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Revista de la Asociación Geológica Argentina 61 (2): 139-160 (2006) 139 EL GRUPO CABO DOMINGO, TIERRA DEL FUEGO: BIOESTRATIGRAFÍA, PALEOAMBIENTES Y ACONTECIMIENTOS DEL EOCENO-MIOCENO MARINO Norberto MALUMIÁN 1 y Eduardo B. OLIVERO 2 ¹ SEGEMAR y CONICET; Benjamín Lavaissé 1194; (1107) Buenos Aires, Argentina. E-mail: [email protected] ² Centro Austral de Investigaciones Científicas, CADIC-CONICET; B. A. Houssay 200; (9410) Ushuaia, Tierra del Fuego. E-mail: [email protected] RESUMEN El Grupo Cabo Domingo, cuenca Austral, Eoceno superior a Mioceno medio, comprende una secuencia episódica de sedimentitas mari- nas levemente dislocadas y depositadas principalmente al norte de la falla de punta Gruesa en Tierra del Fuego. Se inicia con la profundi- zación de la cuenca, resultado de los niveles de mar alto del Eoceno tardío amplificados por un diastrofismo generalizado (Fase Incaica). En el depocentro de la cuenca está representado por el miembro superior de la Formación Cerro Colorado (140 m, fangolitas y areniscas, con el último registro de Globigerinatheka index, y las apariciones de Praetenuitella insolita e Isthmolithus recurvus, 36-34 Ma); y fuera del depo- centro, por el conglomerado Tchat-Chii (70 m, Eoceno cuspidal-Oligoceno basal), y el glauconítico A en el subsuelo en el norte de la Isla. El mínimo contenido de esmectita y la abundancia de niveles con Chiloguembelina reflejan tectonismo activo y caída de temperatura duran- te la depositación del miembro superior y el glauconítico A. Continúan las capas de la Estancia María Cristina (>75 m, arcillitas y arenis- cas, Oligoceno temprano, 34-30 Ma) y del puesto Herminita (200 m, arcillitas, Oligoceno, 30-26,5 Ma, principalmente con microfaunas residuales de foraminíferos aglutinados depositadas por debajo de la línea de compensación de la calcita), corresponden a la máxima pro- fundización de la cuenca que habilitó el ingreso de aguas antárticas corrosivas. Seguidas por la Formación Desdémona (250 m, fangolitas tobáceas, bioturbadas, depositadas en las proximidades de la lisoclina, con asociaciones de foraminíferos de aguas abisales), que represen- ta los niveles altos de mar del Oligoceno cuspidal-Mioceno temprano. Seguidas por las capas del Cabo Ladrillero (80 m, areniscas glauco- níticas basales y fangolitas con asociaciones de foraminíferos de plataforma externa, y 75 m de fangolitas carbonosas, areniscas finas y arci- llitas, Mioceno inferior, con la asociación residual de Spirosigmoilinella compressa-Martinottiella spp.) y por las capas del Cabo San Pablo (30- 40 m de areniscas y arcillitas, Mioceno temprano). Una generalizada regresión da lugar a una extendida discordancia en ca. 21 Ma. Finalmente, las Formaciones Carmen Silva (>50 m, fangolitas y conglomerados deltaicos) y Castillo (50 m, conglomerados fluviales) y capas del Cabo Viamonte (>40 m, brechas gruesas, conglomerados, areniscas y fangolitas) todas con clásticos volcánicos basálticos, repre- sentan el nivel de mar alto y óptimo del Neógeno reflejado por un acontecimiento esmectítico del Mioceno medio y la existencia de un episodio basáltico en el Mioceno inferior superior. Palabras clave: Grupo Cabo Domingo, Cuenca Austral, Tierra del Fuego, Bioestratigrafía, paleoambientes, acontecimientos del Eoceno-Mioceno, Foraminifera. ABSTRACT: The Cabo Domingo Group, Tierra del Fuego: Biostratigraphy, paleoenvironments, and events of the marine Eocene-Miocene. The Cabo Domingo Group, upper Eocene to middle Miocene, includes a gently deformed marine episodic sequence, mainly exposed to the north of the Punta Gruesa fault in Tierra del Fuego. Deposition of the Group started in the late Eocene with the basin deepening, resulting from global high sea level, the effects of which were amplified by regional tectonism (Incaica Phase). The Group is represented in the basin depocenter by the upper member of the Cerro Colorado Formation (140 m, mudstones and sandstones, 36-34 Ma), which records the LAD of Globigerinatheka index (34.3 Ma) and the FAD of Praetenuitella insolita and Isthmolithus recurvus (36.6 Ma). Outside the depocenter this time interval is reflected by the Tchat-Chii Conglomerate (70 m, latest Eocene-earliest Oligocene), and by the Glauconítico A in the subsurface of the northern part of the island. The low smectite content and the abundance of Chiloguembelina ototara indicate active tectonism and falling temperatures during the deposition of the upper member and the Glauconítico A . Deposition of the Cabo Domingo Group was followed by that of the Estancia María Cristina beds (>75 m, claystones and sandstones, earliest Oligocene, 34-30 Ma) and the Puesto Herminita beds (200 m, claystones, Oligocene, 30-26.5 Ma), which mainly contain residual agglutinated foraminifera deposited below the calcite compensation depth. These beds were deposited during the maximum deepening of the basin that allowed for the entrance of corrosive, Antarctic waters. The following Desdémona Formation (250 m, tuffaceous, bioturbated mudstones deposited at or near the lisocline), consisting of the Cabo Ladrillero beds (80 m, basal glauconite sandstones and mudstones with outer neritic foraminiferal assemblages, and 75 m of carbonaceous mudstones, fine-grained sandstones and claystones with residual assemblages of the 0004-4822/02 $00.00 + $00.50 © 2006 Asociación Geológica Argentina. - 139 -

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Revista de la Asociación Geológica Argentina 61 (2): 139-160 (2006) 139

EL GRUPO CABO DOMINGO, TIERRA DEL FUEGO:BIOESTRATIGRAFÍA, PALEOAMBIENTES Y ACONTECIMIENTOS DEL EOCENO-MIOCENO MARINONorberto MALUMIÁN1 y Eduardo B. OLIVERO2

¹ SEGEMAR y CONICET; Benjamín Lavaissé 1194; (1107) Buenos Aires, Argentina. E-mail: [email protected]² Centro Austral de Investigaciones Científicas, CADIC-CONICET; B. A. Houssay 200; (9410) Ushuaia, Tierra del Fuego.E-mail: [email protected]

RESUMEN

El Grupo Cabo Domingo, cuenca Austral, Eoceno superior a Mioceno medio, comprende una secuencia episódica de sedimentitas mari-nas levemente dislocadas y depositadas principalmente al norte de la falla de punta Gruesa en Tierra del Fuego. Se inicia con la profundi-zación de la cuenca, resultado de los niveles de mar alto del Eoceno tardío amplificados por un diastrofismo generalizado (Fase Incaica).En el depocentro de la cuenca está representado por el miembro superior de la Formación Cerro Colorado (140 m, fangolitas y areniscas,con el último registro de Globigerinatheka index, y las apariciones de Praetenuitella insolita e Isthmolithus recurvus, 36-34 Ma); y fuera del depo-centro, por el conglomerado Tchat-Chii (70 m, Eoceno cuspidal-Oligoceno basal), y el glauconítico A en el subsuelo en el norte de la Isla.El mínimo contenido de esmectita y la abundancia de niveles con Chiloguembelina reflejan tectonismo activo y caída de temperatura duran-te la depositación del miembro superior y el glauconítico A. Continúan las capas de la Estancia María Cristina (>75 m, arcillitas y arenis-cas, Oligoceno temprano, 34-30 Ma) y del puesto Herminita (200 m, arcillitas, Oligoceno, 30-26,5 Ma, principalmente con microfaunasresiduales de foraminíferos aglutinados depositadas por debajo de la línea de compensación de la calcita), corresponden a la máxima pro-fundización de la cuenca que habilitó el ingreso de aguas antárticas corrosivas. Seguidas por la Formación Desdémona (250 m, fangolitastobáceas, bioturbadas, depositadas en las proximidades de la lisoclina, con asociaciones de foraminíferos de aguas abisales), que represen-ta los niveles altos de mar del Oligoceno cuspidal-Mioceno temprano. Seguidas por las capas del Cabo Ladrillero (80 m, areniscas glauco-níticas basales y fangolitas con asociaciones de foraminíferos de plataforma externa, y 75 m de fangolitas carbonosas, areniscas finas y arci-llitas, Mioceno inferior, con la asociación residual de Spirosigmoilinella compressa-Martinottiella spp.) y por las capas del Cabo San Pablo (30-40 m de areniscas y arcillitas, Mioceno temprano). Una generalizada regresión da lugar a una extendida discordancia en ca. 21 Ma.Finalmente, las Formaciones Carmen Silva (>50 m, fangolitas y conglomerados deltaicos) y Castillo (50 m, conglomerados fluviales) ycapas del Cabo Viamonte (>40 m, brechas gruesas, conglomerados, areniscas y fangolitas) todas con clásticos volcánicos basálticos, repre-sentan el nivel de mar alto y óptimo del Neógeno reflejado por un acontecimiento esmectítico del Mioceno medio y la existencia de unepisodio basáltico en el Mioceno inferior superior.

Palabras clave: Grupo Cabo Domingo, Cuenca Austral, Tierra del Fuego, Bioestratigrafía, paleoambientes, acontecimientos del Eoceno-Mioceno, Foraminifera.

ABSTRACT: The Cabo Domingo Group, Tierra del Fuego: Biostratigraphy, paleoenvironments, and events of the marine Eocene-Miocene. The Cabo Domingo Group, upper Eocene to middle Miocene, includes a gently deformed marine episodic sequence, mainly exposed tothe north of the Punta Gruesa fault in Tierra del Fuego. Deposition of the Group started in the late Eocene with the basin deepening,resulting from global high sea level, the effects of which were amplified by regional tectonism (Incaica Phase). The Group is representedin the basin depocenter by the upper member of the Cerro Colorado Formation (140 m, mudstones and sandstones, 36-34 Ma), whichrecords the LAD of Globigerinatheka index (34.3 Ma) and the FAD of Praetenuitella insolita and Isthmolithus recurvus (36.6 Ma). Outside thedepocenter this time interval is reflected by the Tchat-Chii Conglomerate (70 m, latest Eocene-earliest Oligocene), and by the GlauconíticoA in the subsurface of the northern part of the island. The low smectite content and the abundance of Chiloguembelina ototara indicateactive tectonism and falling temperatures during the deposition of the upper member and the Glauconítico A . Deposition of the CaboDomingo Group was followed by that of the Estancia María Cristina beds (>75 m, claystones and sandstones, earliest Oligocene, 34-30Ma) and the Puesto Herminita beds (200 m, claystones, Oligocene, 30-26.5 Ma), which mainly contain residual agglutinated foraminiferadeposited below the calcite compensation depth. These beds were deposited during the maximum deepening of the basin that allowed forthe entrance of corrosive, Antarctic waters. The following Desdémona Formation (250 m, tuffaceous, bioturbated mudstones depositedat or near the lisocline), consisting of the Cabo Ladrillero beds (80 m, basal glauconite sandstones and mudstones with outer neriticforaminiferal assemblages, and 75 m of carbonaceous mudstones, fine-grained sandstones and claystones with residual assemblages of the

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INTRODUCCIÓN

Las sedimentitas del Cenozoico de la islaGrande de Tierra del Fuego han sido divi-didas en tres grupos: Río Claro, Paleocenosuperior-Eoceno inferior; La Despedida,Eoceno medio superior-superior; y Ca-bo Domingo, Eoceno cuspidal-Miocenomedio. Esta división básicamente reflejacaracterísticas morfoestructurales de capasfuertemente plegadas para los dos prime-ros, que ya han sido descritos (Olivero yMalumián 1999, Jannou y Olivero 2001,Olivero et al. 2002, 2003) y, en contraste,capas levemente afectadas a subhorizon-tales para el Grupo Cabo Domingo (Fig.1), cuya descripción es motivo del pre-sente trabajo.El Grupo Cabo Domingo apoya sobre unadiscordancia asignada a la fase Incaica, quesepara ciclos sedimentarios mayores entoda la Patagonia; el grupo encuentra sucorrelato en la megasecuencia 5 de cuencade Malvinas (Galeazzi 1998) y en la deno-minada Formación Magallanes Superiorincluyendo hasta la Formación Santa Cruz,dentro de la cuenca Austral, en nomencla-tura interna de YPF (cf. Calegari y Baldi1993). En este trabajo se describen los aflo-ramientos más destacados del Grupo y seproponen nuevas unidades estratigráficasformales e informales, del Oligoceno y delMioceno, particularmente en las cercaníasdel límite de la faja plegada y corrida de losAndes Fueguinos, situado a la latitud depunta Gruesa (Ghiglione 2002).En el límite y al norte de la faja plegada ycorrida (Figs. 1 y 2), por encima del miem-bro CCd de la Formación Cerro Coloradose definen o reconocen: a) el Conglome-rado Tchat-Chii, Eoceno cuspidal-Oli-goceno basal; b) las capas de la EstanciaMaría Cristina, Oligoceno basal; c) las capas

Puesto Herminita, Oligoceno; d) laFormación Desdémona, Oligoceno cuspidal-Mioceno inferior inferior; e) las capas CaboLadrillero, Mioceno inferior, y f) las capasCabo San Pablo, Mioceno inferior alto?Al SSE de la punta Gruesa, la faja es unmosaico de sedimentitas del Paleoceno-Eoceno, fuertemente plegadas y falladas.En el limbo sur del anticlinal PuntaTorcida-Cerro Colorado, por encima delmiembro CCd (Eoceno superior, Olivero yMalumián 1999, Fig. 1), las sedimentitas oli-gocenas referidas preliminarmente comoestratos innominados (Malumián y Olivero2005) se correlacionan parcialmente con elConglomerado Tchat-Chii, las capas de laEstancia María Cristina y las capas delPuesto Herminita. Sobre los estratos inno-minados yace en suave discordancia angularel conjunto conformado por los estratos dela María Luisa (Mioceno superior-Plioceno)y la Formación Irigoyen (Mioceno supe-rior?-Plioceno) (Malumián y Olivero 2005).

Objetivos del trabajo

Los objetivos principales de este trabajoson: a) caracterizar la espesa y relativa-mente completa columna estratigráficadel Eoceno superior-Mioceno de la islamediante sus mejores exposiciones, quemayormente se encuentran sobre lacosta atlántica, y definir las unidadesmorfoestructurales expresables en unmapeo; b) establecer un esquema bioes-tratigráfico referido a los acontecimien-tos de un área de alta latitud en elhemisferio sur; y c) discutir brevementela evolución geológica, con especialreferencia a las edades de las discordan-cias y del fallamiento en el frente orogé-nico emergente que incluye el límite dela faja plegada.

Métodos de trabajo

Los relevamientos de mapas, confección deperfiles y muestreos se realizaron en 10campañas entre los años 1997 y 2002. Sobreun total aproximado de 1.400 m de espesoracumulado, se colectaron 120 muestras paraestudios micropaleontológicos, que en pro-medio resulta aproximadamente en unamuestra cada 12 m de espesor. En el inte-rior de la isla, el Grupo Cabo Domingo fuereconocido en sus escasos afloramientos ynumerosos asomos, y muestreado mediantebarreno de mano en áreas con delgadacobertura de suelo. Los foraminíferosplanctónicos y los bentónicos se tomaronen cuenta en función del mapeo, y han sidodeterminados en forma expeditiva en parti-cular las formas aglutinadas. Se reconocie-ron las formas de nanoplancton calcáreomás distintivas, y se investigó la existenciade silicoflagelados con resultados negativos.Se analizaron además las arcillas de unadecena de muestras en el laboratorio delINTEMIN. Considerando que el color esde importancia para el reconocimiento delos diferentes cuerpos de limoarcilitas, en elinterior de la Isla, se definen los coloressegún el Rock color chart del U.S.Geological Survey. Las edades están referi-das a Berggren et al (1995).

MARCO GEOLÓGICO

Entre el Cretácico tardío e inicios delNeógeno, la cuenca Austral evolucionócomo una cuenca de antepaís adosada alflanco norte del orógeno fueguino(Yrigoyen 1962, Biddle et al. 1986,Robbiano et al. 1996, Galeazzi 1998). Latectónica compresiva y la migración delfrente orogénico, originaron los depocen-

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benthic foraminifera Spirosigmoilinella-Martinottiella), and the Cabo San Pablo beds (30-40 m of sandstones and claystones) represents thelatest Oligocene-early Miocene high sea-level conditions. An extended unconformity and generalized regression is documented at c. 21 Ma(Early Miocene) . Finally, the Carmen Silva (>50 m, deltaic mudstones and conglomerates) and Castillo (50 m, conglomerates)Formations, and the Cabo Viamonte beds (>40 m, coarse breccias, conglomerates, sandstones and mudstones), all with basalt clasts,represent the Neogene high sea-level and climatic optimum, the latter reflected by the middle Miocene smectite-rich clay composition.

Key words: Cabo Domingo Group, Austral Basin, Tierra del Fuego, Biostratigraphy, paleoenvironments, Eocene-Miocene events, Foraminifera.

tros sedimentarios desplazándolos sucesiva-mente hacia el norte, junto con el avance de ladeformación (Olivero y Malumián 1999). Enla costa atlántica fueguina, se reconocen almenos cuatro depocentros que preservanespesas sucesiones sedimentarias marinas delCretácico tardío-Daniano; Paleoceno tardío-Eoceno temprano; Eoceno Medio tardío-Oligoceno y Oligoceno-Mioceno, respectiva-mente (Olivero et al. 2002, Olivero y Malumián2002). La deformación compresiva avanzóhacia el norte hasta alcanzar la punta Gruesa,donde se expone el frente orogénico emergen-te fosilizado, que constituye el límite norte dela faja plegada y corrida de los AndesFueguinos (Ghiglione 2002, Fig. 1).En general, los depósitos sedimentarios del

Paleógeno tienen un complejo arreglo estratigrá-fico, con estratos de crecimiento y discordanciasangulares progresivas (Olivero y Malumián1999, Ghiglione et al. 2002). Durante parte delMioceno, la sedimentación próxima al frenteorogénico emergente, también tuvo un fuertecontrol tectónico, pero en este caso relacionadocon la zona de falla transcurrente Fagnano, conefectos transtensivos y transpresivos, que consti-tuye el límite entre las placas de Scotia y Américadel Sur (Klepeis y Austin 1997, Ghiglione 2002,Malumián y Olivero 2005).

GRUPO CABO DOMINGO((MMaalluummiiáánn 11999999))

El grupo está expuesto mayormente en el

límite y al norte de la faja plegada y cor-rida fueguina y se compone de un espe-sor mínimo de 1.000 m de sedimentitasdel Eoceno cuspidal al Mioceno medio,constituidas dominantemente por limo-arcillitas, con areniscas y conglomeradossubordinados. Las sedimentitas se pue-den diferenciar en paquetes estratigráfi-cos con expresión morfoestructural almenos en tres ciclos o conjuntos, quecaracterizan sus partes inferior, media ysuperior (Figs. 1 y 2), referidos al Eocenocuspidal-Oligoceno, Oligoceno cuspidal-Mioceno temprano y Mioceno medio,respectivamente. La parte inferior, queconsiste de capas con un grado deplegamiento variable, está expuesta en el

Figura 1: Mapa de situación relativa y bosquejo geológico del área, perfiles y localidades estudiadas.

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 141

límite de la faja plegada y corrida y susaledaños (Fig. 1). Incluye al ConglomeradoTchat-Chii (Codignotto y Malumián 1981,Malumián 1988); a las capas de la EstanciaMaría Cristina y a las del Puesto Herminita,que son depósitos marinos profundos en sumayor parte de ambientes por debajo de lalínea de compensación de la calcita (LCC).La parte media, capas ligeramente plegadasa subhorizontales, está expuesta al norte de

la anterior. Incluye a la FormaciónDesdémona y las capas de los CabosLadrillero y San Pablo, que principalmentecorresponden a ambientes próximos a lalisoclina y por debajo de la LCC, respectiva-mente. La gran abundancia de diques clásti-cos arenosos (Ghiglione 2002) constituyeun rasgo característico de la parte media. Laparte superior, capas subhorizontalesexpuestas mayormente en el sector NO del

área estudiada (Fig. 1), incluye depósitosmarinos marginales y deltaicos de laFormación Carmen Silva y fluviales de laFormación Castillo (Codignotto yMalumián 1981). Se interpreta que estosdepósitos del sector NO gradan hacia el SEa depósitos marinos profundos diferencia-dos como capas del Cabo Viamonte (Figs.1, 2).La base del grupo se apoya en discor-dancia angular sobre sedimentitas eocenas

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Figura 2: Corte geológico esquemático con la correlación, arquitectura y paleoambientes generalizados del Eoceno-Mioceno en dirección paralela aleje de la cuenca. Se indican datos de primera y última aparición de algunos marcadores bioestratigráficos utilizados en la correlación. La situación delocalidades se indica en la Figura 1.

(Figs. 1 y 2). La discordancia basal tiene unamarcada expresión física en el sector NOdada por el fuerte contraste litológico entre

el Conglomerado Tchat-Chii, que portaclastos de gran tamaño de las rocas infraya-centes, y las areniscas del Grupo LaDespedida (Malumián 1988). Hacia el SE laexpresión física de la discordancia se atenúay se manifiesta por niveles de conglomera-dos finos y cambios de facies sedimentarias(Ponce et al. 2004, Malumián y Olivero2005), concomitantemente decrece el hiatoque separa el Grupo Cabo Domingo del deLa Despedida y el límite inferior es menosmarcado hacia el depocentro. En el subsue-lo la base del grupo está expresada por elglauconítico A.

1) CICLO EOCENO CUSPIDALOLIGOCENO (ZONAS P15-P18, 36-26,5 MA)

Conglomerado Tchat-Chii Eoceno cuspidal-Oligoceno basalMiembro CCd de la Formación CerroColorado P15 superior-P16 inferior, 36-34 Ma)

AAnntteecceeddeenntteess: El Conglomerado Tchat-Chiifue formalizado por Malumián (1988).DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: La base del GrupoCabo Domingo tiene su mayor expresiónen el Conglomerado Tchat-Chii. El áreatipo del Conglomerado comprende al cerroepónimo (Fig. 1, localidad 8) y a los mejoresafloramientos que están sobre la margenderecha del río Menéndez, aguas arriba delpuente sobre la ruta provincial 8 (o b).Afloramientos aislados se presentan tam-bién sobre la cresta que constituye el limboS del anticlinal La Despedida hasta poco alSE de la Estancia La Despedida. Fuera delárea tipo, se le equiparan los niveles de are-niscas conglomerádicas de reducido espe-sor, que yacen en contacto neto sobre are-niscas finas del Miembro CCd de laFormación Cerro Colorado (Figs. 1 y 2), enlos perfiles de la punta Gruesa (Fig. 3, per-fil 409; Ponce et al. 2004) y del cerroColorado (Fig. 5, perfil 428; Malumián yOlivero 2005).En el área tipo, dominan espesos paquetesde conglomerados gruesos sobre lentes deareniscas gruesas y conglomerados finoscon abundantes fragmentos de conchilla, de

color de conjunto castaño oscuro. Los con-glomerados gruesos son clasto-sostenidoscon abundante matriz arenosa, componencapas de estratificación difusa, hasta 2-3 mde espesor, con frecuente gradación inversay con los clastos mayores, de hasta 1,5 m dediámetro, imbricados y proyectados hacia eltecho. Los clastos mayores correspondenen su mayor parte a areniscas subangulosasy concreciones elípticas. El resto de los clas-tos, con diámetros variables entre 3 y 40cm, subredondeados a subangulosos, com-prenden litologías variadas: riolitas y tobas,en su mayor parte foliadas; pizarras negras,cuarzo de veta; areniscas y concrecionescalcáreas. En adición, se mencionaron frag-mentos fósiles derivados, que incluyendesde amonites hasta restos óseos(Malumián 1988). La fuente de provenien-cia de los clastos comprende a rocas andi-nas jurásicas, cretácicas y paleógenas, lasúltimas incluyen clastos de areniscas indura-das del Grupo La Despedida.En el área tipo, el Conglomerado Tchat-Chii tiene un espesor mínimo de 70 m y suscapas inclinan hasta 20º hacia el SO. La baseestá subexpuesta, pero se interpreta comouna marcada discordancia dada la composi-ción clástica y la distinta actitud estructuralrespecto a las rocas infrayacentes. El techotambién está subexpuesto, pero muestrasextraídas con barreno en la parte superiordel cerro Tchat-Chii, indican que elConglomerado grada rápidamente a arcilli-tas arenosas seguidas por las arcillitas de lascapas del Puesto Herminita.En el cerro Colorado, incluye los conglo-merados finos y areniscas gruesas (apro-ximadamente 10 m de espesor, Fig. 5,perfil 428) situados en la base de losestratos innominados de Malumián yOlivero (2005). En la punta Gruesa,incluye las capas basales del ciclo b dePonce et al. (2004), aproximadamente 20m de espesor, caracterizadas por conglo-merados finos, areniscas conglomerádi-cas y areniscas medianas a gruesas (Fig.3, perfil 409). En ambos perfiles, estascapas fuertemente plegadas se apoyandiscordantemente sobre areniscas finas yfangolitas del Miembro CCd de laFormación Cerro Colorado y estratigrá-ficamente hacia arriba pasan en formaneta o transicional a la capas de la Es-

Figura 3: Perfil geológico compuesto de partedel Grupo Cabo Domingo, miembro CCd de laFormación Cerro Colorado, capas de laEstancia María Cristina y del Puesto Herminita,expuesto en las cercanías de la punta Gruesa.Referencias indicadas en la Figura 4.

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tancia María Cristina.EEddaadd yy aammbbiieennttee ddee ddeeppoossiittaacciióónn: En el áreatipo, la posición estratigráfica intermediaentre el Grupo La Despedida y las capas delPuesto Herminita, acotan la edad al Eocenotardío-Oligoceno temprano (cf. Malumián1988). Las capas conglomerádicas en elcerro Colorado están aproximadamente a135 metros por encima del aparente dato deprimera aparición (DPA) de Isthmolithusrecurvus Deflandre y los niveles conPraetenuitella insolita (Jenkins) en la puntaGruesa, ocupan una posición estratigráficaintermedia entre el DPA y el dato de ultimaaparición (DUA) de I. recurvus y su edadqueda restringida entre los 36 y 31,8 Ma. Enambas localidades el DUA de I. recurvus seencuentra a unos pocos metros sobre labase de estas capas (Fig. 5, perfil 428, mues-tra 428-7 y Fig. 3, perfil 409, muestra PG2).Los conglomerados gruesos del cerroTchat-Chii corresponden a depósitos deflujos gravitatorios inerciales, del tipo de losflujos hiperconcentrados (Mulder yAlexander 2001), que se interpretan comodepósitos de abanico deltaico (fan-delta).Los conglomerados de la punta Gruesa hansido interpretados como flujos gravitatoriossubmarinos profundos (hiperpicnitas)generados por avenidas fluviales excepcio-nales (Ponce et al. 2004).CCoorrrreellaacciioonneess:: El Conglomerado Tchat-Chiise correlaciona con el glauconítico A, inter-pretación ya dada por Manson en 1961 (cf.Malumián 1988). Aparentemente, la edaddel glauconítico A, varía desde Eoceno cus-pidal hasta el Oligoceno temprano y se haconsiderado que incluye dos unidades glau-coníticas separadas por una discordancia (cf.Robiano et al. 1996).En posiciones de depocentro, tal comopuede datarse en el pozo Poseidón, el glau-conítico A por su contenido de P. insolita,un excelente fósil guía de altas a medias lati-tudes (cf. Jenkins 1995), es equivalente almiembro CCd de la Formación CerroColorado. Una edad oligocena temprana (cf.Masiuk et al. 1990) y al menos post 31,8 Mapor la ausencia de I. recurvus, (cf. Mostajo1991) es asignable para el glauconítico A enel subsuelo septentrional de la Isla.Probablemente el glauconítico A incluyados paquetes separados por una discordan-cia, uno del Eoceno superior, miembro

CCd de la Formación Cerro Colorado; yotro del Oligoceno inferior, ConglomeradoTchat-Chii. En tal sentido se describe bre-vemente al miembro CCd, con nuevainformación que avala su distinción comouna formación independiente, excluida delGrupo La Despedida, cuya formalizaciónqueda pendiente a la espera de una re-visión general de la estratigrafía delCenozoico fueguino.

Miembro CCd de la Formación CerroColorado

AAnntteecceeddeenntteess:: El miembro CCd de laFormación Cerro Colorado fue establecidopor Olivero y Malumián (1999). Correspondeal “ciclo a” de Ponce et al. (2004).DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: En el perfil tipo de laFormación Cerro Colorado (Figs. 1, 2 y 5),el Miembro CCd comprende 140 m de fan-golitas con intercalaciones de areniscaslimosas, seguidas en su parte superior porareniscas. También se lo reconoce en lapunta Gruesa (Figs. 1 y 3), donde tiene unasimilar composición litológica. La asocia-ción mineralógica de las arcillas es: esmecti-ta 4%, illita 60% y clorita-caolinita 34%.Paleontología: El miembro CCd, en cerroColorado, contiene una típica asociación detenuitellidos lisos (Olivero y Malumián1999), junto con I. recurvus, (Olivero yMalumián 2005).En la punta Gruesa, las muestras PG 2 secaracterizan en sus foraminíferos planctóni-cos por la aparente última aparición deGlobigerinatheka index (Finlay) asociada aI. recurvus, en niveles con abundante y muygrandes ejemplares de Chiloguembelina ototara(Finlay), carentes o con escasos G. index, enuna relación como la descrita por Li et al.(1995): la abundancia y hasta la presencia deChiloguembelina está asociada a ausentes oescasos G. index. Si bien la microfauna escoherente en la autoecología de sus especiescomponentes que avalan la autoctonía, dadala posición de la muestra PG2, intercaladaentre niveles conglomerádicos, existe laposibilidad de que se trate de material retra-bajado, que en el caso del nanoplancton cal-cáreo es sumamente probable.En los foraminíferos bentónicos, se carac-terizan por muy abundante Bolivina sp.asociada con:

Anomalinoides orbiculus StacheCibicides sp.Gyroidinoides sp.Lagena acuticosta ReussNodosaria longiscata d’Orb.Stilostomella spp.Radiolarios abundantes por niveles.Foraminíferos aglutinados:Bathysiphon sp.Reticulophragmium sp.Rhabdammina sp.Edad: Por el concurso de G. index e I. recur-vus la edad del miembro CCd se encuentraentre los 36 y 34,3 Ma, correspondiente a lazona P15 cuspidal-P16 inferior. Edad avala-

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Figura 4: Perfil geológico compuesto de partedel Grupo Cabo Domingo, FormaciónDesdémona, capas del Cabo Ladrillero y delCabo San Pablo, expuesto entre la puntaGruesa y el cabo San Pablo.

da por P. insolita.PPaalleeooaammbbiieennttee:: El miembro CCd indica unaprofundización dentro de la FormaciónCerro Colorado por su mayor contenido enforaminíferos planctónicos, y puede inter-pretarse como el inicio de la profundizaciónde la cuenca. Junto con algunos niveles delglauconítico A comparte a P. insolita que hasido comparada con Parvularugoglobigerinaeugubina. Ambas especies son productos deprofundos desequilibrios oceánicos; unavinculada al Eoceno terminal, y la otra, allímite Cretácico/Paleógeno, respectivamen-te (cf. Li et al. 1995).La abundancia de Chiloguembelina, Bolivina, yUvigerina, por niveles en el miembro CCd, ylos niveles con grandes nódulos fosfáticosreconocidos recientemente en el miembroCCc de la Formación Cerro Colorado,sugieren condiciones ricas en nutrientes.Las microfaunas de las muestras PG 1 y 2(Fig. 3), de plataforma externa, son las pri-meras sedimentitas desde el Paleoceno conindiscutibles características micropaleonto-lógicas de ambiente profundo por su relati-vo alto contenido en foraminíferos planctó-nicos. La parte basal de la sección de lapunta Gruesa (Fig. 3, perfil 409) contienegrafoglíptidos (Ponce et al. 2004), que cons-tituyen trazas fósiles típicas del flysch.El inusual bajo contenido de esmectita, ymuy alto de illita, es el probable resultado dela coincidencia en las condiciones de enfria-miento del Eoceno terminal amplificado porel incremento de la actividad tectónica.

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

AAnntteecceeddeenntteess:: Son las capas mencionadascomo La María Cristina beds por Olivero yMalumián (2005). Comprenden parte de lascapas referidas como Formación CerroColorado de Ghiglione (2002), y a los depó-sitos del “ciclo b” de Ponce et al. (2004).DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: Los principales aflora-mientos de referencia se encuentran en uncorte artificial sobre la ruta nacional 3 (Figs.1 y 2, Localidad 4), situado aproximada-mente 6 km al N de la Estancia MaríaCristina, y sobre la costa atlántica, en losaledaños de la punta Gruesa y del cerroColorado (Figs. 1-5). Por otra parte, sereconocen pequeños asomos de fangolitas

(gris mediano 5, secas; gris oscuro 3, húme-das) del Oligoceno inferior (muestras 318-6y 7) sobre la margen izquierda del ríoIrigoyen, unos 20 km al O de la costa atlán-tica (Fig. 1), que se incluyen en las capas dela Estancia María Cristina.En el corte comprende un espesor mínimode 100 m de arcillitas gris oliva claro (5y6/1), muy homogéneas, masivas, con unhorizonte de concreciones calcáreas dedonde proviene la mayor parte de la micro-fauna calcárea. En la punta Gruesa, unespesor mínimo de 175 m que consta en suporción inferior de bancos alternantes deareniscas medianas a finas y fangolitas (grisoliva a gris oliva claro, 5y 4/1-6/1) (Fig. 3,perfil 409), seguidas de arcillitas masivascon concreciones calcáreas (Fig. 3, perfil463). En el cerro Colorado comprendeaproximadamente 130 m, su porción basalincluye un paquete alternante de areniscas yfangolitas, con notable plegamiento sinsedi-mentario, seguido de una sucesión bienestratificada de capas semejantes y culminacon fangolitas y arcillitas masivas con con-creciones calcáreas, de igual color que enpunta Gruesa (Fig. 5, perfil 428).En el corte, las capas inclinan 30º hacia el Scon la base y el techo ocultos. En la puntaGruesa, las capas, subverticales e invertidas,conforman un anticlinal volcado hacia el N,la base es transicional con el infrayacenteConglomerado Tchat-Chii. En el perfil 409(Fig. 3) su porción superior está cortada porla falla frontal que limita la faja plegada ycorrida fueguina, y en el perfil 463 (Fig. 3)los contactos están dados por fallas. En elcerro Colorado, la porción basal con plie-gues sinsedimentarios se asienta en formaneta sobre el Conglomerado Tchat-Chii y sutecho pasa en forma transicional a las capasdel Puesto Herminita (Fig. 5, perfil 428). Enesta localidad las capas basales inclinanaproximadamente 50º al S y estratigráfica-mente hacia arriba disminuyen la inclina-ción hasta 15º.PPaalleeoonnttoollooggííaa:: Debido a que las capas sedepositaron en su mayor parte por debajode la LCC, solo se encuentran microfósilescalcáreos en niveles sumamente restringi-dos, sin que se hayan reconocido megafósi-les. En afloramientos próximos a laEstancia María Cristina (Figs. 1 y 2, locali-dad 4) dentro de un conjunto de conchillas

fuertemente seleccionadas hacia tamañosmayores, se reconocieron los siguientesforaminíferos calcáreos:Foraminíferos bentónicos:Angulogerina cf. angulosa WilliamsonAntarcticella antarctica (Leckie y Webb)Bolivina sp.Cibicides sp.Laticarinina pauperata (Parker y Jones)Globocassidulina sp.Parafissurina lateralis carinata BucherOridorsalis umbonatus (Reuss)Uvigerina subproboscidea HaqueValvulineria sp.Foraminíferos planctónicos:Catapsydrax dissimilis (Cushman yBermúdez)Chiloguembelina cubensis (Palmer)Globigerina ampliapertura BolliSubbotina angiporoides angiporoides(Hornibrook)Zeaglobigerina euapertura (Jenkins)Z. woodi (Jenkins)“Globigerina” brevis JenkinsNanoplancton guía: I. recurvus DeflandreEn el área del cerro Colorado, las muestras428 a excepción de la 428-7, en más de 150m de espesor, solo brindaron foraminíferosaglutinados (Fig. 5, perfil 428):Ammodiscus sp.Cribrostomoides subglobosus (G.O.Sars)C. yeffreysii (Williamson)Haplophragmoides bradyi (Robertson) Karrerulina sp.Martinottiella sp.Psammosphaera sp.Reticulophragmium acutidorsata (von Hatken)R. amplectens (Grzybowski) Rhabdammina spp.Rhizammina sp.Sólo en las muestras 428-7 y 427 se encontra-ron foraminíferos calcáreos. En la 428-7,sobre 160 ejemplares de foraminíferos bentó-nicos se reconocen los siguientes porcentajes:Globocassidulina pseudocrassa (Hornibrook)60%U. subproboscidea Haque 24%Stilostomella spp. 10%menores al 4%:Cibicides sp.Fissurina sp.Gyroidinoides sp.Hoeglundina elegans (d’ Orb.)Lagena sp.

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 145

Lenticulina sp.Nodosaria longiscata d’ Orb.Oridorsalis sp.Pullenia spp.Los foraminíferos planctónicos:S. angiporoides junto con muy abundanteTenuitella gemma (Jenkins).En la muestra 427 se recuperó escasa micro-fauna, con Epistominella sp., Martinottiella sp.,Haplophragmoides sp., Stilostomella spp., N. lon-giscata, Cibicides spp. y S. angiporoides.En 427-1, material muy escaso, muy selec-cionado por tamaños menores, conBulimina cf. mexicana Cushman, Epistominellasp., Gyroidinoides sp., N. longiscata, R. amplec-tens?, Rhabdammina sp. y Stilostomella sp.En punta Gruesa, en el Perfil 463 (Fig. 3):Ammodiscus sp.Bathysiphon sp.Haplophragmoides sp.Psammosphaera sp.Reticulophragmium sp.Muy escasos calcáreos:Heterolepa sp.Lenticulina alatolimbata (Gümbel)Nodosaria longiscata d’ Orb.U. subproboscidea Haque En la muestra 463-4, se encuentra abundan-te C. dissimilis junto con S. angiporoides acom-pañados por tenuitellidos relativamenteabundantes: T. gemma y T. munda Jenkins.En la punta Gruesa, las capas basales secaracterizan por horizontes densamen-te bioturbados, con dominancia dePhymatoderma granulata (Schlotheim), unaicnoespecie frecuente en depósitos marinosprofundos del flysch europeo y de Ecuador(Olivero et al. 2004).EEddaadd: La edad de las capas está entre 34,3 y32 Ma. La ausencia de G. index DUA 34,3 Ma,y la presencia de C. dissimilis indica una edadmenor al Eoceno; la de S. angiporoides, mayor a30 Ma, y la de I. recurvus, mayor a 32 Ma.La sección del área del cerro Colorado(muestras 427-8 a 428, Fig. 5, perfil 428) seasigna claramente por los foraminíferosplanctónicos al Oligoceno temprano, por S.angiporoides y la ausencia de tenuitellidos típi-cos del Eoceno tardío. Se corresponde conla Zona de S. angiporoides, reconocida enAntártida y Nueva Zelanda, típica de áreastempladas y frías. La muestra 427 contienela última aparición de S. angiporoides, calibra-da en 30 Ma, en la mitad de la Zona P20,

levemente por debajo del límite oligocenoinferior/superior.En general, en las fangolitas del perfil 463(Fig. 3, muestras 463, 464, 465) se recupera-ron frecuentes foraminíferos aglutinados ymuy escasos bentónicos calcáreos. En par-ticular, la muestra 463-4 tiene una asocia-ción de foraminíferos planctónicos queresulta ser muy típica de la capas de laEstancia María Cristina. Las fangolitas apo-yan sobre las PG 2, del Eoceno cuspidalcon G. index y I. recurvus. Entre los forami-níferos bentónicos, las capas basales (Fig. 5,perfil 428, muestra 428-7) brindaron mate-rial relativamente abundante, bien conser-vado, conformando una asociación peculiarpor el dominio de G. pseudocrassa y la abun-dancia de U. subproboscidea. La primera seconoce desde el Oligoceno inferior tardío alAquitaniano de Nueva Zelanda con unaaparición posterior a la última aparición deS. angiporoides (cf. Hornibrook et al. 1989).En los términos superiores se encuentra elregistro más antiguo de Spirosigmoilinella com-pressa Matsunaga, (muestra 318-6), con S.angiporoides pero sin I. recurvus.PPaalleeooaammbbiieennttee: Son sedimentitas con asocia-ciones residuales de foraminíferos aglutina-dos depositadas en casi su totalidad pordebajo de LCC. En los eventuales nivelescon foraminíferos calcáreos, U. subprobosci-dea es abundante a dominante y parece sermuy típica de estas capas, es una especie deaguas profundas y también abundante enel Oligoceno del DSDP Site 329 (50°S,44°O) del plateau de las islas Malvinas (cf.Boersma 1984).CCoorrrreellaacciióónn:: En conjunto se correlacionan lascapas de la Estancia María Cristina con elglauconítico A del subsuelo de Tierra delFuego y la parte inferior de las “margassuperiores”, los que en general tiene unaedad levemente menor en la porción sep-tentrional de la Isla, pues allí carecen de I.recurvus, (cf. Mostajo, 1991) y de tenuitellidoslisos. Sólo en situaciones próximas a laregión andina comprenden términos contenuitellidos lisos junto con Ch. ototara,como se presentan en el pozo Poseidón. Eneste pozo, el glauconitico A y la margosasuperior están entre 2.000 y 2.300 mbbp.Riggi (1988) señaló que la parte inferior delglauconítico A se caracteriza, y aún seríaidentificable, por su bajo contenido en

montmorillonita. En este sentido, el miem-bro CCd, reconoce el valor más bajo enesmectita, y también coincide con la edaddel glauconítico A en las partes más profun-das de la cuenca.

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

AAnntteecceeddeenntteess:: Fueron mencionadas como“limolitas aflorantes en las proximidades dela estancia la Herminita” en estudios micro-paleontológicos (Malumián y Náñez 1988,Malumián y Caramés 1989). Correspondenen parte a las capas diferenciadas porGhiglione (2002) como Mioceno inferior enlas cercanías de la punta Gruesa.DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: Estas capas asoman enlas crestas de las lomas de las inmediacionesdel Puesto Herminita a través de una finacobertura regolítica (Figs. 1 y 2, localidad 6).Otros afloramientos semicubiertos se sitú-an en las inmediaciones de la falla Fagnano,sobre la margen izquierda del río Irigoyen aunos 20 km aguas arriba de su desemboca-dura y al E del Aserradero Fueguino (Fig.1). Las mejores exposiciones están sobre lacosta atlántica, en las inmediaciones de lapunta Gruesa (Fig. 3, perfil PG10) y delcerro Colorado (Fig. 5, perfil 428).En el Puesto Herminita, las capas alcanzanun espesor mínimo de 200 m, con base ytecho ocultos, dominantemente de arcillitas,limolitas arenosas masivas muy subordina-das, en parte con raros horizontes concre-cionados y cementados con carbonato(varían entre gris amarillento 5Y 7/2,húmeda; anaranjado amarillento oscuro 5Y6/4 seca, a anaranjado grisáceo 10Yr 7/4 apardo amarillento moderado 10Yr 5/4, res-pectivamente) muy poco expuestas y queconforman un suave anticlinal cuyos limbosinclinan menos de 15º.En la punta Gruesa comprenden un paque-te de 200 m de espesor mínimo (Fig. 3, per-fil PG 10) de areniscas y fangolitas en suparte inferior, rítmicamente estratificadas,seguidas de fangolitas grises con concrecio-nes elípticas. El paquete de estratificaciónrítmica, consta de areniscas finas y media-nas, gris claras, en bancos de 0,10-0,60 m deespesor, con gradación normal y lamina-ción paralela, con frecuente deformación

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convoluta. Las capas conforman un anticli-nal asimétrico, con inclinaciones de hasta60º cerca del eje de la estructura y sobre ellimbo N las inclinaciones disminuyen pau-latinamente hasta 20º, aproximadamente. Elcorrimiento Punta Gruesa monta a lascapas de la Estancia María Cristina sobre lascapas del Puesto Herminita.En el área del cerro Colorado-río Irigoyen(Fig. 5, perfil 428) comprende una sucesiónhomogénea, espesor mínimo 75 m, de arci-llitas grises con intercalaciones delgadas defangolitas arenosas, que incluyen niveles

con concreciones calcáreas. Las capas incli-nan 15º hacia el S. La base es transicionalcon las capas de la Estancia María Cristinay hacia el techo el contacto con los supraya-centes estratos de la María Luisa está dadopor falla (Malumián y Olivero 2005).PPaalleeoonnttoollooggííaa yy eeddaadd:: Pese al intenso muestreode las capas en las proximidades del PuestoHerminita mediante barreno, sólo en unalocalidad se reconocieron microfósiles cal-cáreos, únicamente los foraminíferosmonoloculares fueron ilustrados porMalumián y Caramés (1989).Los foraminíferos aglutinados son domi-nantes y conforman la típica asociaciónresidual de Spirosigmoilinella compressa-Martinottiella spp., que son dominantes.Entre los foraminíferos aglutinados sereconocen:Eggerella bradyi (Cushman)Karrerulina sp.Martinottiella sp.Pseudobolivina sp.Reophax sp.Reticulophragmium spp.Sacammina sp.Spirosigmoilinella compressa MatsunagaForaminíferos bentónicos calcáreos unilo-culares:Buchnerina orbignyana (Seguenza)Buchnerina sp. 1330Fissurina fimbriata (Brady)F. globosa BornemannF. staphyllearia SchwagerLagena raricosta (d’Orb.)Lagenosolenia flintiana (Cushman)Oolina lineata (Williamson)Parafissurina basicarinata ParrP. dohrnii (Buchner)P. textulostoma Loeblich y TappanForaminíferos bentónicos calcáreos multi-loculares:Cassidulinoides mexicanus CushmanGyroidinoides neosoldanii (Brotzen)L. pauperata (Parker y Jones)Lenticulina sp.Orthomorphina sp.Pleurostomella sp.Proxifrons advena (Cushman)Sigmomorphina sp.Stilostomella sp.Uvigerina cf. topilensis CushmanUvigerina cf. ongleyi FinlayForaminíferos planctónicos:

Zeaglobigerina connecta (Jenkins)Z. labiacrassata (Jenkins)Catapsidrax unicavus Bolli, Loeblich yTappanNanoplancton característico: Contiene elúltimo registro del género Chiasmolithus, conCh. altus Bukry y Percival reconocido en lamuestra PG 16 (Fig. 3, perfil PG10). Enlas proximidades del ConglomeradoTchat-Chii, que aparentemente corres-ponden a la base de las capas, contienemuy abundantes microfósiles calcáreosretrabajados del Eoceno, particularmentedel Eoceno medio.En el área del cerro Colorado, se reconocenlas capas de la Herminita en el tramo 426-2,a 426 (Fig. 5, perfil 428), que contiene rela-tivamente escasos foraminíferos bentónicosy muy abundantes planctónicos regular-mente conservados con dominio del grupo3 de “grandes” globigerínidos de Spezafe-rri (1994):”Globigerina” venezuelana Hed-berg,”Globigerina” euapertura Jenkins, y ade-más Z. labiacrassata y “Sphaeroidinellopsis” sp.,que conforman una asociación típica delOligoceno superior.Los foraminíferos bentónicos son:Anomalinoides macraglabra FinlayBulimina sp. (idénticas a las reconocidas enla muestra PG 16)Glabratella crassa DorreenGlobobulimina sp.Globocassidulina sp.Gyroidinoides subzelandicus FinlayL. pauperata (Parker y Jones)Lobatula lobatula (Walker y Jacob)Nummodiscorbis sp.Patella corrugata WilliamsonPlanulina mexicana CushmanPlanulina sp.Pleurostomella sp.Trochoelphidiella sp. de Leckie y Webb(1990)Triseriales calcáreos indeterminados muypequeñosLa muestra 425-1, correspondiente a losestratos de la María Luisa, contiene microfau-na diferente (cf. Malumián y Scarpa 2005).La ausencia de I. recurvus y S. angiporoidesindica una edad menor a 30 Ma, la presen-cia de Z. labiacrassata (Jenkins), de rangoOligoceno tardío a Mioceno Medio tem-prano (cf. Spezzaferri 1994) restringe suedad más antigua, el dominio de grandes

Figura 5: Perfil geológico compuesto de partedel Grupo Cabo Domingo, miembro CCd de laFormación Cerro Colorado, capas de laEstancia María Cristina y del PuestoHerminita, expuesto en las cercanías del cerroColorado y del río Irigoyen. Referencias indi-cadas en la Figura 4. Adaptado de Malumián yOlivero (2005).

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 147

globigerínidos es típica del Oligocenosuperior. Las capas de la Herminita con-tienen los primeros registros de abundan-te S. compressa cuya primera aparición seencuentra entre las últimas apariciones deI. recurvus y S. angiporoides.Entre los foraminíferos bentónicos, unaforma comparable a Uvigerina ongleyi Fin-lay, idéntica a la ilustrada por Boersma(1984), es típica de las capas de laHerminita. En Nueva Zelanda se recono-ce desde la base del Oligoceno alMioceno medio. Ha sido ilustrada comoespecie indicadora del techo del pisoRosariano (Natland et al. 1974), de mane-ra que se correlaciona con este piso y conla parte superior de la “margosa supe-rior”, que en el pozo Poseidón está entre1.770 y 2.000 mbbp.PPaalleeooaammbbiieennttee:: El absoluto dominio de fora-miníferos aglutinados en conjuntos muypobres en la mayoría de las muestrasindica ambientes por debajo de la LCC,la asociación de Spirosigmoilinella-Martinottiella es indicadora de aguascorrosivas de carácter antártico (Ma-lumián y Náñez 1991). Los escasos ejem-plares calcáreos son formas resistentes ala disolución y sugieren ambientes pro-fundos de la lisoclina, comprenden típi-cas formas de carácter antártico, comoAntarcticella en los multiloculares, yFissurina fimbriata en los monoloculares.La relativa abundancia de radiolariosesféricos, dientes de peces e ictiolitos, yniveles con abundante Bolivina, aguassuperficiales productivas.Las areniscas gradadas de la sucesión rít-mica inferior se interpretan como turbidi-tas, y en conjunto con la informaciónpaleoecológica, se asimilan a lóbulos are-nosos de ambiente marino profundo.

2) CICLO OLIGOCENO CUSPIDAL-MIOCENO TEMPRANO (P22-N4)

Formación DesdémonaOligoceno cuspidal-Mioceno basal

AAnntteecceeddeenntteess:: Corresponde al miembro infor-mal A del Mioceno inferior de Ghiglione(2002) y parcialmente a los estratos del caboInés (Buatois y Camacho 1993). El origen

del nombre alude al barco Desdémona,encallado en la playa cercana al área tipo.DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: La Formación estámuy bien expuesta en el acantilado y la restin-ga al SSE del cabo San Pablo donde se desig-na el perfil tipo (Fig. 1, Fig. 4, perfil 411).La Formación Desdémona está caracteriza-da principalmente por fangolitas tobáceas,inusualmente induradas en cortes frescospara las sedimentitas de similar edad. LaFormación, ca. 250 m de espesor, constitu-ye una sucesión dominantemente de arcilli-tas y fangolitas bioturbadas, gris oliva claro(5Y 6/1) seca y gris oliva (5Y 4/1) húmeda,en parte con marcados rasgos de deforma-ción sinsedimentaria, entre los que se men-cionan numerosos diques clásticos de are-nisca (Ghiglione 2002), grandes bloquesdeslizados y replegados de arcillita-fangoli-ta, laminación convoluta y espesos horizon-tes con concreciones removilizadas, conpérdida de la fábrica sedimentaria originalen las fangolitas que las contienen (Fig. 4,perfil 411). En su porción cuspidal, constade bancos de arenisca muy fina, bioturbadasy con glauconita madura. La asociación dearcillas (sobre el análisis de 7 muestras) secaracteriza por valores constantes de 30%de illita, y variables entre 30 a 50% deesmectita, y de 20 a 30% de clorita.La base no está expuesta y el techo estácubierto discordantemente por los estratosdel cabo Ladrillero. Los estratos están sua-vemente plegados, con inclinaciones varia-bles entre 5º y 15º (Fig. 1, Ghiglione 2002).PPaalleeoonnttoollooggííaa yy eeddaadd:: Los megafósiles, muyescasos en general, se reconocieron en seisniveles, con gasterópodos, bivalvos, coralessolitarios y equinoideos, mal preservadospor disolución.La bioturbación es relativamente conspicuay en general en toda la Formación se inter-calan niveles densamente moteados; en susniveles basales abundan Zoophycos yChondrites, hacia el nivel de 200 m (Fig. 4,perfil 411) hay capas totalmente bioturba-das con dominancia de Zoophycos, Taenidiumy Teichichnus. Las areniscas cuspidales estánintensamente recorridas por galerías deThalassinoides, en parte con un inusual relle-no de láminas curvadas, de tipo chevron.Los foraminíferos bentónicos calcáreos, yque también se encuentran en las capas deCabo Ladrillero en el perfil 410, son:

Amphimorphina amchitkaensis ToddBolivina malovensis Heron-Allen y EarlandGyroidina soldanii (d’Orb.)Pullenia bulloides d’Orb.*Sphaeroidina bulloides (d’Orb.)S. compressa MatsunagaUvigerina farinosa (Hantken)Se reconocen además, los foraminíferosbentónicos calcáreos:Angulogerina angulosa (Williamson)Anomalinoides spissiformis (Cushman yStaintforth)Astrononion echolsi KennettBuccella peruviana (d’Orb.)Bueningia sp.Bulimina inflata SeguenzaGlobocassidulina subglobosa (Brady)*Cassidulina subtumida CushmanCibicidoides wuellerstorfi (Schwager)C. bradyi TrauthC. mundulus B.P. y JonesDentalina consobrina d’Orb.

Elphidium macellum Fitchel y MollEpistominella exigua BradyGavelinella cagnoni MalumiánGlandulina obtusissima ReussGyroidina neosoldanii (Brotzen)Heronallenia wilsoni (Heron-Allen y Earland)Heterolepa sp.L. pauperata (Parker y Jones)Lenticulina sp.Marginulina obliqua d’Orb.Nodosaria longiscata d’Orb.N. acuminata HantkenNonionella miocenica CushmanNummodiscorbis sp.Oridorsalis umbonatus (Reuss)*Patellina sp.Planulinoides norcotti Hedley, Hurdle yBurdettPyrgo ringens LamarckQuinqueloculina stalkeri Loeblich y TappanProxifrons advena (Cushman)Stilostomella ex gr. lepidula SchwagerUvigerina miozea FinlayValvulineria laevigata Phleger y ParkerLos foraminíferos aglutinados:Ammodiscus sp.Bathysiphon sp.E. bradyi (Cushman)Kalamopsis sp.Karreriella siphonella ReussMartinottiella communis d’Orb.Psammosphaera fusca Schulze

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Reticulophragmium sp.R. rotundidorsata (Hantken)R. amplectens (Grzybowski)Reophax pilulifer BradyR. brevis ParrR. placenta (Reuss)Rhabdammina abyssorum M. SarsForaminíferos planctónicos:”Globigerina” euapertura JenkinsGloborotaloides suteri (Bolli)Globigerinella obesa (Bolli)Globigernita juvenilis (Bolli)Catapsydrax dissimilis (Cushman yBermúdez)C. martini Blow y BannerC. unicavus Bolli, Loeblich y TappanPraeglobigerinoides spp.Sphaeroidinellopsis cf. disjuncta FinlayTenuitella clemenciae (Jenkins)T. gemma (Jenkins)Zeaglobigerina connecta (Jenkins)Z. brasieri (Jenkins)Z. woodi (Jenkins)Catapsydrax dissimilis, cuyo DUA es 17,3 Ma;y la ausencia de Globorotalia incognita, unaespecie ampliamente distribuida en media-nas altas latitudes y altas latitudes cuyo DPAes de 21,6 Ma, restringe la menor edad de laFormación Desdémona al Mioceno mástemprano, edad coherente con el conjuntode foraminíferos planctónicos. La posiciónestratigráfica, por encima de las capas delPuesto Herminita, indica una edad nomayor al Chattiano medio. La Formacióncontiene “G.” euapertura, que en la zonaciónsubantártica (Berggren 1992) su última apa-rición fue utilizada como una aproximacióndel límite Oligoceno/Mioceno, pero es unaespecie que se reconoce hasta el Miocenoinferior en Australia (cf. Li et al. 2003).PPaalleeooaammbbiieennttee:: Los foraminíferos bentónicosson indicativos de aguas profundas, lasespecies listadas con un asterisco, tienen sulímite de distribución superior en elambiente nerítico profundo. Entre otrasespecies batimétricamente diagnósticas, S.bulloides comúnmente se encuentra enambiente batial superior; C. mundulus, enbatial-abisal; L. pauperata, desde 300 metrosde profundidad; E. bradyi, desde el batialmedio (Morkhoven et al. 1986).Los foraminíferos planctónicos, en las espe-cies del género Zeaglobigerina, han sido con-sideradas por Chapronier (1992) como

habitantes de masas de agua intermediacálida-templada, donde dominan sobre losglobigerínidos espinosos.Signos de corrosión se manifiestan en casitodas las muestras, resultando altos porcen-tajes de foraminíferos aglutinados, quesugieren el dominio de condiciones de liso-clina. En los pocos casos (Fig. 4, perfil 411,muestra 28), en que se conservan formascalcáreas sin aparentes signos de disolución,la relación: foraminíferos planctóni-cos/bentónicos, alcanza valores de 1,7,indicativos de ambientes de profundidadesmayores a los de plataforma. Entre lasmuestras 411-20 y 43, donde no hay mani-fiestos efectos de disolución, los aglutina-dos están entre el 3 y el 50% de los forami-níferos bentónicos. El dominio de forami-níferos aglutinados hasta los 150 m (mues-tra 411-16), que componen del 76 al 99 %de los foraminíferos bentónicos, indica laposición de la lisoclina.La Formación comprende depósitos mari-nos profundos, probablemente del taluddepositacional, con frecuente removiliza-ción de sedimentos por deslizamientos gra-vitatorios.CCoorrrreellaacciióónn:: En la base de la Formación, seencuentra el registro más antiguo deSphaeroidina bulloides. Si bien el biocrón reco-nocido para esta especie bentónica en losfondos oceánicos por Morkhoven et al.(1986) indica su rango a partir de la zonaP19 del Oligoceno temprano tardío, tieneuna aparición local relativamente tardíapues consistentemente no se ha registradoesta forma resistente a la disolución en lascapas de la María Cristina ni en las delPuesto Herminita. Por lo que se correlacio-na por su común contenido con laFormación Cabo Peña, avalada por la simi-lar composición de las asociaciones de arci-llas (Cuadro 1).De la Formación Cabo Peña, pese a nume-rosos muestreos, se han recuperado muyescasos foraminíferos calcáreos. Su edadfue asignada al Eoceno tardío-Oligocenotemprano por Codignotto y Malumián(1981), y correlacionada con la FormaciónSan Julián, (Malumián 1999). La mismaedad fue asignada mediante palinología(Guerstein et al. 2002), pero los foraminífe-ros planctónicos son de grupos escasamen-te diagnósticos y de pobre preservación, y la

probabilidad de retrabajo tanto de losmicrofósiles calcáreos como del materialpolínico del Eoceno, es muy grande en laIsla debido a la discordancia de la base delGrupo Cabo Domingo.La edad de la Formación Desdémona escoincidente con la de la Formación MonteLeón, y equivalentes en toda la Patagonia ycon niveles de mar alto.

Capas del Cabo LadrilleroMioceno inferior

AAnntteecceeddeenntteess:: Corresponde al miembro infor-mal A del Mioceno inferior de Ghiglione(2002) y parcialmente a los estratos del caboInés (Buatois y Camacho 1993).DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: Estas capas subhori-zontales están bien expuestas sobre la costaatlántica, inmediatamente al NNO del áreatipo de la Formación Desdémona (Fig. 1,perfil 410), en la base del cabo San Pablo(Figs.1 y 2, localidad 2; Fig. 4, perfil SP), yen el cabo Ladrillero; y también , sobre laruta nacional 3 y en cortes de meandrosdel río Candelaria (Fig. 1, localidades 5 y 7,respectivamente).Se reconocen dos secciones, una inferior,en el perfil 410 (Fig. 4), ca. 80 m de espesormínimo, también cortada por numerososdiques clásticos, se asienta en suave discor-dancia angular sobre la FormaciónDesdémona. Su porción basal consta deareniscas muy finas, glauconíticas, conestratificación interna inclinada que traslapasucesivamente hacia el SSE sobre el techode la Formación Desdémona. El resto de lasección, se compone de una alternancia depaquetes espesos, estratificados y masivos,de fangolitas y arcillitas (gris medio nº5 a

Entidades

estratigráficas

Carmen Silva

Cabo Peña

Cabo Ladrillero Inf.

Desdémona

Puesto Herminita

Cerro Colorado,

mbro. d

Esmectita

>90

43-80

30-50

16

34-62

4

Clorita-Caol.

13-18

20-30

34

3-20

34

CUADRO 1: Composición de lasAsociaciones de arcillas del Eoceno supe-rior-Mioceno Medio

Illita

7-29

34

50

33-53

60

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 149

gris oliva claro 5Y 6/1, 5Y seca; y gris oscu-ro nº3 a gris oliva 5Y 4/1, húmeda) (Fig. 4,perfil 410). La asociación de arcillas es inva-riable, en análisis sobre seis muestras, estáformada por 20% de esmectita, 50% de illi-ta y 30% de clorita, y una muestra prove-niente del afloramiento sobre el ríoCandelaria, próximo a la Ea. El Rodeo, esde idénticos valores. La sección superior, enel perfil SP (Fig. 4) comprende un paquetede 75 m de espesor mínimo, de fangolitascarbonosas (en roca fresca gris verdosooscuro 5GY 4/1 a gris oliva 5Y 4/1 conintercalación de bancos de arenisca fina(niveles entre 350-375 m) seguida de arci-llitas gris violáceo, masivas (niveles entre375-400 m) que culminan con un conspi-cuo horizonte con deformación sinsedi-mentaria. Esta sección se repite en elcabo Ladrillero.PPaalleeoonnttoollooggííaa yy eeddaadd:: Además de las especiesde foraminíferos bentónicos comunes con elperfil 411 de la Formación Desdémona, sereconocen en la sección inferior (perfil 410):Astacolus gladious PhilippiAlabamina sp.Bulimina alazanensis CushmanB. fossa Cushman y ParkerEvolvocassidulina parkeriana (Brady)Cibicides mckannai (Galloway y Wissler)Dentalina spinecens ReussDuquepsammina cubensis (Cushman yBermúdez)Melonis pompilioides Fitchel y MollPlectofrondicularia parri FinlayPleurostomella elliptica Galloway y HeminwayUvigerina rugosa d’Orb.U. farinosa Hantken.Foraminíferos planctónicos:Catapsydrax africanus (Blow y Banner)C. unicavus Bolli, Loeblich y TappanGlobigerina praebulloides BlowGlobigerinita juvenilis (Bolli)Globorotaloides suteri BolliPraeglobigerinoides sp. sensu SpezaferriSphaeroidinellopsis disjuncta FinlayTenuitella clemenciae BermúdezT. neoclemenciae LiTenuitellata pseudoedita (Subbotina)Zeaglobigerina brasieri (Jenkins)En la sección superior, en el caboLadrillero, las microfaunas están reducidas aabundantes foraminíferos aglutinados de laasociación Spirosigmoilinella-Martinottiella. En

solo dos muestras de áreas sumamentelocalizadas se recuperaron foraminíferoscalcáreos fuertemente seleccionados portamaños menores, las formas bentónicasdominadas por bulimináceos: Bulimina ala-zanensis y B. fossa. Las formas planctónicasestán dominadas por: G. praebulloides yGlobigerina aff. praebulloides Bolli sensuSpezaferri y tenuitellidos:Tenuitella clemenciaey T. neoclemenciae.Numerosas muestras analizadas del perfilSP (Fig. 4) brindaron sólo foraminíferosaglutinados dominados por S. compressa yReticulophragmium sp. En la base se encuen-tra un surtido mayor, que incluye ademásTrochammina sp. y varias especies con la con-chilla muy deformada.El contenido en M. pompilioides y P. parri quesegún Morkhoven et al. (1986) se reconocendesde la Zona P22 a la N23, y desde la N4a la N17, respectivamente, acotan la mayoredad de la sección inferior de las capas deCabo Ladrillero (perfil 411) al Miocenoinferior. La edad de la sección superior, estáacotada por las suprayacentes capas delCabo San Pablo, expuestas en el cabo SantaInés, al Mioceno inferior.PPaalleeooaammbbiieennttee:: Los foraminíferos bentónicosbatimétricamente diagnósticos, listados conun asterisco, tienen su límite superior en laplataforma externa. Entre otras especiessignificativas: U. rugosa se distribuye enambientes batiales medios a inferiores (cf.Morkhoven et al. 1986).Las muestras 410-24 a 18 contienen unamicrofauna residual de condiciones de diso-lución similar a las de la FormaciónDesdémona. En el resto del perfil 410 no sereconocen signos de disolución y la relaciónplanctónicos a bentónicos, no supera a 0,7,indicando condiciones de plataforma exter-na al igual que los foraminíferos bentónicos.La microfauna residual del perfil SP indicacondiciones de disolución por debajo de laLCC. El dominio de formas planctónicosespinosas del grupo de G. bulloides, ungrupo considerado de aguas superficialescomúnmente asociado con aguas frías yricas en nutrientes en el sudeste de Australia(cf. McGowran y Li 1993, Li y McGowran1994) es coherente con el dominio de con-diciones de disolución y la materia carbono-sa abundante por niveles.La asociación de arcillas indica un desmejo-

ramiento climático y/o mayor tectonismorespecto a la asociación de la FormaciónDesdémona, por el aumento de illita a costade la esmectita.

Capas del Cabo San PabloMioceno inferior

AAnntteecceeddeenntteess:: Corresponde parcialmente alos estratos del cabo Inés (Buatois yCamacho 1993) y a las capas del Cabo SanPablo (Olivero y Malumián 2005).DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: Constan principalmen-te de areniscas ocres, medianas y gruesas,sabulíticas, con glauconita relativamenteescasa, masivas, con marcada geometría len-ticular y frecuentes estructuras de corte yrelleno (Fig. 4, perfil SP). Estas areniscassubhorizontales, muy bien expuestas sobrela costa atlántica entre el cabo San Pablo ycercanías del cabo Santa Inés, alcanzan unespesor mínimo entre 30-40 m. Los contac-tos de base y techo son discordantes. En elcabo Santa Inés, las areniscas están cubier-tas concordantemente por ca. 15 m de espe-sor de areniscas finas y arcillitas, en partecon repliegues sinsedimentarios.PPaalleeoonnttoollooggííaa yy eeddaadd:: De las areniscas masivasun par de muestras resultó estéril, y otracon S. compressa y foraminíferos aglutinadosdeformados mayormente indeterminables.En el cabo Santa Inés, las arcillitas superio-res contienen dominantemente la asocia-ción residual de Spirosigmoilinella-Martinottie-lla, solo en niveles muy restringidos se recu-peró microfauna calcárea de pobre preser-vación. Los foraminíferos planctónicos sibien muy abundantes están mayormenteaplastados o recristalizados, dominan total-mente Globigerina praebulloides, G. bulloides, G.aff. praebulloides sensu Spezaferri, con unsolo ejemplar de C. dissimilis. Los foraminí-feros bentónicos están reducidos a formasresistentes a la disolución y representadospor grandes ejemplares de: S. bulloides, H.elegans, Cibicides spp., Uvigerina miozea, acom-pañados por raros ejemplares de U. rugosa.La posición estratigráfica de las capas delCabo San Pablo y el DUA de C. dissimilissugieren una edad miocena temprana.Paleoambiente: El dominio del grupo de G.bulloides sugiere aguas frías, y las asociacio-nes residuales depositación mayormentepor debajo de la LCC. Las areniscas masivas

N. MALUMIÁN Y E . B. OLIVERO150

se interpretan como depósitos de flujosgravitatorios marinos profundos.

3) CICLO MIOCENO MEDIOFormación Carmen Silva ((CCooddiiggnnoottttoo yy MMaalluummiiáánn 11998811))Mioceno medio bajo

AAnntteecceeddeenntteess:: La Formación fue propuestapor Codignotto y Malumián (1981) desig-nando su perfil tipo en el puesto 26 (Fig. 1,localidad 10).DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa:: Los principales aflora-mientos se encuentran en el sector NO delárea mapeada, en adición al perfil tipo delpuesto 26 otras localidades con exposicio-nes relativamente buenas se sitúan en losalrededores de la Estancia San Julio (Fig. 1,localidad 9).Consta de dos miembros, uno inferior dearcillitas y limolitas arenosas y otro superiorde conglomerados y tobas, con abundantesinvertebrados fósiles. Un rasgo conspicuode los conglomerados es la abundancia rela-tiva de clastos de volcanitas mesosilíceas ybásicas. Las capas tienen actitud horizontal,el espesor mínimo alcanza ca. 50 m, la baseno ha sido reconocida y el techo pasa tran-sicionalmente a la Formación Castillo (cf.Codignotto y Malumián 1981). Esta forma-ción está bien identificada en la perforaciónAries e-2, donde se encuentra entre 330 a500 metros bajo boca de pozo con micro-fauna típica de ambientes deltaicos e hipo-salinos, con elevados porcentajes de esmec-tita en la asociación de arcillas (cf. Malumiánet al. 1999).PPaalleeoonnttoollooggííaa:: Los foraminíferos bentónicosfueron ilustrados por Malumián (1982).Foraminíferos bentónicosCyclogira involvens (Reuss)Pyrgo sp.P. oblonga (d’Orb.)P. carinata (d’Orb.)P. subsphaerica (d’Orb.)Los foraminíferos planctónicos:Globorotaloides suteri BolliParagloborotalia pseudocontinuosa (Jenkins)Tenuitellata pseudoedita (Subbotina)T. selleyi Li, Reedford y BannerLos moluscos fueron ilustrados porMalumián et al. (1978).EEddaadd:: Recientemente, se dio a conocer elcontenido de foraminíferos planctónicos

(Olivero y Malumián 2005) que comprendemayormente tenuitellidos, los que son rela-tivamente abundantes hasta el Miocenomedio (cf. Li et al. 1992). Se correspondecon la extendida transgresión entrerriense,coherente con el elevado contenido esmec-títico de las asociaciones de arcillas y elmomento de nivel de mar alto.PPaalleeooaammbbiieennttee:: El contenido de foraminíferoses típico de ambientes someros, deltaicos, ymarino marginales. La gran dominancia deesmectita en las asociaciones de arcillas, esinterpretada como resultado del óptimo delNeógeno y un acontecimiento registrablepor toda la Patagonia (cf. Alonso et al. 2001).

Capas del Cabo ViamonteMioceno medio

En forma preliminar se diferencian lascapas del Cabo Viamonte (Figs. 1 y 2, loca-lidad 3) por un conjunto de rasgos litológi-cos y faciales que las distinguen netamentedel resto del Neógeno. Estas capas compo-nen un paquete de 40 m de espesor mínimo,de brechas gruesas, conglomerados finos,areniscas gruesas y fangolitas, en capas deestratificación gruesa, masivas o con lami-nación paralela y ondulosa difusas, y conmarcada geometría lenticular de gran esca-la, hasta más de 500 m de ancho, con múl-tiples superficies erosivas internas. Su basese asienta en marcada discordancia sobre lascapas del Cabo San Pablo. Las brechasincluyen grandes bloques autóctonos rese-dimentados, hasta 3 m de diámetro; y losconglomerados finos, clastos de volcanitasbasálticas frescas. La mayor parte de lasucesión clástica más gruesa se interpretacomo depósitos de flujos gravitatorios den-sos y/o hiperconcentrados; y las litologíasmás finas, depósitos de decantación de fan-gos en suspensión. La marcada geometríalenticular, con superficies erosivas basales,se interpreta como originada por canalessubmarinos, rellenos por depósitos de flu-jos gravitatorios.La falta de elementos paleontológicos diag-nósticos dificulta el establecimiento de susrelaciones estratigráficas. Dada la semejanzaen el estilo de estratificación y analogía defacies sedimentarias, es probable quecorresponda a las mismas capas expuestasen el acantilado inferior y medio del cabo

Domingo. Estas últimas fueron interpreta-das como un probable equivalente lateral dela Formación Carmen Silva (cf. Codignottoy Malumián 1981). Se sigue aquí este crite-rio, con el agregado que probablemente lascapas del Cabo Viamonte representenfacies marinas profundas, equivalentes enedad al conjunto de Carmen Silva-Castillo,con las que comparte el contenido de clas-tos frescos de volcanitas.

Formación Castillo ((DDee FFeerrrraarriiiiss 11993388))Mioceno medio

AAnntteecceeddeenntteess:: La Formación fue propuestapor De Ferrariis (en Fossa Manccini et al.1938). El perfil tipo situado en el cerroCastillo (Fig. 1, localidad 9) fue descrito porMalumián et al. (1978) y los antecedentes dela Formación se mencionan en Codignottoy Malumián (1981).DDiissttrriibbuucciióónn yy lliittoollooggííaa: Los principales aflora-mientos se sitúan en el sector NO del áreamapeada, en general asociados a la infraya-cente Formación Carmen Silva (Fig. 1). Enla localidad tipo del cerro Castillo, incluyeun espesor mínimo de 6 m de conglomera-dos y areniscas conglomerádicas con estra-tificación diagonal, que yacen en transiciónsobre conglomerados fosilíferos de la partesuperior de la Formación Carmen Silva(Malumián et al. 1978). En las adyacenciasdel cerro Castillo, en el tramo entre lasestancias San Julio y El Salvador, tienemayor espesor (mínimo 20 m) y está com-puesta de ciclos alternantes de 3-4 m deespesor, formados por conglomeradosfinos a medios, con estratificación diagonal,con bases erosivas; siguen areniscas conglo-merádicas con estratificación diagonal; yculminan con delgados paquetes de arenis-cas y fangolitas rítmicamente estratificados,en parte casi totalmente eliminadas por ero-sión en la base de un nuevo ciclo. En lascercanías del puesto 26 (Fig. 1, localidad 10)consta de una asociación litológica similar ala anterior y alcanza un espesor mínimo deca. 50 metros.En todas las localidades estudiadas, los con-glomerados incluyen clastos de volcanitasbasálticas, de aspecto fresco, y con texturavesicular y amigdaloide.EEddaadd:: Mioceno medio, debido a su pase gra-

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 151

dual con la Formación Carmen Silva.PPaalleeooaammbbiieennttee:: La ausencia de fósiles mari-nos, el estilo de estratificación y el comúnarreglo de facies en ciclos sedimentariosgrano y estrato decreciente, sugiere ambien-tes fluviales.CCoorrrreellaacciióónn:: Se correlaciona con sedimentitascontinentales asignadas a la FormaciónSanta Cruz con edades radimétricas de 16Ma (cf. Feagle et al. 1995), correlación queya había sido propuesta en forma generali-zada por De Ferrariis (en Fossa Mancciniet al. 1938).

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Sobre la base de los datos del Grupo CaboDomingo, resumidos en forma esquemáticaen las figuras 2 y 6 y enmarcados entre ca.50 y 15 Ma, se discute la bioestratigrafía y laevolución geológica, subrayando la calibra-ción y el valor de las discordancias, varia-ción de las tasas de sedimentación y la evalua-ción del control tectónico y/o eustático en lageneración de espacio de sedimentación.

Bioestratigrafía

AAnntteecceeddeenntteess: Un sistema de pisos para lacuenca Austral, basado mayormente enforaminíferos bentónicos, fue propuestopor Natland et al. (1974). El sistema adolecede dos grandes defectos: uno, la designa-ción de dos localidades tipos para cada pisoque crea una indeterminación desde su pro-pia propuesta, y el otro, la muy fuerte apo-yatura en los foraminíferos bentónicos queaún en distancias muy cortas presentan difi-cultades de correlación (cf. Codignotto yMalumián 1981).Listas de foraminíferos para las sedimenti-tas del subsuelo fueron provistas porMasiuk et al. (1990), que al estar agrupadaspor extensas formaciones, y sin que se deta-llen las últimas apariciones, resultan de muyescasa resolución. Las listas de planctónicoscontienen especies de biocrones incompati-bles, y las de bentónicos mayormente songenéricas. El planteo estratigráfico reúnedesde las “margas inferiores” hasta las“superiores” en una sola formación, sintomar en cuenta las discordancias que

comprenden, incompatibles con una solaunidad formacional.Las distribuciones de los nanofósiles calcá-reos y las asignaciones cronológicas fuerondadas para el pozo Las Violetas, en el extre-mo septentrional del sector argentino de laIsla (Mostajo 1991).Estudios sobre elementos palinológicoshan sido realizados para la Formación CaboPeña y en la sección La Despedida (cf.Guerstein et al. 2002), y la FormaciónCullen. Dadas las muy frecuentes superfi-cies erosivas y discordancias de diferentesmagnitudes en la Isla, el retrabajo en losmicrofósiles es común, y puede decirse quecasi constante en los microfósiles máspequeños como los elementos palinológi-cos y de la nanoflora. Edades basadas en losprimeros, como en el caso de la FormaciónCullen, del extremo septentrional de la Isla,de clara edad post miocena, fueron repeti-das veces asignadas al Eoceno (cf. Zamaloay Romero 1990); de la que se han descritoricas microfloras del Eoceno medio (Zetteret al. 1998) o del Oligoceno tardío-Miocenomedio (Zamaloa 2000). Curiosamente, sehan reconocido abundantes elementos retra-bajados, del Cretácico y Paleoceno, pero nose han considerado como retrabajados los deedades menores, que seguramente son losmás propicios en ser resedimentados.Estudios sistemáticos parciales sobre fora-miníferos han sido referidos, junto con lis-tados del contenido de las especies reciente-mente por Olivero y Malumián (2005).

Características generales de las micro-faunas cenozoicas de Tierra del Fuego

Las entidades estratigráficas reconocidasdesde el Cretácico superior en Tierra delFuego tienen microfaunas tan distintivas ydiferentes entre sí, que sugieren en princi-pio contactos discordantes, que compren-den hiatos de distinta magnitud. En muchoscasos, estas diferencias se expresan inclusoentre los miembros de las formaciones. Lasmicrofaunas desde el Campaniano puedendiferenciarse en tres grandes conjuntos. Elprimero, del Campaniano al Eoceno infe-rior, agrupa asociaciones del tipo flysch conforaminíferos aglutinados dominantes. Engeneral las asociaciones se caracterizan porreflejar en su composición, y en casos como

el de la Formación Punta Torcida por suexcelente preservación, ambientes deficita-rios en oxígeno asociados con abundantemateria carbonosa. Las restringidas asocia-ciones de foraminíferos calcáreos, contie-nen muy abundantes foraminíferos bentó-nicos de relativa alta diversidad. ElCampaniano se caracteriza por asociacionesde foraminíferos aglutinados de muy bajadiversidad, con el género Rzehakina. ElMaastrichtiano-Daniano, con faunas deaglutinados de mediana diversidad. ElPaleoceno, con faunas de aglutinados demuy baja diversidad dominadas porSpiroplectammina spectabilis, y ocasional-mente contrastantes restringidos nivelescon faunas dominadas absolutamente porforaminíferos calcáreos como ocurre enlas Formaciones La Barca (Malumián yCaramés 2002) y Punta Noguera.El Eoceno inferior, comprende faunas deambientes someros con abundantes ele-mentos endémicos como Antarcticella, yexhibe un recambio dado por ya bien esta-blecidos representantes de la FamiliaElphidiidae, en sus dos formas: planoespi-rales y trocoespirales. Las últimas dancomienzo a un dominio del géneroCribro-rotalia en los ambientes somerosde Tierra del Fuego y luego reconocibleen toda la Patagonia.El segundo conjunto se debe a un cambiofaunístico mayor debido por una parte a ladesaparición de ambientes disaeróbicos ytípicamente turbidíticos, y por la transgre-sión representada en Tierra del Fuego porel Grupo La Despedida. El desarrollo delEoceno medio superior, se realiza enambientes someros dominantes, con esca-sos representantes planctónicos, y entre losbentónicos se destacan elementos típica-mente antárticos, como Ammoelphidiella.El tercer conjunto, corresponde al GrupoCabo Domingo. A partir del Eoceno cuspi-dal-Oligoceno basal, la súbita profundiza-ción, e ingreso de aguas antárticas, propiciaambientes profundos bien oxigenados, conuna LCC alta. Si bien los ambientes profun-dos son adecuados para los foraminíferosplanctónicos, principales elementos crono-lógicos, las extendidas condiciones deambientes corrosivos se manifiestan pormicrofaunas residuales conformadas porforaminíferos aglutinados. Estas condicio-

N. MALUMIÁN Y E . B. OLIVERO152

nes de preservación atentan al seguimientoy distribución de los foraminíferos planctó-nicos, principalmente de sus apariciones ydesapariciones, previniendo la postulaciónde una zonación.Debido a la alta latitud media de la Isla, y alconocido desmejoramiento climático, mar-cado a partir del Eoceno medio superior,las especies planctónicas guías típicamentetermofílicas están ausentes. Las microfau-nas desde el Eoceno superior hasta elMioceno inferior, se caracterizan por susforaminíferos planctónicos de altas latitu-des, y las zonaciones tropicales de Berggrenet al. (1995) no pueden reconocerse directa-mente a causa de la ausencia de sus marca-dores zonales. Ciertas similitudes se deno-tan con las zonaciones australes de mediaslatitudes como la propuesta por Jenkins(1985) o esquemas planteados para el sur deAustralia (cf. Li et al. 2003). Pero las mayoressemejanzas están dadas en las zonacionesque son de latitudes similares a la de Tierradel Fuego como la de Kerguelen (cf. Huber1991, Berggren 1992) originadas en estu-dios del ODP (Fig. 7) aunque éstas contie-nen una mayor diversidad y no han sidoafectadas por disolución. Por lo que laszonaciones que resultan ser identificablesen la bioestratigrafía de la Isla, son directa-mente aquellas de las de regiones antárticas(cf. Stott y Kennett 1990).El Eoceno superior, está muy caracterizadopor los pretenuitellidos. Particularmente, P.insolita fue descrita para Nueva Zelanda,donde se extiende entre justo por debajo delas últimas apariciones de Acarinina collacteay de Globigerinatheka spp. Idéntico rango sereconoce en el sur de Australia y enKerguelen, desde aproximadamente el lími-te entre las zonas P14/P15 hasta los regis-tros más altos de Globigerinatheka (cf. Huber1991). El corto rango de P. insolita y suabundancia en el Hemisferio Sur dio lugar ala zona homónima. Tiene una tendencia aasociarse con Chiloguembelina cubensis yPseudohastigerina micra, en una relación inver-sa de abundancia con Globigerinatheka. Estarelación, sugiere una fluctuación en losnutrientes, siendo Globigerinatheka más oli-gotrófica. Tal como se ha visto en laFormación Blanche Point asociado con altocontenido de carbono y abundante síliceopalina, y sus faunas de foraminíferos ben-

tónicos ricas en uvigerinidos y bolivinidos(Li et al. 1995). En Tierra del Fuego, seencuentra en similar asociación con Bolivinay abundantes radiolarios, que sumado alreconocimiento de grandes nódulos fosfáti-cos en el miembro CCc, sugieren condicio-nes de surgencia.En suma, en el hemisferio sur los pretenui-tellidos se encuentran restringidos a laszonas P15 y P16, revelan la perturbacióndel acontecimiento terminal del Eocenodada por un brusco enfriamiento. Asociadose ha encontrado Isthmolithus recurvus, un ele-mento de la nanoflora sumamente conspi-cuo cuya aparición y desaparición están cali-bradas confiablemente, pero la última, debi-do a que el biocrón de esta especie com-prende en Tierra del Fuego a una superficiede discordancia, su dato de desaparicióndebe tomarse con las prevenciones del caso.El límite Eoceno/Oligoceno, que está defi-nido por la desaparición de las típicamente

tropicales hantkeninas; de modo que enaltas latitudes se toma como un substitutoaproximado la desaparición de G. index.Esta desaparición no es muy aplicable enTierra del Fuego, pues a diferencia de lasregiones australes de medias latitudes comoen Nueva Zelanda, G. index se convierte enuna especie rara al término de su biocrón, yhasta ausente cuando el grupo de las prete-nuitellas es abundante, en condiciones ines-tables dadas por surgencia. Una sección quecontiene acotado al límite Eoce-no/Oligoceno, se encuentra entre los nive-les de las muestras PG1, con la última apa-rición de G. index, y las PG2 dentro delregistro de I. recurvus.El Oligoceno basal, es bien manifiesto poruna asociación que comprende la abruptaaparición y abundancia de C. dissimilis,grandes y abundantes ejemplares de S. angi-poroides junto con Chiloguembelina cubensis y“Globigerina” brevis . La última especie en

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

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 153

Australasia conforma una zona de rangototal que comprende el límite Eoce-no/Oligoceno, y que mayormente se de-sarrolla en el Oligoceno basal siendo unaaproximación del reconocimiento de lazona P18 (cf. Li et al. 2003). Esta asociación,se encuentra junto con el DUA de I. recurvuspor lo que no es más joven que 32 Ma, si esque el nanoplancton no es retrabajado. Estaasociación claramente oligocena basal, con-tiene típicos ejemplares de Zeaglobigerinawoodi, siendo este el registro más antiguo dela especie, y además de Ch. cubensis, diferen-ciándose así de los niveles eocenos con Ch.ototara. Diferencias en la distribución deestas dos últimas especies, y el reconocimien-to como especies independientes, ya fue bienestablecido por Hornibrook (1990).El Oligoceno superior, se denotaría por laaparición de Zeaglobigerina labiacrassata, apa-rición que puede ser efecto de la disoluciónya que su biocrón reconoce una apariciónmás antigua (cf. Spezaferri 1994).A partir del Oligoceno superior hasta elMioceno inferior, se encuentran abundan-tes “Globigerinoides” y Praeglobigerinoides sensuSpezaferri (1994) o sea formas con la mor-fología de Globigerinoides pero carentes deaberturas suplementarias.Si bien C. dissimilis ha sido considerada unaespecie de aguas frías, es escasa y poco fre-cuente en el Oligoceno superior y Miocenoinferior fueguino. Las asociaciones se carac-terizan por las zeaglobigerinas en elOligoceno cuspidal-Mioceno inferior bajo,en la Formación Desdémona, y luego por eldominio de las globigerinas espinosas a par-tir de la sección superior de las capas deCabo Ladrillero, que aumentan su abundan-cia asociada a marcadas condiciones dedisolución y aguas frías. Un abrupto retirodel mar, sin que se reconozcan facies regre-sivas someras, se produce antes de 21,6 Ma,dado que no alcanzan a registrarse globo-rotalias, y algunas especies muy comunesen altas latitudes como G. incognita (Wal-ters) cuya primera aparición está calibradaen esa edad.El límite Oligoceno/Mioceno, que secorresponde con las zonas P22 y N4, esindeterminable en altas latitudes según losforaminíferos planctónicos, de acuerdo conla opinión de Spezaferri (1994). Opiniónque se comparte ya que faltan las formas

diagnósticas demarcatorias del límite, todasellas termofílicas. Una estimación de laposición surge de considerar la primeraaparición de Zeaglobigerina brazieri en elChattiano tardío, que acotaría la máximaedad la Formación Desdémona. Estimán-dose el Mioceno inferior por el aumento dela abundancia de Z. connecta. La sección infe-rior de las capas del Cabo Ladrillero sería yaMioceno inferior por sugerencia de losforaminíferos bentónicos. Por lo que ellímite podría encontrarse tanto entre lascapas de la Herminita y la FormaciónDesdémona, y probablemente entre estaFormación y la sección inferior de las capasdel Cabo Ladrillero.Por su edad, resulta la Formación Des-démona el equivalente temporal del“Patagoniano”, producto de un momentode nivel de mar alto; pero con contrastantesmicrofaunas. La primera con típicas especiescosmopolitas de profundidad, y el segundocon especies sumamente someras y típicosgéneros endémicos del Hemisferio Sur.Recientemente, se listaron los foraminíferosplanctónicos de la Formación CarmenSilva, y que están dominados por tenuité-llidos, por ser la formación de ambientesomero, solo llegan las formas pequeñas.Los tenuitéllidos son abundantes en altaslatitudes y hasta el Mioceno medio infe-rior. La ausencia por razones latitudinales,del grupo de Orbulina, resta un importan-te y definitorio componente cronológicodel Mioceno medio, incluso en losambientes profundos de perforacionessituados costa afuera.FFoorraammiinnííffeerrooss bbeennttóónniiccooss:: En los foraminíferosbentónicos, la amplia distribución de condi-ciones por debajo de la LCC, resalta laimportancia en su aplicación bioestratigrá-fica de algunos foraminíferos calcáreosresistentes a la disolución y de los forami-níferos aglutinados.En especial, el análisis de las primeras apa-riciones, tema descuidado en los estudios desubsuelo mediante muestras de inyección,es de suma utilidad en superficie. Entre los primeros, la especie cosmopolitaSphaeroidina bulloides en los fondos oceáni-cos se conoce desde con dudas desde lazona P18, y con seguridad desde la P19,Oligoceno medio (Morkhoven et al. 1986).En Tierra del Fuego, es una de las especies

más distribuidas, se reconoce sólo a partirde la Formación Desdémona, o sea tantemprano como Oligoceno cuspidal.Entre los foraminíferos aglutinados, cabedestacar a S. compressa por su distribuciónpersistente, si bien de aparición mundial enel Eoceno medio superior, el primer regis-tro en Tierra del Fuego se encuentra entrelas últimas apariciones de I. recurvus y S. angi-poroides. Natland et al. (1974, rectificado encomunicación epistolar del 21/4/75) nota-ron que en subsuelo tiene dos niveles deabundancia: uno en el techo del Rosariano,y otro en la parte superior del Miradoriano.LLooss aammbbiieenntteess ppoorr ddeebbaajjoo ddee llaa LLCCCC: En unintento de interpretar el significado de losambientes desarrollados en la lisoclina y pordebajo de la LCC, se debe considerar queen términos generales dependen de la pro-ductividad de las aguas superficiales y lafisiografía de fondo. Así también, se reco-nocen momentos de niveles bajos de LCC.En particular, el límite Eoceno/Oligocenoes un momento en que la LCC es alta enaltas latitudes (cf. Berggren et al. 1995),cuando microfaunas de aglutinados reem-plazan las microfaunas calcáreas.Por otra parte, se pueden comparar lasmicrofaunas residuales reconocidas en elOligoceno de Tierra del Fuego con las quetienen potencial de fosilización según el cri-terio de Mackensen et al. (1990). Contán-dose con el excelente estudio de Harloff yMackensen (1997) de áreas actuales próxi-mas de la cuenca Argentina.Estos autores determinaron la relaciónentre las masas de agua, las asociaciones deforaminíferos vinculadas, y las asociacionesresiduales resultantes en las áreas por deba-jo de la LCC. Solo una, de las tres asociacio-nes de foraminíferos aglutinados reconoci-das con potencial de fosilización, la asocia-ción de Eggerella bradyi-Martinottiella commu-nis, pobre en especies y ejemplares, quedarepresentada en forma de caparazones deejemplares muertos en condiciones pordebajo de la LCC. Esta asociación se encuen-tra por debajo del agua antártica de fondo ydel agua circumpolar profunda inferior, y amás de 1.000 metros de profundidad.En las partes más australes del mar deWeddell en el talud superior, la asociaciónfósil Martinottiella nodulosa y Miliammina arenacea domina en los 2.000 metros de

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profundidad. La asociación fósil de Marti-nottiella nodulosa indica condiciones de taludcontinental inferior, con un ambientehemipelágico calmo, en el cual fluye sininconvenientes la sedimentación fina y lamateria orgánica particulada (Mackensen etal. 1990).Esta última asociación es estrechamentecomparable con la asociación de S. compres-sa- Martinottiella sp., dado el común conteni-do de Martinottiella, y la homeomorfía entreel género supérstite Miliammina y el extin-guido Spirosigmoilinella, que comparten unadisposición cameral tipo miliólido y resis-tencia a la disolución con ácido clorhídrico.Esta comparación sugiere entonces grandesprofundidades, sin embargo, el reconoci-miento de la asociación de Spirosigmoilinella-Martinottiella hasta la cuenca del Colorado,con registros sobre el nesocratón delDeseado, en ambientes que por razonesregionales deben considerarse de platafor-ma, ha llevado a proponer alguna explica-ción de carácter fisiográfico del fondo mari-no que promoviese el remontamiento deagua de características antárticas, corrosivasy densas, sobre la plataforma, como seruna estrecha comunicación entre los océa-nos Pacífico y Atlántico (cf. Malumián yNáñez 1991).Un primer episodio de condiciones de fon-dos por debajo de la LCC iniciadas sincró-nicamente con el Oi-1 en el Oligocenobasal y extendidas por lo menos en el in-ferior (Capas de María Cristina yHerminita), sugieren condiciones propi-cias para el ingreso de aguas antárticasposiblemente dadas más por condicionesfisiográficas e hidrodinámicas que porgrandes profundidades.Por lo que una entrada pacífica a una cone-xión pacífica-atlántica debido a la profundi-zación de la cuenca en tiempos oligocenosfavorecería el ingreso de aguas corrosivas,dada la circulación de oeste a este de laactual corriente circumantártica. Alterna-tivamente, tomando como ejemplo la actualfosa de Malvinas, donde el flujo hacia elnorte de la masa de aguas de fondo origina-das en el sur (SOBW, Barker 2001, Barker yThomas 2004) es derivado hacia el oeste,por el efecto de Coriolis, y es posible queuna deriva similar haya ocurrido hacia laantefosa fueguina en el Oligoceno, inun-

dándola con aguas polares corrosivas.Un segundo episodio de disolución se pro-duce en el Mioceno inferior junto con uncambio hacia asociaciones planctónicas deaguas frías, que comprende la sección supe-rior de las capas de Cabo Ladrillero hastalas arcillas de Cabo Inés.

Evolución geológica: Discordancias,calibración, y significado

La gran transgresión del Eoceno mediosuperior, se asienta sobre una discordanciade gran amplitud, con un hiato mínimo de6 Ma (entre 50 y 44 Ma), que sería el hiatode mayor duración dentro del Cenozoicofueguino (Fig. 6) y que separa condicionesde sedimentación contrastantes; disaeróbi-cas y turbidíticas por debajo, y con fondosventilados por encima.En la Isla, la transgresión está representadapor el glauconítico B y la Formación Leticia(Olivero y Malumián 1999), la última de 500m de areniscas glauconíticas depositadas enno más de 3 Ma en condiciones someras, yaproximadamente entre dos caídas de tem-peratura de las zonas polares, coherente conel registro de pingüinos fósiles (cf. Clarke etal. 2003). En el inicio del correspondienteperíodo, se produce un episodio calcáreocon la Formación Río Bueno depositada encondiciones extratropicales y que represen-ta las calizas más australes de América delSur (Malumián y Olivero 1998).La transgresión se corresponde esen-cialmente con el pico de mar alto de 41,2Ma, pero como el hiato en su base abar-ca los niveles de mar muy alto, entre ca.50 y 43 Ma, la discordancia debe tenerun fuerte control tectónico, se corres-ponde cronológicamente con la colisiónde la dorsal Farallón-Aluk y tiene aúnmayor amplitud dentro de la Patagonia.Inclusive se manifiesta por estratos decrecimiento y discordancias progresivas(Olivero y Malumián 1999, Ghiglione etal. 2002.) Además, esta discordanciasepara composiciones petrográficas con-trastantes, marcadamente volcaniclásticaen las sedimentitas del Paleoceno-Eoceno inferior, y cuarzo-lítica en elEoceno medio superior y superior dondese reconocen componentes derivados derocas andinas jurásicas, cretácicas y pale-

ógenas (Olivero 2002).La discordancia entre las FormacionesLeticia y Cerro Colorado, expresada en lasección del río Menéndez (Fig. 2, perfil 8)por los términos continentales de laFormación Leticia y por un marcado hiatocosta afuera calibrado en 40,3 Ma (T20 en laFig. 6), abarca un hiato mínimo de 1,5 Ma.Esta discordancia coincide con una pro-nunciada caída del nivel del mar, que tam-bién se refleja por su exposición subaérea yen los depósitos continentales y marinosmarginales, según la posición geográfica,del techo de la Formación Leticia (Fig. 2).La Formación Cerro Colorado, ca. 900 m desedimentitas (Olivero y Malumián 1999)depositadas en el depocentro de la cuencaen no más de 4 Ma, representa una de lasmayores tasas de sedimentación. Sus tresmiembros inferiores componen el mayorespesor (ca. 700 m) y si bien sus bases coin-ciden con tres pulsos eustáticos menores, sudepositación transcurre dentro de un inter-valo de nivel de mar relativamente bajo. Laalta tasa de sedimentación, el aporte deimportantes espesores de arena a la cuenca,que conforman típicos lóbulos turbidíticos,sugieren un marcado control tectónico enla generación de espacio de sedimentación.El miembro CCd, que registra las mayoresprofundidades de depositación de laFormación, se origina durante el pronuncia-do ascenso del nivel del mar en el Eocenotardío. La gran caída de temperatura, próxi-ma a los 36 Ma, se refleja por la microfaunatípica de condiciones inestables y ricas ennutrientes junto con la aparición deAntarcticella antarctica e I. recurvus, típicosrepresentantes de carácter y origen antártico.El más bajo contenido de esmectita recono-cido del cenozoico fueguino, en el miembroCCd y en el glauconítico A, revelan condi-ciones de tectonismo activo en un climafrío. Se inicia con ellos el nivel de mar altoque, conjuntamente con la antefosa origina-da por carga tectónica, está representadopor sedimentos marinos profundos. Los300 m de las principalmente limoarcilitas delas capas de la María Cristina y de laHerminita, se depositaron en 5 Ma y cons-tituyen el pico de inundación de la columnasedimentaria terciaria que cambió el escena-rio deposicional de la cuenca de un ambien-te nerítico a otro con profundidades batia-

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 155

les. La inundación es un acontecimientoglobal que se habría visto amplificado por laprofundización tectónica de la cuenca (cf.Galeazzi, 1998). La profundización comien-za en el miembro CCd y se establecen con-diciones batiales a partir del Oligocenobasal. La amplia distribución de condicio-nes por debajo de la LCC sugiere más que

condiciones abisales, el ingreso de aguasantárticas corrosivas debido a condicioneshidrológicas que permitan incursionar estaagua densa dentro de la cuenca.En general, los ambientes depositacionalesdel conjunto eoceno-oligoceno tienen unfuerte control tectónico, relacionado con lapropagación de la deformación hacia el

norte en la faja plegada y corrida y con lasubsidencia por carga tectónica. En funciónde este control, el relleno sedimentario defi-ne una geometría de cuñas asimétricas conmayor espesor hacia la antefosa, y que seadelgazan hacia el norte sobre la rampa delantepaís. Esta geometría se expresa tanto ensubsuelo mediante las líneas sísmicas (cf.Robbiano et al. 1996, Galeazzi 1998) comoen criterios regionales de superficie(Olivero y Malumián 2002). Un resultadollamativo del presente trabajo, es que a lolargo de la antefosa, i.e. en dirección generalONO-ESE, el relleno sedimentario tienetambién una geometría de cuñas sedimenta-rias, con mayor espesor hacia el ESE (Fig.2). Estas cuñas reflejan la colmatación pro-gresiva de la antefosa y consecuente exten-sión de la plataforma hacia el ESE.El contrastante mayor espesor del GrupoCabo Domingo, en especial para laFormación Cerro Colorado, hacia el sectorSE de la antefosa atenúa la expresión de ladiscordancia basal. Por el contrario, en elsector NO donde alcanza menor espesor,esta discordancia tiene una pronunciadaexpresión y el conglomerado Tchat-Chiiapoya discordantemente, con apreciablehiato, sobre sedimentitas equivalentes a losmiembros CCa y CCb de la FormaciónCerro Colorado.En el sector SE de la antefosa, el conjuntoconformado por las capas de la EstanciaMaría Cristina-Puesto Herminita-Forma-ción Desdémona se deposita durante lasúltimas etapas de la deformación compresi-va. El suave plegamiento que afecta a la últi-ma es simultáneo con la actividad del corri-miento Punta Gruesa (Ghiglione 2002,2003), consecuentemente este corrimiento,que limita la faja plegada y corrida fueguina,estuvo activo seguramente hasta el Oli-goceno tardío y posiblemente hasta elMioceno inicial.El contacto entre las capas de la EstanciaMaría Cristina y del Puesto Herminita,comprende facies y paleoambientes dife-rentes en los perfiles del Cerro Colorado ydel límite de la faja plegada y corrida. En elprimero (Perfil 1, Fig. 2) y dentro de unasucesión litológicamente homogénea depo-sitada en el techo de corrimientos activos(cf. Olivero y Malumián 2002, Malumián yOlivero 2005), el contacto está indicado por

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

pronunciados cambios en las microfaunas yde condiciones de depositación. En lascapas de la Estancia María Cristina, las con-diciones de depositación por debajo de laLCC son seguidas por las de plataformamedia, y las del Puesto Herminita comien-zan con condiciones de plataforma externa(Fig. 5). Estos cambios son coherentes conla brusca caída y recuperación del nivel delmar hacia los 30 Ma (Fig. 6). En el segundoperfil (Perfil 2, Fig. 2), las microfaunas indi-can condiciones de depositación homogé-neas por debajo de la LCC, y el límite entreestas capas está marcado por la abruptaaparición de bancos potentes de areniscasen los ambientes marinos profundos de laantefosa, que reflejarían la pronunciadacaída del nivel del mar de los 30 Ma.Existiría una relación discordante entre lascapas del Puesto Herminita y la FormaciónDesdémona con un pequeño hiato, vincula-ble en parte a los bajos niveles de mar delOligoceno superior. Los 300 m de princi-palmente limoarcilitas de la FormaciónDesdémona se depositaron en 3 Ma.El aumento del nivel del mar iniciado en elOligoceno cuspidal, que en la Patagoniaestá representado por sedimentos somerosdel Patagoniano, se refleja en la FormaciónDesdémona, que correspondería a facies detalud depositacional, con frecuente removi-lización de sedimentos por deslizamientosgravitatorios e inyección de numerososdiques clásticos arenosos, probablementerelacionados con actividad tectónica. Losforaminíferos contenidos son indicativos deaguas profundas y signos de corrosión semanifiestan en casi todas sus muestras, con-secuentemente con altos porcentajes ydominio de foraminíferos aglutinados.Aparentemente han dominado mayormen-te condiciones de lisoclina o condicionesdiagenéticas que llevaron a la disolución delas conchillas calcáreas. Asociaciones resi-duales muy similares se reconocen en laactualidad en ambientes profundos en lacuenca Argentina.La suave discordancia angular que separa ala Formación Desdémona de las capas delCabo Ladrillero, refleja la finalización de ladeformación compresiva, la abundanteinyección de diques clásticos en estas últi-mas reflejaría transcurrencia activa (cf.Ghiglione 2002, 2003). La pronunciada dis-

cordancia en el techo de las capas del CaboSan Pablo se correspondería con el fulmi-nante retiro del mar en 21,8 Ma, y con unadiscordancia regional (T30 de 21 Ma, Fig.6). Estas últimas capas reflejan en su partesuperior ambientes marinos profundos, pordebajo de la LCC. Por un tiempo no haysedimentación marina, la que se reconocenuevamente en el sector NO de la cuenca,con el óptimo climático y nivel de mar altodel Mioceno medio representado por lossedimentos deltaicos de la FormaciónCarmen Silva. Formación que representauna transgresión bien documentada en elárea antártica (cf. Bartek et al. 1991). La aso-ciación de arcillas, con dominio de esmecti-ta, sería coherente con el óptimo climáticodel Neógeno (Cuadro 1). En mares de laplataforma continental argentina aledaños ala Isla, si bien se reconocen elementos delnanoplancton calcáreo indicadores de aguascálidas como Sphenolithus, la temperatura delas aguas no alcanzó la necesaria para lasorbulinas, los foraminíferos característicosdel Mioceno medio. El retiro del mar delMioceno medio, coincide con la discordan-cia de 13,8 Ma, ampliamente reconocidacosta afuera (cf. Galeazzi 1998).Luego del cese de la deformación compre-siva y de la consecuente subsidencia porcarga tectónica, las sedimentitas marinasmarginales y continentales de las Forma-ciones Carmen Silva y Castillo, representanla colmatación en el sector NO de la ante-fosa. La Formación Carmen Silva, consti-tuiría además el primer establecimiento deuna plataforma de extensión moderada, conabundantes fósiles de invertebrados, haciael este fueguino. Hacia el sector SE de lacuenca, se mantienen las condiciones mari-nas profundas, representadas por las capasdel Cabo Viamonte. Los clastos de volca-nitas basálticas frescas de las sedimentitasdel Mioceno medio atestiguan un episodioefusivo todavía no reconocido en Tierradel Fuego.

AGRADECIMIENTOS

Los análisis de arcillas fueron realizados porG. Cozzi (INTEMIN) e interpretados porSusana Alonso (CONICET). Las prepara-ciones de nanoplancton, por G. Jannou(SEGEMAR). Las determinaciones de los

microfósiles de la Formación Desdémona,en colaboración de Romina Scarpa. Granparte de muestreos, con la colaboración deCarolina Náñez. Financiado en parte porPICT 12257 y PICT 8675 AgenciaNacional de Promoción Científica yTecnológica-FONCYT y por el PIP 2756CONICET.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Alonso, M.S., Cozzi, G. y Malumián, N. 2001.Asociaciones de arcillas de la FormaciónBarranca Final, Mioceno, Cuenca delColorado. Argentina. 2º CongresoLatinoamericano de Geología, Actas (CDRom: Trabajo 176) Montevideo.

Barker, P.F. 2001. Scotia Sea regional tectonicevolution: implications for mantle flor andpalaeocirculation. Earth-Science Reviews 55:1-39.

Barker, P. F. y Thomas, E. 2004. Origin, signatureand palaeoclimatic influence of the AntarcticCircumpolar Current. Earth-Science Reviews66: 143-162.

Bartek, L.R., Vail, P.R.; Anderson, J.B.; Emmet,P.A. y Wu, S. 1991. Effect of Cenozoic IceSheet Fluctuation in Antarctica on theStratigraphic Signature of the Neogene.Journal of Geophysical Research 96(B4):6753-6778.

Berggren, W.A. 1992. Paleogene planktonicforaminifer magnetobiostratigraphy of theSouthern Kerguelen Plateau (Sites 747-749).En Wise, S.W., Jr., Schlich, R., et al., Proc.ODP, Sci. Results, 120 (Pt. 2): CollegeStation, TX (Ocean Drilling Program): 551-568.

Berggren, W.A., Kent, D.V., Swisher, C.C., III, yAubry, M-P. 1995. A revised Cenozoicgeochronology and chronostratigraphy. EnBerggren, W.A., Kent, D.V., Aubry, M.-P., yHardenbol, J. (eds.), Geochronology, TimeScales and Global Stratigraphic Correlation.Special Publication -SEPM (Soc. Sediment.Geol.) 54:129-212.

Biddle, K.T., Uliana, M.A., Mitchum, R.M. Jr.,Fitzgerald, M. y Wright, R.C. 1986. Thestratigraphic and structural evolution of thecentral and eastern Magallanes Basin, south-ern South America. En Allen, P.A. yHomewood, P. (eds.) Foreland Basins.International Association of Sedimentologists,Special Publication 8: 41-61.

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 157

Boersma, A. 1984. Handbook of commonTertiary Uvigerina. Microclimates Press, 207p. Stony Point, New York

Buatois, L.A. y Camacho, H.H. 1993. Geologíadel sector nororiental del lago Fagnano,Isla Grande de Tierra del Fuego. Revista dela Asociación Geológica Argentina 48(2):109-124.

Calegari, R. y Baldi, J. 1993. Análisis secuencialpara el Terciario inferior de cuenca Australmediante estudios sismoestratigráficos. 12ºCongreso Geológico Argentino y 2ºCongreso de Exploración de Hidrocarbu-ros, Actas 1: 87-95.

Chapronier, G.C.H. 1992. The distributionand development of Late Oligocene andEarly Miocene reticulate globigerines inAustralia. Marine Micropaleontology 18:279-305.

Clarke, J., Olivero, E.B. y Puerta P. 2003.Report of the earliest fossil penguin fromSouth America and first fossil vertebratefrom the Paleogene of Tierra del Fuego,Argentina. American Museum Novitates3423: 1-18.

Codignotto, J.O., Malumián, N. 1981. Geologíade la región al Norte del paralelo 54º S. dela Isla Grande de Tierra del Fuego. Revistade la Asociación Geológica Argentina 36(1): 44-88.

De Ferrariis, C., en Fossa Mancini et al. 1938.Una reunión de geólogos de YPF y el pro-blema de la terminología estratigráfica.Boletín de Informaciones Petroleras 171:43-44: 95-96.

Feagle, J.G., Bown, T.M., Swisher, C. yBuckley, G. 1995. Age of the Pinturas andSanta Cruz Formations. 6° CongresoArgentino de Paleontología yBioestratigrafía, Actas: 129-135, Trelew.

Galeazzi, J.S. 1998. Structural and stratigraphicevolution of the Western Malvinas basin,Argentina. American Association ofPetroleum Geologists, Bulletin 82 (4):596-636.

Ghiglione, M. 2002. Diques clásticos asocia-dos a deformación transcurrente en depó-sitos sinorogénicos del Mioceno inferior dela Cuenca Austral. Revista de la AsociaciónGeológica Argentina 57(2): 103-118.

Ghiglione, M. 2003. Estructura y EvoluciónTectónica del Cretácico-Terciario de lacosta atlántica de Tierra del Fuego. TesisDoctoral, Facultad de Ciencias Exactas y

Naturales, Universidad de Buenos Aires,(inédito) 225 p., Buenos Aires.

Ghiglione, M., Ramos, V.A. y Cristalini, E.O.,2002. Estructura y estratos de crecimientoen la faja plegada y corrida de los AndesFueguinos. Revista Geológica de Chile29(1): 17-41.

Guerstein, G.R., Chiesa, J.O., Guler, M.V. yCamacho, H.H. 2002. Bioestratigrafía basa-da en quistes de dinoflagelados de laFormación Cabo Peña (Eoceno terminal-Oligoceno temprano), Tierra del Fuego,Argentina. Revista Española deMicropaleontología 354(1): 105-116.

Haq, B.U., Hardenbol, J. y Vail, P.R. 1987.Chronology of fluctuating sea levels sincethe Triassic. Science 235: 1156-1167.

Harloff, J. y Mackensen, A. 1997. Recent ben-thic foraminiferal associations and ecologyof the Scotia Sea and Argentine Basin.Marine Micropaleontology 31: 1-29.

Hornibrook, N. de B. 1990. Chiloguembelinacubensis (Palmer) and C. ototara (Finlay),in New Zealand. Journal of ForaminiferalResearch 20(4): 368-371.

Hornibrook, N. de B., Brazier, R.C. y Strong,C.P. 1989. Manual of New ZealandPermian to Pleistocene foraminiferalBiostratigraphy. New Zealand GeologicalSurvey Paleontological, Bulletin 56: 175 p.

Huber, B.T. 1991. Paleogene and earlyNeogene planktonic foraminifer biostratig-raphy of Sites 738 and 744, KerguelenPlateau southern Indian Ocean). CollegeStation, Proceedings of the Ocean DrillingProgram, Scientific Results 199: 427-449.

Jannou, G. y Olivero, E.B. 2001. Hallazgo deradiolarios del Paleógeno en la Isla Grandede Tierra del Fuego, Argentina.Ameghiniana 38(3): 317-320.

Jenkins, G. 1985. Southern mid latitudePaleocene to Holocene planktic fora-minifera. En Bolli H.M., Saunders, S.B. yPerch-Nielsen, K. (eds.) PlanktonStratigraphy. Cambridge University Press:263-282.

Klepeis, K.A. y Austin, J.A. Jr. 1997.Contrasting styles of superposed deforma-tion in the southernmost Andes. Tectonics16: 755-776.

Leckie, R. M. y Webb, P.T. 1990. LatePaleogene and Early Neogene Foraminifersof Deep Sea Drilling Project Site 270, RossSea, Antarctica. Initial Reports DSDP 90:

1093-1142.Li, Q. y McGowran, B. 1994. Miocene

upwelling events: foraminiferal evidencefrom southern Australia. Australian JournalEarth Sciences 41: 593-603.

Li, Q., McGowran, B. y Brunner Ch. 2003.Eocene-Oligocene Planktonic Foramini-feral Biostratigraphy of Sites 1126, 1130,1132, and 1134, ODP Leg 182. GreatAustralian Bight. Proceedings of theOcean Drilling Program 182. pag. web.

Li, Q.; McGowran, B. y Boersma, A. 1995.Early Palaeocene Parvularugoglobigerina andlate Eocene Praetenuitella: does evolutionaryconvergence imply similar habitat?. Journalof Micropalaeontology 14: 119-134.

Li, Q., Radford, S.S. y Banner, F.T. 1992.Distribution of microperforate tenuitellidplanktonic foraminifers in Holes 747A and749B, Kerguelen Plateau. En Wise, S.W. Jr.,Schilch, R., et al., Proc. ODP, Sci. Results,120: College Station, TX (Ocean DrillingProgram) 569-594.

Mackensen, A., Grobe, H., Kuhn, G. yFütterer, D.K. 1990. Benthic foraminiferalassemblages from the eastern Weddell Seabetween 68 and 73°S: Distribution, ecologyand fossilization potential. MarineMicropaleontology 16: 241-283.

Malumián, N. 1982. Foraminíferos bentónicosde la Formación Carmen Silva, Mioceno,Isla Grande de Tierra del Fuego.Ameghiniana 19(1-2): 37-66.

Malumián, N. 1988. Foraminíferos bentónicosde la localidad tipo de la Formación LaDespedida (Eoceno, Isla Grande de Tierradel Fuego). Parte I. Textulariina y Miliolina:Ameghiniana 25 (4): 341-356.

Malumián, N. 1999. La sedimentación en laPatagonia extrandina. En: GeologíaArgentina, R. Caminos (ed.). ServicioGeológico Minero Argentino, Anales29(18): 557-612.

Malumián, N., Camacho, H.H. y Gorroño, R.1978. Moluscos del Terciario inferior(“Magallanense” de la Isla Grande deTierra del Fuego (República Argentina).Ameghiniana 15 (3-4): 265-284.

Malumián, N. y Caramés, A. 1989.Foraminíferos uniloculares de ornamenta-ción no reticulada (Eoceno-Oligoceno),Tierra del Fuego, Argentina. Ameghiniana26 (3-4): 103-137.

Malumián, N. y Caramés, A. 2002.

N. MALUMIÁN Y E . B. OLIVERO158

Foraminíferos de sedimentitas ricas en car-bono orgánico: Formación La Barca,Paleoceno superior, Tierra del Fuego,República Argentina. Revista de laAsociación Geológica Argentina 57(3):219-231.

Malumián, N., Caramés, A. y Martínez, H.1998. Asociaciones mineralógicas de arci-llas del Paleogeno de cuenca Austral, su sig-nificado paleoclimático y el límitePaleoceno/Eoceno. Asociación Paleon-tológica Argentina. Publicación Especial 5,Paleógeno de América del Sur y de laPenínsula Antártica: 85-94.

Malumián, N. y Náñez, C. 1988. Asociacionesde foraminíferos del Terciario medio deCuenca Austral: sus relaciones con even-tos eustáticos globales. Revista de laAsociación Geológica Argentina 43(2):257-264.

Malumián, N. y Náñez, C. 1991.Paleogeografía del Terciario medio delcono sur: avance de aguas antárticas. 6°Congreso Geológico Chileno, ResúmenesExpandidos: 847-851.

Malumián, N. y Olivero, E.B. 1998. LaFormación R ío Bueno, relaciones estrati-gráficas y edad, Eoceno inferior, IslaGrande de Tierra del Fuego, Argentina. 10ºCongreso Latinoamericano de Geología y6º Congreso Nacional de GeologíaEconómica, Actas 1: 120-124.

Malumián, N. y Olivero, E.B. 2005. ElOligoceno-Plioceno marino del ríoIrigoyen, costa atlántica de Tierra delFuego, Argentina: Una conexión atlántico-pacífica. Revista Geológica de Chile 32(1):1117-129.

Malumián, N., Palamarczuk, S., Alonso, M.S.,Tassone, A.A., Barreda, V. y Náñez, C.1999. Micropaleontología, palinología ysedimentología del Eoceno-Mioceno delpozo Aires e-2, Plataforma continental deTierra del Fuego.14º Congreso GeológicoArgentino, Actas 1(Salta 1999): 369-372.

Malumián, N. y Scarpa, R. 2005. Foraminíferosde la Formación Río Irigoyen, Neogeno,Tierra del Fuego, Argentina: su significadopaleobiogeográfico. Ameghiniana 42(2):363-376.

Manson, G. 1961. Despedida área report,n°152. Tennesse Argentina S.A. Inédito

Masiuk, V., Riggi, J.C. y Bianchi, J.L. 1990.Análisis geológico del Terciario del subsue-

lo de Tierra del Fuego. Boletín deInformaciones Petroleras 21, parte I: 70-89, 22, parte II: 8-25.

McGowran, B. y Li, Q. 1993. Miocene plank-tonic foraminifera from Lakes Entrance inGippsland. Midlatitude neritic signal froma transforming ocean. Memoir of theAssociation of Australasian Palaeontolo-gists, 15: 395-405.

Morkhoven, van, F.P.C.M., Berggren, W.A. yEdwards, A.S. 1986. Cenozoic Cosmopo-litan Deep-Water Benthic Foraminifera.Bulletin de Centres de RecherchesExploration-Production Elf-Aquitaine,Mémoire 11, 421 p.

Mostajo, E.L. 1991. Nanofósiles calcáreoscenozoicos del pozo “Las Violetas 3”. IslaGrande de Tierra del Fuego. Argentina.Ameghiniana 28 (3-4):311-315.

Mulder T. y Alexander, J. 2001. The physicalcharacter of subaqueous sedimentary den-sity flows and their deposits. Sedimento-logy 48: 269-299

Natland, M.L., González, E.P., Cañón, A. yErnst, M. 1974. A System of Stages forcorrelation of Magallanes Basin Sediments.Geological Society of America, Memoir139:1-125.

Olivero, E.B. 2002. Petrografía sedimentariade sistemas turbidíticos del Cretácico-Paleogeno, Andes Fueguinos: Proceden-cia, volcanismo y deformación. 15ºCongreso Geológico Argentino, Actas:Artículo 15: 2 p.

Olivero, E.B. y Malumián, N. 1999. Eocenestratigraphy of Southern Tierra delFuego, Argentina. American Associationof Petroleum Geologists, Bulletin 83(2):295-313.

Olivero, E.B. y Malumián, N. 2002. UpperCretaceous-Cenozoic clastic wedges fromthe Austral-Malvinas foreland basins,Tierra del Fuego, Argentina: Eustatic andtectonic controls. 3rd European Meetingon the Paleontology and Stratigraphy ofLatin America (EMPSLA), Univ. PaulSabatier, Addendum: 6-9. Toulouse.

Olivero E.B. y Malumián, N. 2005. Stra-tigraphy. En: Geology and Geophysics ofIsla Grande de Tierra del Fuego. Field-TripGuide Booklet. Bolletino de GeofisicaTeorica ed Applicata, (en prensa) 46.Trieste.

Olivero, E.B., Malumián, N. Palamarczuk, S. y

Scasso, R.A. 2002. El Cretácico superior-Paleógeno del área del Río Bueno, costaatlántica de la Isla Grande de Tierra delFuego. Revista de la Asociación GeológicaArgentina 57(3): 199-218.

Olivero, E.B., Malumián, N. y Palamarczuk, S.2003. Estratigrafía del Cretácico superior-Paleoceno del área de bahía Thetis, AndesFueguinos, Argentina: acontecimientos tec-tónicos y paleobiológicos. RevistaGeológica de Chile 30 (2): 245-263.

Olivero, E.B., Ponce, J.J., López C., M.I. yMartinioni, D.R. 2004. Phymatodermagranulata from the Oligocene-Miocene ofTierra del Fuego: morphology and etholo-gy. First International Congress onIchnology, Ichnia 2004, Abstract Book: 63.Trelew.

Ponce, J.J., Olivero, E.B. y Martinioni, D.R.2004. Phymatoderma-bearing turbidites(Oligocene, Tierra del Fuego): ichnologicimplications for discrimination of sus-tained and episodic gravity flow deposits.First International Congress on Ichnology,Ichnia 2004, Abstract Book: 67-68. Trelew.

Riggi, J.C. 1988. Litoestratigrafía terciaria delsubsuelo fueguino. Revista de la AsociaciónGeológica Argentina 43(1):106-120.

Robbiano, J.A.; Arbe, H. y Gangui, A. 1996.Cuenca Austral marina. En Ramos, V.A. yTuric, M.A. (eds.) Geología y RecursosNaturales de la Plataforma ContinentalArgentina. 13° Congreso Geológico Ar-gentino y 3° de Exploración deHidrocarburos (Buenos Aires) Relatorio17: 323-341.

Spezaferri, S. 1994. Planktonic foraminiferalbiostratigraphy and taxonomy of theOligocene and lower Miocene in the ocea-nic record. An overview. PalaeontographiaItalica 81, 187 p. Pisa.

Stott, L.D. y Kennett, J.P. 1990. AntarcticPaleogene planktonic foraminifer bios-tratigraphy:ODP Leg 113, Sities 689 and690. En P.F. Barker, J.P. Kennett, et al.,College Station, Texas: Ocean DrillingProgram, Proceedings of the OceanDrilling Program, Scientific Results, 113:549-569..

Stott, L.D., Kennett, J.P., Shackleton, N. yCorfield, R.M. 1990. The evolution ofantarctic surface waters during thePaleogene: inferences form the stable iso-topic composition of planktonic

El Grupo Cabo Domingo, Tierra del Fuego: Bioestratigrafía, paleoambientes... 159

foraminifers, ODP LEG 113. En P.F.Barker, J.P. Kennett, et al., College Station,Texas: Ocean Drilling Program,Proceedings of the Ocean DrillingProgram, Scientific Results, 113:849-863.

Yrigoyen, M.R. 1962. Evolución de la explora-ción petrolera en Tierra del Fuego.Petrotecnia 28: 28-38.

Zachos, J.; Pagani, M.; Sloan, L.; Thomas, E.; yBillups, K. 2001. Trends, rhythms, and abe-rrations in global climate 65 Ma to present.Science 292: 686-693.

Zamaloa, M. del C. 2000. Palinoflora yambiente en el Terciario del nordeste deTierra del Fuego, Argentina. Revista MuseoArgentino Ciencias Naturales, n.s. 2(1): 43-51.

Zamaloa, M. del C. y Romero, E. 1990. Somespores and pollen from the CullenFormation (Upper Eocene to middleOligocene), Tierra del Fuego, Argentina.Palynology 14: 123-133.

Zetter, R, Hofmann C-C., Draxler, I.; Durangode Cabrera, J., Vergel, M. del M. y Vervoorst,

F. 1998. A rich Middle Eocene Microflora atArroyo de los Mineros, near Cañadón Beta,NE Tierra del Fuego Province, Argentina.Abhandlungen der Geologischen Bun-desanstalt 56/1: 439-460.

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

N. MALUMIÁN Y E . B. OLIVERO160