7, indicando condiciones de plataforma externa al igual que los foraminíferos bentónicos. La microfauna residual del perfil SP indica condiciones de disolución por debajo de la LCC. El dominio de formas planctónicos espinosas del grupo de G. bulloides, un grupo considerado de aguas superficiales comúnmente asociado con aguas frías y ricas en nutrientes en el sudeste de Australia (cf. McGowran y Li 1993, Li y McGowran 1994) es coherente con el dominio de condiciones de disolución y la materia carbonosa abundante por niveles.

La asociación de arcillas indica un desmejoramiento climático y/o mayor tectonismo respecto a la asociación de la Formación Desdémona, por el aumento de illita a costa de la esmectita.

Capas del Cabo San Pablo
Mioceno inferior

Antecedentes: Corresponde parcialmente a los estratos del cabo Inés (Buatois y Camacho 1993) y a las capas del Cabo San Pablo (Olivero y Malumián 2005).

Distribución y litología: Constan principalmente de areniscas ocres, medianas y gruesas, sabulíticas, con glauconita relativamente escasa, masivas, con marcada geometría lenticular y frecuentes estructuras de corte y relleno (Fig. 4, perfil SP). Estas areniscas subhorizontales, muy bien expuestas sobre la costa atlántica entre el cabo San Pablo y cercanías del cabo Santa Inés, alcanzan un espesor mínimo entre 30-40 m. Los contactos de base y techo son discordantes. En el cabo Santa Inés, las areniscas están cubiertas concordantemente por ca. 15 m de espesor de areniscas finas y arcillitas, en parte con repliegues sinsedimentarios.

Paleontología y edad: De las areniscas masivas un par de muestras resultó estéril, y otra con S. compressa y foraminíferos aglutinados deformados mayormente indeterminables. En el cabo Santa Inés, las arcillitas superiores contienen dominantemente la asociación residual de Spirosigmoilinella-Martinottiella, solo en niveles muy restringidos se recuperó microfauna calcárea de pobre preservación. Los foraminíferos planctónicos si bien muy abundantes están mayormente aplastados o recristalizados, dominan totalmente Globigerina praebulloides, G. bulloides, G. aff. praebulloides sensu Spezaferri, con un solo ejemplar de C. dissimilis. Los foraminíferos bentónicos están reducidos a formas resistentes a la disolución y representados por grandes ejemplares de: S. bulloides, H. elegans, Cibicides spp., Uvigerina miozea, acompañados por raros ejemplares de U. rugosa. La posición estratigráfica de las capas del Cabo San Pablo y el DUA de C. dissimilis sugieren una edad miocena temprana.

Paleoambiente: El dominio del grupo de G. bulloides sugiere aguas frías, y las asociaciones residuales depositación mayormente por debajo de la LCC. Las areniscas masivas se interpretan como depósitos de flujos gravitatorios marinos profundos.

3) CICLO MIOCENO MEDIO

Formación Carmen Silva
(Codignotto y Malumián 1981)
Mioceno medio bajo

Antecedentes: La Formación fue propuesta por Codignotto y Malumián (1981) designando su perfil tipo en el puesto 26 (Fig. 1, localidad 10).

Distribución y litología: Los principales afloramientos se encuentran en el sector NO del área mapeada, en adición al perfil tipo del puesto 26 otras localidades con exposiciones relativamente buenas se sitúan en los alrededores de la Estancia San Julio (Fig. 1, localidad 9).

Consta de dos miembros, uno inferior de arcillitas y limolitas arenosas y otro superior de conglomerados y tobas, con abundantes invertebrados fósiles. Un rasgo conspicuo de los conglomerados es la abundancia relativa de clastos de volcanitas mesosilíceas y básicas. Las capas tienen actitud horizontal, el espesor mínimo alcanza ca. 50 m, la base no ha sido reconocida y el techo pasa transicionalmente a la Formación Castillo (cf. Codignotto y Malumián 1981). Esta formación está bien identificada en la perforación Aries e-2, donde se encuentra entre 330 a 500 metros bajo boca de pozo con microfauna típica de ambientes deltaicos e hiposalinos, con elevados porcentajes de esmectita en la asociación de arcillas (cf. Malumián et al. 1999).

Paleontología: Los foraminíferos bentónicos fueron ilustrados por Malumián (1982).

Foraminíferos bentónicos
Cyclogira involvens (Reuss)
Pyrgo sp.
P. oblonga (d'Orb.)
P. carinata (d'Orb.)
P. subsphaerica (d'Orb.)

Los foraminíferos planctónicos:
Globorotaloides suteri Bolli
Paragloborotalia pseudocontinuosa (Jenkins)
Tenuitellata pseudoedita (Subbotina)
T. selleyi Li, Reedford y Banner

Los moluscos fueron ilustrados por Malumián et al. (1978).

Edad: Recientemente, se dio a conocer el contenido de foraminíferos planctónicos (Olivero y Malumián 2005) que comprende mayormente tenuitellidos, los que son relativamente abundantes hasta el Mioceno medio (cf. Li et al. 1992). Se corresponde con la extendida transgresión entrerriense, coherente con el elevado contenido esmectítico de las asociaciones de arcillas y el momento de nivel de mar alto.

Paleoambiente: El contenido de foraminíferos es típico de ambientes someros, deltaicos, y marino marginales. La gran dominancia de esmectita en las asociaciones de arcillas, es interpretada como resultado del óptimo del Neógeno y un acontecimiento registrable por toda la Patagonia (cf. Alonso et al. 2001).

Capas del Cabo Viamonte
Mioceno medio

En forma preliminar se diferencian las capas del Cabo Viamonte (Figs. 1 y 2, localidad 3) por un conjunto de rasgos litológicos y faciales que las distinguen netamente del resto del Neógeno. Estas capas componen un paquete de 40 m de espesor mínimo, de brechas gruesas, conglomerados finos, areniscas gruesas y fangolitas, en capas de estratificación gruesa, masivas o con laminación paralela y ondulosa difusas, y con marcada geometría lenticular de gran escala, hasta más de 500 m de ancho, con múltiples superficies erosivas internas. Su base se asienta en marcada discordancia sobre las capas del Cabo San Pablo. Las brechas incluyen grandes bloques autóctonos resedimentados, hasta 3 m de diámetro; y los conglomerados finos, clastos de volcanitas basálticas frescas. La mayor parte de la sucesión clástica más gruesa se interpreta como depósitos de flujos gravitatorios densos y/o hiperconcentrados; y las litologías más finas, depósitos de decantación de fangos en suspensión. La marcada geometría lenticular, con superficies erosivas basales, se interpreta como originada por canales submarinos, rellenos por depósitos de flujos gravitatorios.

La falta de elementos paleontológicos diagnósticos dificulta el establecimiento de sus relaciones estratigráficas. Dada la semejanza en el estilo de estratificación y analogía de facies sedimentarias, es probable que corresponda a las mismas capas expuestas en el acantilado inferior y medio del cabo Domingo. Estas últimas fueron interpretadas como un probable equivalente lateral de la Formación Carmen Silva (cf. Codignotto y Malumián 1981). Se sigue aquí este criterio, con el agregado que probablemente las capas del Cabo Viamonte representen facies marinas profundas, equivalentes en edad al conjunto de Carmen Silva-Castillo, con las que comparte el contenido de clastos frescos de volcanitas.

Formación Castillo (De Ferrariis 1938)
Mioceno medio

Antecedentes: La Formación fue propuesta por De Ferrariis (en Fossa Manccini et al. 1938). El perfil tipo situado en el cerro Castillo (Fig. 1, localidad 9) fue descrito por Malumián et al. (1978) y los antecedentes de la Formación se mencionan en Codignotto y Malumián (1981).

Distribución y litología: Los principales afloramientos se sitúan en el sector NO del área mapeada, en general asociados a la infrayacente Formación Carmen Silva (Fig. 1). En la localidad tipo del cerro Castillo, incluye un espesor mínimo de 6 m de conglomerados y areniscas conglomerádicas con estratificación diagonal, que yacen en transición sobre conglomerados fosilíferos de la parte superior de la Formación Carmen Silva (Malumián et al. 1978). En las adyacencias del cerro Castillo, en el tramo entre las estancias San Julio y El Salvador, tiene mayor espesor (mínimo 20 m) y está compuesta de ciclos alternantes de 3-4 m de espesor, formados por conglomerados finos a medios, con estratificación diagonal, con bases erosivas; siguen areniscas conglomerádicas con estratificación diagonal; y culminan con delgados paquetes de areniscas y fangolitas rítmicamente estratificados, en parte casi totalmente eliminadas por erosión en la base de un nuevo ciclo. En las cercanías del puesto 26 (Fig. 1, localidad 10) consta de una asociación litológica similar a la anterior y alcanza un espesor mínimo de ca. 50 metros.

En todas las localidades estudiadas, los conglomerados incluyen clastos de volcanitas basálticas, de aspecto fresco, y con textura vesicular y amigdaloide.

Edad: Mioceno medio, debido a su pase gradual con la Formación Carmen Silva.

Paleoambiente: La ausencia de fósiles marinos, el estilo de estratificación y el común arreglo de facies en ciclos sedimentarios grano y estrato decreciente, sugiere ambientes fluviales.

Correlación: Se correlaciona con sedimentitas continentales asignadas a la Formación Santa Cruz con edades radimétricas de 16 Ma (cf. Feagle et al. 1995), correlación que ya había sido propuesta en forma generalizada por De Ferrariis (en Fossa Manccini et al. 1938).

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Sobre la base de los datos del Grupo Cabo Domingo, resumidos en forma esquemática en las figuras 2 y 6 y enmarcados entre ca. 50 y 15 Ma, se discute la bioestratigrafía y la evolución geológica, subrayando la calibración y el valor de las discordancias, variación de las tasas de sedimentación y la evaluación del control tectónico y/o eustático en la generación de espacio de sedimentación.

Figura 6: Columna estratigráfica. Datos de aparición y desaparición de los principales marcadores bioestratigráficos con las calibraciones de Berggren et al. (1995). Comparación con la curva eustática (Haq et al. 1987), caídas de temperatura reconocidas en áreas antárticas (Stott et al. 1990, Zachos et al. 2001), y diversos acontecimientos australes.

Bioestratigrafía

Antecedentes: Un sistema de pisos para la cuenca Austral, basado mayormente en foraminíferos bentónicos, fue propuesto por Natland et al. (1974). El sistema adolece de dos grandes defectos: uno, la designación de dos localidades tipos para cada piso que crea una indeterminación desde su propia propuesta, y el otro, la muy fuerte apoyatura en los foraminíferos bentónicos que aún en distancias muy cortas presentan dificultades de correlación (cf. Codignotto y Malumián 1981).

Listas de foraminíferos para las sedimentitas del subsuelo fueron provistas por Masiuk et al. (1990), que al estar agrupadas por extensas formaciones, y sin que se detallen las últimas apariciones, resultan de muy escasa resolución. Las listas de planctónicos contienen especies de biocrones incompatibles, y las de bentónicos mayormente son genéricas. El planteo estratigráfico reúne desde las "margas inferiores" hasta las "superiores" en una sola formación, sin tomar en cuenta las discordancias que comprenden, incompatibles con una sola unidad formacional.

Las distribuciones de los nanofósiles calcáreos y las asignaciones cronológicas fueron dadas para el pozo Las Violetas, en el extremo septentrional del sector argentino de la Isla (Mostajo 1991).

Estudios sobre elementos palinológicos han sido realizados para la Formación Cabo Peña y en la sección La Despedida (cf. Guerstein et al. 2002), y la Formación Cullen. Dadas las muy frecuentes superficies erosivas y discordancias de diferentes magnitudes en la Isla, el retrabajo en los microfósiles es común, y puede decirse que casi constante en los microfósiles más pequeños como los elementos palinológicos y de la nanoflora. Edades basadas en los primeros, como en el caso de la Formación Cullen, del extremo septentrional de la Isla, de clara edad post miocena, fueron repetidas veces asignadas al Eoceno (cf. Zamaloa y Romero 1990); de la que se han descrito ricas microfloras del Eoceno medio (Zetter et al. 1998) o del Oligoceno tardío-Mioceno medio (Zamaloa 2000). Curiosamente, se han reconocido abundantes elementos retrabajados, del Cretácico y Paleoceno, pero no se han considerado como retrabajados los de edades menores, que seguramente son los más propicios en ser resedimentados.

Estudios sistemáticos parciales sobre foraminíferos han sido referidos, junto con listados del contenido de las especies recientemente por Olivero y Malumián (2005).

Características generales de las microfaunas cenozoicas de Tierra del Fuego

Las entidades estratigráficas reconocidas desde el Cretácico superior en Tierra del Fuego tienen microfaunas tan distintivas y diferentes entre sí, que sugieren en principio contactos discordantes, que comprenden hiatos de distinta magnitud. En muchos casos, estas diferencias se expresan incluso entre los miembros de las formaciones. Las microfaunas desde el Campaniano pueden diferenciarse en tres grandes conjuntos. El primero, del Campaniano al Eoceno inferior, agrupa asociaciones del tipo flysch con foraminíferos aglutinados dominantes. En general las asociaciones se caracterizan por reflejar en su composición, y en casos como el de la Formación Punta Torcida por su excelente preservación, ambientes deficitarios en oxígeno asociados con abundante materia carbonosa. Las restringidas asociaciones de foraminíferos calcáreos, contienen muy abundantes foraminíferos bentónicos de relativa alta diversidad. El Campaniano se caracteriza por asociaciones de foraminíferos aglutinados de muy baja diversidad, con el género Rzehakina. El Maastrichtiano-Daniano, con faunas de aglutinados de mediana diversidad. El Paleoceno, con faunas de aglutinados de muy baja diversidad dominadas por Spiroplectammina spectabilis, y ocasionalmente contrastantes restringidos niveles con faunas dominadas absolutamente por foraminíferos calcáreos como ocurre en las Formaciones La Barca (Malumián y Caramés 2002) y Punta Noguera.

El Eoceno inferior, comprende faunas de ambientes someros con abundantes elementos endémicos como Antarcticella, y exhibe un recambio dado por ya bien establecidos representantes de la Familia Elphidiidae, en sus dos formas: planoespirales y trocoespirales. Las últimas dan comienzo a un dominio del género Cribro-rotalia en los ambientes someros de Tierra del Fuego y luego reconocible en toda la Patagonia.

El segundo conjunto se debe a un cambio faunístico mayor debido por una parte a la desaparición de ambientes disaeróbicos y típicamente turbidíticos, y por la transgresión representada en Tierra del Fuego por el Grupo La Despedida. El desarrollo del Eoceno medio superior, se realiza en ambientes someros dominantes, con escasos representantes planctónicos, y entre los bentónicos se destacan elementos típicamente antárticos, como Ammoelphidiella.

El tercer conjunto, corresponde al Grupo Cabo Domingo. A partir del Eoceno cuspidal-Oligoceno basal, la súbita profundización, e ingreso de aguas antárticas, propicia ambientes profundos bien oxigenados, con una LCC alta. Si bien los ambientes profundos son adecuados para los foraminíferos planctónicos, principales elementos cronológicos, las extendidas condiciones de ambientes corrosivos se manifiestan por microfaunas residuales conformadas por foraminíferos aglutinados. Estas condiciones de preservación atentan al seguimiento y distribución de los foraminíferos planctónicos, principalmente de sus apariciones y desapariciones, previniendo la postulación de una zonación.

Debido a la alta latitud media de la Isla, y al conocido desmejoramiento climático, marcado a partir del Eoceno medio superior, las especies planctónicas guías típicamente termofílicas están ausentes. Las microfaunas desde el Eoceno superior hasta el Mioceno inferior, se caracterizan por sus foraminíferos planctónicos de altas latitudes, y las zonaciones tropicales de Berggren et al. (1995) no pueden reconocerse directamente a causa de la ausencia de sus marcadores zonales. Ciertas similitudes se denotan con las zonaciones australes de medias latitudes como la propuesta por Jenkins (1985) o esquemas planteados para el sur de Australia (cf. Li et al. 2003). Pero las mayores semejanzas están dadas en las zonaciones que son de latitudes similares a la de Tierra del Fuego como la de Kerguelen (cf. Huber 1991, Berggren 1992) originadas en estudios del ODP (Fig. 7) aunque éstas contienen una mayor diversidad y no han sido afectadas por disolución. Por lo que las zonaciones que resultan ser identificables en la bioestratigrafía de la Isla, son directamente aquellas de las de regiones antárticas (cf. Stott y Kennett 1990).

Figura 7: Posición relativa del área de estudio respecto a los sitios del DSDP y ODP, la Antártida y masas de agua.

El Eoceno superior, está muy caracterizado por los pretenuitellidos. Particularmente, P. insolita fue descrita para Nueva Zelanda, donde se extiende entre justo por debajo de las últimas apariciones de Acarinina collactea y de Globigerinatheka spp. Idéntico rango se reconoce en el sur de Australia y en Kerguelen, desde aproximadamente el límite entre las zonas P14/P15 hasta los registros más altos de Globigerinatheka (cf. Huber 1991). El corto rango de P. insolita y su abundancia en el Hemisferio Sur dio lugar a la zona homónima. Tiene una tendencia a asociarse con Chiloguembelina cubensis y Pseudohastigerina micra, en una relación inversa de abundancia con Globigerinatheka. Esta relación, sugiere una fluctuación en los nutrientes, siendo Globigerinatheka más oligotrófica. Tal como se ha visto en la Formación Blanche Point asociado con alto contenido de carbono y abundante sílice opalina, y sus faunas de foraminíferos bentónicos ricas en uvigerinidos y bolivinidos (Li et al. 1995). En Tierra del Fuego, se encuentra en similar asociación con Bolivina y abundantes radiolarios, que sumado al reconocimiento de grandes nódulos fosfáticos en el miembro CCc, sugieren condiciones de surgencia.

En suma, en el hemisferio sur los pretenuitellidos se encuentran restringidos a las zonas P15 y P16, revelan la perturbación del acontecimiento terminal del Eoceno dada por un brusco enfriamiento. Asociado se ha encontrado Isthmolithus recurvus, un elemento de la nanoflora sumamente conspicuo cuya aparición y desaparición están calibradas confiablemente, pero la última, debido a que el biocrón de esta especie comprende en Tierra del Fuego a una superficie de discordancia, su dato de desaparición debe tomarse con las prevenciones del caso. El límite Eoceno/Oligoceno, que está definido por la desaparición de las típicamente tropicales hantkeninas; de modo que en altas latitudes se toma como un substituto aproximado la desaparición de G. index. Esta desaparición no es muy aplicable en Tierra del Fuego, pues a diferencia de las regiones australes de medias latitudes como en Nueva Zelanda, G. index se convierte en una especie rara al término de su biocrón, y hasta ausente cuando el grupo de las pretenuitellas es abundante, en condiciones inestables dadas por surgencia. Una sección que contiene acotado al límite Eoceno/ Oligoceno, se encuentra entre los niveles de las muestras PG1, con la última aparición de G. index, y las PG2 dentro del registro de I. recurvus.

El Oligoceno basal, es bien manifiesto por una asociación que comprende la abrupta aparición y abundancia de C. dissimilis, grandes y abundantes ejemplares de S. angiporoides junto con Chiloguembelina cubensis y "Globigerina" brevis. La última especie en Australasia conforma una zona de rango total que comprende el límite Eoceno/Oligoceno, y que mayormente se desarrolla en el Oligoceno basal siendo una aproximación del reconocimiento de la zona P18 (cf. Li et al. 2003). Esta asociación, se encuentra junto con el DUA de I. recurvus por lo que no es más joven que 32 Ma, si es que el nanoplancton no es retrabajado. Esta asociación claramente oligocena basal, contiene típicos ejemplares de Zeaglobigerina woodi, siendo este el registro más antiguo de la especie, y además de Ch. cubensis, diferenciándose así de los niveles eocenos con Ch. ototara. Diferencias en la distribución de estas dos últimas especies, y el reconocimiento como especies independientes, ya fue bien establecido por Hornibrook (1990).

El Oligoceno superior, se denotaría por la aparición de Zeaglobigerina labiacrassata, aparición que puede ser efecto de la disolución ya que su biocrón reconoce una aparición más antigua (cf. Spezaferri 1994).

A partir del Oligoceno superior hasta el Mioceno inferior, se encuentran abundantes "Globigerinoides" y Praeglobigerinoides sensu Spezaferri (1994) o sea formas con la morfología de Globigerinoides pero carentes de aberturas suplementarias.

Si bien C. dissimilis ha sido considerada una especie de aguas frías, es escasa y poco frecuente en el Oligoceno superior y Mioceno inferior fueguino. Las asociaciones se caracterizan por las zeaglobigerinas en el Oligoceno cuspidal-Mioceno inferior bajo, en la Formación Desdémona, y luego por el dominio de las globigerinas espinosas a partir de la sección superior de las capas de Cabo Ladrillero, que aumentan su abundancia asociada a marcadas condiciones de disolución y aguas frías. Un abrupto retiro del mar, sin que se reconozcan facies regresivas someras, se produce antes de 21,6 Ma, dado que no alcanzan a registrarse globorotalias, y algunas especies muy comunes en altas latitudes como G. incognita (Walters) cuya primera aparición está calibrada en esa edad.

El límite Oligoceno/Mioceno, que se corresponde con las zonas P22 y N4, es indeterminable en altas latitudes según los foraminíferos planctónicos, de acuerdo con la opinión de Spezaferri (1994). Opinión que se comparte ya que faltan las formas diagnósticas demarcatorias del límite, todas ellas termofílicas. Una estimación de la posición surge de considerar la primera aparición de Zeaglobigerina brazieri en el Chattiano tardío, que acotaría la máxima edad la Formación Desdémona. Estimándose el Mioceno inferior por el aumento de la abundancia de Z. connecta. La sección inferior de las capas del Cabo Ladrillero sería ya Mioceno inferior por sugerencia de los foraminíferos bentónicos. Por lo que el límite podría encontrarse tanto entre las capas de la Herminita y la Formación Desdémona, y probablemente entre esta Formación y la sección inferior de las capas del Cabo Ladrillero.

Por su edad, resulta la Formación Desdémona el equivalente temporal del "Patagoniano", producto de un momento de nivel de mar alto; pero con contrastantes microfaunas. La primera con típicas especies cosmopolitas de profundidad, y el segundo con especies sumamente someras y típicos géneros endémicos del Hemisferio Sur.

Recientemente, se listaron los foraminíferos planctónicos de la Formación Carmen Silva, y que están dominados por tenuitéllidos, por ser la formación de ambiente somero, solo llegan las formas pequeñas. Los tenuitéllidos son abundantes en altas latitudes y hasta el Mioceno medio inferior. La ausencia por razones latitudinales, del grupo de Orbulina, resta un importante y definitorio componente cronológico del Mioceno medio, incluso en los ambientes profundos de perforaciones situados costa afuera.

Foraminíferos bentónicos: En los foraminíferos bentónicos, la amplia distribución de condiciones por debajo de la LCC, resalta la importancia en su aplicación bioestratigráfica de algunos foraminíferos calcáreos resistentes a la disolución y de los foraminíferos aglutinados.

En especial, el análisis de las primeras apariciones, tema descuidado en los estudios de subsuelo mediante muestras de inyección, es de suma utilidad en superficie. Entre los primeros, la especie cosmopolita Sphaeroidina bulloides en los fondos oceánicos se conoce desde con dudas desde la zona P18, y con seguridad desde la P19, Oligoceno medio (Morkhoven et al. 1986). En Tierra del Fuego, es una de las especies más distribuidas, se reconoce sólo a partir de la Formación Desdémona, o sea tan temprano como Oligoceno cuspidal.

Entre los foraminíferos aglutinados, cabe destacar a S. compressa por su distribución persistente, si bien de aparición mundial en el Eoceno medio superior, el primer registro en Tierra del Fuego se encuentra entre las últimas apariciones de I. recurvus y S. angiporoides. Natland et al. (1974, rectificado en comunicación epistolar del 21/4/75) notaron que en subsuelo tiene dos niveles de abundancia: uno en el techo del Rosariano, y otro en la parte superior del Miradoriano.

Los ambientes por debajo de la LCC: En un intento de interpretar el significado de los ambientes desarrollados en la lisoclina y por debajo de la LCC, se debe considerar que en términos generales dependen de la productividad de las aguas superficiales y la fisiografía de fondo. Así también, se reconocen momentos de niveles bajos de LCC. En particular, el límite Eoceno/Oligoceno es un momento en que la LCC es alta en altas latitudes (cf. Berggren et al. 1995), cuando microfaunas de aglutinados reemplazan las microfaunas calcáreas.

Por otra parte, se pueden comparar las microfaunas residuales reconocidas en el Oligoceno de Tierra del Fuego con las que tienen potencial de fosilización según el criterio de Mackensen et al. (1990). Contándose con el excelente estudio de Harloff y Mackensen (1997) de áreas actuales próximas de la cuenca Argentina.

Estos autores determinaron la relación entre las masas de agua, las asociaciones de foraminíferos vinculadas, y las asociaciones residuales resultantes en las áreas por debajo de la LCC. Solo una, de las tres asociaciones de foraminíferos aglutinados reconocidas con potencial de fosilización, la asociación de Eggerella bradyi-Martinottiella communis, pobre en especies y ejemplares, queda representada en forma de caparazones de ejemplares muertos en condiciones por debajo de la LCC. Esta asociación se encuentra por debajo del agua antártica de fondo y del agua circumpolar profunda inferior, y a más de 1.000 metros de profundidad. En las partes más australes del mar de Weddell en el talud superior, la asociación fósil Martinottiella nodulosa y Miliammina arenacea domina en los 2.000 metros de profundidad. La asociación fósil de Martinottiella nodulosa indica condiciones de talud continental inferior, con un ambiente hemipelágico calmo, en el cual fluye sin inconvenientes la sedimentación fina y la materia orgánica particulada (Mackensen et al. 1990).

Esta última asociación es estrechamente comparable con la asociación de S. compressa- Martinottiella sp., dado el común contenido de Martinottiella, y la homeomorfía entre el género supérstite Miliammina y el extinguido Spirosigmoilinella, que comparten una disposición cameral tipo miliólido y resistencia a la disolución con ácido clorhídrico. Esta comparación sugiere entonces grandes profundidades, sin embargo, el reconocimiento de la asociación de Spirosigmoilinella-Martinottiella hasta la cuenca del Colorado, con registros sobre el nesocratón del Deseado, en ambientes que por razones regionales deben considerarse de plataforma, ha llevado a proponer alguna explicación de carácter fisiográfico del fondo marino que promoviese el remontamiento de agua de características antárticas, corrosivas y densas, sobre la plataforma, como ser una estrecha comunicación entre los océanos Pacífico y Atlántico (cf. Malumián y Náñez 1991).

Un primer episodio de condiciones de fondos por debajo de la LCC iniciadas sincrónicamente con el Oi-1 en el Oligoceno basal y extendidas por lo menos en el inferior (Capas de María Cristina y Herminita), sugieren condiciones propicias para el ingreso de aguas antárticas posiblemente dadas más por condiciones fisiográficas e hidrodinámicas que por grandes profundidades.

Por lo que una entrada pacífica a una conexión pacífica-atlántica debido a la profundización de la cuenca en tiempos oligocenos favorecería el ingreso de aguas corrosivas, dada la circulación de oeste a este de la actual corriente circumantártica. Alternativamente, tomando como ejemplo la actual fosa de Malvinas, donde el flujo hacia el norte de la masa de aguas de fondo originadas en el sur (SOBW, Barker 2001, Barker y Thomas 2004) es derivado hacia el oeste, por el efecto de Coriolis, y es posible que una deriva similar haya ocurrido hacia la antefosa fueguina en el Oligoceno, inundándola con aguas polares corrosivas.

Un segundo episodio de disolución se produce en el Mioceno inferior junto con un cambio hacia asociaciones planctónicas de aguas frías, que comprende la sección superior de las capas de Cabo Ladrillero hasta las arcillas de Cabo Inés.

Evolución geológica: Discordancias, calibración, y significado

La gran transgresión del Eoceno medio superior, se asienta sobre una discordancia de gran amplitud, con un hiato mínimo de 6 Ma (entre 50 y 44 Ma), que sería el hiato de mayor duración dentro del Cenozoico fueguino (Fig. 6) y que separa condiciones de sedimentación contrastantes; disaeróbicas y turbidíticas por debajo, y con fondos ventilados por encima.

En la Isla, la transgresión está representada por el glauconítico B y la Formación Leticia (Olivero y Malumián 1999), la última de 500 m de areniscas glauconíticas depositadas en no más de 3 Ma en condiciones someras, y aproximadamente entre dos caídas de temperatura de las zonas polares, coherente con el registro de pingüinos fósiles (cf. Clarke et al. 2003). En el inicio del correspondiente período, se produce un episodio calcáreo con la Formación Río Bueno depositada en condiciones extratropicales y que representa las calizas más australes de América del Sur (Malumián y Olivero 1998).

La transgresión se corresponde esencialmente con el pico de mar alto de 41,2 Ma, pero como el hiato en su base abarca los niveles de mar muy alto, entre ca. 50 y 43 Ma, la discordancia debe tener un fuerte control tectónico, se corresponde cronológicamente con la colisión de la dorsal Farallón-Aluk y tiene aún mayor amplitud dentro de la Patagonia. Inclusive se manifiesta por estratos de crecimiento y discordancias progresivas (Olivero y Malumián 1999, Ghiglione et al. 2002.) Además, esta discordancia separa composiciones petrográficas contrastantes, marcadamente volcaniclástica en las sedimentitas del Paleoceno- Eoceno inferior, y cuarzo-lítica en el Eoceno medio superior y superior donde se reconocen componentes derivados de rocas andinas jurásicas, cretácicas y paleógenas (Olivero 2002).

La discordancia entre las Formaciones Leticia y Cerro Colorado, expresada en la sección del río Menéndez (Fig. 2, perfil 8) por los términos continentales de la Formación Leticia y por un marcado hiato costa afuera calibrado en 40,3 Ma (T20 en la Fig. 6), abarca un hiato mínimo de 1,5 Ma. Esta discordancia coincide con una pronunciada caída del nivel del mar, que también se refleja por su exposición subaérea y en los depósitos continentales y marinos marginales, según la posición geográfica, del techo de la Formación Leticia (Fig. 2).

La Formación Cerro Colorado, ca. 900 m de sedimentitas (Olivero y Malumián 1999) depositadas en el depocentro de la cuenca en no más de 4 Ma, representa una de las mayores tasas de sedimentación. Sus tres miembros inferiores componen el mayor espesor (ca. 700 m) y si bien sus bases coinciden con tres pulsos eustáticos menores, su depositación transcurre dentro de un intervalo de nivel de mar relativamente bajo. La alta tasa de sedimentación, el aporte de importantes espesores de arena a la cuenca, que conforman típicos lóbulos turbidíticos, sugieren un marcado control tectónico en la generación de espacio de sedimentación. El miembro CCd, que registra las mayores profundidades de depositación de la Formación, se origina durante el pronunciado ascenso del nivel del mar en el Eoceno tardío. La gran caída de temperatura, próxima a los 36 Ma, se refleja por la microfauna típica de condiciones inestables y ricas en nutrientes junto con la aparición de Antarcticella antarctica e I. recurvus, típicos representantes de carácter y origen antártico. El más bajo contenido de esmectita reconocido del cenozoico fueguino, en el miembro CCd y en el glauconítico A, revelan condiciones de tectonismo activo en un clima frío. Se inicia con ellos el nivel de mar alto que, conjuntamente con la antefosa originada por carga tectónica, está representado por sedimentos marinos profundos. Los 300 m de las principalmente limoarcilitas de las capas de la María Cristina y de la Herminita, se depositaron en 5 Ma y constituyen el pico de inundación de la columna sedimentaria terciaria que cambió el escenario deposicional de la cuenca de un ambiente nerítico a otro con profundidades batiales. La inundación es un acontecimiento global que se habría visto amplificado por la profundización tectónica de la cuenca (cf. Galeazzi, 1998). La profundización comienza en el miembro CCd y se establecen condiciones batiales a partir del Oligoceno basal. La amplia distribución de condiciones por debajo de la LCC sugiere más que condiciones abisales, el ingreso de aguas antárticas corrosivas debido a condiciones hidrológicas que permitan incursionar esta agua densa dentro de la cuenca.

En general, los ambientes depositacionales del conjunto eoceno-oligoceno tienen un fuerte control tectónico, relacionado con la propagación de la deformación hacia el norte en la faja plegada y corrida y con la subsidencia por carga tectónica. En función de este control, el relleno sedimentario define una geometría de cuñas asimétricas con mayor espesor hacia la antefosa, y que se adelgazan hacia el norte sobre la rampa del antepaís. Esta geometría se expresa tanto en subsuelo mediante las líneas sísmicas (cf. Robbiano et al. 1996, Galeazzi 1998) como en criterios regionales de superficie (Olivero y Malumián 2002). Un resultado llamativo del presente trabajo, es que a lo largo de la antefosa, i.e. en dirección general ONO-ESE, el relleno sedimentario tiene también una geometría de cuñas sedimentarias, con mayor espesor hacia el ESE (Fig. 2). Estas cuñas reflejan la colmatación progresiva de la antefosa y consecuente extensión de la plataforma hacia el ESE.

El contrastante mayor espesor del Grupo Cabo Domingo, en especial para la Formación Cerro Colorado, hacia el sector SE de la antefosa atenúa la expresión de la discordancia basal. Por el contrario, en el sector NO donde alcanza menor espesor, esta discordancia tiene una pronunciada expresión y el conglomerado Tchat-Chii apoya discordantemente, con apreciable hiato, sobre sedimentitas equivalentes a los miembros CCa y CCb de la Formación Cerro Colorado.

En el sector SE de la antefosa, el conjunto conformado por las capas de la Estancia María Cristina-Puesto Herminita-Formación Desdémona se deposita durante las últimas etapas de la deformación compresiva. El suave plegamiento que afecta a la última es simultáneo con la actividad del corrimiento Punta Gruesa (Ghiglione 2002, 2003), consecuentemente este corrimiento, que limita la faja plegada y corrida fueguina, estuvo activo seguramente hasta el Oligoceno tardío y posiblemente hasta el Mioceno inicial.

El contacto entre las capas de la Estancia María Cristina y del Puesto Herminita, comprende facies y paleoambientes diferentes en los perfiles del Cerro Colorado y del límite de la faja plegada y corrida. En el primero (Perfil 1, Fig. 2) y dentro de una sucesión litológicamente homogénea depositada en el techo de corrimientos activos (cf. Olivero y Malumián 2002, Malumián y Olivero 2005), el contacto está indicado por pronunciados cambios en las microfaunas y de condiciones de depositación. En las capas de la Estancia María Cristina, las condiciones de depositación por debajo de la LCC son seguidas por las de plataforma media, y las del Puesto Herminita comienzan con condiciones de plataforma externa (Fig. 5). Estos cambios son coherentes con la brusca caída y recuperación del nivel del mar hacia los 30 Ma (Fig. 6). En el segundo perfil (Perfil 2, Fig. 2), las microfaunas indican condiciones de depositación homogéneas por debajo de la LCC, y el límite entre estas capas está marcado por la abrupta aparición de bancos potentes de areniscas en los ambientes marinos profundos de la antefosa, que reflejarían la pronunciada caída del nivel del mar de los 30 Ma.

Existiría una relación discordante entre las capas del Puesto Herminita y la Formación Desdémona con un pequeño hiato, vinculable en parte a los bajos niveles de mar del Oligoceno superior. Los 300 m de principalmente limoarcilitas de la Formación Desdémona se depositaron en 3 Ma.

El aumento del nivel del mar iniciado en el Oligoceno cuspidal, que en la Patagonia está representado por sedimentos someros del Patagoniano, se refleja en la Formación Desdémona, que correspondería a facies de talud depositacional, con frecuente removilización de sedimentos por deslizamientos gravitatorios e inyección de numerosos diques clásticos arenosos, probablemente relacionados con actividad tectónica. Los foraminíferos contenidos son indicativos de aguas profundas y signos de corrosión se manifiestan en casi todas sus muestras, consecuentemente con altos porcentajes y dominio de foraminíferos aglutinados. Aparentemente han dominado mayormente condiciones de lisoclina o condiciones diagenéticas que llevaron a la disolución de las conchillas calcáreas. Asociaciones residuales muy similares se reconocen en la actualidad en ambientes profundos en la cuenca Argentina.

La suave discordancia angular que separa a la Formación Desdémona de las capas del Cabo Ladrillero, refleja la finalización de la deformación compresiva, la abundante inyección de diques clásticos en estas últimas reflejaría transcurrencia activa (cf. Ghiglione 2002, 2003). La pronunciada discordancia en el techo de las capas del Cabo San Pablo se correspondería con el fulminante retiro del mar en 21,8 Ma, y con una discordancia regional (T30 de 21 Ma, Fig. 6). Estas últimas capas reflejan en su parte superior ambientes marinos profundos, por debajo de la LCC. Por un tiempo no hay sedimentación marina, la que se reconoce nuevamente en el sector NO de la cuenca, con el óptimo climático y nivel de mar alto del Mioceno medio representado por los sedimentos deltaicos de la Formación Carmen Silva. Formación que representa una transgresión bien documentada en el área antártica (cf. Bartek et al. 1991). La asociación de arcillas, con dominio de esmectita, sería coherente con el óptimo climático del Neógeno (Cuadro 1). En mares de la plataforma continental argentina aledaños a la Isla, si bien se reconocen elementos del nanoplancton calcáreo indicadores de aguas cálidas como Sphenolithus, la temperatura de las aguas no alcanzó la necesaria para las orbulinas, los foraminíferos característicos del Mioceno medio. El retiro del mar del Mioceno medio, coincide con la discordancia de 13,8 Ma, ampliamente reconocida costa afuera (cf. Galeazzi 1998).

Luego del cese de la deformación compresiva y de la consecuente subsidencia por carga tectónica, las sedimentitas marinas marginales y continentales de las Formaciones Carmen Silva y Castillo, representan la colmatación en el sector NO de la antefosa. La Formación Carmen Silva, constituiría además el primer establecimiento de una plataforma de extensión moderada, con abundantes fósiles de invertebrados, hacia el este fueguino. Hacia el sector SE de la cuenca, se mantienen las condiciones marinas profundas, representadas por las capas del Cabo Viamonte. Los clastos de volcanitas basálticas frescas de las sedimentitas del Mioceno medio atestiguan un episodio efusivo todavía no reconocido en Tierra del Fuego.

AGRADECIMIENTOS

Los análisis de arcillas fueron realizados por G. Cozzi (INTEMIN) e interpretados por Susana Alonso (CONICET). Las preparaciones de nanoplancton, por G. Jannou (SEGEMAR). Las determinaciones de los microfósiles de la Formación Desdémona, en colaboración de Romina Scarpa. Gran parte de muestreos, con la colaboración de Carolina Náñez. Financiado en parte por PICT 12257 y PICT 8675 Agencia Nacional de Promoción Científica y Tecnológica-FONCYT y por el PIP 2756 CONICET.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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Recibido: 16 de junio, 2005
Aceptado: 1 de mayo, 2006