JURÁSICO MEDIO A SUPERIOR -VALANGINIANO
Las rocas que caracterizan esta edad son volcanitas y
piroclastitas agrupadas con diferentes denominaciones
formacionales, como Complejo El Quemado (Feruglio, en
Fossa Mancini et al., 1938; Borrello, 1969; Riccardi, 1971;
Nullo et al., 1981a y b) o Serie Tobífera (Thomas, 1949a y b)
en casi toda la cuenca y Formación Lemaire (ver Caminos y
Nullo, 1979) en Tierra del Fuego.
En los afloramientos de varios sectores de la Cordillera
Patagónica (Nullo et al., 1978) puede verse que las rocas
volcánicas se disponen, mediante una fuerte discordancia
angular, sobre rocas paleozoicas.
La composición de las volcanitas muestra similitudes en
casi todos sus afloramientos, variando su composición de
principalmente ácida hasta intermedia en los sectores más
occidentales.
Su edad es asignada al Jurásico superior con 158 ± 10 Ma
(Nullo et al., 1978) para el área de la sierra de Sangra, o 160± 10 Ma (Parma, 1980) para el área de lago San Martín, lo que
ubicaría al volcanismo para este sector en el Calloviano.
Edades radimétricas efectuadas por Pankhurst et al. (1993)
dan valores de 168,2 Ma en el área del Macizo del Deseado,
lo cual sería compatible con la edad de las áreas antes
mencionadas. Otras edades, más jóvenes, para el sector del
lago Pueyrredón, fueron descartadas por dichos autores, pues
han resultado ser posteriores que los sedimentos que se le
intercalan y superponen.
Estas volcanitas son el resultado de procesos extensionales
que comenzaron probablemente en el Triásico superior y
culminaron en el Jurásico superior, cubriendo un área que
supera los límites de la cuenca marina aquí tratada. Se debe
considerar que gran parte de las rocas que sirven de basamento
a la cuenca pertenecen en las áreas afloradas, al Complejo El
Quemado, pero en los sectores de plataforma corresponden a
rocas ácidas asignadas a la Formacion Chon Aike.
Esta compleja
asociación volcánica se relaciona principalmente con la
evolución de un plateau riolítico de intraplaca continental,
producto de un cizallamiento simple con desplazamiento
traccional de la corteza litosférica dando como resultado un
magmatismo de tipo anorogénico riolítico (Bruhn et al., 1978;
Uliana et al., 1985; Nullo, 1991; de Barrio, 1993). Este proceso
traccional ocurrió como consecuencia del desplazamiento de la
placa Antártica, adosada en ese tiempo al oeste.
El volcanismo perduró aún más en algunos sectores de la
cuenca, mientras que en otros se disponían las sedimentitas
clásticas transgresivas de la Formación Springhill (Thomas,
1949a). La trangresión lenta se relaciona directamente con la
apertura de la cuenca y el continuo desplazamiento de la placa
antártica hacia el sudeste, considerando la posición actual de
las coordenadas geográficas.
La depositación clástica inicial de la cuenca estuvo
relacionada a procesos extensionales como continuidad de
los procesos anteriores. La orientación de los depocentros es
coincidente con una lineación meridiana en el norte donde los
hemigraben responden a características tectónicas heredadas,
mientras que hacia el sur van girando hacia una orientación
este-oeste producto de procesos tectónicos
sobreimpuestos.
La Formación Springhill está caracterizada por areniscas
finas a medianas cuarzosas y conglomerádicas, grises a
blanquecinas, bien seleccionadas, marcando un ambiente
marino somero a términos continentales en las áreas costeras,
con intercalaciones piroclásticas en los niveles inferiores
(Arbe, 1988). La unidad tiene espesores que varían entre 25
y 110 metros.
En los sectores de los lagos La Plata - Fontana,
las secuencias clásticas contienen una fauna que las ubica en
el Neocomiano a Hauteriviano (Leanza, 1981; Blasco, en
Ramos, 1981; Olivero, 1987).
Al oeste del lago Argentino, intercaladas con volcanitas
se disponen sedimentitas marinas clásticas de 45 m de
potencia de la Formación Springhill, que en los términos
cuspidales contienen Aulacosphinctoides sp., Virgatosphinctes
sp. y Aspidoceras cf. haupti Krantz (Blasco et al.,
1979).
Al norte, en la vega de Pérez, esta unidad contiene
Aspidoceras cf. andinum Steuer, Aulacosphictoides cf.
smithwoodwardi (Uhlig), Aulacosphictoides sp. y
Choicensisphinctes cf. erinoides (Burckhardt) (Kraemer y
Riccardi, 1997) además de una fauna de pelecípodos abundante,
formas que caracterizan el Tithoniano inferior a medio.
En el área de bahía La Lancha la Formación Springhill
contiene Jabronella aff. michaelis (Uhlig.) y Neocosmoceras
sp. (Riccardi, 1976), del Berriasiano. Estas condiciones perduran
en el norte de la cuenca hasta el Valanginiano, como en
el área del río Coyle (Kielbowicz et al., 1983).
Mientras continúa la transgresión en el norte, en los
sectores australes comienzan a instalarse depósitos de aguas
más profundas caracterizados por pelitas laminadas de color
negro a gris oscuro. Esto es coincidente con una importante
expansión de la cuenca (120-112 Ma) interpretada como una
etapa de hundimiento termal en toda la región (Fitzgerald et
al., 1990).
En los sectores australes de Tierra del Fuego e isla de los
Estados las volcanitas dinamometamorfizadas de la Formación
Lemaire pasan rápidamente a términos marinos pelíticos.
Ocasionalmente se observan niveles de areniscas y conglomerados
asociados en la base de las pelitas de la Formación
Beauvoir (Dalziel et al., 1974; Caminos y Nullo, 1979;
Godeas et al., 1989). En el subsuelo esta unidad es reconocida
y denominada Formación Pampa Rincón (Malumián y
Masiuk, 1975) caracterizada por aproximadamente 120 m de
pelitas oscuras marinas de condiciones neríticas.
VALANGINIANO SUPERIOR - ALBIANO
SUPERIOR
Este ciclo sedimentario se agrupa en la Formación Río
Mayer (Hatcher, 1897), subdividida en inferior y superior
(Arbe, 1989). Las condiciones sedimentarias perduraron en el
sur de la cuenca hasta el Albiano superior a Cenomaniano
basal (Nullo et al., 1981a y b) mientras que el retiro del mar
en el norte comenzó más tempranamente.
La depositación de pelitas oscuras, de amplia distribución
en todo el ámbito de la cuenca, perduró hasta por lo
menos el Barremiano inferior. La Formación Río Mayer
contiene una abundante fauna de Hatchericeras santacrucense Leanza 1970 (Blasco de Nullo et al.,1980a).
En el norte de la
cuenca las pelitas oscuras engranan lateralmente con secuencias
litorales transgresivas clásticas progradacionales de tipo
deltaico y fluvial, representadas por las Formaciones Río
Belgrano y Río Tarde-Apeleg (Ramos, 1979) del Barremiano,
aflorantes en el área de los lagos Pueyrredón, Belgrano y
Fontana.
Hacia el sur los niveles del área del Tucu-Tucu son
portadores de Sanmartinoceras sp. y Colchidites sp. del
Barremiano superior disponiéndose por arriba Tropaeum sp.
del Aptiano inferior (Blasco de Nullo et al., 1980a) asociados
a Peltocrioceras. Luego se superponen niveles con
Feruglioceras y Silesites (Aguirre Urreta, 1985), del Aptiano
superior.
La base de la Formación Río Mayer se apoya directamente
sobre el Complejo El Quemado o muestra pasajes graduales
con el techo de la subyacente Formación Springhill. La
velocidad de sedimentación varía de manera que el espesor de
los depósitos pelíticos por el norte de la cuenca es de 150 m
mientras es de 1.000 m en el área de los lagos Viedma y San
Martín. En el lago Tanhäuser, entre la estancia La Cristina y
laguna Anita y al oeste de la vega de Pérez (todas estas
localidades situadas al sur del lago Viedma) las pelitas
contenienen Jabronella sp. y Berriasiellidae indet. (Nullo et
al., 1981a) y Berriasiella cf. behrendseni Burckhardt,
Subthurmannia sp. y Phylloceras aureliae (Feruglio)
(Kraemer y Riccardi, 1997) correspondientes al Berriasiano.
Por arriba se disponen niveles más jóvenes que confirman el
Valanginiano con Olcostephanus sp. (Nullo et al., 1981a) y
Neocomites sp., ?Subthurmania sp. y Busnardoites? cf.
campylotoxus (Uhlig) (Kraemer y Riccardi, 1998)
Los términos pelíticos superiores de esta unidad llegan
hasta el Albiano superior al sur de esta comarca con la
presencia de Mortoniceras sp. (Arbe y Hechem, 1984).
Mientras en el sur continuaban las condiciones marinas
profundas, desde el noroeste de la cuenca estos depósitos
comenzaron a ser reemplazados lentamente por otros someros
y litorales (Nullo et al., 1981a; Aguirre Urreta y Ramos,
1981; Medina y Rinaldi, 1986).
En los sectores más profundos de la cuenca, entre el
Albiano superior y el Cenomaniano inferior (94 - 91 Ma),
quedó registrada una discordancia que se atribuye a la acción
de los movimientos tectónicos de la Fase Patagonídica
(Malumián y Ramos, 1984). Esta discordancia se inició
probablemente en el límite entre el Barremiano y el Aptiano
(112 Ma) y se considera como la edad del pasaje entre las
secciones inferior y superior de la Formación Río Mayer.
En el sur de la cuenca, en el subsuelo de Tierra del Fuego y costa afuera, se dispone la Formación Nueva Argentina (Malumián y Masiuk, 1976), caracterizada por arcilitas claras y arcilitas biomicríticas, con una potencia de 250 m, acompañadas por una abundante fauna de foraminíferos que caracterizan el Aptiano-Albiano.
Durante este ciclo, en sectores al sur del lago Cardiel y
alrededores, comenzaron a depositarse nuevamente
sedimentitas transgresivas clásticas de ambiente deltaico,
que hacia el techo se continentalizaron definitivamente. Estas
rocas, caracterizadas por areniscas finas a medianas, se agrupan
en la Formación Kachaike (Riccardi, 1971). En ella se
observa un aporte de elementos piroclásticos finos, producto
de actividad magmática en los sectores distales probablemente
asignables al ciclo efusivo del Grupo Divisadero al noroeste
de la cuenca. El tiempo de sedimentación de esta columna
abarca desde el Aptiano medio hasta posiblemente el Albiano
superior.
En el área de la estancia La Vega, los niveles clásticos
son portadores de Parasilesites, Puzosia y Labeceratidae
entre otras formas de amonites, lo cual indica para las
sedimentitas una edad variable entre el Albiano medio y el
superior (Leanza, 1970; Blasco de Nullo et al., 1980b; Medina
y Rinaldi, 1986). La presencia abundantísima de formas
asignables al género Borissiakoceras en el techo de la
secuencia, forma casi exclusiva en este nivel, permitiría
extender su edad hasta el Cenomaniano basal.
CENOMANIANO - SANTONIANO MEDIO
Durante este tiempo los sectores del norte de la cuenca
Austral estaban completamente continentalizados. Estas secuencias
son equivalentes y correlacionables en el tiempo a
aquellas dispuestas en la cuenca del Golfo San Jorge hacia el
nordeste. Las unidades son también traslapantes y de distribución
irregular, tanto sobre las secuencias marinas antiguas
como sobre el basamento volcánico del Macizo del Deseado.
Es la Formación Cardiel (Russo y Flores, 1972, Russo et al.,
1978), en los alrededores del lago homónimo, una de las de
mayor distribución y representación, caracterizada por areniscas
medianas y conglomerados de colores pardo blanquecino
a rojizo, abundantes tobas y cineritas blanquecinas y
amarillentas.
Desde el área del lago San Martín hacia el sur, hasta el
valle superior del río Shehuén, las condiciones marinas que
eran características de la Formación Río Mayer superior son
reemplazadas por depósitos clásticos litorales, con
intercalaciones de niveles marinos. Estas rocas se agrupan
como Formación Piedra Clavada (Feruglio, en Fossa Mancini
et al., 1938) y representan los mismos ambientes que se han
descripto al norte para tiempos más antiguos. Las rocas son
areniscas medianas a gruesas, amarillentas a blanquecinas,
bien seleccionadas, similares a las descriptas anteriormente
para la Formación Kachaike, pero sin aporte de elementos
piroclásticos. El espesor promedio es de 60 m mientras que en
las secuencias aflorantes cerca de la localidad tipo son de 20
a 25 metros.
Durante este ciclo sedimentario, al sur de la cuenca
todavía continuaban las condiciones de sedimentación
marina con el desarrollo de depósitos turbidíticos pardo
oscuros a negro verdosos descriptos complexivamente
para los sectores del lago Viedma y Argentino como
Formación Río Guanaco (Blasco de Nullo et al., 1980;
Nullo et al., 1981a), mientras que al sur del lago Argentino
las secuencias equivalentes fueron denominadas Formación
Cerro Toro (Katz, 1963). Arbe (1989) separó a la
Formación Río Guanaco en dos unidades, correlacionando
la sección inferior con la Formación Cerro Toro y la
superior con la Formación Alta Vista.
En el subsuelo de Tierra del Fuego y hacia el este en costa
afuera, durante el Albiano superior hasta el Cenomaniano la
sedimentación marina era continua, estando representada por
pelitas y arcilitas gris claro agrupadas en la Formación
Arroyo Alfa (Malumián y Masiuk, 1976), la que lleva una
abundante fauna de foraminíferos.
En los sectores al norte del lago Viedma afloran depósitos
clásticos arenosos progradantes denominados Formación
Puesto El Álamo (Nullo et al., 1981a y b), equivalentes
a los sectores medios a cuspidales de la Formación Cerro Toro, asignados al Santoniano. Los grandes bloques que
yacen en el borde norte del lago, por ser de proveniencia
incierta, no se incluyen en la caracterización de la Formación
Puesto El Álamo.
La litología predominante de la Formación
Puesto El Álamo está caracterizada por areniscas claras, de
grano mediano y composición cuarzo-feldespática. Se alternan
niveles pelíticos de color pardo verdoso a grises. Hacia el
techo las areniscas van cambiando a conglomerados de hasta
1 m de potencia. El espesor promedio es de 200 m aproximadamente.
Durante este tiempo al este de la cuenca la
continentalización era aún continua, lo que se ve reflejado en
los depósitos continentales que caracterizan ambientes de
plataforma y que traslapan a los anteriores; éstos fueron
agrupados en la Formación Mata Amarilla (Feruglio, en
Fossa Mancini et al., 1938), caracterizada por areniscas
arcillosas friables y pelitas en sus asomos al oeste y sur de la
cuenca, con un espesor de aproximadamente 350 metros. Esta
secuencia se asigna al Coniaciano, por su contenido en los
géneros Placenticeras y Peroniceras (Nullo et al., 1981b).
Al oeste, la cuenca continuaba reflejando ambientes más
profundos típicos de talud, con litologías que responden a
depósitos finos y turbidíticos oscuros. La Formación Cerro
Toro contiene niveles del Turoniano en el sector de La
Herradura (Fagesia sp., Blasco de Nullo et al., 1980b, Lam.
III, fig. 5-7, ilustrado originalmente como Anapachidiscus),
al Santoniano con Neopuzosia sp., Placenticeras sp.,
Gaudryceras sp., Neophylloceras sp., Reginaites sp.,
Texanitinae, Desmophyllites sp. Los depósitos turbidíticos
de lago Rico contienen una abundante fauna de Inoceramus
cf. hobetsensis Nagao (Nullo et al., 1981b) característicos del
Turoniano.
Al oeste del lago Argentino y hacia el sur, engranan
lateralmente por el este con las secuencias clásticas
conglomerádicas de la Formación Lago Sofía, típicas de la
instalación de cañadones submarinos (Win y Dott, 1977 y
1978), los que estuvieron activos debido a nuevos movimientos
tectónicos atribuidos a la estructuración de la Cordillera
Andina Patagónica (85-80 Ma).
Dalziel y Cortés (1972) denominaron a estos movimientos
preterciarios como “Andean” estando mejor representados
en el sur de la cuenca en el área de la Cordillera
Darwin. El accionar de la fase diastrófica fue anterior a la
edad de los granitos terciarios, los que se muestran menos
deformados. Las dataciones radimétricas de los cuerpos
graníticos deformados varía entre 80 a 70 Ma (Halpern y
Rex, 1972). Esta deformación, ha sido interpretada como el
resultado de una orogenia colisional (Nelson, 1988; Nelson
et al., 1988) o el fin del cierre de la cuenca marginal en el sur
de Tierra del Fuego; en sectores al norte de la cuenca no se
observa esta deformación.
SANTONIANO SUPERIOR - MAASTRICHTIANO
Durante este tiempo la evolución marina de la cuenca
Austral quedó restringida en el continente a sectores australes
que cubren poca superficie extendiéndose hacia el sur por el
territorio chileno, mientras que hacia el este perduran las
condiciones de profundidad llegando a cubrir grandes sectores
de la actual plataforma marina argentina.
La Formación Alta Vista (Furque, 1973; Arbe, 1989),
equivalente a los términos cuspidales de la Formación Río
Guanaco, está caracterizada por sedimentitas clásticas gruesas
a conglomerádicas gradacionales a medianas y finas, de
colores amarillento a pardo claro al norte de lago Argentino,
mientras que en sectores al sur son más frecuentes los términos
pelíticos con intercalaciones de areniscas.
Esta unidad contiene una abundante fauna de
ammonites, donde en el arroyo Centinela, al oeste de la
localidad de Calafate, están presentes Natalites sp.,
Kossmaticerátidos, Neograhamites, Kitchinites
(Neopuzosia) entre otros, que permitieron asignar estas
sedimentitas al Santoniano superior - Campaniano inferior
(Blasco de Nullo et al., 1980); en Chorrillo Hondo, la
Horquilla y el arroyo El Turbio están presentes
Argentoscaphites mutantibus Blasco de Nullo et al.,
Gaudriceras sp., Anapachidiscus cf. A. deccanensis Stol.
var. menabensis Coll. (Blasco de Nullo et al., 1980),
Anapachidiscus cf. hauthali (Paulcke) (Kraemer y Riccardi,
1997) todos ellos característicos del Campaniano inferior.
Por arriba se desarrollaron depósitos clásticos compuestos
por areniscas gruesas e intercalaciones de escasos bancos de conglomerados agrupados en la Formación Anita. Arbe y
Hechem (1984) dividieron la secuencia en cuatro Miembros:
El Barco, La Asunción, La Irene y Cachorro.
Esta unidad, por su posición estratigráfica, se asigna al
post-Campaniano inferior (Nullo et al., 1980) o al Campaniano
superior - Maastrichtiano inferior. Los niveles basales de esta
unidad contienen Kossmaticeras (Natalites) cf. hauthali del
Campaniano (Kraemer y Riccardi, 1997).
En el extremo sur de la cuenca, en Tierra del Fuego,
todavía perduraban condiciones de profundidad con pelitas
oscuras de un potente espesor superior a los 350 metros. Es así
que se reconoce la Formación Cabeza de León (“Inoceramus
superior”), que ocupó desde el Turoniano al Maastrichtiano -
Paleoceno inferior (Malumián y Ramos, 1984), estando delimitada
en techo y base por discordancias y ausencias en la
sedimentación.
Lateralmente a las secuencias clásticas de la Formación
Anita se depositaron sedimentitas clásticas finas características
de ambientes de planicies fluviales, agrupadas en la
Formación Cerro Fortaleza, mientras que por arriba de la
Formación Anita se disponen secuencias litológicamente
equivalentes, más jóvenes, que se agrupan en la Formación
Chorrillo (Feruglio, en Fossa Mancini, 1938), integrada por
bancos de arcillas y areniscas de intensa coloración, con un
espesor entre los 200 a 300 metros. Por el contenido de restos
de Antartosaurus sp. al sur de la estancia Anita, esta unidad
es ubicada en el Maastrichtiano.
En el extremo suroccidental de Santa Cruz, entre el río
Vizcachas y Río Turbio, el Cretácico superior está representado
por depósitos marinos areniscosos finos, con
intercalaciones de arcilitas, correspondientes a la Formación
Cerro Cazador (Feruglio, en Fossa Mancini et al., 1938) y la
Formación Monte Chico (Malumián y Panza, 1996). La
primera es de edad campaniana tardía, mientras que la segunda,
que representa los últimos 100 m de la secuencia cretácica,
es del Maastrichtiano.
Los últimos términos cretácicos de la cuenca están representados
en la Formación Cerro Cazador con la presencia de
Eubaculites spp Baculites spp., Hoplitoplacenticeras spp.,
entre otros (Hünicken, 1965, Nullo et al., 1981).
Al sur del lago Viedma, al este del río Leona y de allí
hacia el sur, se disponen depósitos de arcilitas muy friables y areniscas finas de colores claros, verde a gris, bandeadas
denominadas Formación Pari Aike (Feruglio, en Fossa
Mancini et al., 1938) o Formación Cerro Fortaleza (Arbe y
Hechem, 1984). Los escasos restos paleontológicos como
pelecípodos, vértebras de dinosaurios y troncos silicificados
permiten ubicar esta secuencia dentro del Campaniano inferior
al Maastrichtiano.
Al sur del lago Argentino se encuentran pelitas verde
claro cenicientas, amarillas y pardo rojizas de la Formación
Chorrillo, las que son equivalente de los términos
superiores de la Formación Cerro Fortaleza al norte.
Intercalaciones marinas delgadas de pelitas verdosas, se
disponen al sur de la localidad de Calafate. Se asigna esta
unidad al Campaniano superior - Maastrichtiano.
Desde el punto de vista paleogeográfico, la evolución
de la cuenca durante el Cretácico superior, en el
sector austral de América del Sur, muestra una rápida
progradación y una constante oscilación del nivel de mar
con la depositación de sedimentitas continentales. El
aporte del material clástico provino inicialmente del norte
al nordeste durante el Senomaniano al Campaniano
inferior. Más tarde, durante el Campaniano superior al
Maastrichtiano, cambió del oeste al noroeste, evidenciando
el temprano ascenso de la Cordillera Patagónica
para estos tiempos.
La cuenca Austral continúa como tal durante el Terciario
inferior, al sur de la provincia de Santa Cruz, Tierra del Fuego
y costa afuera.
