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Latin American journal of sedimentology and basin analysis

versión On-line ISSN 1851-4979

Lat. Am. j. sedimentol. basin anal. vol.17 no.1 La Plata ene./jul. 2010

 

ARTÍCULOS

Sismoestratigrafia y evolución geomorfológica del talud continental adyacente al litoral del este bonaerense, Argentina

Roberto A. Violante1, C. Marcelo Paterlini1, I. Pastor Costa1, F. Javier Hernández-Molina2, Laura M. Segovia3, José Luis Cavallotto1, Susana Marcolini1, Graziella Bozzano1,4, Cecilia Laprida5,6, Natalia García Chapori5, Torsten Bickert7 y Volkhard Spieß7

1 División Geología y Geofísica Marina, Departamento Oceanografía, Servicio de Hidrografía Naval. Av. Montes de Oca 2124, Buenos Aires, Argentina.
2 Facultad de Ciencias del Mar, Universidad de Vigo, España.
3 REPSOL-YPF, Colaboradora Proyecto MINCyT - ANPCyT PICT 2003 - 07/14417.
4 Becaria de Nivel Superior Proyecto MINCyT - ANPCyT PICT 2003 - 07/14417.
5 Laboratorio de Micropaleontología, Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires.
6 CONICET.
7 MARUM - Instituto de Ciencias Marinas - Universidad de Bremen, Alemania.

Received April 24, 2009 - Accepted May 28, 2010

Resumen: El Margen Continental Argentino es uno de los márgenes más extensos del mundo (2 x 106 km2) cuyo mayor desarrollo, entre 35 y 48ºS, corresponde a un típico margen pasivo volcánico. Allí se desarrollan los siguientes rasgos: plataforma, talud, emersión y el Cañón Submarino Mar del Plata. Este trabajo describe los aspectos morfosedimentarios, estratigráficos y evolutivos del talud adyacente al litoral del este bonaerense. El estudio se basó en información sísmica mono y multicanal de alta resolución complementada con el análisis de muestras del fondo marino, fundamentalmente testigos verticales. El talud se desarrolla entre 120 y 3500 m de profundidad. Está formado por tres sectores principales. El más cercano a la plataforma es el talud superior situado por encima de los 700/800 m, de fuerte pendiente. A partir de allí se desarrolla el talud medio, constituido por la Terraza Ewing, cuya superficie de baja pendiente llega hasta los 1300 m de profundidad. Finalmente, el talud inferior vuelve a ser de fuerte pendiente y llega hasta los 3500 m, desde donde grada hacia la emersión continental. El talud es atravesado por el Cañón Submarino Mar del Plata, que comienza alrededor de los 500 m de profundidad aunque adquiere una típica configuración de valle en V entre 1200 y 3700 metros. La cobertura sedimentaria del talud es silicoclástica, formada por fangos algo arenosos que muestran mayores porcentajes de arena e inclusive rodados en los alrededores del cañón, particularmente en sus cabeceras. La asociación mineralógica es volcánico-piroclástica de origen pampeano-patagónico. A través de la aplicación de métodos sismoestratigráficos se identificaron siete "Secuencias Depositacionales" que abarcan desde el Cretácico superior hasta el presente, las cuales están separadas por horizontes sísmicos mayores que representan discontinuidades resultantes de la ocurrencia de significativos eventos climáticos-oceanográficos de amplia extensión regional. La sucesión de secuencias señala que el talud comenzó a evolucionar a partir de la transición Eoceno-Oligoceno en respuesta a complejos procesos de agradación y progradación con depósitos turbidíticos y contorníticos, y formación de cañones submarinos. Se definen cuatro etapas evolutivas principales: 1) Agradacional, del Cretácico-Eoceno, con fuerte acreción vertical del talud asociada a subsidencia térmica de la Cuenca del Salado, con alta tasa de sedimentación. 2) Desarrollo del talud durante el Eoceno superior-Mioceno medio, cuando se estructura el margen pasivo y comienza a evidenciarse la influencia de las masas de agua de origen antártico, lo que se manifiesta en la formación de secuencias sedimentarias complejas con períodos alternantes de progradación-retrogradación aunque con predominio de los primeros (con alta dinámica turbidítica y formación de cañones submarinos) que hacen avanzar progresivamente el talud en dirección al mar. 3) Desarrollo de la Terraza Ewing en el Mioceno medio-superior, cuando la dinámica sedimentaria asociada a la circulación de las corrientes oceánicas de origen antártico favorece la migración hacia el norte de grandes depósitos contorníticos. 4) Configuración definitiva del talud en el Plioceno-Cuaternario, al desarrollarse la Terraza Ewing y el Cañón Submarino Mar del Plata con sus características presentes.

Palabras claves: Margen continental argentino; Talud continental; Secuencias depositacionales; Neógeno; Noreste bonaerense.

EXTENDED ABSTRACT

Introduction

The Argentina Continental Margin (MCA) is one of the largest margins around the world (2x106 km2), which in most of its area of development (between 35 and 48ºS) belongs to a typical extensional volcanic passive margin (Mohriak et al., 2002). The region is located in a key area of the Southwestern Atlantic Ocean due to its significance in the global oceanographic-climatic interaction (Wefer et al., 1996, 2004; Carter and Cortese, 2009). As a result, the study of the Cenozoic sedimentary sequences preserved in the geological record is very important for paleoceanographic-paleoclimatic-paleoenvironmental reconstructions.
The study area is included in the northern part of the MCA adjacent to eastern Buenos Aires province (Fig. 1a). The major physiographic units are the shelf, slope, rise and the Mar del Plata Submarine Canyon. This work describes the Cenozoic morphosedimentary, stratigraphic and evolutive aspects of the continental slope in the region. The study is based on high resolution seismic (multi and monochannel) complemented with sediment analysis on piston and gravity cores as well as grab samples (Fig. 1b), obtained during different cruises on board the Research Vessels Puerto Deseado (Argentina) and Meteor (Germany) (Table 1); additional seismic, geological and sedimentological information was gathered from LDEO (USA) and BGR (Germany).

Geotectonic, Morphosedimentary and Oceanographic Setting

The region (Fig. 1a) is located in the southern part of the Salado basin where post-Cretaceous sediment thickness varies between 2 and 4 kilometers. Stratigraphic information from offshore oil drillings (Fig. 2) indicates that in the outer shelf, immediately west of the study area, sedimentary sequences are represented by Maastrichtian-Paleocene marine deposits, Eocene-Oligocene continental deposits, Miocene marine deposits, Pliocene continental deposits and Quaternary marine deposits (Yrigoyen, 1975, 1999; Tavella and Wright, 1996). These sequences change towards the slope into fully deep-marine facies.
Morphosedimentary configuration of the continental slope in the entire passive margin is dominated by a contourite depositional system (Hernández-Molina et al., 2009, Fig. 3a), composed of both depositional and erosive features (drifts, terraces, scarps, submarine canyons) that resulted from complex interactions among sedimentary, oceanographic and climatic components. One of the main conditioning factors is the oceanographic setting (Fig. 3b), characterized by predominance of parallel-to-the-slope (contouritic) south-to-north circulating currents from Antarctic origin, which in the northern part of the margin interact with the North Atlantic water masses, so determining the Confluence Zone. Across-margin sediment transport processes such as turbidity currents are also very
significant in the evolution and configuration of the margin. These processes became more important towards the north, particularly in the study area.

Morphology and Sedimentology of the Eastern Buenos Aires Province Continental Slope

The continental slope in the study area extends between 120 and 3500 m depth (Fig. 4). It is constituted by an upper sector characterized by a steep slope above 700/800 m (upper slope). From there, the middle slope extends seaward, constituting the Ewing Terrace, a terraced, low-gradient feature that extends down to 1300 meters. The lower continental slope has again a steep slope that reaches 3500 m, from where it grades to the continental rise. The continental slope is cut by the Mar del Plata Submarine Canyon that begins at about 500 m depth, showing a typical V-shape configuration between 1200 and 3700 meters. The sedimentary cover in the slope is siliciclastic and consists of sandy muds, which close to the canyon incorporate a higher sand content and pebbles. The mineralogical content belongs to the volcanic-pyroclastic association of pampean-patagonian origin. Figure 5 illustrates a type morphological cross section showing the bottom and near-bottom sediment distribution. Analysis of the forams collected from several cores indicate that in the upper 5 m of the sedimentary cover upper Pliocene to Recent faunas are present, with ages lower than 450 ka at 1.5 m, 120 ka at 0.75 m, and late Holocene in the uppermost 0.5 m.

Stratigraphy

The seismic-stratigraphic analysis and correlation with geological information from offshore oil drillings allowed to define seven depositional sequences (SD) (named with letters A to G from top to bottom), which encompasses the time-span between Late Cretaceous and the present. They are separated from each other by major seismic reflectors that represent unconformities produced by significant climatic-oceanographic events of regional extension (Tables 2 and 3). Interpretation and correlation among different seismic reflectors defined by several authors (Ewing & Lonardi, 1971, Hinz et al., 1999, Parker et al., 1999, 2005) was needed before defining those that separate the SDs. Figure 6 represents the synthesis of the correlation between seismic and geological information, whereas figure 7 is a type section showing the architecture and regional disposition of the SDs.
The depositional sequences are described from bottom (SD G) to top (SD A).
SD G: the top of the unit is the seismic reflector AR3 that represents the K-T boundary. The age of the sequence is considered Aptian-Maastrichtian. Internal seismic characteristics are mainly represented by subparallel, semi-transparent reflections. It represents shallow marine environments deposited in a longitudinal basin which evolved as a result of the South Atlantic opening.
SD F: Paleocene-upper Eocene. It has a maximum thickness of 900 meters. The internal seismic structure is transparent, with aggrading sequences (Fig. 8a-d) and locally chaotic, sometimes divergent reflections towards the base. Paleovalleys associated to ancient submarine canyons are also evident (Fig. 7). The upper boundary (reflector AR4) shows deep depressions that affect the base of the sequence; this reflector represents a regional expansion of the eastern Antarctic ice masses during Eocene-Oligocene times. The unit represents the final evolution of the "sag" stage in the Salado basin.
SD E: upper Eocene-beginning of the mid Miocene. Thickness reaches up to 500 meters. The internal seismic structure shows changing characteristics, with prograding sequences in the base, retrograding sequences in the middle part with wavy megastructures, and aggrading sequences in the upper part with large sediment lobes and paleovalleys (Fig. 8a-d) as well as cut-and-fill structures (Fig. 8d) and debris flows (Fig. 8c). The top reflector (AR5) represents another regional expansion of Antarctic ice masses. The unit shows evidences of deepening of the marine environment from base to top, and seismic reflector R* that divides two lithologically different sections could represent the change from prograding to retrograding facies.
SD D: mid to upper Miocene. The top seismic reflector (H2) has a morphology similar to the present surface (Fig. 7). Thickness is about 400 m. Seismic structure is semitransparent, with subparallel reflections and local chaotic configuration. The lower section shows prograding structures indicating the growing of the slope towards the east, whereas the upper section shows retrograding sequences with megawaves (Fig. 8 a-d). A contouritic drift develops in this upper part. Sediment infilling of paleovalleys is also evidenced.
The Ewing Terrace is well developed and shows evidences of erosive processes with formation of submarine canyons.
SD C: lower Pliocene. Seismic configuration shows morphological features very similar to the present-day topography (Fig. 7). Thickness is less than 200 m. Internal seismic structure is homogeneous, with subparallel seismic reflectors of large lateral extension, prograding structures and channels with internal migrating and filling structures (Fig. 8a-d). In the outer boundary of the Ewing Terrace, retrograding, sometimes chaotic structures are evident.
SD B: mid to upper Pliocene. Thickness is less than 200 meters. Internal seismic configuration is of reflectors parallel to top and bottom, with aggrading levels in the upper slope and Ewing Terrace (Fig. 8a-d).
SD A: upper Pliocene-Quaternary. Thickness doesn't exceed few tens of meters. Parallel reflections, turbiditic and contouritic facies as well as slides, debris flows and active erosive-depositional processes are evident. Cores obtained in the upper levels of this unit are composed of muddy and silty sediments with thin sand layers probably representing turbiditic processes.

Discussions and Conclusions

The sequence stratigraphy, architecture and structures reveals that the continental slope begun to evolve during the Eocene-Oligocene transition as a result of complex processes like aggradation and progradation, with turbiditic-contouritic processes and formation of submarine canyons, mainly associated to oceanographic and climatic conditioning factors. Two main features characterize the slope configuration: the Ewing Terrace and the Mar del Plata Submarine Canyon.
The Ewing Terrace mainly resulted from sedimentation conditioned by along-slope, south-to-north flowing contouritic currents with additional strong action of across (down)-slope turbiditic processes. Post-Miocene sequences in the Terrace represent deep marine sedimentary facies genetically associated to sea-level fluctuations. Contouritic deposits seem to be mainly associated to highstands, whereas turbiditic and down-slope slides processes probably dominated during lowstands when high-energy, coastal processes occurred near to the shelf-slope transition.
The Mar del Plata Submarine Canyon is an expression of high-energy, turbiditic processes that were probably enhanced during sea-level lowstands (Pickering et al., 1989, Viana et al, 2002, Canals et al., 2006). Intercalations of sandy deposits in between the dominant muddy sedimentation on the terrace around the canyon reveals the importance of turbiditic activity. The configuration of seismic reflector N shows that the canyon reached a morphology similar to the present one in the upper Pliocene.
Four stages define the evolution of the study sector of the MCA:
1) Initial aggradational stage, from the Cretaceous to the Eocene, with marked vertical accretion of the slope associated to the "sag" stage with high sedimentation rate in the Salado basin.
2) Growing-up of the slope during upper Eocene-mid Miocene times, when the "passive margin" stage developed and the strong influence of the Antarctic water masses begun to affect the region, what is manifested by the formation of complex sedimentary sequences with alternating prograding-retrograding cycles. Prograding cycles dominate in the region with high turbiditic dynamics and formation of submarine canyons that allowed the seaward advance of the slope.
3) Development of the Ewing Terrace in the mid-upper Miocene, when the sediment dynamics associated to the near-bottom circulation of oceanic currents of Antarctic origin favoured the northward migration of large contouritic deposits.
4) Definitive configuration of the slope in Pliocene-Quaternary times, when the Ewing Terrace and the Mar del Plata Submarine Canyon reached their present characteristics.

Keywords: Argentina continental margin; Continental slope; Depositional sequences; Neogene; Northeastern Buenos Aires Province.

INTRODUCCIÓN

Los márgenes continentales son dominios fisiográficos de gran importancia en la investigación geológica marina, tanto por ser contenedores de espesas secuencias sedimentarias que guardan registros paleoclimáticos, paleoambientales y paleoceanográficos, como por su potencial en recursos naturales. En ese sentido, el Margen Continental Argentino (MCA) constituye uno de los más extensos del mundo (cerca de 2 x 106 km2), cuyo mayor desarrollo, entre los paralelos 35 y 48º S, corresponde a un margen pasivo de tipo Atlántico clasificado como Margen Continental Extensional Volcánico (Mohriak et al., 2002). Se ubica en un sector del Océano Atlántico suroccidental en el cual concurren complejos procesos de circulación oceánica y atmosférica prácticamente únicos en el océano mundial, con significativas implicancias globales (Ej.: Hastenrath, 1982; Díaz y Markgraff, 1992; Berger y Wefer, 1996a; Wefer et al., 1996, 2004; Goni et al., 1996; Hinz et al., 1999; Markgraff, 2001; Mata et al., 2001; Neben et al., 2005; Franke et al., 2007, Carter y Cortese, 2009). Los procesos sedimentarios (erosivos y depositacionales) han sido muy activos, tanto transversales al talud con desarrollo de importantes sistemas de cañones submarinos, como longitudinales condicionados por una activa dinámica de la masas de agua de origen antártico, favoreciendo la formación de grandes acumulaciones (depocentros) de sedimentos (Ewing y Lonardi, 1971; Lonardi y Ewing, 1971; Urien y Ewing, 1974; Urien et al., 1979), los cuales han sido recientemente interpretados como conformando uno de los sistemas depositacionales contorníticos más extensos del mundo (Hernández-Molina et al., 2009).
Dentro de este contexto, el sector norte del MCA (adyacente al litoral bonaerense) es particularmente interesante debido a que está emplazado en la Zona de Confluencia en la cual interactúan las corrientes de Malvinas y Brasil, lo que le imprime un carácter particular en relación al resto del margen. Ese ámbito está siendo estudiado desde fines de la década de 1980 en base a relevamientos batimétricos, sísmicos y muestreos geológicos. La presente contribución tiene por objetivo describir los aspectos morfológicos, sedimentarios y estratigráficos -principalmente enfocados en el registro Neógeno- del sector del talud continental bonaerense y ámbitos adyacentes entre los paralelos 36 y 40º S y los meridianos 51 y 56º O (Fig. 1a). Comprende, además del talud propiamente dicho, el borde exterior de la plataforma submarina y el cañón submarino Mar del Plata. Algunas publicaciones previas describen parcialmente diversos aspectos de la región (Parker et al., 1996, 1997, 2008; Watanabe et al., 2005; Marcolini, 2005; Paterlini et al., 2005; Violante et al., 2006, 2008 a, b, aceptado; Cavallotto y Violante, 2007, 2008; Costa et al., 2007; Marcolini y Bozzano, 2007; Segovia y Violante, 2007; Bozzano et al., 2008).


Figura 1. a) Mapa de ubicación del área de estudio. b) Información analizada. Líneas sísmicas, testigos y perforaciones petroleras offshore.
Figure 1. a) Location map of the study area. b) Data set. Seismic lines, sediment cores and offshore oil drillings.

MÉTODO DE TRABAJO Y BASE DE DATOS

La interpretación sismoestratigráfica y evolutiva de la región se basó en información batimétrica, sísmica y geológica adquirida durante diferentes campañas, así como en información obtenida de fuentes diversas (Fig. 1b). Las campañas de recolección de datos fueron realizadas por el Servicio de Hidrografía Naval a bordo del B.O. Puerto Deseado entre 2000 y 2004, y por el B.O. Meteor de Alemania entre 1994 y 2001. La Tabla 1 sintetiza la información adquirida. Los datos batimétricos se obtuvieron con ecosondas monohaz de 3,5 y 16 kH y multihaz de 18 y 22 kH (sistema Parasound y ecosonda multihaz Hydrosweep), los que fueron complementados con la batimetría GEBCO. Los datos sísmicos de reflexión fueron recolectados con sistemas de adquisición de media a alta resolución mono y multicanal con cañones de aire, de 5 a 40 pulgadas cúbicas en el primer caso y de 0,16 L (200-1600 Hz) a 1,7 L (30-200 Hz) en el segundo. La sísmica monocanal relevada por el B.O. Puerto Deseado sumó un total aproximado de 4000 km de líneas paralelas y transversales a las isobatas. De la sísmica multicanal obtenida por el B.O. Meteor durante la campaña M49/2 se contó con registros sísmicos en formato digital. Durante todas las campañas se obtuvieron testigos verticales de sedimentos en sitios preseleccionados en base a la información sísmica/batimétrica.

Tabla 1. Campañas realizadas y tipo de información obtenida en cada una de ellas.
Table 1. Fieldtrips carried out and information obtained.

Por otra parte se recopiló información geofísica y geológica obtenida por otras instituciones:
Lamont Doherty Earth Observatory -LDEO-, Universidad de Columbia, Estados Unidos: décadas de 1950 y 60, información publicada por Ewing y Lonardi (1971) y Lonardi y Ewing (1971).
Federal Institute of Geosciences and Natural Research de Hannover (BGR), Alemania: campañas BGR-87 y BGR-98 (cuyos resultados parciales fueron publicados por Hinz et al., 1999 y Franke et al., 2007). De esas campañas se contó con registros sísmicos multicanal.
La interpretación de los datos sísmicos de reflexión obtenidos durante las campañas propias y las del Meteor M49/2 posibilitó reconocer e identificar los horizontes reflectores más conspicuos. Ellos fueron correlacionados con los definidos por Hinz et al. (1999), para lo cual se trabajó con los registros multicanal (brute stack) de las campañas del BGR, que
fueron posteriormente comparados y correlacionados con los registros monocanal publicados por Ewing y Lonardi (1971). La correlación efectuada tuvo la dificultad de comparar registros sísmicos con diversas escalas, resolución y penetración como resultado de los diferentes sistemas sísmicos y de posicionamiento utilizados en su adquisición en las distintas campañas. Por ello debieron hacerse sucesivos ajustes en el análisis de los horizontes reflectores y compatibilizarse la variada información disponible hasta llegar al establecimiento de los horizontes principales, para cuya denominación, en caso de equivalencias, se adoptó el criterio de mantener en lo posible la terminología propuesta por los autores originales.
Una vez establecidos los horizontes reflectores principales, se identificaron las unidades sísmicas delimitadas por ellos y se definieron las "unidades sismoestratigráficas" delimitadas por ellos, utilizando los conceptos de estratigrafía secuencial de Mitchum et al. (1977). Una vez analizado el contexto estratigráfico, esas unidades fueron consideradas como "secuencias depositacionales" las cuales se correlacionaron con aquellas establecidas por Parker et al. (2005) para la plataforma adyacente, conformándose así la base de la estratigrafía sísmica
secuencial del Cenozoico en la región.
La identidad litológica e interpretación paleoambiental de las unidades reconocidas se efectuó por correlación con los perfiles de las perforaciones petroleras offshore Samar Dx-1 (Argentine Sun Oil Company, 1969) y Dorado x-1 (Amoco Andina Production Company, 1994) así como con información proveniente de fuentes bibliográficas (Tavella y Wright, 1996; Yrigoyen, 1975, 1999; Urien y Zambrano, 1996; Tavella, 2005) (Fig. 2). Para efectuar la correlación entre la información sísmica y los perfiles de pozos, se utilizaron velocidades sísmicas de proceso diferentes para cada profundidad de las capas del subsuelo. Para ello se trabajó unidad sísmica por unidad sísmica en las líneas BGR 87-1y 98-47 -que están muy cercanas a las perforaciones-, las
cuales tienen análisis de velocidades en función del tiempo para cada reflexión a lo largo de los registros.


Figura 2. Contexto estratigráfico de la Cuenca del Salado. Izquierda: Cuadro estratigráfico (modificado de Tavella y Wright, 1996). Derecha: Corte estratigráfico a lo largo del eje de la cuenca (modificado de Yrigoyen, 1975, 1999). Se muestra una tabla de correlación entre unidades de los diferentes autores.
Figure 2. Stratigraphic context of the Salado Basin. Left: Stratigraphic chart (modified after Tavella and Wright, 1996). Right: Stratigraphic cross-section along the main axis of the basin (modified after Yrigoyen, 1975, 1999). A table of correlation between units from different authors is shown.

A su vez se utilizó información sedimentológica proveniente de 117 testigos verticales. 53 de ellos fueron extraídos durante campañas del Servicio de Hidrografía Naval (los cuales están depositados en esta Institución). 43 corresponden a las Campañas Vema y Conrad de LDEO (cuyas descripciones están en los archivos de la misma Institución); tanto los de SHN como los de LDEO fueron recolectados con el sistema Ewing con pistón (piston cores). Por otra parte se trabajó con 21 testigos correspondientes a las Campañas del Meteor obtenidos por el método de gravedad (gravity cores), de los cuales se contó con muestras de 5 de ellos para su análisis mientras que de los 16 restantes se accedió solamente a las descripciones (Bleil et al., 1994, 2001; Spieß et al., 2002). El análisis detallado de carácter sedimentológico, mineralógico, biológico y de otros proxies que aportan a interpretaciones sobre procesos sedimentarios así como a otras paleoambientales y paleoclimáticas, se está efectuando actualmente y no forman parte de la presente contribución.

MARCO GEOLÓGICO-OCEANOGRÁFICO

Contexto Geotectónico

La región de estudio fue originalmente descripta de manera general en los trabajos pioneros de carácter regional de Ewing y Lonardi (1971), Lonardi y Ewing (1971), Urien y Ewing (1974), Urien et al. (1979), y últimamente Perillo y Kostadinoff (2005), entre otros. Su ubicación geotectónica la incluye en el sector del MCA considerado como típicamente extensional pasivo volcánico (Ramos, 1996; Turic et al., 1996, Parker et al., 1996). El rasgo más significativo del sustrato es la presencia de unidades volcánicas formadas al inicio de la apertura de Gondwana en la zona de transición entre la corteza continental y oceánica (Light et al., 1993; Ramos, 1996; Gladczenko et al., 1997; Hinz et al., 1999; Neben et al., 2005; Franke et al., 2007), las cuales se manifiestan en los registros sísmicos como reflexiones buzantes hacia el mar (seaward-dipping reflectors). Las características tectónicas recientes del margen están condicionadas por estructuras derivadas de la evolución geodinámica previa desde la fragmentación continental y apertura oceánica, su actividad magmática y flujo térmico. En este sentido el margen ha sido subdividido en cuatro segmentos separados por grandes zonas de fracturas de transferencia (Hinz et al., 1999; Franke et al., 2007). El margen septentrional -dentro del cual se halla el área de estudio- abarca la zona norte del Segmento III y la sur del Segmento IV definidos por aquellos autores, estando atravesada por la Zona de Transferencia del Salado. El relleno sedimentario depositado en cuencas desarrolladas a partir de la apertura del Océano Atlántico Sur contiene grandes secuencias sedimentarias post Jurásico-Cretácico de hasta unos 8 km de espesor. Particularmente, la región de estudio está situada sobre el borde sur del sector exterior de la Cuenca del Salado, en transición al Alto de Tandil y la Plataforma de Mogotes (Tavella y Wright, 1996; Urien y Zambrano, 1996) (Fig. 1), donde el espesor de sedimentos post-cretácicos varía entre 2 y 4 km. La información estratigráfica proveniente de perforaciones petroleras offshore localizadas inmediatamente al oeste en la plataforma exterior (Fig. 2), señala que las secuencias están representadas allí por sedimentos del Cretácico superior-Paleogeno inferior marino (Maastrichtiano-Paleoceno), Eoceno-Oligoceno continental, Mioceno marino, Plioceno continental y Cuaternario marino (Yrigoyen, 1975, 1999; Tavella y Wright, 1996). Estas secuencias gradan, hacia las zonas más profundas del talud, a facies totalmente marinas.

Características Morfosedimentarias Regionales

La configuración morfosedimentaria regional del sector pasivo del MCA muestra dominios típicos como son una extensa plataforma, un talud continental de fuerte pendiente y una prolongada emersión continental. Uno de los rasgos más conspicuos está constituido por un Sistema Depositacional Contornítico (SDC) de gran desarrollo que se extiende en casi todo el margen (Hernández-Molina et al., 2008a, b, 2009, Fig. 3a). El SDC contiene rasgos depositacionales (drifts) y erosivos (fundamentalmente escarpas y cañones submarinos), resultantes de una combinación de factores sedimentarios, oceanográficos y tectónicos. Los drifts se asocian a la depositación de sedimentos por circulación de las diferentes masas de agua oceánica de origen antártico, y como tal tienen mayor magnitud en el sector meridional del margen (particularmente al sur de 44º S). En dirección norte van perdiendo magnitud en la medida en que la circulación de las corrientes marinas deja de ser exclusivamente S-N para comenzar a interactuar los sistemas de corrientes de origen antártico con los provenientes del hemisferio norte (Fig. 3b); a la vez, en esa misma dirección norte comienzan a hacerse progresivamente más activos y dominantes los procesos turbidíticos transversales al talud.


Figura 3. a) Contexto morfosedimentario del Margen Continental Argentino (modificado de Hernández-Molina et al., 2009). b) Contexto oceanográfico del Margen Continental Argentino (modificado de Hernández-Molina et al., 2009, a su vez realizada a partir de los siguientes autores: Flood y Shor, 1988; Reid, 1989, 1996; Klaus y Ledbetter, 1988; Speer et al., 1992; Faugères et al., 1993; Piola y Rivas, 1997). Se incluyen dos secciones hidrográficas (I y II) simplificadas de Piola y Matano (2001) que caracterizan las masas de agua y la profundidad de sus interfases. BMC: Zona de Confluencia entre las Corrientes de Malvinas y Brasil; DM: Depresión de Malvinas; DrM: Dorsal de Malvinas; EM: Escarpe de Malvinas; MM: Meseta de Malvinas; PM: Pasaje de Malvinas, ACC: Corriente Circumpolar Antártica; AABW: Masa de Agua Antártica Profunda; AAIW: Masa de Agua Antártica Intermedia; CDW: Masa de Agua Circumpolar Antártica Profunda; LCDW: Fracción inferior de la Masa de Agua Circumpolar Antártica Profunda; SACW: Masa de Agua Central del Atlántico Sur; TW: Masa de Agua Tropical; UCDW: Fracción superior de la Masa de Agua Circumpolar Antártica profunda.
Figure 3. a) Morphosedimentary setting of the Argentina Continental Margin (modified after Hernández-Molina et al., 2009). b) Oceanographic setting of the Argentina Continental Margin (modified after Hernández-Molina et al., 2009, which is based on the following authors: Flood and Shor, 1988; Reid, 1989, 1996; Klaus and Ledbetter, 1988; Speer et al., 1992; Faugères et al., 1993; Piola and Rivas, 1997). Two hydrographic sections are included (I and II) simplified from Piola and Matano (2001) which characterize the water masses and their interfases depths. BMC: Brazil-Malvinas Confluence; DM: Malvinas Depression; DrM: Malvinas Ridge; EM: Malvinas Scarp; MM: Malvinas Plateau; PM: Malvinas Passage;ACC: Antarctic Circumpolar Current; AABW: Antarctic Bottom Water; AAIW: Antarctic Intermediate Water; CDW: Circumpolar Deep Water; LCDW: Lower Circumpolar Deep Water; SACW: South Atlantic Central Water; TW: Tropical Water; UCDW: Upper Circumpolar Deep Water.

En ese contexto, las geoformas mayores dominantes frente a la Provincia de Buenos Aires (Fig. 3a) definidas por Hernández-Molina et al. (2008a, b, 2009) son: terrazas submarinas a diferentes profundidades (entre las cuales se destaca la Terraza Ewing -Ewing y Lonardi, 1971; Hernández-Molina et al., 2008a, b, 2009-), cañones y valles submarinos, cuña progradante del talud superior, talud inferior progradante, drift adosado y lóbulos sedimentarios formados por drift mixtos. Según los mismos autores, la parte sur del margen bonaerense (al sur de Mar de Plata) representa un margen progradante que progresivamente va teniendo mayor aporte sedimentario hacia el norte; sobre el talud predominan los procesos erosivos, si bien la interrelación entre procesos transversales y longitudinales condicionan procesos mixtos, especialmente con el desarrollo de drifts turbidíticos/contorníticos en la emersión. Por su parte, el área al norte de Mar del Plata constituye un margen progradante en el que predominan los procesos transversales (turbidíticos), con una emersión claramente desarrollada por la interdigitación de abanicos submarinos (Complejo Turbidítico), mostrando predominio de rasgos erosivos en el talud y depositacionales en la emersión.

Características Oceanográficas Regionales

Los rasgos morfosedimentarios del MCA han sido modelados en parte en respuesta a la circulación de las masas de agua oceánica a diferentes profundidades (Fig. 3b). El sector en estudio está comprendido en la Zona de Confluencia (ZC) (Piola y Rivas, 1997; Piccolo, 1998; Piola et al., 2000; Perillo et al., 2005, entre otros) en la que convergen e interactúan las corrientes de Malvinas (que circula hacia el nor-noreste) y de Brasil (que lo hace hacia el sur) a profundidades por encima de 1000 a 1500 m, originando la Corriente de Brasil-Malvinas que vuelve a dirigirse hacia el sur-sureste y sur (Fig. 3b). En la región se produce también el encuentro entre las masas de Agua Profunda del Atlántico Norte (North Atlantic Deep Water - NADW), de Agua Profunda Antártica (Antarctic Bottom Water - AABW), de Agua Intermedia Antártica (Antarctic Intermadiate Water - AAIW) y de Agua Circumpolar Profunda (Circumpolar Deep Water - CDW) (Piola y Gordon, 1989; Maamaatuaiahutapu et al., 1994; Piola y Rivas, 1997; Piola et al., 2000, 2008; Piola y Matano, 2002; Arhan et al., 2002). Las oscilaciones laterales y verticales de la ZC condicionan en buena parte los procesos sedimentarios y la morfología de la plataforma y talud superior (Lonardi y Ewing, 1971; Faugères et al., 1993; Onken, 1995; Piola y Rivas, 1997; von Lom-Keil et al., 2002; Hernández-Molina et al., 2009), a lo cual se suman otros procesos propios de las regiones menos profundas y costeras, como por ejemplo la influencia de la descarga de aguas dulces del Río de la Plata (Mianzan et al., 2001; Piola et al., 2005).
Como consecuencia de esta circulación de masas de agua superficial y profunda, el MCA y la cuenca oceánica adyacente (Cuenca Argentina) constituyen una de las áreas de mayor variabilidad de los sistemas de corrientes del planeta, y en donde se ha identificado una mayor energía cinética y una importante concentración de materia particulada en suspensión (Kennett, 1982; Bearmon, 1989; Chelton et al., 1990). Esto es particularmente válido para el sector bonaerense del margen (Fig. 3b), donde los condicionamientos impuestos por estos sistemas de circulación son esenciales en el transporte y depositación de sedimentos.
Por otra parte, las condiciones oceanográficas han variado en el pasado en función de cambios en el sistema climático y en la distribución de las masas continentales durante el Cenozoico. Entre los condicionamientos más significativos para la región se destacan la instalación de los hielos permanentes en Antártida, la apertura del Pasaje de Drake, la instalación de la Corriente Circumpolar Antártica y el inicio de la circulación termohalina ocurridos a partir del Eoceno-Oligoceno, así como el inicio de la alternancia de períodos fríos y cálidos con las consecuentes respuestas eustáticas, en frecuencias cada vez mayores hasta llegar a las condiciones propias del Cenozoico superior (p.e.: Einsele, 2000; Zachos et al., 2001; ver recopilación en Cavallotto y Violante, 2007). Tales condicionamientos han de haber producido cambios de larga y corta escala en la relación entre las diferentes masas de agua que debieron influir en la conformación sedimentaria del talud. Berger y Wefer (1996b) describen algunos cambios paleoceanográficos en el Atlántico Sur resultantes de los mayores períodos de enfriamiento del planeta ocurridos hace 40 Ma (Eoceno medio), 30-32 Ma (Eoceno-Oligoceno), 15 Ma (Mioceno medio) y durante las glaciaciones del Plioceno-Cuaternario, en un contexto de enfriamiento progresivo relacionado a la instalación definitiva de la Corriente Circumpolar Antártica a partir de los 30-32 Ma; esos autores postulan una progresiva profundización del límite entre la AABW y la NADW en el Neógeno tardío aunque con períodos de somerización durante las glaciaciones Cuaternarias. Los trabajos recientes de Hernández-Molina et al. (2008 a, b, 2009) demuestran la influencia significativa de estas diferentes masas de agua en la conformación y evolución morfosedimentaria del talud a través del tiempo geológico.

MORFOLOGÍA Y SEDIMENTOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO

Morfología

El área de estudio (Fig. 4) se ubica en el extremo norte del MCA, donde la Terraza Ewing va perdiendo expresión dentro de la morfología del talud y es recortada por los sistemas de cañones submarinos Mar del Plata y Río de la Plata (Fig. 3). Se describen a continuación las geoformas principales de la región.


Figura 4. Mapa geomorfológico del área de estudio (para ubicación ver figura 1).
Figure 4. Geomorphological map of the study area (for location see figure 1).

Plataforma: tiene un ancho de 170 a 200 km con un relieve suave y una pendiente media de 1:1600, con rasgos distintivos como la plataforma interior -constituida por la denominada Terraza Rioplatense- y la plataforma exterior (Parker et al., 1996, 1997, 1999; Violante y Parker, 2000, 2004; Parker et al., 2005, 2008; Violante et al., en prensa). La transición de la plataforma exterior al talud, marcada por un borde regular y subrectilíneo, ocurre alrededor de los 120 m de profundidad con un fuerte cambio en la pendiente. En esa transición se identifican varias depresiones (canales) que se encauzan en un único canal principal a los 38º 30' S - 56º O.

Talud continental: se desarrolla entre los 120 y 3500 m de profundidad a partir de donde pasa de manera progresiva a la emersión continental. En el talud se identifican tres sub-dominios con variedad de rasgos morfológicos: talud superior, medio e inferior (Fig. 4). El talud superior llega hasta los 700-800 m de profundidad, excepto en la cabecera del Cañón Mar del Plata donde alcanza los 500 m. Su pendiente es abrupta con una inclinación de aproximadamente 1:33. El talud medio corresponde a la Terraza Ewing, que se extiende entre 800 y 1300 m de profundidad con una pendiente de menor inclinación (1:120 a 1:160). Esta superficie muestra una serie de formas secundarias de orden menor representadas por escarpas de poco desnivel (10-20 m) pero fuerte pendiente (> 45º), así como elevaciones y depresiones de pocos metros de altura elongadas de manera oblicua a transversal respecto a la dirección general de las isobatas, en direcciones que van de O-E a SO-NE, acompañando la orientación de las cabeceras del cañón submarino (Fig. 4). El talud inferior se extiende desde los 1300-1400 m hasta alrededor de 3500 m con pendiente muy pronunciada del orden de 1:20, siendo más profundo (3700 m) hacia el sur del Cañón Mar del Plata.

Emersión continental: se extiende a partir del pie del talud y su pendiente va disminuyendo gradualmente hasta llegar a 1:200, para finalmente hacerse subhorizontal y pasar insensiblemente hacia la llanura abisal en torno a los 5000 m de profundidad. En su parte superior en transición al talud, su pendiente es gradual a la latitud de 37ºS (al norte del Cañón Mar del Plata), mientras que a los 39º S (al sur del Cañón Mar del Plata) esa transición es más marcada con pendientes significativamente más altas.

Cañón Submarino Mar del Plata: forma parte del talud, al cual atraviesa, y se extiende aún sobre sectores superiores de la emersión. Su cabecera comienza a manifestarse alrededor de los 500 m de profundidad, en la Terraza Ewing (talud superior, Fig. 4), de manera que no parece tener conexión directa con la plataforma exterior, y además se encuentra desplazado unos 50 km hacia el norte de las principales depresiones que afectan el borde exterior de aquélla. La parte superior del cañón, entre 500 y 1200 m de profundidad, conforma una amplia y muy suave depresión con forma de anfiteatro de unos 50 km de largo y 40 km de ancho, de 100 a 200 m de desnivel (Fig. 4). Esta depresión tiene una orientación regional con suave pendiente al NE y su parte central es atravesada por un canal poco profundo que sigue esa misma dirección y termina contra la pendiente del talud superior. En el extremo oriental de la depresión, a partir de los 1200 m de profundidad, el cañón adquiere una típica morfología de profundo valle en V, de 700 a 1000 m de desnivel, con un ancho que oscila entre 15 y 25 km y una pendiente de 1:60 (pendiente intermedia entre la del talud superior y la de la Terraza Ewing), con sus flancos muy empinados (pendiente 1:10 o mayor, a veces llegando a más de 45º). El valle se extiende a lo largo de unos 100 km orientado en sentido NO-SE, dirección que es discordante con respecto a la orientación del eje mayor de la depresión que forma la cabecera del cañón. A profundidades mayores de 3700/3800 m el cañón va perdiendo progresivamente su configuración morfológica de valle, abriéndose progresivamente para comenzar a confundirse con el relieve de la emersión.

Sedimentología

El MCA está tapizado por una cobertura sedimentaria de composición silicoclástica y terrígena (Urien y Ewing, 1974; Parker et al., 1997). Particularmente, en el litoral del este bonaerense el estudio de muestras superficiales de fondo y testigos revela que la plataforma submarina y el ámbito de transición al talud, hasta una profundidad cercana a los 200 metros, están caracterizados por sedimentos superficiales arenosos finos a medianos de color castaño oscuros a verdosos con fragmentos de conchillas (Parker et al., 1997, Violante y Parker, 2000, 2004). En el talud, en cambio, la distribución de sedimentos es variable dependiendo de su ubicación respecto del Cañón Mar del Plata. Mientras hacia el norte de éste se extienden sobre toda la superficie fangos de color gris oliva oscuros algo arenosos con materia orgánica y evidencias de bioturbación, en el ámbito que rodea al cañón, como así también al sur de éste, aparecen arenas de color gris verdoso con cantidades variables de arcillas, que incorporan fracciones gruesas (cantos rodados y restos de corales) en las cabeceras del cañón, así como limos-arcillas dentro de éste. En el valle del cañón fueron muestreados bloques de varias decenas de cm de diámetro de rocas ígneo-metamórficas (de origen aún desconocido), así como de sedimentitas arenosas y calcáreas resultantes de derrumbes y deslizamientos de las paredes en las cuales afloran secuencias de diversas unidades cenozoicas. A su vez, en la emersión continental vuelven a uniformizarse los sedimentos apareciendo fangos gris oscuros. La composición mineralógica volcánico-piroclástica de los sedimentos indica su pertenencia a la asociación pampeano-patagónica que caracteriza a la mayor parte del MCA, con reducida participación de componentes de origen ígneo-metamórfico del escudo de Brasilia provenientes del río de la Plata (Marcolini, 2005; Marcolini y Bozzano, 2007; Bozzano et al., 2008). Esto es consecuencia del predominio de transporte sedimentario por corrientes marinas de sur a norte.
En el registro sedimentario de subsuelo, estudiado en testigos de hasta 9 metros de longitud, la composición sedimentaria reproduce en términos generales la distribución de sedimentos superficiales. La figura 5 es un perfil tipo al norte del Cañón Mar del Plata que sintetiza las características sedimentológicas del subsuelo poco profundo. En la plataforma exterior las arenas a limos arenosos con conchilla tienen al menos hasta 2 m de espesor. A partir del borde superior del talud los sedimentos del subsuelo consisten en fangos de color gris oliva que intercalan niveles arenosos en el sector adyacente a la plataforma, como así también niveles arenosos de probable origen turbidítico intercalados en los fangos del talud inferior. Estos sedimentos contienen abundante fauna de foraminíferos bentónicos y planctónicos, radiolarios y espículas de esponjas con escasa participación de ostrácodos.


Figura 5. Perfil topográfico tipo sobre la línea sísmica L6 (Campaña Litoral Bonaerense III, 2000) con ubicación y descripciones de los testigos extraídos sobre la línea. Para ubicación ver mapa en figura 7.
Figure 5. Topographic section along seismic line L6 (Litoral Bonaerense III Cruise, 2000) with location and description of cores. For location see figure 7.

La fauna de foraminíferos planctónicos contenidos en el testigo SP1251 ubicado al sur del Cañón Mar del Plata (877 cm de longitud, ubicado en 38°29,7'S - 53°40,7'O a 3400 m profundidad) revela para los niveles inferiores (5-6 m por debajo del fondo) una edad probablemente Plio-Pleistoceno; por su parte, el 1,5 m superior es de edad Pleistoceno-Reciente, pudiéndose asignar los 0,75 m más altos a la Subzona PT1b (Globorotalia truncatulinoides Partial Subzone) con edades máximas de 450 ka, y probablemente de 120 ka años para los 0,15 m del tope.
Determinaciones bioestratigráficas preliminares efectuadas en los testigos GeoB 2803 (37º 24,3' S - 53º 42,4' O a 1165 m de profundidad), 2804 (37º 23,3' S - 53º 32,2' O a 1828 m de profundidad), 2805 (37º 36,3' S - 53º 26,6' O a 2741 m de profundidad) y 2806 (37º 50,0' S - 53º 08,6' O a 3561 m de profundidad) extraídos al norte del Cañón Mar del Plata durante la campaña Meteor 29/2 (Bleil et al., 1994), revelan que en la Terraza Ewing y parte superior del talud inferior por encima de los 2000 m, los primeros 50 cm corresponderían a sedimentos holocenos, mientras que a partir de este nivel aparecen sedimentos pleistocenos registrados hasta unos 2 a 2,5 m de profundidad por debajo de la superficie del fondo con edades máximas de 130 ka. En la parte superior de la emersión siguen por debajo, hasta los 5 m de profundidad, sedimentos de hasta casi 400 ka. Se menciona también para algunos testigos en el talud inferior (Mollenhauer et al., 2006) una cobertura superficial (menos de 12 cm) de sedimentos fangosos holocenos con edades menores a 1480 años 14C BP.

Información regional obtenida de testigos recolectados por el B.O. Meteor entre 1993 y 2001 (Frenz et al., 2004) señala una cobertura de sedimentos terrígenos con predominio de limos y arenas finas, bajo contenido de carbonatos y concentraciones relativamente altas de materia orgánica. Esas mismas muestras fueron analizadas en su contenido de arcillas (Diekmann et al., 2004) revelando el predominio de illita sobre clorita y de ésta sobre caolinita, composición que está siendo corroborada por análisis de arcillas en el testigo SP1251, que muestran una relación de 45 a 55% de illita, 35 a 40% de clorita y 5 a 15% de caolinita.

ESTRATIGRAFÍA

En el registro sedimentario del talud continental bonaerense se han identificado reflectores sísmicos mayores que constituyen marcados horizontes estratigráficos, los cuales representan discontinuidades o discordancias estratigráficas regionales que limitan las unidades definidas como "secuencias depositacionales" (SD). Estas han sido establecidas en base a las características de las reflexiones limitantes (Tabla 2), así como por sus características sísmicas internas y aspectos litológicos (por correlación con los perfiles sedimentológicos de los pozos petroleros Samar Dx-1y Dorado x-1, y cuando fue posible -particularmente en las unidades superiores-, con la información obtenida a partir del estudio de testigos verticales). También se han considerado sus implicancias estratigráficas y el contexto paleoclimático-paleoceanográfico en el cual se desarrollaron (Tabla 3). La figura 6 muestra un esquema estratigráfico que sintetiza la correlación regional.

Tabla 2. Horizontes reflectores mayores identificados, correlaciones entre los diferentes autores que los definieron, y sus características.
Table 2. Major seismic reflectors from different authors, correlation and characteristics.

Tabla 3. Secuencias Depositacionales definidas en el presente trabajo y sus principales características. HS: horizonte sísmico. SD: secuencia depositacional.
Table 3. Characteristics and description of Depositional Sequences identified in this study. HS: seismic horizon. SD: depositional sequence.


Figure 6. Perfil de correlación entre las Secuencias Depositacionales y las descripciones litológicas de los pozos Samar Dx-1 y Dorado x-1. El punto denominado PIA (Punto de Intersección A) representa el sitio sobre la línea sísmica BGR87-1 más cercano y en línea recta con relación a los pozos (con control de velocidades sísmicas para cada una de las capas atravesadas), hacia el cual se extendieron los contactos litológicos a fin de efectivizar la correlación. Para las unidades litoestratigráficas mencionadas a la izquierda del perfil ver el contexto estratigráfico en la figura 2.
Figure 6. Schematic section showing correlation between Depositional Sequences and lithological descriptions of oil drillings Samar Dx-1 and Dorado x-1. The point named PIA (Intersection Point A) represents the closest site along seismic line BGR87-1 to the oil drillings, where the lithological contacts were extended, compared and correlated with seismic velocities for each of the major seismic reflectors contained in Line BGR87-1. For interpretation of lithostratigraphic units mentioned on the left of the figure see the stratigraphic setting in figure 2.

Las SD han sido identificadas de techo a base con las letras A a G. Las descripciones se realizan desde la unidad más antigua (SD G) a la más moderna (SD A). Los detalles de las características de los horizontes reflectores y las diferentes unidades están descriptos en las Tablas 2 y 3. La figura 7 representa la síntesis estratigráfica de la región en una sección de dirección O-E.


Figure 7. Síntesis de la arquitectura estratigráfica del sector de talud estudiado, realizada sobre la línea sísmica BGR 87-1 (modificado de Violante et al., 2006). Esta figura contiene el mapa de ubicación de las líneas sísmicas ilustradas en figuras 5 y 8.
Figure 7. Synthesis of the stratigraphic architecture in the studied area, represented by seismic line BGR 87-1 (modified after Violante et al., 2006). This figure contains the location map for seismic lines illustrated in figures 5 and 8.

Secuencia Depositacional G (SD G)

Constituye el sustrato de la secuencia Cenozoica en la región. Se desarrolla por debajo del reflector AR3 (que representa el límite K-T) y su edad sería Cretácico medio-superior (Aptiano-Maastrichtiano) si se considera como su base al reflector AR2 (Hinz et al., 1999)-ARG4 (Schümann, 2002). Desde el punto de vista sísmico se caracteriza por presentar paquetes sedimentarios con velocidades sísmicas mayores a 3 km seg-1. Las características sísmicas internas de sus niveles superiores parecen ser de reflexiones. Los aspectos litológicos regionales estarían representados por facies arcillosas exclusivamente marinas que gradan hacia el talud superior-plataforma exterior a sedimentos arenoarcillosos continentales en transición a marinos según las equivalencias con información de pozos offshore (Figs. 2, 6). Estos sedimentos representarían ambientes marinos someros que ocuparon la cuenca tectónica longitudinal denominada inicialmente "Cuencas sobre el talud", posteriormente "Cuenca Argentina" o "Cuña Sedimentaria Cretácica", y últimamente como "Cuenca Ameghino" (Urien et al., 1996) y "Cuencas Patagónicas Orientales" (Urien, 2001). La unidad correspondería a la Fm. Gral. Belgrano y parte inferior de la Fm. Las Chilcas (sensu Tavella y Wright, 1996; Tavella, 2005) definidas para la Cuenca del Salado (Figs. 2, 6).

Secuencia Depositacional F (SD F)

Su edad abarca del Paleoceno al Eoceno superior. Es una unidad de gran espesor (hasta 900 m), conformada por secuencias agradantes (Fig. 8a-d) que tienen velocidades sísmicas entre 2,4 y 3 km seg-1. Localmente muestra reflexiones internas de carácter tanto caótico como con disposición divergente hacia la base e indicios de fuertes procesos erosivos asociados a evidencias de antiguos paleovalles probablemente vinculados a cañones submarinos (Fig. 7). Su techo, el reflector AR4, presenta profundas depresiones que se acercan al reflector AR3, por lo que la unidad se encuentra en algunos lugares muy recortada. El reflector AR4 está asociado, según Hinz et al. (1999), con una fuerte expansión regional inicial de los hielos del este de Antártida hacia la plataforma ocurrida en el Eoceno-Oligoceno. Los sedimentos que constituyen la unidad en los sectores con información litológica disponible (plataforma exterior), indican ambiente marino con indicios de somerización hacia el techo, aunque en el talud se infieren facies arcillosas profundas. Estos sedimentos corresponderían a la fase de hundimiento final de la Cuenca del Salado, con relleno por los depósitos transgresivos de la Fm. Las Chilcas y posterior transición a la regresión representada por la Fm. Gral. Paz (sensu Tavella y Wright, 1996; Tavella, 2005) (Figs. 2, 6).


Figura 8. Registros sísmicos ilustrativos (obtenidos durante la campaña Meteor 49/2: a) GeoB-132; b) GeoB-137; c) GeoB-135; d) GeoB144; e) GeoB-143. Para ubicación ver mapa en figura 7.
Figure 8. Examples of seismic records obtained during Meteor Cruise 49/2: a) GeoB-132; b) GeoB-137; c) GeoB-135; d) GeoB144; e) GeoB-143. For location see figure 7.

Secuencia Depositacional E (SD E)

Tiene una edad Eoceno superior-inicio del Mioceno medio. Su espesor llega hasta 500 m (Fig. 7), y sus sedimentos tienen velocidades sísmicas entre 2,4 y 2,15 km seg-1. La unidad marca un cambio importante en el estilo de sedimentación del talud al mostrar numerosas discontinuidades internas con estructuras de diferentes características, como ser progradantes en la base, retrogradantes en la parte superior con megaestructuras de tipo ondas, y agradantes -particularmente en el talud- con evidencias de paleocauces (Fig. 8a-d) y otras estructuras de erosión y relleno (con formación de grandes lóbulos sedimentarios, Fig. 8d), así como lentes formadas por flujos de detritos (debris flows, Fig. 8b). El horizonte reflector R* que la subdivide litológicamente en el área de plataforma (Fig. 6) -evidenciando facies más gruesas (predominantemente arenosas) de ambiente costero a marino somero en la base y facies más finas (arenoarcillosas) de ambiente marino más profundo en el techo- podría estar representando el cambio de las sismofacies progradantes a las retrogradantes. El techo (AR5) representa otra expansión regional de los hielos antárticos. Esta unidad se correspondería con la unidad sísmica denominada LU por Hernández-Molina et al. (2009) que forma parte del Sistema Depositacional Contornítico definido por esos autores a lo largo del MCA. Equivale estratigráficamente a la Fm. Gral. Paz y parte inferior de la Fm. Valeria (sensu Tavella y Wright, 1996; Tavella, 2005) (Figs. 2,6).

Secuencia Depositacional D (SD D)

Es de edad Mioceno medio-superior. Una de sus características esenciales es que el techo (horizonte reflector H2) muestra una morfología semejante a la del margen actual (Fig. 7). Tiene espesores de hasta 400 m, con velocidades sísmicas entre 2,15 y 2 km seg-1. Su carácter sísmico es semitransparente con reflexiones subparalelas, aunque localmente muestra configuración caótica. En su parte inferior se desarrollan estructuras de progradación que señalan crecimiento del talud hacia el este, mientras que en la parte superior hay estructuras retrogradantes con megaóndulas (Fig. 8a-d). En esta unidad continúa el desarrollo del drift contornítico (Fig. 8b, c) descripto por Hernández-Molina et al. (2009) cuya formación comenzó en la unidad anterior, en este caso representado por la unidad sísmica denominada IU de esos autores. Se presentan paleocanales rellenados con sedimentos que indican migración lateral, y en la Terraza Ewing hay evidencias de procesos erosivos intensos probablemente asociados a formación de cañones submarinos. Los sedimentos que la componen se infieren de carácter arcilloso, tal como aparecen en el subsuelo de la plataforma adyacente donde predominan arcillas y lutitas de ambiente marino en facies regresivas y transgresivas equivalentes a la parte superior de la Fm. Valeria (sensu Tavella y Wright, 1996; Tavella, 2005) y a la Fm. Paraná (sensu Yrigoyen, 1975, 1999) (Figs. 2,6).

Secuencia Depositacional C (SD C)

La unidad es de edad Plioceno inferior, y su configuración interna ya muestra aspectos morfológicos típicos del talud actual (Fig. 7). El espesor no sobrepasa los 200 m y sus velocidades sísmicas son menores a 2 km seg-1. Sísmicamente es homogénea, con horizontes subparalelos de gran extensión lateral, parcialmente con estructuras progradantes, y con canales que muestran evidencias de migración y relleno (Fig. 8a-d). En el borde exterior de la Terraza Ewing se manifiestan algunas estructuras retrogradantes de carácter caótico. Los sedimentos son arcillosos de facies marinas profundas, lateralmente correlacionables hacia plataforma con la Fm. Los Cardos (sensu Tavella y Wright, 1996; Tavella, 2005) (Figs. 2, 6).

Secuencia Depositacional B (SD B)

De edad Plioceno medio-superior. Tiene espesores menores a 200 m. Su configuración sísmica interna es de reflectores paralelos a techo y base, que muestran niveles agradantes en el talud superior y Terraza Ewing (Fig. 8a-d). No hay registros litológicos de sus sedimentos, aunque en plataforma se mencionan (Tavella y Wright, 1999) areniscas y arcillas en una disposición que evidencia probables progradaciones deltaicas, las que indudablemente pasarían hacia el talud a facies más profundas. Es correlacionable con las Fms. Puelches Equivalente (Yrigoyen, 1975, 1999) y Pipinas (Tavella y Wright, 1996, Tavella, 2005) (Figs. 2, 6).

Secuencia Depositacional A (SD A)

Corresponde a la parte superior del registro sedimentario que comprende al Plioceno superior-Cuaternario. Su espesor es de solamente algunas pocas decenas de metros. Sísmicamente se caracteriza por reflexiones paralelas. Se evidencian facies de depósitos de carácter turbidítico-contornítico así como deslizamientos y evidencias de activos procesos de erosión-acumulación. Los sedimentos recolectados en testigos están caracterizados por arcillas y fangos no consolidados con delgadas intercalaciones de arenas (Fig. 5), que representan facies marinas profundas formadas en coincidencia con (y probablemente afectadas por) las transgresiones-regresiones marinas de origen glacioeustático.

DISCUSIÓN

La arquitectura y estructura sedimentaria del talud del este bonaerense revelan una gran variabilidad en los procesos de gradación a largo término que intervinieron en su historia evolutiva y configuración. A los fines de una mejor comprensión de los aspectos involucrados se estructura el contenido de este capítulo en dos ítems, uno relacionado con la evolución del talud a nivel regional y otro con el origen del Cañón Submarino Mar del Plata y la Terraza Ewing.

Evolución del Talud y Características de las Secuencias Depositacionales

El inicio de la historia geológica de la región es considerado aquí a partir de fines del Cretácico. Desde entonces hasta el Eoceno medio (SD G y F), cuando globalmente dominaron altas temperaturas y niveles del mar muy por encima del actual, se formaron secuencias sedimentarias en cuencas relativamente someras aunque en expansión y profundización asociadas a los procesos de apertura del Atlántico. En la cuenca del Salado, aquellas secuencias están representadas por unidades equivalentes a las Fms. Gral. Belgrano-Las Chilcas-Gral. Paz (sensu Tavella y Wright, 1996; Tavella, 2005), de las cuales las primeras representan la primera ingresión regional post-apertura de Gondwana en las cuencas marginales.
El punto inicial hacia la construcción del talud está indicado por el horizonte reflector sísmico AR4, asociado al límite Eoceno-Oligoceno (base de la SD E) que representa según Hinz et al. (1999) una fuerte expansión regional inicial de los hielos de Antártida oriental hacia la plataforma; este evento -que también ha sido registrado en Antártida (Huber y Nof, 2006) y Sudáfrica (Wildeboer Schut et al., 2002; Wildeboer Schut y Uenzelmann-Neben, 2005)- habría modificado la circulación termohalina con el consiguiente efecto en los regímenes sedimentarios. A partir de ese momento se pasa de un estilo de sedimentación dominado por secuencias sedimentarias agradantes a otro de carácter progradante-retrogradante (Fig. 8) con labrado de cañones submarinos que representarían la construcción y extensión del talud iniciando su evolución hacia su configuración actual. En estas etapas comienzan a hacerse manifiestas las condiciones globales de descenso de temperaturas asociadas a grandes cambios morfológicos-oceanográficos que indujeron severas modificaciones en la circulación oceánica (Einsele, 2000; Zachos, et al., 2001). Esto trajo aparejado modificaciones sustanciales en la dinámica del Atlántico suroccidental y la evolución sedimentaria que se refleja en la estratigrafía del MCA argentino en general y del talud bonaerense en particular.
La estructura interna caótica y características sedimentarias de las secuencias depositacionales
post-horizonte reflector AR4 formadas a partir de fines del Eoceno (Fig. 8) reflejan la complejidad y alta dinámica de los procesos sedimentarios, entre los que se destacan importantes procesos turbidíticos que originaron grandes lóbulos sedimentarios progradantes, formación de niveles de flujos de detritos (debris-flows) así como intensa acción de corrientes de contorno que dieron origen a las primeras secuencias retrogradantes con morfologías de grandes ondas y drifts. Estas etapas coincidieron con diversos eventos globales de enfriamiento al principio -coetáneos con la apertura del Pasaje de Drake y la instalación de la Corriente Circumpolar Antártica-, luego un calentamiento con ocurrencia de transgresiones marinas, y finalmente dos fuertes períodos fríos regresivos, el último de los cuales está señalado por la discordancia de la base de la SD D (horizonte reflector AR5). Este horizonte representa una significativa discordancia regional que se extiende aún hacia Antártida (Hernández Molina et al., 2004 y 2006; Maldonado et al., 2006b) y Sudáfrica (Wildeboer Schut et al., 2002; Wigley y Compton, 2006) indicando gran expansión de los hielos antárticos con eventos globales regresivos y fase final transgresiva, con marcado ascenso del nivel del mar en el continente sudamericano (Aceñolaza, 2000) coincidente a escala global con un mar alto (Haq et al., 1987) e importante subsidencia regional (van Andel et al., 1977, Kennett, 1982). Estos factores condicionantes favorecieron, a partir de AR5, un cambio substancial en el estilo de la sedimentación, ya que desde ese momento (inicio de la SD D) comienza a dominar una sedimentación más homogénea y estratificada de granulometrías más finas en cuencas marinas más profundas con desarrollo de enormes drifts contorníticos que de alguna manera sentaron las bases para la configuración definitiva del talud y la Terraza Ewing.
A partir del horizonte sísmico H2 (Mioceno-Plioceno) los eventos climáticos globales llevaron a la instalación definitiva de las capas de hielo al este de Antártida (Einsele, 2000; Zachos et al., 2001) y la aparición de las primeras evidencias glaciales en la Patagonia (Rabassa et al., 2005). Esta etapa coincide con el inicio de la depositación de la SD C, cuando el talud comienza a evolucionar hacia su configuración actual al desarrollarse las secuencias netamente progradantes que llevaron a la extensión mar afuera de la Terraza Ewing y su conformación morfosedimentaria definitiva, si bien en parte de su borde exterior se manifiestan secuencias retrogradantes que señalan todavía la influencia importante de corrientes marinas profundas. Es llamativa la configuración de H2 con una morfología semejante a la del margen actual (Fig. 7), lo que indica que allí parece haber comenzado el modelado final del talud.
Desde el punto de vista de la arquitectura sísmica, las SD E, D y C están constituidas cada una por una sub-secuencia inferior progradante y una superior agradante-retrogradante (Fig. 8), evidenciando que entre el Eoceno superior y el Mioceno ocurrieron procesos vinculados a las consecuencias de la interacción entre la circulación de las masas de agua oceánica y fluctuaciones relativas del nivel del mar. Esos procesos se tradujeron en una dinámica sedimentaria generadora de depocentros en los cuales se desarrollaron secuencias contorníticas y turbidíticas -respectivamente paralelas y transversales al talud-; dentro de cada unidad se evidencian intensos procesos erosivos que han dado origen a numerosas discordancias e interrupciones en las secuencias sedimentarias, probablemente durante grandes episodios regresivos que favorecieron el acercamiento progresivo de los procesos costeros de alta energía hacia el borde del talud. Esta evolución tuvo lugar en un marco de alternancia de períodos cálidos-fríos manifestados por sucesivas transgresiones y regresiones marinas en una tendencia progresiva de enfriamiento que tuvo su culminación en el Plioceno superior-Cuaternario con la depositación de las SD B y A.
Considerando toda la secuencia estudiada en su conjunto, el espesor de sedimentos acumulados desde el Eoceno en el talud bonaerense estaría en el orden de los 1000 m, lo que señalaría, para los 35 ma transcurridos, una depositación promedio de 1 m/35.000 a (2,8 cm/1000 a), aunque la heterogeneidad de procesos sedimentarios y abundancia de discordancias erosivas no permite estimar una tasa de sedimentación efectiva ni un patrón constante en la dinámica sedimentaria. Seguramente la tasa de sedimentación real debe haber sido muy superior, con períodos intermedios de fuerte erosión. Como dato comparativo puede mencionarse el valor de 3,1 cm/1000 a que Ewing et al. (1971) determinan para el postglacial de la Cuenca Argentina, que se incrementó a 6,8 cm durante la última glaciación. Es evidente que los hiatus por remoción de sedimentos en el frente del talud han sido altamente significativos, con momentos de alta dinámica y otros de dinámica casi nula durante los cuales la región estuvo casi carente de aportes sedimentarios. La compactación progresiva de las capas inferiores por carga sedimentaria (que de acuerdo a otros ejemplos mundiales podría llegar al 20% del espesor sedimentario, Pratson et al., 2007) introduce errores adicionales imposibles de discriminar. También debe tenerse en cuenta el incremento en la sedimentación marina global a partir del Mioceno (Thiede et al., 1980), lo que es particularmente importante para el talud continental argentino que ha estado afectado
por el ascenso de la vecina cordillera andina (Turic et al., 1996) y el consecuente incremento en los aportes sedimentarios hacia la cuenca oceánica a partir del horizonte reflector AR5.

Origen del Cañón Submarino Mar del Plata y de la Terraza Ewing

Dentro del contexto planteado, la formación de cañones submarinos constituye un elemento significativo en la historia evolutiva de la región. Se infiere que el origen del Cañón Mar del Plata está asociado a la acción de procesos profundos posiblemente vinculados a corrientes de turbidez que han actuado desde el Eoceno, posiblemente afectadas en su intensidad durante las sucesivas fluctuaciones del nivel del mar con comportamientos diferentes durante los estadios de nivel del mar alto y bajo, seguramente con mayor actividad en estos últimos (considerando los argumentos sustentados por Pickering et al., 1989; Viana et al, 2002; Canals et al., 2006; entre otros). Las características sísmicas, así como las evidencias de intercalaciones arenosas en los fangos del talud presentes en los testigos estudiados, revelan la importancia de la acción turbidítica. No se han encontrado hasta el momento evidencias de control tectónico en la conformación del cañón. La disposición del horizonte reflector N en el borde exterior de la plataforma en transición al talud permite inferir que el cañón se habría formado a partir del Plioceno superior, conclusión ya esbozada por Paterlini et al. (2005).
La desconexión de la cabecera del cañón con la plataforma adyacente podría indicar que aquél se habría originado por procesos propios del talud con escasa a nula influencia fluvial. Es significativo que la isobata de 500 m sea la más alta afectada por la cabecera del cañón, lo cual indicaría que los procesos de su formación y/o su profundización no habrían provenido del continente. En concordancia con esto, relevamientos recientes con sonda Parasound efectuados por el B.O. Meteor a lo largo de la isobata de 70 m entre la desembocadura del Río de la Plata y la latitud de Mar del Plata (Campaña M78/3, Violante, 2009), no revelaron evidencias de valles sumergidos o cubiertos por sedimentos que pudieran indicar alguna conexión entre el cañón y la plataforma, si bien estos estudios deberían profundizarse. De cualquier manera es razonable presuponer que la dinámica del cañón podría haber sido mayor durante etapas de nivel del mar bajo cuando la línea de costa se ubicaba mucho más cerca de su cabecera, procesos que probablemente no pudieron sostenerse durante las etapas de nivel del mar alto o en ascenso con un litoral más alejado.
Por otra parte, la Terraza Ewing situada en el talud medio es uno de los rasgos más importantes en la morfodinámica de la región, representando una geoforma constituida por depósitos sedimentarios resultantes del transporte por corrientes marinas de sur a norte a lo largo del margen durante el Cenozoico (Ewing y Lonardi, 1971), conformando significativos rasgos de acumulación-erosión de extensión regional que han dado origen a importantes depósitos contorníticos y turbidíticos (Hernández-Molina et al., 2008a, b, 2009). Estos grandes depósitos son equivalentes a los inmensos campos de ondas sedimentarias (drifts) formados por procesos oceanográficos asociados a la circulación de corrientes profundas combinados con depósitos gravitacionales, que se extienden tanto en regiones antárticas (Maldonado et al., 2003, 2006a; Hernández-Molina et al., 2006) como en el margen de Brasil (Massé et al., 1998; Viana, 2002; Viana et al., 2002), señalando una dinámica muy particular del Océano Atlántico suroccidental. El sector de talud estudiado tiene la particularidad de presentar rasgos erosivos dominantes -en parte manifestados por el biselado de la superficie de la Terraza Ewing que muestra en su extremo distal norte una forma de rampa inclinada hacia el norte-, al tiempo que en relación a los procesos sedimentarios, y dentro de un esquema regional, los procesos turbidíticos son aquí más importantes que los contorníticos en función del progresivo debilitamiento de las corrientes de contorno, que llegan al extremo norte del MCA con capacidad reducida en su carga sedimentaria (Hernández Molina et al., 2008a, b, 2009).
En las secuencias post-miocenas de la Terraza Ewing se evidencian diferentes procesos morfosedimentarios, particularmente en sus niveles superiores (de edad Cuaternario) que revelan facies asociadas a las transgresiones y regresiones marinas de carácter glacioeustático aunque en facies profundas de depósitos de deslizamientos, turbiditas, contornitas y otros procesos propios de ese ambiente, los dos primeros probablemente reactivados durante etapas de nivel del mar más bajo que el actual cuando la línea de costa se encontraba muy cerca del borde plataforma-talud.

CONCLUSIONES

El talud septentrional del MCA constituye un complejo sistema sedimentario en un contexto de sedimentación silicoclástica terrígena, cuya evolución durante el Cenozoico resultó de la combinación de procesos de agradación, progradación, retrogradación y formación de cañones submarinos bajo la influencia de procesos profundos (corrientes paralelas y transversales al talud).
Desde el punto de vista de la arquitectura y constitución estratigráfica, el talud contiene secuencias depositacionales en facies marinas cuyas estructuras sedimentarias reflejan la acción de corrientes de contorno asociadas a la circulación de masas de agua oceánica procedentes del sector antártico, la ocurrencia de procesos turbidíticos, el efecto de procesos asociados a fluctuaciones relativas del nivel del mar y la excavación de cañones submarinos. Las discordancias mayores que limitan a las secuencias depositacionales coinciden con períodos fríos asociados a importantes descensos del nivel del mar con significativa excavación del sustrato. De esta manera se infiere que los procesos regresivos han tenido una gran significación como los mayores modeladores del sustrato. Los períodos de nivel del mar en ascenso, alto o en descenso se han caracterizado por su carácter constructivo con mayor tasa de sedimentación.
La secuencia sedimentaria cenozoica, analizada a través de la configuración de las diferentes unidades sismoestratigráficas (y su posterior interpretación como Secuencias Depositacionales) revela una transición gradual de capas con ausencia de reflexiones en la base, hacia reflexiones de mayor amplitud y frecuencia más alta hacia arriba, lo que estaría indicando aumento progresiva de los niveles de energía coherentes con la mayor dinámica y progradación del margen.
La irregularidad morfológica que la mayoría de los horizontes sísmicos adquieren en el borde exterior de la Terraza Ewing en la zona de las cabeceras del cañón Mar del Plata, estaría indicando que el talud comenzó a evolucionar desde el Eoceno al tiempo que ocurría un cambio en el estilo de sedimentación, aunque es a partir del Mioceno medio cuando se comienza a esbozar la configuración actual del talud que se establece definitivamente en el Plioceno; por otra parte, los procesos de erosión-depositación vinculados a la generación de cañones precedentes al actual hoy parcialmente rellenados vendrían ocurriendo ya desde tiempos del Paleogeno inferior, aunque el cañón en su configuración actual demuestra evidencias de formación recién en épocas pliocenas a partir del horizonte reflector N.
Esta sucesión de procesos modeló el substrato dejándolo preparado para la depositación de los sedimentos cuaternarios, vinculados esencialmente a las consecuencias derivadas de los procesos transgresivo-regresivos de carácter glacioeustático tanto en el borde de la plataforma donde el nivel del mar afectó directamente al substrato, como en la porción superior del talud donde ocurrieron procesos sedimentarios de gradación asociados a eventos submarinos (deslizamientos, corrientes longitudinales y transversales).
La evolución de la región puede sintetizarse en 4 etapas:
# Etapa 1: Agradacional. Edad: Cretácico-Eoceno. Predominio de subsidencia térmica, alta tasa de sedimentación con fuerte acreción vertical del talud.
# Etapa 2: Crecimiento del talud. Edad: Eoceno-Oligoceno-Mioceno medio. Conformación del margen pasivo. Se manifiesta la influencia de las masas de agua de origen antártico, con formación de secuencias sedimentarias que marcan períodos alternantes de progradación-retrogradación aunque con predominio de los primeros que hacen avanzar progresivamente el talud en dirección al mar. Se evidencia alta dinámica turbidítica y formación de cañones submarinos.
# Etapa 3: Desarrollo de la Terraza Ewing. Edad: Mioceno medio-superior. Continúa la progradación del talud aunque con períodos alternantes de progradación-retrogradación-formación de cañones. La dinámica sedimentaria asociada a la circulación de las corrientes oceánicas favorece la formación de grandes depósitos contorníticos y la constitución de la terraza.
# Etapa 4: Configuración actual del talud. Edad: Plioceno-Cuaternario. Conformación final del talud superior e inferior y Terraza Ewing. Desarrollo del Cañón Submarino Mar del Plata con sus características presentes.

Agradecimientos

Este trabajo corresponde al Proyecto ANPCyT - PICT 2003 Nº 07-14417: "Estructura sedimentaria del Cenozoico superior en el talud continental y emersión adyacentes a la desembocadura del Río de la Plata y su probable vinculación con cambios climáticos" (vigencia: julio 2005-enero 2010), el cual forma parte de un proyecto mayor: Proyecto Marco "Reconocimiento Geológico Geofísico del Margen Continental" llevado adelante por el Grupo de Geología y Geofísica Marina del Servicio de Hidrografía Naval (GGGM).
Los datos recolectados por el B.O. Meteor forman parte del "Proyecto Especial de Investigación" (Special Research Project -SFB 261) de la Universidad de Bremen, Alemania, cuyo objetivo es obtener información para el Programa de Perforaciones Oceánicas (ODP), ejecutado en la región a través de las expediciones "GeoBremen South Atlantic 1999/2000" y "ODP South Atlantic 2001".
Los autores agradecen a: los Sres. H.C. Martínez y A.J. de León (técnicos del GGGM) que participaron en las tareas de campaña, laboratorio y gabinete; al personal militar de las dotaciones del B.O. Puerto Deseado durante las campañas; y a los Dres. E. Rosello, P. Grandi, J. Quiroga, Ing. M. Carmona y Sr. C. Borzone (de la Secretaria de Energía y REPSOL-YPF) por su colaboración que facilitó obtener los informes correspondientes a los perfiles litológicos de los pozos Samar Dx-1 y Dorado x-1.
La participación del Dr. F.J. Hernández-Molina en diversas etapas de elaboración de este trabajo fue facilitada por su estadía en la División Geología y Geofísica Marina del Servicio de Hidrografía Naval (Referencia: PR2007-0138) con el apoyo de los Proyectos CONTOURIBER (CTM 2008-06399-C04/MAR) y GLOBANT (CTM2008-06386-CO2/ANT).
La integración al GGGM de la Dra. G. Bozzano y la Lic. L. Segovia fue posible a través Becas de nivel superior e inicial respectivamente de la Agencia de Promoción Científica y Tecnológica para el Proyecto ANPCyT - PICT 2003 Nº 07-14417.
Se agradece a los revisores, Dr. Gerardo Perillo y otro árbitro anónimo, así como a los editores de LAJSBA, por las valiosas opiniones vertidas y sugerencias realizadas que permitieron mejorar substancialmente el contenido del trabajo.
Este trabajo está dedicado al Dr. Gerardo Parker, Jefe de la Sección Geología Marina del Servicio de Hidrografía Naval hasta 2005, quien fuera el impulsor, organizador e iniciador de los proyectos de investigación para el estudio del talud continental.

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