Durante el Jurásico Medio, la región que actualmente comprende el extremo austral sudamericano experimentó un evento extensional de escala regional asociado a la fragmentación de Gondwana (Bruhn et al., 1978; Dalziel, 1981, Gust et al., 1985). La apertura de la CRV tuvo lugar a lo largo del margen pacífico al Sur del paralelo 50º S, extendiéndose al menos hasta la altura del Cabo de Hornos (coordenadas actuales) (Bruhn, 1979; Dalziel, 1981; Klepeis et al., 2010), e incluiría los afloramientos presentes en las Islas Georgia del Sur (Suárez y Pettigrew, 1976; Tanner y Macdonald, 1982), desplazadas desde su posición original durante la apertura del Pasaje Drake y el posterior fallamiento neógeno a lo largo del borde transformante de la dorsal Norte de la Placa de Scotia (Dalziel et al., 2013).
La constitución de la CRV habría ocurrido hacia fines del Jurásico, iniciando con una etapa de rifting acompañada por volcanismo bimodal, es decir, predominantemente ácido (Formación Lemaire, Jurásico Superior) (Bruhn et al., 1978; Dalziel, 1981), pero que incluye también términos de composición básica (Bruhn et al., 1981; Hanson y Wilson, 1991; Calderón et al., 2007; González Guillot et al., 2016). Algunos estudios geocronológicos
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indican una edad de entre 152 y 142 Ma para el volcanismo y rifting que ocasionaron el inicio de la apertura de la CRV (Calderón et al., 2007). Edades U/Pb en circones de Cordillera Darwin indican actividad magmática “proto-cuenca marginal” en la Suite Darwin (considerada los términos sub-volcánicos de las Formaciones Tobífera y Lemaire) hacia 164,1 ± 1,7 Ma (Mukasa y Dalziel, 1996). El rift evolucionó entre el Jurásico Tardío- Cretácico Temprano en una cuenca marginal (Figura I.8 A) con desarrollo sobre una corteza mixta, con bloques de basamento pre-jurásico y volcanitas jurásicas fallados (corteza continental adelgazada), y rocas básicas que evidencian la generación parcial de corteza oceánica (Suárez, 1977; Bruhn et al., 1978; Dalziel, 1981; Cunningham, 1994; Stern y De Wit, 2003; Calderón et al., 2007; Calderón et al., 2012). Se ha sugerido que la sucesión volcanosedimentaria de la Formación Lemaire (Jurásico Superior) habría tenido un ambiente de depositación predominantemente submarino (Hanson y Wilson, 1991; Olivero y Martinioni, 2001; González Guillot et al., 2016).
Los complejos ofiolíticos que constituyen los remanentes del fondo oceánico de la CRV (eg. Complejo Sarmiento, Isla Gordon y Complejo Tortuga), tienen una distribución espacial relativamente acotada y discontinua, además de contar sólo con los miembros superiores de las secuencias ofiolíticas “clásicas” preservados (Suárez, 1977; Bruhn et al., 1978; Stern y De Wit, 2003; Calderón et al., 2007, 2012). No obstante, evidencias basadas en edades U/Pb y características químicas y litoestructurales de estos complejos ofiolíticos permitieron interpretar un posible mecanismo de “unzipping” (análogo al funcionamiento de un cierre, cremallera o zíper) para la apertura de la CRV. Este modelo cinemático propone que la apertura habría ocurrido desde el Sur hacia el Norte, habiéndose generado el sector austral de la cuenca con anterioridad, y por ende logrando una mayor extensión que en el Norte (Stern y De Wit, 2003). En contraposición, Klepeis et al., 2010 propusieron que la cuenca se abrió de forma aproximadamente simultánea a lo largo de su extensión en el
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Jurásico Tardío, basados en edades de circones detríticos de sedimentos de sinrift (Formación Tobífera) del Sur de la cuenca (Cordillera Darwin) con una edad máxima de depositación de ca. 148 Ma, y su coincidencia con las dataciones de la misma Formación en Cordillera Sarmiento, extremo nororiental de la cuenca (ca. 150 Ma, Calderón et al., 2007).
La existencia de un arco magmático activo en el margen sudoccidental de la CRV entre el Jurásico Medio y Tardío ha sido puesta en duda, siendo más aceptada una paleogeografía consistente en una gran provincia volcánica subaérea -relacionada a extensión- en el sector continental de Gondwana, pasando hacia el Sur - Suroeste a una fosa angosta con depósitos volcánicos y volcaniclásticos marinos profundos, sin presencia de un arco propiamente dicho (Wilson, 1991; Hanson y Wilson, 1991). Desde el Cretácico Temprano, la CRV se encontraba limitada al SO por un sistema de islas volcánicas, y hacia el NE por el cratón sudamericano (estadio de cuenca de retroarco). Parte de lo que se conoce como el Batolito Patagónico (extensa y continua cadena de rocas intrusivas que bordea el margen sudoccidental de Chile (Figura I.1) y que tuvo actividad magmática jurásico tardío- cenozoica episódica (Halpern, 1973; Hervé et al., 1984; Hervé et al., 2007) se atribuye a la raíz del arco volcánico (hoy erosionado) que constituía el límite sudoccidental de la CRV (Dalziel et al., 1974; Suárez, 1979).
Sobre una corteza mixta de bloques de basamento fallados y corteza oceánica con desarrollo parcial, y sobreyaciendo el potente paquete de rocas sedimentarias, volcánicas y volcaniclásticas de la Formación Lemaire; se depositaron las secuencias eminentemente clásticas del Cretácico Inferior (y posiblemente desde el Thitoniano; Suárez et al., 1985; Olivero y Martinioni, 1996a). En el sector argentino de Tierra del Fuego, las unidades de superficie formales atribuidas a este estadio de la CRV son las Formaciones Yahgán (depósitos marinos profundos de tipo flysch, intercalación de turbiditas y tobas con componentes volcánicos andesíticos) y Beauvoir (lutitas negras de plataforma y talud).
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Ambas están constituidas por sedimentitas marinas correspondientes a ambientes de depositación correlacionables lateralmente (Olivero y Martinioni, 2001). Las facies marinas profundas del Cretácico Inferior son conocidas en Tierra del Fuego chilena y parte de Chile continental como Formaciones Zapata (o Erezcano) y La Paciencia (parcialmente equivalentes a las Formaciones Yahgán y Beauvoir, respectivamente; Figura II.4), entre otras. En el sector argentino del Norte de Tierra del Fuego y Sur de Santa Cruz, las sedimentitas marinas del Cretácico Inferior constituyen rocas generadoras y reservorios petroleros de la Cuenca Austral, algunas de las cuales se conocen como Formaciones Springhill, Inoceramus Inferior, Pampa Rincón, Nueva Argentina y equivalentes (Olivero y Martinioni, 2001). En Isla Hoste (al Sur del Canal Beagle) afloran los Estratos de Tekenika (Halle, 1913; Dott et al., 1977), los cuales comprenden conglomerados y turbiditas que han sido correlacionados lateralmente con la Formación Yahgán, atribuyéndolos a depositación en sectores de la cuenca más próximos al arco volcánico. Al Sur del Canal Beagle, la Formación Hardy (Suárez y Pettigrew, 1976) es también considerada lateral a la Formación Yahgán (según estos autores, además, los Estratos de Tekenika están incluidos en esta unidad). Está constituida por rocas volcánicas y volcaniclásticas derivadas del arco magmático, las cuales han brindado fósiles de bivalvos y belemnoideos del Tithoniano-Valanginiano (Suárez et al., 1985). Otras unidades del Cretácico Inferior que constituyen parte del relleno de la CRV en el sector Norte de Cordillera Darwin son las Formaciones Río Jackson (ubicada estratigráficamente en la base del Cretácico) y Vicuña (Chile) – Hito XIX (Argentina) (Figura II.4).
I.2.5 Obducción y cierre de la Cuenca Rocas Verdes: comienzo de la orogenia