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Ameghiniana

versión On-line ISSN 1851-8044

Ameghiniana vol.46 no.4 Buenos Aires oct./dic. 2009

 

ARTÍCULOSORIGINALES

Palinología y micropaleontología de las Formaciones San Julián y Monte León (Oligoceno - Mioceno temprano) en el subsuelo de cabo Curioso, provincia de Santa Cruz, Argentina

Carolina Náñez1,2, Mirta E. Quattrocchio2,3 y Liliana Ruiz3

1Servicio Geológico Minero Argentino, Benjamín Lavaisse 1194, 1107 Buenos Aires, Argentina. carolina.nanez@yahoo.com
2Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas, Argentina.
3Universidad Nacional del Sur, Departamento de Geología, San Juan 670, 8000 Bahía Blanca, Argentina. mquattro@criba.edu.ar


Resumen. Los pozos CC-3 y CC-4 atravesaron una columna sedimentaria cenozoica que comprende las formaciones San Julián y Monte León, similar a la aflorante en el Gran Bajo de San Julián. Se analizó la palinología y micropaleontología de ambos pozos, particularmente de la "sección pelítica basal" de la Formación San Julián. Los palinomorfos de esta sección son de origen continental y reflejan un bosque regional de Nothofagaceae, Myrtaceae, Podocarpaceae y Palmae, desarrollado bajo un clima templado a templado-cálido y húmedo. Los palinomorfos de las arcilitas carbonosas de la parte superior de la "sección pelítica basal" reflejan mayormente la vegetación local asociada a pantanos de agua dulce o salobre, con dominio de Poaceae (gramíneas), en menor medida elementos arbóreos de podocarpáceas, y presencia de algas de origen continental. Los foraminíferos, escasos y mal preservados, de ambiente marino marginal, restringidos a dos horizontes de posición intermedia dentro de la "sección pelítica basal", tendrían su mayor afinidad con los del Miembro Gran Bajo de la Formación San Julián; la presencia de Boltovskoyella patagonica Malumián y Masiuk, sugiere también afinidad con la asociación del Eoceno medio tardío de la Formación Man Aike, pero los ejemplares son muy escasos y con determinación dudosa. Se estima para la "sección pelítica basal" en los pozos CC-3 y CC-4, una edad oligocena y un ambiente parálico. La sección superior de la Formación San Julián (Oligoceno tardío) contiene una asociación de foraminíferos calcáreos, de plataforma interna, similar a la del Miembro Meseta Chica de esa Formación. En la base de la suprayacente Formación Monte León (Mioceno temprano), la asociación de foraminíferos, casi exclusivamente aglutinados, y la presencia de dinoflagelados, sugieren condiciones marinas más abiertas, probablemente plataforma media a externa, reflejando el carácter transgresivo de esta Formación. El cambio abrupto y la disimilitud entre las asociaciones de foraminíferos de las Formaciones San Julián y Monte León sugieren una relación discordante entre ambas unidades.

Abstract.Palynology and micropaleontology of the San Julián and Monte León Formations (Oligocene - Early Miocene), Cabo Curioso Subsurface, Santa Cruz Province, Argentina. The CC-3 and CC-4 boreholes drilled a Cenozoic sedimentary column integrated by the Monte León and San Julián formations, similar to that cropping out in the Gran Bajo de San Julián. The palynology and micropaleontology of both boreholes are analyzed, particularly focused on the "basal muddy section" of the San Julián Formation. The palynomorphs of this section are of continental origin, reflecting a regional forest dominated by Nothofagaceae, Myrtaceae, Podocarpaceae and Palmae, developed under a temperate to warm-temperate and humid climate. The palynomorphs from the carbonaceous claystones of the upper part of this section, dominated by Poaceae, some Podocarpaceae and the presence of fresh-water algae, mainly reflect the local vegetation associated with fresh to brackish-water swamps. The foraminifera, recovered from only two horizons from the middle part of the "basal muddy section", scarce and poorly preserved, suggest a marginal marine paleoenvironment, and resemble those described from the Gran Bajo Member of the San Julián Formation; the occurrence of Boltovskoyella patagonica Malumián and Masiuk, suggests affinity with the assemblage of the late middle Eocene Man Aike Formation as well, but specimens are rare and tentatively identified. An Oligocene age and a paralic paleoenvironment is estimated for the "basal muddy section" in the CC-3 and CC-4 boreholes. The upper section of the San Julián Formation (late Oligocene) yielded an inner shelf foraminiferal assemblage, similar to that described for the Meseta Chica Member of this Formation. The foraminiferal assemblage from the base of the overlying Monte León Formation (early Miocene), mainly composed of agglutinated species, and the presence of dinoflagellate cysts suggest more open marine conditions, probably a middle to outer shelf setting, reflecting the transgressive character of this Formation. The abrupt change and dissimilitude between the foraminiferal assemblages of the San Julián and Monte León formations suggest an unconformable relationship between these two units.

Key words. Palynomorphs; Foraminifera; San Julián Formation; Monte León Formation; Oligocene-early Miocene; Austral Basin; Argentina.

Palabras clave. Palinomorfos; Foraminíferos; Formación San Julián; Formación Monte León; Oligoceno-Mioceno temprano; Cuenca Austral; Argentina.


Introducción

La denominada "sección pelítica basal" de la Formación San Julián es una entidad paleógena escasamente estudiada, y al igual que las formaciones Río Leona y Lista, contiene términos carbonosos y mantos de carbón que reflejan las últimas condiciones antracogénicas en la cuenca Austral, típicamente asociadas a climas lluviosos y húmedos.
En marzo de 1986, Yacimientos Carboníferos Fiscales perforó cinco pozos entre el cabo Curioso y la punta Tumba, provincia de Santa Cruz (figura 1), con el fin de prospectar los mantos carbonosos. Las perforaciones recuperaron el Cenozoico del área en una columna casi continua de testigos de corona, permitiendo un muestreo completo y de buena calidad. La sucesión sedimentaria atravesada comprende la Formación Monte León y los dos miembros o secciones de la Formación San Julián, hasta su contacto con la porfirita jurásica de la Formación Chon Aike. El objetivo de este trabajo es describir la estratigrafía y paleoambientes de la columna recuperada en dos de los pozos (CC-3 y CC-4), mediante el estudio de sus palinomorfos y foraminíferos, con especial atención a la "sección pelítica basal" de la Formación San Julián. Esta sección brindó palinomorfos de muy buena preservación, que permiten ampliar el conocimiento sobre sus palinofloras, previamente descriptas solo de sus términos superiores, aflorantes en el área de cabo Curioso (Pöthe de Baldis, 1974; Barreda, 1997). Se compara la columna de estos pozos con la aflorante en el Gran Bajo de San Julián y con la del pozo SC-1, subsuelo de cuenca Austral. En particular, en la base de la sucesión paleógena del Gran Bajo de San Julián aflora un horizonte con Boltovskoyella patagonica Malumián y Masiuk, correlacionable con la Formación Man Aike (Eoceno medio tardío), cuya diferenciación y delimitación con la "sección pelítica basal" de la Formación San Julián no está totalmente esclarecida. En relación a esta problemática, este trabajo intenta aportar un mayor conocimiento sobre la "sección pelítica basal" y la estratigrafía cenozoica de la región.


Figura 1. Situación de los pozos CC-3 y CC-4 y afloramientos de la Formación San Julián en el área de estudio (modificado de Panza et al., 1995) / location of the CC-3 and CC-4 boreholes and outcrops of the San Julián Formation in the study area (after Panza et al., 1995).

Marco geológico y antecedentes estratigráficos

Los pozos están situados en el sector austral del Macizo o Nesocratón del Deseado. En ese sector, sobre el complejo piroclástico-sedimentario del Grupo Bahía Laura (Jurásico), se asientan en discordancia angular las pelitas, psamitas, conglomerados y coquinas marino-marginales de la Formación San Julián. Por encima se disponen las sedimentitas marinas de la Formación Monte León. Siguen en discordancia erosiva depósitos continentales del Mioceno superior y Cuaternario (Panza et al., 1995).
La Formación San Julián (Bertels, 1970) aflora típicamente en el Gran Bajo de San Julián y en el cabo Curioso y alrededores, con un espesor máximo de 80 m (Mastandrea et al., 1982; Panza et al., 1995). Bertels (1975, 1979) diferenció dos miembros: Gran Bajo, el inferior, y Meseta Chica, el superior (cuadro 1). Para el perfil tipo del Miembro Gran Bajo describió pelitas macizas amarillas verdosas y pelitas grises laminadas, sucedidas por areniscas pardo a pardo oscuro rojizo, que en la parte superior son fosilíferas. Según esa autora, este Miembro se distingue por su predominante color pardo rojizo, con relieve de suaves lomadas, a veces coronadas por bancos ostreros, sin mayor continuidad física. El Miembro Meseta Chica, de aspecto mesetiforme, está compuesto de areniscas consolidadas amarillas verdosas, coquinas, y bancos de ostras grises amarillentas. Los miembros fueron definidos en diferentes localidades dentro del Gran Bajo de San Julián. En su sección tipo, el Miembro Gran Bajo se apoya discordantemente sobre el Grupo Bahía Laura y su techo es erosivo. Según Bertels (1979), el Miembro Meseta Chica se apoya concordantemente sobre el Miembro Gran Bajo, y encuentra su techo en el contacto con la Formación Monte León.

Cuadro 1. Síntesis de la principal nomenclatura litoestratigráfica aplicada en el área de estudio desde 1970. La secuencia de asociaciones de foraminíferos complementada por datos de subsuelo (Malumián y Náñez, 1989, 2002; Náñez, 1990; Malumián, 1992,1999 / synthesis of the main lithostratigraphic nomenclature in the study area since 1970. The sequence of foraminiferal assemblages, complemented by subsurface data.

Di Paola y Marchese (1973) describieron para la Formación San Julián bioesparitas terrígenas y areniscas terrígenas puras, con términos intermedios, basados en muestras de los perfiles tipo provistas por Bertels. Sobre la mineralogía de arcillas, señalaron que predomina la montmorillonita bien cristalizada, con escasa illita y vestigios de caolinita en los 21 m inferiores de la Formación, y valores de hasta 45% de illita en los 25 m superiores.
Panza et al. (1995) diferenciaron dos subunidades dentro de la Formación San Julián: una inferior pelítica, y una superior, psamítica-calcárea, ambas definidas con un criterio pragmático de mapeo a escala 1:250.000. La subunidad inferior o "sección pelítica basal", de 22 a 28 m de espesor, está constituida por pelitas, macizas o laminadas y arcilitas plásticas carbonosas, de ambiente marino marginal (áreas de marisma costera), bajo influencia continental (Panza et al., 1995). Según estos autores, en el Gran Bajo de San Julián constituye el Miembro Gran Bajo e incluiría la serie de las arcillas marrones, de origen continental y en discordancia por debajo del "Juliense", descriptas por De Giusto (1955, fide Panza et al., 1995). En el cabo Curioso y alrededores, la "sección pelítica basal" aflora con pocos metros, que son cubiertos durante la alta marea. Son arcilitas, arcilitas arenosas y varios mantos de lignito, que Cabrera y Zúñiga (1982, fide Panza et al., 1995) denominaron informalmente arcilitas del Cabo Curioso, con un espesor máximo en el subsuelo de 20 a 25 m. También fueron denominadas indistintamente "arcillas marrones de Cabo Curioso" o "serie de arcillas marrones", y vinculadas a la Formación Río Leona. En subsuelo, entre el cabo Curioso y la punta Tumba, la "sección pelítica basal" está integrada por areniscas y arcillas grises, verdosas y castañas, que intercalan en su tercio superior arcillas carbonosas y láminas de carbón sucio con troncos carbonizados o silicificados, aflorantes en cabo Curioso, punta Cuevas y la playa de la Mina (Enadimsa, 1986). Se habría depositado en un ambiente continental de muy baja energía, fosilizando un relieve preexistente, y su contacto con la sección superior de la Formación San Julián sería discordante según Enadimsa (1986). Cabrera y Zúñiga (1982, fide Panza et al., 1995) señalaron un pasaje transicional hacia los niveles "julienses" típicos, y en los afloramientos de la costa sur del cabo Curioso mencionaron una delgada intercalación con algunos restos fragmentarios de invertebrados marinos.
La subunidad superior, o Formación San Julián propiamente dicha de Panza et al. (1995), corresponde en su mayor parte al Miembro Meseta Chica; se manifiesta en bardas subverticales y elevadas, de tonos castaño amarillentos, integradas por litoarenitas andesíticas y bioesparitas, de plataforma somera de alta energía (Panza et al., 1995; Manassero et al., 1997). En este trabajo, se aplica la denominación "sección superior de la Formación San Julián" para referirse a la Formación San Julián propiamente dicha de Panza et al. (1995).
Parras y Casadío (2005) interpretan la Formación San Julián como sedimentos marinos someros oligocenos en un ciclo de profundización-somerización que representa una secuencia deposicional en la cual los depósitos del cortejo de nivel bajo no están presentes. No encuentran diferencias composicionales significativas en las asociaciones de megafósiles, todas ellas dominadas por la gran ostrea Crassostrea? hatcheri Ortmann. Su estudio incluye la columna aflorante en cabo Curioso, donde reconocen los miembros Gran Bajo y Meseta Chica. En esta localidad, dentro del Miembro Gran Bajo, por encima de los niveles carbonosos de la base del perfil, reconocen una superficie de ravinement. La intensa bioturbación de las areniscas infrayacentes a esta superficie, asignada a la icnofacies de Glossifungites, sugiere una prolongada exposición sin sedimentación (Parras y Casadío, 2005). Estos autores indican para la parte inferior del Miembro Gran Bajo un ambiente marino marginal, muy somero, probablemente marjales y canales en una planicie costera, coincidente con la interpretación de Barreda (1997) sobre los niveles carbonosos aflorantes en Playa La Mina. En el presente trabajo, los niveles fosilíferos del Miembro Gran Bajo que suprayacen a la superficie de ravinement (véase Parras y Casadío, 2005, p. 50) se consideran pertenecientes a la sección superior de la Formación San Julián.
En subsuelo, la Formación San Julián se extiende hacia el sur por lo menos por 200 km, donde se la ha identificado en el pozo YPF SC-2 Cabo Buen Tiempo, tanto por su litología como por sus foraminíferos. El miembro inferior aparenta interdigitarse con la Formación Río Leona (cf. Náñez, 1990; Malumián, 1999, 2002). Dentro del panorama cuencal, la Formación San Julián representa el ápice de una cuña clástica, que se espesa hacia el borde orogénico de la cuenca, donde se correlacionaría con la parte inferior de la Formación Desdémona (cf. Olivero y Malumián, 2002).
La Formación San Julián fue asignada a variadas edades entre el Eoceno temprano y el Oligoceno tardío. Sus foraminíferos planctónicos son escasos y con exclusión de formas guías debido a la latitud y la escasa profundidad de las aguas. Sobre la base de estos microfósiles, Bertels (1970) le asignó una edad oligocena tardía (Chattiano), y posteriormente eocena tardía y oligocena temprana, aclarando que estas edades no eran definitivas, dado que no pudieron ser corroboradas mediante elementos planctónicos realmente diagnósticos (Bertels, 1975). Malumián (1978, 1992) descartó una edad eocena plena para la Formación San Julián, extendida como máximo al Eoceno terminal. Edades comprendidas entre el Eoceno terminal a Oligoceno temprano fueron seguidas en otros trabajos (Náñez, 1990; Malumián et al., 1998a), aunque se señaló la ausencia de especies planctónicas típicas de estas edades (Náñez, 1990; Malumián y Náñez, 2002). Cabe indicar que estas edades se refieren a los niveles netamente marinos de la Formación San Julián, o sea a su sección superior, que contiene abundantes foraminíferos, aunque dominantemente bentónicos.
Dataciones radimétricas 87Sr/86Sr sobre ejemplares de Crassostrea? hatcheri de la Formación San Julián, indican edades comprendidas entre 23.83 Ma y 25.93 Ma (Casadío et al., 2001; Parras et al., 2008), que corresponden al Oligoceno tardío según Gradstein et al. (2004). De acuerdo con el criterio aplicado en el presente artículo, los niveles datados pertenecen a la sección superior de la Formación San Julián.
En la primera mención sobre la palinología de los niveles carbonosos aflorantes en cabo Curioso, Pöthe de Baldis (1974) indicó una edad eocena tardía-oligocena temprana, por comparación con las Formaciones Río Turbio y Loreto. Barreda (1997) señaló una edad oligocena, probablemente tardía, para el polen de la base de la Formación San Julián en la playa La Mina (figura 1), donde aflora un banco de carbón, cubierto silicificada. Los niveles estudiados por estas autoras corresponderían a la "sección pelítica basal".
El hallazgo de Boltovskoyella patagonica Malumián y Masiuk en un afloramiento de areniscas rojizas, situado en los niveles topográficamente más bajos del Gran Bajo de San Julián, sugirió la correlación de este afloramiento con la Formación Man Aike, de edad eocena media tardía, y consecuentemente la existencia dentro del Bajo de entidades estratigráficas más antiguas que la Formación San Julián (Malumián y Náñez, 1989; Náñez, 1990). El mapeo de este afloramiento dentro de la "sección pelítica basal" (Panza et al., 1995) es coherente con la descripción de Bertels (1979) para el Miembro Gran Bajo. Sin embargo, los foraminíferos ilustrados por Bertels (1979) para el perfil tipo de ese Miembro y los de este afloramiento sugieren que pertenecen a distintas formaciones, y que la estratigrafía y edad de las sedimentitas agrupadas en la "sección pelítica basal" no están totalmente esclarecidas. En el subsuelo existe una bien establecida sucesión de asociaciones de foraminíferos y sedimentitas, de persistente homotaxialidad, dada por: a) la Asociación de Boltovskoyella, b) sedimentitas continentales carbonosas asignables a la Formación Río Leona, c) asociaciones típicas de la Formación San Julián, y d) la Asociación de Spirosigmoilinella- Martinottiella de la base de la Formación Monte León (cf. Malumián, 1999, 2002). Esta sucesión se utiliza como referencia para el análisis estratigráfico en este trabajo (cuadro 1).
La Formación Monte León (Bertels, 1970), con su área tipo situada entre la desembocadura del río Santa Cruz y Las Cuevas, alcanza en la región de estudio espesores de 180 a 200 m y consiste mayormente de chonitas, a veces arcillosas o arenosas, amarillentas claras hasta blancas, con areniscas finas a medianas y coquinas subordinadas. En el Gran Bajo de San Julián, en el contacto con la Formación San Julián, predominan tufopelitas y arcilitas de coloración amarillento verdosa a castaña (Panza et al., 1995).
Por sus foraminíferos, la Formación Monte León fue asignada a diferentes edades entre el Oligoceno "medio" y el Mioceno medio (Becker, 1964; Bertels, 1970, 1975, 1980; Malumián, 1982; Malumián y Náñez, 1989; Náñez, 1990). Si bien los foraminíferos planctónicos son frecuentes en algunos niveles, la ausencia de los taxones guías de las biozonaciones de bajas latitudes, e.g. Globigerinoides, y el escaso conocimiento de las asociaciones australes hasta años recientes, han dificultado la datación de la Formación. Por el reconocimiento del género bentónico Transversigerina en la base de la Formación Monte León y unidades correlacionables en las cuencas atlánticas argentinas, se acotó una edad no mayor al Oligoceno terminal (Malumián y Náñez, 1998, 2002; Caramés et al., 2004). Los palinomorfos del área tipo de la Formación, con elementos marinos y continentales, señalaron una edad miocena, probablemente temprana (Barreda y Palamarczuk, 2000 a,c). Las dataciones radimétricas 40Ar/ 39Ar indicaron una edad de 19,5 Ma para su techo (Fleagle et al., 1995), correspondiente al Mioceno temprano, según Gradstein et al. (2004). Estos datos y la relación discordante con la infrayacente Formación San Julián (e.g. Malumián y Náñez, 1989), de edad próxima al límite Oligoceno/Mioceno (Parras et al., 2008), sugieren que la Formación Monte León se restringe al Mioceno temprano.
Otras unidades estratigráficas del Cenozoico de la cuenca Austral, vinculadas a la problemática tratada en este trabajo, son las Formaciones Man Aike y Río Leona. La autoría y localidad tipo de la Formación Man Aike son discutidas (véase Malumián, 1992); a Piátnitzky (1938) correspondería la primera referencia publicada sobre el "horizonte de la estancia Man Aike", con la descripción de los afloramientos del cerro Moro y la región oriental de la laguna del Pozo, en el centro de la provincia de Santa Cruz. Sus afloramientos se extienden desde la región de lago Argentino hasta el centro de esa provincia. Se reconoce también en subsuelo, y en particular, en la perforación SC-1, Caramés y Malumián (2000) la identificaron entre 677 y 583 m, incluyendo en su parte superior las capas con Boltovskoyella patagonica. El afloramiento con B. patagonica de la base de la sucesión cenozoica del Gran Bajo de San Julián es correlacionable con las mencionadas capas de la perforación SC- 1, y por lo tanto con la Formación Man Aike. Previamente adjudicada desde el Senoniano hasta el Oligoceno, la Formación Man Aike fue asignada por sus foraminíferos al Eoceno medio (Malumián y Náñez, 1989), biozonas P11 a P14 de Blow (1979), y correlacionada con las Formaciones Río Turbio y La Despedida (Malumián, 1992, 1993).
La Formación Río Leona (Feruglio, 1938), constituida por depósitos continentales y con localidad tipo en la región del río homónimo, está muy extendida en la cuenca Austral. Su relación con la infrayacente Formación Man Aike es discordante (e.g. Russo et al., 1980; Malumián y Ramos, 1982; Malumián y Náñez, 1989; Malumián, 1999; Marenssi et al., 2002), y transicional con la suprayacente Formación Patagonia o Formación Centinela (e.g. Russo et al., 1980; Marenssi et al., 2005). Enadimsa (1986) y Malumián (1999) la vinculan a las Arcillas Marrones del cabo Curioso, y también se ha mencionado su reemplazo lateral parcial con la Formación Patagonia (Russo et al., 1980) y con la Formación San Julián (Náñez, 1990). La edad de la Formación Río Leona, mayormente por posición estratigráfica, fue considerada dentro del Eoceno terminal a Oligoceno temprano (e.g., Malumián y Náñez, 1989; Malumián, 1992, 1999, 2002), oligocena (Marenssi et al., 2005), oligocena media a tardía (Russo et al., 1980), oligocena-miocena temprana (Parras et al., 2008). Por palinomorfos, fue asignada al Oligoceno temprano y Oligoceno tardío temprano (Barreda et al., 2004, 2009; Césari et al., 2006).

Material estudiado y métodos

Se seleccionaron los pozos CC-3 (49° 10'S, 67° 41'W) y CC-4 (49° 15'S, 67° 44'W), por los testigos de corona disponibles y la mejor representación estratigráfica de la "sección pelítica basal" (figuras 2, 3). Fueron muestreados por C. Náñez y N. Malumián en el Yacimiento Río Turbio en 1987. Las profundidades corresponden a metros bajo boca de pozo. Los palinomorfos fueron estudiados por M. Quattrocchio y L. Ruiz, y los foraminíferos por C. Náñez.


Figura 2. Esquema estratigráfico del pozo CC-3, palinomorfos, microfósiles y paleoambiente /stratigraphic scheme of the CC-3 borehole, palynomorphs, microfossils and paleoenvironment.


Figura 3. Esquema estratigráfico del pozo CC-4, palinomorfos, microfósiles y paleoambiente / stratigraphic scheme of the CC-4 borehole, palynomorphs, microfossils and paleoenvironment.

Para palinología, se seleccionaron por su litología 16 muestras del pozo CC-3, entre 10 y 37 m que corresponden a la "sección pelítica basal"; cuatro resultaron fértiles (figura 2). Del CC-4, se seleccionaron 19 muestras, cinco de la Formación Monte León, cuatro de la sección superior de la Formación San Julián, y 10 de la "sección pelítica basal" (figura 3). Resultaron fértiles cuatro muestras de la Formación Monte León, dos de la sección superior de la Formación San Julián y cinco muestras de la "sección pelítica basal" (figuras 3, 4). Se procesaron además dos muestras de las capas con Boltovskoyella del Gran Bajo de San Julián, más cinco de niveles próximos, todas estériles. Las muestras fueron procesadas según técnicas tradicionales (cf. Volkheimer y Melendi, 1976), estudiadas en un microscopio Olympus B12 (Nº 2226780) y archivadas en el Laboratorio de Palinología de la Universidad Nacional del Sur (UNS LP). Los números de repositorio para las muestras del pozo CC-3 son 1161 (18m), 19 (19m), 29 (29m), 1164 (30,5m); para el pozo CC-4, 2205 (6-9m), 2207 (20m), 2208 (24m), 2209 (25m), 2210 (29m), 2211 (32m), 1611 (45m), 1612 (46,5m), 1158 (63m), 1159 (71m) y 1615 (76m). Se estudiaron cuali y cuantitativamente las asociaciones palinológicas de la "sección pelítica basal", y en forma preliminar las de la sección superior de la Formación San Julián y de la Formación Monte León. Los conteos y porcentajes relativos fueron calculados sobre la suma total de 150 a 300 esporas, granos de polen y algas (cuadro 2, figura 4). Valores porcentuales menores al 1% se representan como presencia (x) en los cuadros de distribución. El accesorio de fluorescencia (iluminación con luz azul o azul U-V), se aplicó sobre todas las muestras de la "sección pelítica basal" y una de la sección superior de la Formación San Julián, en preparados realizados posteriormente al tratamiento de los ácidos, sin oxidación. Este método permite reconocer el tipo de materia palinológica amorfa e inferir la presencia de fitoplancton por su color e intensidad. Las afinidades botánicas se basaron en la comparación con material de referencia actual y bibliografía. Parte del material de comparación proviene de un pantano actual (Okefenokee swamp, Georgia, Estados Unidos).

Cuadro 2. Lista de especies identificadas, distribución y afinidades botánicas / list of identified species, distribution and botanical affinities.


Figura 4. Distribución de palinomorfos de los pozos CC-3 y CC-4. E.Mon, esporas monolete; Mc, monocolpados; In, inaperturados; Mons., monosulcados; Tricp., tricolpados; Trip., triporados; Estefanocolp.: estefanocolpados; Ppor., poliporados; Zyg., Zygnemataceae; Cc, Chlorococcales / distribution charts of palynomorphs from the CC-3 and CC-4 boreholes. E.Mon, Monoletes spores; Mc, colpates; In: inaperturates; Mons.: monosulcates; Tricp., tricolpates; Trip., triporates; Estefanocolp.: stefanocolpates; Ppor., polyporates; Zyg., Zygnemataceae; Cc, Chlorococcales.

Para analizar las similitudes entre las asociaciones palinoflorísticas de la "sección pelítica basal" con otras de la Patagonia del lapso Paleoceno-Mioceno, se aplicó el Coeficiente de Asociación de Jaccard, con valores de similitud entre 0 y 1, mediante el programa Paleontological Statistics PAST (Hammer et al., 2001) (figuras 5, 6). Para eliminar distorsiones por presencias únicas y facies se aplicó el range through analysis, en forma manual. Se utilizó además un análisis no-paramétrico multidimensional escalado (NMDS), basado en la ordenación de los elementos de la matriz de similitud, más que en sus valores absolutos (Kruskal y Wish, 1976). La premisa principal de este procedimiento se basa en que a mayor similitud entre dos objetos más cercanos estarán en su ordenación (Kovach, 1989). Los resultados aquí presentados se refieren a los dos primeros ejes, que reflejan la mayor variabilidad de los datos (figura 7).


Figura 5. Coeficientes de similitud de Jaccard entre diferentes asociaciones palinológicas. Referencias de las asociaciones en figura 6 / Jaccard similarity index values among different palynological assemblages. References in figure 6.


Figura 6. Dendograma de agrupamiento de las asociaciones palinológicas de diferentes formaciones y/o localidades, aplicando el Coeficiente de Asociación de Jaccard y el programa PAST./ dendogram showing the cluster of palynological assemblages from different formations and/or localities, based on Jaccard coefficient and the PAST programme. Referencias/ References: (1) Volkheimer et al., 2007; (2-3) Archangelsky, 1973, 1976; Archangelsky y Romero, 1974; Archangelsky y Zamaloa, 1986; (4-9) Melendi et al., 2003; (10-11) Archangelsky, 1972; Romero y Castro, 1986; Romero y Zamaloa, 1985; Romero, 1977; (12) Olivero et al., 1998; (13-15) Asensio et al., 2005; Quattrocchio et al., en preparación; (16) Fasola, 1969; (17-27), este trabajo; (28) Barreda, 1997; (29-31) Barreda et al., 2008; (32) Palamarczuk y Barreda, 2000; (33) Barreda y Palamarczuk, 2000a; (34-37) Barreda, 1996; Palamarczuk y Barreda,1998; Barreda y Palamarczuk, 2000c.


Figura 7. Agrupamiento de las asociaciones palinológicas según la aplicación del análisis no-paramétrico multidimensional escalado (NMDS). (A-B) Daniano, Formaciones Cerro Bororó y Salamanca; (C), Eoceno, Fms. Huitrera y Río Turbio; (D), Eoceno tardío, Fms. Sloggett y Troncoso; (E), Oligoceno, Formaciones Salto del Macho y Río Foyel y "sección pelítica basal" de la Formación San Julián (este trabajo); (F-G), Oligoceno tardío, Formación San Julián (playa La Mina) y Formación Río Leona; (H), Oligoceno tardío-Mioceno temprano (pozo Aries x-1); (I), Mioceno temprano-medio (Formaciones Monte León y Chenque). Referencias de la numeración de los puntos graficados en figura 6 / groupings of palynological assemblages based on the non-parametric multidimensional scaling(N-MDS) technique. (A-B) Danian, Formations Cerro Bororó and Salamanca; (C), Eocene, Formations Huitrera and Río Turbio; (D), late Eocene, Formations Sloggett and Troncoso; (E), Oligocene, Formations Salto del Macho and Río Foyel, and "basal muddy section" of the San Julián Formation (this paper); (F-G), late Oligocene, San Julián Fm. ( playa La Mina) and Río Leona Formation; (H), late Oligocene-early Miocene (Aries x-1 well); (I), early-middle Miocene (Monte León and Chenque Formations). For references of plotted numbers, see figure 6.

Para el estudio micropaleontológico del CC-4, se procesaron 76 muestras de testigos de corona, aproximadamente uno por metro de espesor. Sobre una selección preliminar basada en el residuo lavado, se revisaron en detalle 30 muestras (figura 3), de las cuales once resultaron fértiles. El CC-3 fue estudiado por Náñez (1990), mediante 35 testigos entre 6 y 42 m, pertenecientes a la "sección pelítica basal" (figura 2).
Se utiliza la nomenclatura estratigráfica de Panza et al. (1995), dado que las dos subunidades de la Formación San Julián que proponen estos autores se reconocen con claridad en los pozos estudiados.

Asociaciones polínicas de la "sección pelítica basal": paleoambiente y comparación con otras asociaciones

El estudio palinológico de los pozos CC-3 y CC-4 se focalizó en la "sección pelítica basal", que brindó palinomorfos de muy buena preservación. Su composición, reseñada en Malumián et al. (1998b), se describe e ilustra en las figuras 2-4, 8-10 y cuadro 2 de este trabajo. Sus asociaciones reflejan una vegetación regional compuesta de bosques de Nothofagus, asociados a coníferas (Podocarpaceae) y árboles de menor altura como Proteaceae, Myrtaceae, etc. El estrato herbáceo sería rico en helechos, representados principalmente por las familias Cyatheaceae, Lophosoriaceae y Polypodiaceae. Entre las hierbas de los lugares pantanosos se distinguirían las Gunneraceae. El suelo pantanoso estaría cubierto por Sphagnaceae.


Figura 8. 1, Deltoidospora australis (Couper) Pocock. 1161/2: 19,8/153,2, vista proximal / proximal view. 2, Deltoidospora minor (Couper) Pocock. 1159/3: 24,8/131,3, vista proximal / proximal view. 3, Gleicheniidites argentinus Volkheimer. 1161/2: 28,5/146,2, vista distal / distal view. 4, Ischyosporites areapunctatis (Stuchlik) Barreda. 1159/1: 20/138, vista proximal / proximal view. 5, Hymenophylleaceae?. 1159/3: 12,8/154, vista proximal / proximal view. 6, Cingutriletes australis (Cookson) Archangelsky. 1161/2: 23/151, vista proximal / proximal view. 7-8, Cyatheacidites annulatus Cookson. 1161/1: 2,3/135,8, 7, vista distal / distal view. 8, vista proximal / proximal view. 9, Polypodiaceae. 1159/3: 1,5/115,2, vista distal / distal view. 10, 11, Peromonolites vellosus Partridge. 1158/1: 20,2/148,2, vista lateral / lateral view. 12, Laevigatosporites ovatus Wilson y Webster. 19 m: 7,8/143,7. Magnificación/enlargement x 1000.


Figura 9. 1, Reticuloidosporites sp. 19 m: 7,2/144, vista lateral / lateral view. 2, Polypodiisporites inangahuensis (Couper) Potonié emend. Pocknall y Mildenhall. 1161/4: 3,3/135,2. 3, Podocarpidites elegans Romero. 1159/1: 8,9/149,5, vista polar oblicua / oblique polar view. 4, Gamerroites psilasaccus (Archangelsky y Romero) Archangelsky. 1159/1: 21/158,8, vista polar oblicua / oblique polar view. 5, Podocarpidites marwickii Couper. 1161/2: 23,2/127,7, vista polar / polar view. 6, Phyllocladidites mawsonii Cookson. 1161/2: 22,8/138,8, vista polar / polar view. 7, Podocarpidites ellipticus Cookson. 1161/2: 22,5/115,2, vista distal / distal view. 8, Lygistepollenites florinii (Cookson y Pike) Stover y Evans. 1161/4: 4,5/135, vista polar oblicua / oblique polar view. 9, Microcachryidites antarcticus Cookson ex Couper. 1158/2: 22,2/151,8, vista polar oblicua / oblique polar view. 10, Arecipites cf. A. minutiscabratus Mc Intyre. 1161/2: 24,2/148,5, vista distal / distal view. 11, Liliacidites sphericus Couper. 1159/1: 4,5/147,8, vista distal / distal view. 12, Rhoipites minusculus Archangelsky. 1164/1: 22,2/132,5, vista ecuatorial / equatorial view. 13, Spinizonocolpites hialinus Archangelsky y Zamaloa. 1159/1: 14,8/145,3, vista distal / distal view. 14, Rousea minuscula Archangelsky y Zamaloa. 29 m: 9,7/120, vista ecuatorial / equatorial view. 15, Tricolpites microreticulatus Belsky, Boltenhagen y Potonie.1161/2: 24,5/155,8, vista polar / polar view. Magnificación / enlargement x 1000.


Figura 10. 1, Peninsulapollis gillii (Cookson) Dettmann y Jarzen. 19m: 3,1/114, vista polar / polar view. 2, Rhoipites sp. B (de Quattrocchio y Volkheimer, 1988). 1159/1: 11,5/157,2, vista ecuatorial / equatorial view. 3, Striatricolporites gamerroi Archangelsky. 1161/2: 20,1/137,3, vista ecuatorial / equatorial view. 4, Retitricolporites chubutensis Archangelsky. 1159/2: 24,3/118,8, vista ecuatorial / equatorial view. 5, Psilatricolporites salamanquensis Archangelsky y Zamaloa. 1159/1: 3,1/142, vista ecuatorial / equatorial view. 6, Graminidites sp. 1611 a: 18,7/143,5. 7, Myrtaceidites mesonesus Cookson y Pike. 29m: 9,9/126,8, vista polar / polar view. 8, Myrtaceidites verrucosus Partridge. 1159/1: 11,6/157,2, vista polar / polar view. 9, Myrtipites annulatus Acevedo y Anzotegui. 1159/3: 24,8/157,8, vista polar / polar view. 10, Cupaneidites reticularis Cookson y Pike. 1161/2: 1,5/136,6, vista polar / polar view. 11, Propylipollis pseudomoides (Stover) Dettmann y Jarzen. 1161/2: 22,8/138,3, vista polar / polar view. 12, Proteacidites subscabratus (Couper) Harris. 1164/2: 14,3/128,2, vista polar / polar view. 13, Propylipollis rynthius (Stover y Partridge) Quattrocchio y Ruiz n. comb.. 1164/2: 10,1/129,8, vista polar / polar view. 14, Nothofagidites rocaensis Romero. 1161/2: 21,9/137,4, vista polar / polar view. 15, Nothofagidites saraensis Menéndez y Caccavari. 1164/1: 19,8/134,8, vista polar / polar view. 16, Baumannipollis variaperturatus Barreda. 1159/1: 7/152,8. 17, Chenopodipollis chenopodiaceoides (Martin) Truswell. 19 m: 8,2/120,3. 18, Potamogetonaceapites sp. 1615 a: 18,2/156. 19, Ericipites sp. 1612 a: 23,3/154,5. 20, Botryococcus sp. 1611 a: 4,9/114,9. 21, Ovoidites sp. 1615 a: 11,8/119,1. Magnificación / enlargement x 1000.

Esta flora se habría desarrollado bajo condiciones templadas a templado-cálidas y húmedas, según sugiere la presencia de familias de angiospermas megatermales, como Palmae y Sapindaceae (Cupania), helechos, como la familia Cyatheaceae, y otros indicadores como Phyllocladidites mawsonii Cookson y Myrtaceidites verrucosus Partridge. P. mawsonii es muy similar al polen de Lagarostrobus franklinii (Hook) Quinn, actualmente restringido a áreas de alta precipitación en el oeste de Tasmania, usualmente en bosques en galería bordeando ríos y lagos, y ocasionalmente en laderas protegidas o donde localmente hay altos niveles de humedad (Martin, 1997). Myrtaceidites verrucosus es un tipo de Myrtaceae perteneciente a la foresta lluviosa (Martin, 1997). También se encuentran representantes de las familias Poaceae y Cyperaceae, que sugieren condiciones locales de mayor humedad, como pequeños cuerpos de agua.
Entre las especies de Nothofagidites, N. saraensis Menéndez y Caccavari, N. rocaensis Romero, N. waipawensis (Couper) Fasola y N. flemingii (Couper) Potonié, corresponden al grupo fusca; N. dorotensis Romero, y tentativamente, N. anisoechinatus Menéndez y Caccavari, al grupo brassii. El tipo brassii parece ser más afín a climas cálidos y se originaría en altitudes ligeramente menores que los tipos fusca y menziesii (Kemp, 1978; Frederiksen, 1985). En algunos niveles de la "sección pelítica basal", los grupos fusca y brassii tienen similar representatividad, mientras que en otros domina el grupo fusca. También se observan variaciones en la relación de Myrtaceae/Nothofagaceae. Estos cambios podrían reflejar variaciones en la temperatura o en la estacionalidad, o bien diferentes condiciones locales o tafonómicas.
En parte, las paleocomunidades de la "sección pelítica basal" tienen similitud con las del Distrito Valdiviano, de la Provincia y Dominio Subantárticos (Cabrera, 1976), cuya flora, adaptada a un clima templado- frío, es muy diferente de la de los demás dominios del territorio argentino. Las asociaciones de la "sección pelítica basal" se diferencian de las valdivianas por contar con podocarpáceas vinculadas a formas actualmente restringidas a Tasmania y Nueva Zelanda (Phyllocladidites, Dacrycarpites, Microcachryidites, etc.), como se ha mencionado para otras asociaciones paleógenas de Patagonia (e.g. Romero, 1977; Báez et al., 1990). Contienen además Nothofagidites tipo brassii, que no se encuentra en el actual Bosque Valdiviano, y algunos representantes de familias de angiospermas megatermales. La coexistencia de elementos indicadores de clima templado a templado-cálido con otros de clima templado-frío, relaciona a la palinoflora de la "sección pelítica basal" con la denominada "Paleoflora Mixta", característica del sur de América del Sur durante el Paleógeno (Romero, 1978). Estas floras mixtas, con elementos que actualmente se distribuyen en diferentes zonas climáticas, han sido explicadas por cambios en la tolerancia climática de sus componentes, o bien por estabilidad termal atmosférica. Según estudios de fisionomía foliar, habrían evolucionado en un clima subtropical, con temperaturas relativamente cálidas y alta precipitación anual, con escasa variación estacional, en un régimen sin análogos modernos (Hinojosa y Villagrán, 2005). Aun en Patagonia austral, hasta comienzos del Mioceno Medio, habrían prevalecido condiciones relativamente cálidas para permitir el desarrollo de taxa de actual distribución tropical (Palazzesi et al., 2003).
Los niveles 46,5 m y 45 m del pozo CC-4 corresponderían a depósitos de carbón de origen dulceacuícola, formados en un área pantanosa en un período de mar bajo (cf. Barreda, 1997) o en áreas protegidas. Palinológicamente, estos niveles se caracterizan por la abundancia de Poaceae (gramíneas), y presencia de Cyperaceae y de algas de origen continental como Botryococcus y Ovoidites (figura 4). Ovoidites es una zigóspora o aplanóspora de Zygnemataceae que indica un ambiente dulceacuícola, más o menos mesotrófico, poco profundo, rico en oxígeno y tranquilo, suficientemente cálido para permitir la formación de las zigósporas, tal como fuera señalado por van Geel en varios trabajos (fide Zamaloa, 1996). Se considera un valioso indicador de antiguos depósitos de carbón de agua dulce (Rich et al., 1982). Las asociaciones de los niveles de 46,5 m y 45 m están integradas mayormente por esporomorfos locales, o sea depositados a unas pocas decenas de metros de la planta emisora (Holmes, 1994). El estudio de muestras actuales del pantano de Okefenokee, Georgia, Estados Unidos, que semeja las condiciones de formación de los carbones terciarios (Rich et al., 1982), sugiere que aunque alrededor del pantano se desarrolle un bosque denso, la asociación palinológica refleja mayormente la vegetación local. Según Rich (comunicación personal, 1999), el polen del bosque queda atrapado en el suelo densamente vegetado. El polen anemófilo se dispersaría a mayor distancia de la fuente emisora, no registrándose localmente. Las asociaciones de los restantes niveles fértiles de la "sección pelítica basal" están caracterizadas mayormente por el aporte de la vegetación regional, junto al aporte local de elementos acuáticos de la familia Zygnemataceae.

Comparación con otras asociaciones palinológicas de Patagonia

La asociación microflorística de la "sección pelítica basal" se ha comparado con otras de la Patagonia del lapso Paleoceno-Mioceno, mediante el análisis cualitativo y técnicas estadísticas, a fin de evaluar su grado de similitud y estimar su edad.
Entre las asociaciones descriptas para la Formación San Julián, Pöthe de Baldis (1974) mencionó para el carbón de la base del perfil de cabo Curioso, predominio de gimnospermas (65-70%), seguidas por Nothofagidites (15%), angiospermas triporadas o colpadas y esporas triletes, de edad eocena tardía-oligocena temprana, por comparación con las Formaciones Río Turbio y Loreto.
Para los niveles basales del perfil de playa La Mina, de la misma Formación, Barreda (1997) describió una flora mixta, de clima cálido y húmedo, y edad oligocena, probablemente tardía, por la presencia, aunque escasa, de Tubulifloridites sp. (Asteraceae). Destacó la presencia de Margocolporites tenuireticulatus Barreda y Canthiumidites aff. C. bellus (Partridge) Mildenhall y Pocknall, características de la palinozona inferior de la Formación Chenque. Asociaciones similares a las de playa La Mina, descriptas del sur del Golfo de San Jorge, contienen compuestas (Asteraceae) y las especies Rhoipites cienaguensis (Dueñas) Barreda, Rubipollis oblatus (Pocknall y Mildenhall) Mildenhall y Pocknall, y Diporites aspis Pocknall y Mildenhall, que sugirieron una edad oligocena tardía (Barreda y Palamarczuk, 2000b). Estas especies son características de la palinoflora del Oligoceno tardío de perfiles de la costa patagónica y plataforma continental (Barreda y Palamarczuk, 2000c). La asociación palinológica oligocena tardía de la Formación Centinela contiene asimismo compuestas (Guerstein et al., 2004). En las asociaciones palinológicas de la "sección pelítica basal" estudiadas en este trabajo, no se encontraron compuestas, conocidas desde el Oligoceno (e.g. Katinas et al., 2007) ni las especies mencionadas, ausencias que podrían sugerir una edad mayor que Oligoceno tardío. Estas diferencias se reflejan en un índice de similitud menor a 0,6 (figuras 5, 6).
En la Formación Chenque, el reconocimiento de compuestas determina una antigüedad no mayor que oligocena tardía (Barreda, 1996), mientras la asociación palinológica en su conjunto indica una edad miocena temprana y media (Palamarczuk y Barreda, 1998; Barreda y Palamarczuk, 2000c). Aunque muchos taxones son comunes a ambas unidades, en la asociación de la "sección pelítica basal" descripta en este trabajo, no se documentan muchas familias de angiospermas, principalmente las compuestas y las onagráceas. El índice de similitud con la Formación Chenque, al igual que con la asociación de la Formación Monte León (Barreda y Palamarczuk, 2000a) es menor a 0,4. El análisis no-paramétrico multidimensional escalado (N-MDS) también muestra agrupamientos diferentes y distanciados (figura 7).
Entre los palinomorfos que señalarían afinidad de la "sección pelítica basal" con estas asociaciones oligomiocenas, se encuentran Baumannipollis variaperturatus Barreda, y las esporas Ischyosporites areapunctatis y Muricingulisporis chenquensis Barreda, hasta el momento no encontrados en depósitos eocenos (Barreda, 2002), así como la abundancia de Graminidites sp. (poácea) y la presencia de Chenopodipollis chenopodiaceoides (Martin) Truswell (quenopodiácea) y de Cyperaceae. La diversificación de malváceas, poáceas y quenopodiáceas es una de las características de la asociación palinológica del Oligoceno superior de la provincia de Santa Cruz (Barreda, 2002); estas familias son muy escasas antes del Oligoceno (Germeraad et al., 1968; Muller, 1981). Otra característica señalada para el Oligoceno tardío santacruceño es la presencia de angiospermas megatermales (Barreda y Palazzesi, 2007).
Para la Formación Río Leona, de la región de El Calafate y Río Turbio, se mencionó una asociación de baja diversidad, de clima templado a frío, dominada por Nothofagidites, comparable a la del Oligoceno inferior fueguino del pozo La Sara y de la Formación Sloggett (Barreda et al., 2004; Césari et al., 2006; Barreda y Palazzesi, 2007). Recientemente, Barreda et al. (2009) describieron para la misma Formación en la región de los lagos Argentino y Viedma, una palinoflora dominada por Nothofagidites, asociada a Podocarpaceae, Araucariaceae, Proteaceae y Myrtaceae. Por la presencia de Asteraceae, Poaceae y especies características de la Zona M-M del Oligoceno tardío como Margocolporites tenuireticulatus, Diporites aspis y Granodiporites nebulosus, y la ausencia de especies indicadoras de clima cálido, sugirieron una edad oligocena tardía temprana. Al igual que con otras asociaciones del Oligoceno tardío, la asociación palinológica de la "sección pelítica basal" de este trabajo, se diferencia por no contener estas especies, ni Asteraceae, y los índices de similitud son menores a 0,6.
Los análisis estadísticos señalan una fuerte similitud de las asociaciones de la "sección pelítica basal" con la Formación Loreto, del sur de Chile, de edad oligocena (Fasola, 1969), si bien con limitaciones por la escasez de taxones, muchos solo a nivel genérico, en la última unidad. Un nivel menor de similitud se da con las formaciones Salto del Macho y Río Foyel (Quattrocchio et al., en preparación), de edad oligocena (Asensio et al., en prensa), con coeficientes de similitud cercanos a 0,8 (figura 5). En general, estas floras están caracterizadas por Nothofagaceae, Podocarpaceae y en menor proporción Araucariaceae, Myrtaceae y Proteaceae, y no presentan la diversidad de angiospermas que se observa en el Oligoceno tardío.
Una similitud menor a 0,7 se da con la microflora de la Formación Sloggett, de Tierra del Fuego, asignada al Eoceno tardío-¿Oligoceno temprano?, de clima templado a templado frío y muy húmedo, y sin familias modernas como las gramíneas, onagráceas y compuestas (Olivero et al., 1998). Un valor similar se da con la Formación Troncoso, del norte de Patagonia, también de probable edad eocena tardía.
La similitud es baja con respecto a las asociaciones de las formaciones Río Turbio y Huitrera (Archangelsky, 1972; Romero, 1977; Romero y Zamaloa, 1985; Romero y Castro, 1986; Melendi et al., 2003), de edad eocena, y con las formaciones Salamanca y Cerro Bororó, del Paleoceno (Archangelsky, 1973, 1976; Archangelsky y Romero, 1974; Archangelsky y Zamaloa, 1986; Volkheimer et al., 2007).

Micropaleontología

Los foraminíferos de la Formación San Julián son mayormente bentónicos, con planctónicos muy escasos y frecuentemente juveniles, reflejando ambientes marinos someros y marginales (Bertels, 1979, 1996; Náñez, 1990). Las asociaciones bentónicas de los Miembros Gran Bajo y Meseta Chica en sus perfiles tipo (Bertels, 1979), en general de buena preservación, no difieren considerablemente entre sí y comparten la misma especie de Cribrorotalia, sugiriendo una estrecha relación entre ambas. Están conformadas mayormente por especies de pared calcárea perforada, con algunos miliólidos en el Miembro Meseta Chica. El Miembro Gran Bajo se caracteriza por Elphidium infrajuliense Bertels, y por la relativa abundancia de Buccella juliana (Bertels).
Los foraminíferos de la Formación Monte León en su área tipo fueron descriptos por Becker (1964) y Bertels (1975, 1980). Se conocen además de numerosas localidades de superficie y de subsuelo (e.g. Malumián, 1968, 1970; Náñez, 1990), dado que formaciones correlacionables tienen una amplia extensión en Patagonia. Conforman asociaciones más diversas y con mayor contenido de planctónicos en comparación con las de la Formación San Julián, y revelan un aspecto moderno en el que puede encontrarse el origen de las asociaciones actuales (e.g. Malumián y Náñez, 2002).
En el pozo CC-4 se han recuperado foraminíferos de ambas secciones de la Formación San Julián y de la Formación Monte León. En la "sección pelítica basal" (43 a 81,50 m), se encontraron microfósiles calcáreos solo en 59 y 63 m (figura 3); son escasos moldes de foraminíferos y ostrácodos, moldes de bivalvos y gastrópodos juveniles, fragmentos carbonizados de madera y abundantes diatomeas centrales. La preservación es muy pobre, con fuertes signos de disolución; son frecuentes los moldes o reemplazos de yeso. En 59 m, la especie de foraminífero más abundante es Elphidium infrajuliense, seguida por Buccella sp., Guttulina austriaca d'Orbigny, Guttulina spicaeformis (Roemer), Pseudotriloculina? sp., Pyrgo sp. En 63 m, domina Buccella sp., seguida por Buccella juliana, Guttulina spicaeformis, Elphidium? sp. y Boltovskoyella patagonica?.
La mala preservación y escasez de los ejemplares en la "sección pelítica basal" tornan poco confiable la comparación con otras asociaciones. Se asemeja a la del Miembro Gran Bajo por la relativa abundancia de E. infrajuliense, de B. juliana y de buccellas en general, y por algunos polimorfínidos. Se diferencia por la aparente presencia de B. patagonica, la aparente ausencia de varias especies de Cibicides y de Cribrorotalia abundantes en el Miembro Gran Bajo, y la pobre preservación. Elphidium infrajuliense fue señalado como posible guía para el Miembro Gran Bajo (Bertels, 1979), pero posteriormente ilustrado para la Formación Man Aike (Malumián, 1992); es morfológicamente cercano a Elphidium rioturbiense Malumián, del miembro superior de la Formación Río Turbio, de edad eocena media tardía (Malumián, 1994). Buccella juliana es una especie común en el Miembro Gran Bajo y esporádica en el Miembro Meseta Chica (Bertels, 1979). También se ha citado para una microfauna del subsuelo de la provincia de Santa Cruz, de probable edad eocena tardía a oligocena temprana (Malumián y Náñez, 2002). Las buccellas, frecuentes en la asociación de la "sección pelítica basal", son raras en las microfaunas del Eoceno medio tardío de la cuenca, como las de las formaciones La Despedida (Malumián, 1990, 1994), Man Aike (Malumián, 1992) y Río Turbio (Carrizo et al., 1990; Malumián y Caramés, 1997). Son más comunes en las capas con Boltovskoyella patagonica del pozo SC-1 (Malumián et al., 1971) y del Gran Bajo de San Julián, también asignadas a la Formación Man Aike. Comienzan a ser muy abundantes en la sección superior de la Formación San Julián, manteniéndose abundantes hasta en la actual plataforma argentina, donde conforman el reino de Buccella (Boltovskoy, 1976).
En el nivel de 63 m del pozo CC-4, dos ejemplares de Boltovskoyella patagonica?, con determinación dudosa por su mala preservación, sugieren afinidad con la asociación de B. patagonica del Gran Bajo de San Julián y de la perforación SC-1. La afinidad también está dada por la similar preservación, la litología asociada y la posición estratigráfica, infrayacente a la sección superior de la Formación San Julián. Sin embargo, la composición taxonómica general es diferente; la mayoría de las especies acompañantes en la asociación con B. patagonica en el Gran Bajo de San Julián y en el pozo SC-1, no aparecen en la "sección pelítica basal" del pozo CC-4.
Boltovskoyella patagonica fue descripta originalmente de testigos del pozo SC-1, ca. 22 m por encima de niveles con foraminíferos planctónicos del Eoceno medio tardío (Malumián et al., 1971; Malumián y Masiuk, 1972). Tanto estos niveles con planctónicos como los que contienen B. patagonica fueron asignados a la Formación Man Aike (e.g. Caramés y Malumián, 2000), y los niveles conglomerádicos que los suprayacen discordantemente, a la Formación Río Leona (Malumián y Ramos, 1982). El género Boltovskoyella caracteriza la transgresión del Eoceno medio tardío de la cuenca Austral (Malumián, 1993; Malumián y Náñez, 2002). No se ha encontrado en la fosilífera sección superior de la Formación San Julián ni en la Formación Monte León, como así tampoco otros representantes de la superfamilia Asterigerinacea a la que pertenece, tradicionalmente considerada de aguas someras y cálidas (e.g. Loeblich y Tappan, 1964). Las capas con B. patagonica del pozo SC-1, originalmente asignadas al Oligoceno, probablemente temprano (Malumián et al., 1971), fueron luego consideradas de edad eocena media tardía, dada la distribución de la especie, los bentónicos asociados, y su inclusión en la Formación Man Aike (Malumián y Náñez, 1989; Hrómic, 1990; Náñez, 1998). No se puede descartar una edad algo más joven, como eocena tardía, dado que tanto en el Gran Bajo de San Julián como en la perforación SC-1, la asociación con B. patagonica no tiene planctónicos que precisen su edad.
En resumen, con las prevenciones dadas por la escasez y pobre preservación del material, la "sección pelítica basal" del pozo CC-4 se caracteriza por la abundancia de buccellas y de Elphidium infrajuliense, que la acercan a la asociación del Miembro Gran Bajo. Boltovskoyella patagonica? sugiere afinidad con microfaunas eocenas, pero su identificación requiere confirmación y no se descarta un posible retrabajo. Los ostrácodos acompañantes tienen mayor afinidad con los de la sección superior de la Formación San Julián, que con otros del Paleógeno de Patagonia (G. Jannou, comunicación personal, 2007). A escala regional, la microfauna en estudio suprayace las capas con planctónicos del Eoceno medio tardío del pozo SC-1, y probablemente a las capas con B. patagonica, e infrayace a la sección superior de la Formación San Julián, con edades radimétricas máximas en torno a los 26 Ma, Oligoceno tardío (Parras et al., 2008). Por su posición estratigráfica y las relaciones microfaunísticas, se estima para la asociación de la "sección pelítica basal" del pozo CC-4 una edad comprendida entre el Eoceno tardío y el Oligoceno, más probablemente oligocena, y mayor a 26 Ma.
La asociación de la "sección pelítica basal" sugiere un ambiente marino, marginal, con comunicación restringida con el mar abierto. En el tramo entre 55 y 61 m, Pereyra (1986a) menciona fósiles marinos. Diatomeas centrales son muy abundantes en 59 y 63 m, y raras en 60, 70 y 72 m. De esta manera, la "sección pelítica basal" en el pozo CC-4, si bien en parte puede ser de ambiente continental, contiene tramos marinos, y el conjunto de sedimentitas entre 43 y 81,50 m se considera de ambiente parálico.
Entre 26 a 42 m del pozo CC-4, se reconoce la sección superior de la Formación San Julián (Oligoceno tardío). Los foraminíferos son por niveles abundantes, de buena preservación, aunque la fragmentación es frecuente. La asociación está integrada principalmente por Cribrorotalia hornibrooki Malumián y Masiuk, forma typica (sensu Bertels, 1979), Cibicides juliense Bertels, C. temperatus Vella, C. lobatulus (Walker y Jacob), Buccella sp., Trifarina juliana (Bertels), Guttulina hantkeni Cushman y Ozawa, Discorbis sp. cf. D. huneri Howe, Globocassidulina subglobosa (Brady), Discorotalia sp., Discorbinella berthelothi (d'Orbigny), Gyroidinoides zelandicus (Finlay), Buccella juliana, Glandulina ovula d'Orbigny, entre otras. Esta asociación es similar a la del Miembro Meseta Chica, y netamente diferenciable de la descripta para la "sección pelítica basal", tanto en composición como en preservación. Corresponde a un ambiente de plataforma interna, somera. Además, hay abundantes ostrácodos.
La suprayacente Formación Monte León (Mioceno temprano) brindó foraminíferos solo en su base, en la muestra de 25 m (figura 3). Son mayormente arenáceos: Rhabdammina? spp., Cribrostomoides sp. cf. L. crassimargo (Norman), Reophax scorpiurus Montfort, Ammoglobigerina sp., Haplophragmoides sp., Spirosigmoilinella compressa Matsunaga, Trochamminopsis? sp. Los foraminíferos calcáreos han sufrido fuerte disolución, representados solo por pocos moldes de Cibicidoides? sp. La asociación es muy similar a la encontrada en la base de la Formación Monte León en la perforación CC-7 (figura 1), en 29 m, denominada Asociación de Cribrostomoides sp. cf. L. crassimargo, (Malumián y Náñez, 1989). Esta Asociación es a su vez vinculable a la de Spirosigmoilinella-Martinottiella (cf. Malumián, 1982; Malumián y Náñez, 1989), por la presencia de S. compressa en el pozo CC-4, la fuerte disolución de los elementos calcáreos y la posición estratigráfica basal dentro de la Formación Monte León (Malumián y Náñez, 1998, 2002). La Asociación de Spirosigmoilinella-Martinottiella fue relacionada con aguas frías, corrosivas, de origen antártico, relativamente profundas (Malumián y Náñez, 1991, 2002). Aquí se preserva la denominación de Asociación de Cribrostomoides sp. cf. L. crassimargo, para la asociación de los pozos CC-4 y CC-7, para diferenciarla de la Asociación de Spirosigmoilinella- Martinottiella típica, descripta para la Formación Cabo Peña, de Tierra del Fuego, que incluye además de los géneros nominantes, frecuente Hoeglundina y Cyclammina (Codignotto y Malumián, 1981; Malumián y Olivero, 2006). Para la Asociación de Cribrostomoides sp. cf. L. crassimargo de los pozos CC- 4 y CC-7, se estima un paleoambiente de plataforma media a externa. La fracción arenosa de la Formación Monte León contiene además diatomeas centrales, espículas de esponjas silíceas y abundante vidrio volcánico. El cambio microfaunístico respecto a la infrayacente Formación San Julián, muy marcado, refleja una discontinuidad y una disposición transgresiva de la Formación Monte León.
Del pozo CC-3 solo se contó con muestras de la "sección pelítica basal", que no brindaron foraminíferos. Se encontraron muy escasos restos de gastrópodos, moldes de ostrácodos y espículas de equinodermos en 11 y 12 m, sugiriendo un ambiente marino para esos niveles, y pequeños tubos piritizados en 23 m (Náñez, 1990).

Discusión y conclusiones

Los pozos CC-3 y CC-4 alumbraron una sucesión sedimentaria similar a la aflorante en el Gran Bajo de San Julián, localidad de referencia para unidades estratigráficas clásicas del Cenozoico de la cuenca Austral. En particular, el pozo CC-4, estratigráficamente el más completo, atraviesa las Formaciones Monte León y San Julián. En esta última Formación, se reconocen las dos subunidades descriptas por Panza et al. (1995), diferenciables tanto por su litología como por sus características micropaleontológicas.
Se han recuperado palinomorfos de muy buena preservación de la "sección pelítica basal" de ambos pozos. Son de origen continental y reflejan un bosque regional de Nothofagaceae, Myrtaceae, Podocarpaceae y Palmae, en condiciones de clima templado a templado-cálido y húmedo, que correspondería a una "Paleoflora Mixta", característica del Paleógeno del sur de América del Sur (Romero, 1978). La asociación palinológica de las arcilitas carbonosas superiores de la "sección pelítica basal", dominada por gramíneas, y acompañada por elementos arbóreos (podocarpáceas) y algas de origen continental, representaría mayormente la vegetación local asociada a cuerpos de agua dulce y/o salobre, probablemente pantanos cercanos a la costa marina.
La "sección pelítica basal" del pozo CC-4 brindó una asociación de foraminíferos de ambiente marino litoral, proveniente de dos horizontes de su parte media. Si bien la escasez y mala preservación de los ejemplares limitan la comparación con otras asociaciones, tendría su mayor afinidad con la asociación del Miembro Gran Bajo de la Formación San Julián, dada la dominancia de buccellas y de Elphidium infrajuliense. El hallazgo de Boltovskoyella patagonica sugiere asimismo afinidad con la asociación de Boltovskoyella de la Formación Man Aike, pero los ejemplares encontrados son muy escasos y de determinación dudosa.
Por su posición estratigráfica y las características de la palinoflora y la microfauna, aunque sin indicadores bioestratigráficos precisos, se estima para la "sección pelítica basal" de los pozos CC-3 y CC-4 una edad oligocena. En los análisis estadísticos, sus palinofloras conforman un agrupamiento diferenciado de otras asignadas al Eoceno tardío u Oligoceno tardío.
Las condiciones húmedas señaladas por la palinoflora, la materia carbonosa, restos de invertebrados, foraminíferos y abundantes diatomeas centrales en diferentes niveles de la "sección pelítica basal", en particular en el pozo CC-4, indican un ambiente parálico, con alternancia de ambientes continentales, cercanos a la costa marina, y marinos marginales, con circulación estuárica. Estas condiciones son concordantes con las señaladas por varios autores para la parte inferior de la Formación San Julián (e.g. Panza et al., 1995; Barreda, 1997; Parras y Casadío, 2005). En el pozo CC-3, el ambiente sería similar, pero los indicadores marinos son más escasos, sugiriendo condiciones más proximales.
La sección superior de la Formación San Julián en el pozo CC-4 contiene una asociación de foraminíferos calcáreos, de plataforma interna, similar a la ilustrada por Bertels (1979) para el Miembro Meseta Chica. El contraste con los niveles de ambientes continentales y marinos marginales de la "sección pelítica basal" infrayacente, reflejado en la composición taxonómica y preservación de la microfauna, sugiere al menos una discordancia menor, que podría corresponder a la superficie de ravinement identificada por Parras y Casadío (2005) en el perfil de cabo Curioso.
En la base de la suprayacente Formación Monte León, la Asociación de Cribrostomoides sp. cf. L. crassimargo, compuesta casi exclusivamente de foraminíferos aglutinados, y los dinoflagelados presentes, sugieren condiciones marinas más abiertas, probablemente de plataforma media a externa, reflejando el carácter transgresivo de la Formación. Esta asociación de foraminíferos, probable resultado del avance de aguas frías, corrosivas, de origen subantártico (Malumián y Náñez, 1991), coincide con la ausencia, en la base de la Formación Monte León, de palinomorfos indicadores de clima templado-cálido, en coherencia con el retroceso general de las formas tropicales y avance del paisaje abierto y arbustivo ya señalado por Barreda (2002) para esta unidad. Por el cambio abrupto y la disimilitud entre las respectivas asociaciones de foraminíferos se estima una relación discordante entre las Formaciones San Julián y Monte León. En este contexto, la sección superior de la Formación San Julián correspondería al óptimo climático del Oligoceno tardío (Zachos et al., 2001; Erdmann et al., 2008), y la discordancia con la Formación Monte León, respondería a la denominada glaciación Mi-1.

Apéndices

Estratigrafía de los pozos CC-3 y CC-4

La litología está sintetizada de los legajos de pozos (Pereyra,1986a, b) y la estratigrafía de Enadimsa (1986) y Panza et al. (1995):

Pozo CC-3 (figura 2)

0 a 3 m: Cuaternario.
3 a 6 m: Sección superior de la Formación San Julián. Limolitas y areniscas de grano fino, gris a gris verdoso, con abundantes bivalvos fósiles marinos.
6 a 42,60 m: "sección pelítica basal" de la Formación San Julián.
6 a 15 m: areniscas gruesas a finas, con intercalaciones de arcilita gris, con briznas carbonosas hacia el techo, y clastos de arcilita en la base.
15 a 42,60 m: arcilitas grises o verdosas, con restos vegetales carbonizados y láminas de carbón. Algunos restos de conchillas.
42,60 a 73,70 m: Grupo Bahía Laura.

Pozo CC-4 (figura 3)

0 a 2 m: Cuaternario.
2 a 26 m: Formación Monte León. Limolitas y arcilitas tobáceas gris amarillentas.
26 a 42,50 m: Sección superior de la Formación San Julián. Areniscas finas a medianas, gris verdosas a pardo amarillentas, con restos fósiles de bivalvos, e intercalaciones de lumachellas.
42,50 a 81,50 m: "sección pelítica basal" . Areniscas, limolitas y arcillas.
42,50 a 49 m: arcilitas gris a gris verdosas, con abundantes briznas carbonosas, restos vegetales carbonizados y abundantes hilos de carbón. En los dos metros superiores, las arcilitas alternan con limolitas y areniscas finas en niveles lenticulares. 49 a 61 m: Areniscas finas a medianas, con briznas carbonosas entre 49 y 55 m y bivalvos marinos entre 55 y 61 m.
61 a 81,50 m: Areniscas finas a medianas, con intercalaciones de limolitas y arcilitas. Restos de conchillas.
81,50 a 87,70 m: Grupo Bahía Laura.
En el pozo CC-4, Enadimsa (1986) identifica el Miembro San Julián de 26,50 a 38 m y de 55 a 60,80 m; las arcillas del cabo Curioso, de 38 a 55 m y de 60,80 a 81,50 m. Adjudican esta aparente repetición a una probable falla. Sin embargo, la litología de las muestras disponibles y la microfauna asociada, sugiere que la sucesión estratigráfica es normal. El límite entre la Formación San Julián propiamente dicha y la "sección pelítica basal", se sitúa en este trabajo entre 42 y 43 m, de acuerdo con la litología de los testigos disponibles y la microfauna recuperada del testigo de 42 m, que es similar a la de la sección superior de la Formación San Julián.

Sistemática

Propylipollis Martin y Harris, 1974

Especie tipo. Propylipollis reticuloscabratus (Harris) Martin y Harris, 1974.

Propylipollis rynthius (Stover y Partridge, 1982) Quattrocchio y Ruiz n. comb.
Figura 10, 13

1982. Proteacidites rynthius Stover y Partridge 1982, p.83, lámina 4,
figuras 5-7.

Ejemplar ilustrado. 1164/2: 10,1/129,8 ("England Finder": P49/3). 32µm.

Observaciones. Se transfiere la especie al género Propylipollis, dado que tanto en las figuras de la especie tipo, como en el presente material, la nexina está espesada en los márgenes aperturales.
Si bien el morfogénero Proteacidites refleja la afinidad botánica moderna (familia Proteaceae), por las características morfológicas de la especie corresponde su reasignación a Propylipollis, dado el criterio de clasificación sistemática artificial (morfogéneros), aplicado en este trabajo.

Agradecimientos

A Yacimientos Carboníferos Fiscales por el material y facilidades otorgadas en el Yacimiento de Río Turbio para el muestreo de los pozos. A N. Malumián, su estímulo y comentarios. A F. Rich, la posibilidad de muestrear el Okefenokee Swamp, (Meeting AASP, Georgia Savannanah, 1999). A D. Jarzen, A. Partridge y S. Srivastava por sus aportes sobre sistemática. A Carlos Jaramillo por sus comentarios en calidad de árbitro, y por su amplia colaboración en el tratamiento estadístico de los datos palinológicos. A Viviana Barreda, su tarea editorial. El trabajo fue en parte financiado por el proyecto Cenozoico de la Patagonia y Plataforma Continental Argentina PICT07-12257 de la Agencia Nacional de Promoción Tecnológica, subsidios del CONICET y ANPCyT a MQ y el proyecto CGL2007-63724/BTE del Ministerio de Educación y Ciencia de España.

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Recibido: 15 de septiembre de 2008.
Aceptado: 10 de agosto de 2009.

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