Situación
La Cuenca Austral, Cuenca de Magallanes o Magallánica, está situada en el extremo suroccidental de la placa Sudamericana, abarcando la casi totalidad de la provincia de Santa Cruz en Argentina, la provincia de Magallanes en Chile, la Isla Grande de Tierra del Fuego y gran parte de la plataforma continental Argentina
austral. Se desarrolla a lo largo de una superficie de 230.000 Km2 (Rodríguez y Miller, 2005) de forma
alargada con dirección norte - sur. Esta cuenca se encuentra delimitada al norte por el Macizo del Deseado, al sur por la Cordillera Fueguina y el borde norte de la placa de Scotia, al oeste por la Cordillera Patagónica y al este por el Alto del Río Chico (figura 1).
A partir del Jurásico Tardío, en el contexto de la ruptura de Gondwana, este área comienza a funcionar como cuenca marginal, dominada por ingresiones marinas desde el océano Pacífico, que durarán hasta el Cretácico Tardío. A partir del Cretácico Tardío y hasta el Neógeno; la sedimentación de la cuenca se encuentra estrechamente relacionada a los movimientos Ándicos, lo que condiciona una inversión en el sentido del eje del depocentro de cuenca. A partir de este momento las ingresiones marinas más extensas se producen desde el océano Atlántico y el depocentro se traslada al noreste de la Isla Grande de Tierra del Fuego, sobre la plataforma continental Argentina.
Evolución tectónica
De acuerdo con Biddle et al. (1986), Robbiano et al. (1996), Nullo et al. (1999), Ramos (2002) y
Rodríguez y Miller (2005) la historia tectónica de Cuenca Austral puede dividirse en tres etapas principales:
Una etapa de rift, una etapa de hundimiento termal y una etapa de antepaís.
Etapa de rift: Con la temprana apertura del océano Atlántico el área de la Cuenca Austral se ve afectada por
procesos extensivos que desembocan en la formación de hemigrabenes que dislocaron la corteza, desarrollándose en primer lugar una cuenca de tipo marginal. Estos eventos habrían tenido lugar hace 170
millones de años según Rodríguez y Miller (2005) y representan una primer etapa de rifting dominada por
fallamientos en la corteza. Posteriormente, en un segundo ciclo principalmente vinculado a la apertura del mar de Weddell, que habría tenido lugar hace aproximadamente 150 millones de años atrás; se establece un régimen de volcanismo ácido que produce la reactivación de los hemigrabenes y la generación de grabenes. En este marco tectónico la cuenca sufre una transgresión desde el océano Pacífico que deposita sedimentos
marinos asignados al Oxfordiano - Kimmeridgiano (Nullo et al., 1999; Rodríguez y Miller, 2005). Durante este período la cuenca presentaba una conformación estructural norte-sur y los depósitos resultan ser diacrónicos, estando los más antiguos en el sur y los más jóvenes en el norte.
Etapa de hundimiento termal: Durante el Valanginiano tardío y Hauteriviano temprano se produce un cese de la actividad volcánica debido al establecimiento del régimen marino y comienza a espesarse la pila
sedimentaria. La cuenca entra en una etapa de hundimiento termal (sag phase). Rodríguez y Miller (2005)
estiman que esta etapa se habría extendido incluso hasta el Barremiano.
Etapa de antepaís: El levantamiento que se producirá al oeste de la cuenca marca el desarrollo de una serie de cuencas de antepaís con características regionales que en general van a desencadenar en el establecimiento de un régimen continental y una migración de los depocentros marinos desde el noroeste hacia el sureste. El
inicio de esta etapa se vincula al comienzo del ciclo Patagonídico a finales del Hauteriviano (Nullo et al.,
1999) o finales del Barremiano (Rodríguez y Miller, 2005), donde a partir de áreas emergentes de la Patagonia central y del Alto del Río Chico se produce un aporte de sedimentos que comienzan a colmatar y progradar sobre las áreas marinas de la cuenca. La depositación de sedimentos continentales en la cuenca es diacrónica, siendo más antiguos hacia el noroeste. Para el Hauteriviano - Barremiano en la zona de Lago Buenos Aires se verifica el retiro del mar y durante el Albiano se lo corrobora para el sur del Lago Cardiel. A partir del Cenomaniano se inicia un nuevo pulso regresivo que restringe la cuenca marina al sur del Lago Viedma y
continúa hacia el sudeste durante el Coniaciano y Campaniano tardío (Nullo et al., 1999). Ya en el Paleógeno,
particularmente durante el Eoceno medio a superior y asociado al ciclo Ándico, se refuerza el carácter continental de la cuenca, con una clara diferenciación en el tipo de sedimentos que se acumulan al oeste y al este de la cuenca. Vinculado a la orogenia Incaica se produce una sedimentación de antepaís en el sector occidental y una sedimentación de rampa de antepaís en el sector oriental, donde todavía la cuenca conserva
ámbitos marinos (Robbiano et al., 1999). Ésto determina que las secuencias terciarias están más desarrolladas
en el sector oriental (Malumián, 1999). Durante el Neógeno, y asociado a la orogenia Quechua, se produce otro período de progradación importante, resultado de la sedimentación continental.
Ciclos sedimentarios y bioestratigrafía
La gran extensión de la Cuenca Austral, sus diferentes encuadres tectónicos sumados a una evolución tectónica compleja y particular en diferentes sectores de la misma, dificultan enormemente la tarea de comprender su historia geológica. Estas particularidades desembocan en la existencia de unidades formacionales que son diacrónicas a lo largo de los diferentes sectores de la cuenca y en la denominación de diferentes unidades formacionales sincrónicas. El reconocimiento de los ciclos sedimentarios más importantes
que tuvieron lugar en la cuenca, ligados estrechamente al conocimiento estratigráfico para cada área, es la herramienta que ha permitido lograr un modelo regional generalizado para la misma.
Arbe (1987, 1988, 1989) y posteriormente Nullo et al. (1999) dividen el relleno sedimentario del
Cretácico de Cuenca Austral en cuatro ciclos sedimentarios mayores. Robbiano et al. (1996) amplían el
esquema de Arbe (1989) agregando dos ciclos más para el Paleógeno y Neógeno y Malumián (1999) establece un modelo similar para el Paleógeno y Neógeno que involucra las sedimentitas del Plioceno. Considerando estos esquemas, se combinan en este trabajo en una síntesis de nueve ciclos tecto-sedimentarios. Estos ciclos y las unidades formacionales que los integran en los distintos sectores de la cuenca se resumen en el cuadro 1. Una síntesis estratigráfica actualizada para el Cretácico de Cuenca Austral puede ser consultada en Arbe (2002). Aguirre-Urreta (2002) y Riccardi (2002) presentan un esquema bioestratigráfico generalizado sobre la base de los amonites de la Cuenca Austral para el Cretácico Temprano y el Cretácico Tardío respectivamente. Un resumen del conocimiento de otros grupo fósiles para la Cuenca Austral pueden consultarse en Archangelsky y Archangelsky (2002) (palinomorfos mesozoicos), Malumián y Náñez (2002) (foraminíferos del Cretácico y Cenozoico) y Concheyro y Angelozzi (2002) (nanofósiles calcáreos del Cretácico y Paleógeno).
Jurásico Medio a Superior - Valanginiano: Este período se caracteriza por la depositación de volcanitas y
piroclastitas de edad Calloviano a Oxfordiano (Pankhurst et al., 1993; Nullo et al., 1999) que se conocen
como Complejo El Quemado (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938; Borello, 1969; Riccardi, 1971) en casi
todos los sectores de la cuenca, Serie Tobífera (Thomas, 1949a; 1949b) en la zona de Cerro Cazador y el
subsuelo del sector oriental, como Formación Lemaire en Tierra del Fuego (Caminos y Nullo, 1979) y
Formación Chon Aike en los sectores de plataforma (Nullo et al.,1999). Estas rocas están dispuestas mediante una fuerte discordancia angular sobre rocas paleozoicas y funcionan como basamento, incluso sobrepasando los límites de la cuenca marina. Presentan características muy similares en todos los sectores, siendo algo más ácidas hacia las zonas occidentales.
Mientras que el volcanismo perduraba en algunos sectores de la Cuenca, en otros comenzaba la
depositación de rocas clásticas marinas someras de la Formación Springhill (Thomas, 1949a). Éstas son
areniscas finas a medianas, cuarzosas y conglomerádicas, grises a blanquecinas, bien seleccionadas, con
intercalaciones piroclásticas en los niveles inferiores (Arbe, 1988; Nullo et al., 1999).
En la zona de los lagos La Plata y Fontana contienen una fauna de edad Neocomiano a Hauteriviano (Leanza, 1981; Blasco en Ramos, 1981; Olivero, 1987).
Al norte de Lago Argentino, en la Vega de Pérez, se reconocen pelecípodos abundantes sumado a los
amonites Aspidoceras cf. A. andinum Steuer, Aulacosphinctoides cf. A. smithwoodwardi (Uhlig),
Aulacosphinctoides sp. y Choicensisphinctes cf. C. erinoides (Buckhardt) (Kraemer y Riccardi, 1997) lo que permitiría asignarles una edad Tithoniano inferior a medio. Al oeste del Lago Argentino, intercaladas con
volcanitas y una potencia promedio de 45 metros, en sus términos cuspidales las sedimentitas de la Formación
sp. y Aspidoceras cf. A. haupti Krantz (Blasco et al., 1979). En el área de Bahía La Lancha se reconocen los
amonites Jabronella aff. J. michaelis (Uhlig) y Neocosmoceras sp. del Berriasiano (Riccardi, 1976). Estas
condiciones perdurarán en el norte de la cuenca hasta el Valanginiano.
En los sectores australes, Isla de los Estados e Isla Grande de Tierra del Fuego; la Formación
Beauvoir (Dalziel et al., 1974; Caminos y Nullo, 1979) es, en parte, equivalente a la Formación Springhill. Se caracteriza por pelitas marinas profundas, laminadas y negro a gris oscuras, con ocasionales niveles de areniscas o conglomerados en la base. Esta formación también se reconoce en subsuelo, denominándosela
como Formación Pampa Rincón (Malumián y Masiuk, 1975), caracterizada por unos 120 metros de pelitas
oscuras marinas de ambientes neríticos, y una fauna de foraminíferos baja diversidad dominada por
nodosariáceos, algunos típicos de ambientes anóxicos como Pseudopolymorphina martinezi (Cañón y Ernst)
que estarían indicando una edad Valanginiano - Hauteriviano (Malumián y Náñez, 2002).
Valanginiano superior - Albiano superior: Este ciclo sedimentario se agrupa en casi todos los sectores de la
Cuenca en la Formación Río Mayer (Hatcher, 1897), posteriormente subdividida en un miembro inferior y un
miembro superior por Arbe (1989). La base de esta formación se apoya directamente sobre el Complejo El
Quemado o muestra pasajes graduales con el techo de la subyacente Formación Springhill. El espesor de esta formación varía en sentido norte - sur, desde potencias de 150 metros en el sector norte hasta potencias de 1000 metros en la zona de los lagos Viedma y San Martín. La división entre los miembros superior e inferior se establece a partir de una discordancia que se atribuye a la acción de los movimientos tectónicos de la fase Patagonídica (Malumián y Ramos, 1984) y que se reconoce muy bien en los sectores más australes y profundos de la cuenca. Esta discordancia se establece en el límite Barremiano - Aptiano, alrededor de 112 millones de años atrás.
Al menos hasta el Barremiano inferior, la sedimentación en toda la cuenca está conformada por pelitas
oscuras con una abundante fauna de Hatchericeras santacrucense Leanza (Blasco de Nullo et al., 1980a), que
posteriormente van pasando a facies más someras con un importante diacronismo entre los sectores noroeste y
sureste de la cuenca (Aguirre-Urreta y Ramos, 1981; Nullo et al., 1981a; Medina y Rinaldi, 1986).
En la zona norte, lagos Pueyrredón, Belgrano y Fontana, las pelitas oscuras pasan a secuencias
clásticas de tipo deltaico y fluvial de la Formación Belgrano y Formación Tarde-Apeleg (Ramos, 1979) de
edad Barremiano. En el área del Tucu Tucu las sedimentitas portan los amonites Sanmartinoceras sp. y
Colchidites sp. del Barremiano superior, con Tropaeum sp. del Aptiano inferior y asociados a Peltocrioceras
(Blasco de Nullo et al., 1980a) en los niveles superiores. Por encima, en este sector de la cuenca, se apoyan
sedimentitas con Feruglioceras y Silesites del Aptiano superior (Aguirre-Urreta, 1985).
En la zona del Lago Cardiel, sobre las pelitas marinas, comienzan a depositarse sedimentos deltaicos que culminan con facies netamente continentales. Estas rocas se caracterizan por ser areniscas finas a
medianas con elementos piroclásticos finos que se las agrupa en la Formación Kachaike (Riccardi, 1971). Los
niveles clásticos contienen una fauna con Parasilesites y Puzosia entre otras formas de amonites y hacia el
asignarle a la formación una edad Albiano medio a Cenomaniano temprano (Leanza, 1970; Blasco de Nullo et al., 1980b; Medina y Rinaldi, 1986; Nullo et al., 1999).
En el sector sur del Lago Viedma, las pelitas de la Formación Río Mayer contienen Jabronella sp.,
Berriasiella cf. B.behrebdseni Burckhardt, Subthurmannia sp. y Phylloceras aureliae (Feruglio) (Nullo et al.,
1981a; Kraemer y Riccardi, 1997) lo que sugiere una edad Berriasiano. Suprayacen niveles de edad
valanginiana, sobre la base del contenido de los amonites Olcostephanus sp., Neocomites sp., ?Subthurmannia
sp. y Busnardoites? cf. B. campylotoxus (Uhlig) (Nullo et al., 1981a; Kraemer y Riccardi, 1997, Aguirre-
Urreta, 2002). El techo de la Formación Río Mayer, en este sector de la cuenca y la zona de Lago Argentino,
alcanzaría el Albiano superior por la presencia de Mortinoceras sp. (Arbe y Hechem, 1984).
En el sector de Río Turbio, la Formación Zapata de edad Valanginiano - Barremiano y la Formación
Erezcano de edad Aptiano - Albiano, serían equivalentes a los miembros inferior y superior de la Formación Río Mayer, respectivamente. La Formación Palermo Aike, sus miembros inferior y medio, serían los equivalentes en el subsuelo del sector oriental de Santa Cruz.
En el sector suroriental de la cuenca, subsuelo de Tierra del Fuego y costa afuera, parte de la
Formación Pampa Rincón sería equivalente al miembro inferior de la Formación Río Mayer y por encima de
ésta se dispone la Formación Nueva Argentina (Malumián y Masiuk, 1976a) que está caracterizada por
arcilitas claras y biomicríticas, con una potencia de unos 250 metros, portadoras de una fauna de foraminíferos
de edad Aptiano - Albiano; que permite correlacionarla con el miembro superior de la Formación Río Mayer
de otros sectores de la cuenca.
Cenomaniano - Santoniano medio: Durante este ciclo, en el sector norte de la cuenca, zona de los lagos Pueyrredón y Cardiel, la sedimentación resulta totalmente continental. Las rocas más extendidas y
representativas de este ciclo son agrupadas en la Formación Cardiel (Russo y Flores, 1972; Russo et al.,
1978) caracterizadas por areniscas medianas a conglomerados de color pardo blanquecino a rojizo, abundantes tobas y cineritas.
En la zona del Lago San Martín y el sector del valle superior del río Shehuén también avanza la
continentalización, las sedimentitas marinas de la Formación Río Mayer subyacen a depósitos clásticos
litorales con intercalaciones de niveles marinos. Se agrupan en la Formación Piedra Clavada (Feruglio en
Fossa Mancini et al., 1938) y representan facies equivalentes a las de la Formación Kachaike, con areniscas
medianas a gruesas, amarillentas y bien seleccionadas, pero sin el aporte de elementos piroclásticos. Esta formación representa la migración hacia el sur de los ambientes litorales que se habían impuesto en el sector
norte de la cuenca durante el ciclo anterior (Nullo et al., 1999). Sin embargo en la región comprendida entre
los ríos Medio y Cardiel, la Formación Piedra Clavada porta los amonites Cleoniceras sp. y Aioloceras
argentinum de edad Albiano inferior (Medina, 1987) y más recientemente Medina et al. (2008) y
Archangelsky et al. (2008) sobre la base del contenido palinológico interpretan una edad Albiano temprano
Al norte del Lago Viedma se depositan areniscas claras de grano mediano y composición cuarzo - feldespáticas intercaladas con pelitas pardo - verdosas a grises y niveles conglomerádicos en el techo. Estas
rocas se agrupan en la Formación Puesto el Álamo, de edad Santoniano (Nullo et al, 1981a; 1981b; 1999).
Más hacia el sur, en la zona de Lago Argentino y sur de Lago Viedma, aún primaban las condiciones
marinas. Allí se reconocen depósitos turbidíticos asignados a la Formación Río Guanaco (Blasco de Nullo et
al., 1980a; Nullo et al., 1981a), separada posteriormente por Arbe (1989) siendo su nivel inferior equivalente
a la Formación Cerro Toro (Katz, 1963) y su nivel superior a la Formación Alta Vista (Arbe y Hechem,
1984). A la Formación Cerro Toro se le atribuye una edad Cenomaniano - Santoniano, con niveles turonianos
portadores de amonites del género Fagesia sp. y niveles santonianos con Neopuzosia sp., Placenticeras sp.,
Gaudryceras sp., Neophylloceras sp., Reginaites sp., y Desmophyllites sp. (Nullo et al., 1999; Riccardi, 2002).
En este mismo sector, en el Lago Rico, se reconoce una fauna con abundante Inoceramus cf. hobetsensis
Nagao, que estarían indicando también una edad Turoniano (Nullo et al., 1981b). Al oeste del Lago Argentino
y hacia el sur, afloran conglomerados que corresponden a depósitos turbidíticos de cañones submarinos, que
se los denomina Formación Lago Sofía (Winn y Dott, 1977, 1978) que representan una facies más profunda
coetánea con las sedimentitas de la Formación Cerro Toro.
Durante este período, en el sector centro-este de la cuenca, se desarrollan ambientes continentales y se
depositan areniscas arcillosas friables y pelitas que se agrupan en la Formación Mata Amarilla (Feruglio en
Fossa Mancini et al., 1938). Con un espesor aproximado de 350 metros y portadoras de los amonites
Placenticeras sp. y Peroniceras sp. se les asigna una edad Coniaciano (Nullo et al., 1981b; Riccardi, 2002).
Sin embargo, de acuerdo con Goin et al. (2002) las facies continentales de esta formación podrían
corresponder al Cenomaniano y en todo caso la información cronológica aportada por el contenido paleontológico no es coincidente.
En el subsuelo de la Isla Grande de Tierra del Fuego y hacia el este, costa afuera, se depositan pelitas y arcilitas gris claro características de un ambiente marino, portadoras en sus niveles inferiores, de una rica
fauna de foraminíferos de edad Albiano superior a Cenomaniano. Estas rocas se agrupan en la Formación
Arroyo Alfa (Malumián y Masiuk, 1976a) y serían equivalentes a las de la Formación Cerro Toro.
Las rocas equivalentes depositadas durante este ciclo en el subsuelo oriental de Santa Cruz,
corresponderían al miembro superior de la Formación Palermo Aike (Robbiano et al., 1996). Estas
sedimentitas se habrían depositado en un ambiente marino de plataforma.
Santoniano superior - Maastrichtiano: La sedimentación marina durante este período queda restringida a los sectores más australes de la cuenca. Continúa la progradación de los ambientes continentales y en las regiones más septentrionales la cuenca se colmata.
En la zona de Lago Argentino afloran sedimentitas clásticas gruesas a conglomerádicas, gradando a medianas y finas. Hacia el sur de este sector aumentan las intercalaciones de arenas finas y pelitas. Estas rocas
se conocen litoestratigráficamente como Formación Alta Vista (Furque, 1973; Arbe, 1989) y se correlacionan
que destacan kossmaticerátidos, Natalites sp., Neograhamites sp., Kitchinites sp., Argentoscaphites mutantibus Blasco de Nullo et al., Gaudriceras sp. y Anapachydiscus sp. lo que permite asignarle a la
formación una edad Santoniano superior - Campaniano inferior (Blasco de Nullo et al., 1980a; Kraemer y
Riccardi, 1997; Riccardi, 2002). Suprayacen las sedimentitas compuestas por areniscas gruesas con
intercalaciones de bancos de conglomerados que se agrupan en la Formación Anita a la cual Arbe y Hechem
(1984) dividen en cuatro miembros: El Barco, La Asunción, La Irene y Cachorro. Los niveles basales de la
Formación Anita contienen Kossmaticeras cf. K. hauthali de edad campaniana (Kraemer y Riccardi, 1997) y
por su posición estratigráfica se atribuye al Campaniano - Maastrichtiano inferior (Nullo et al., 1999). La
sedimentación en este sector de la cuenca es muy compleja y lateralmente se reconocen sedimentitas de facies más continentales pero coetáneas con las formaciones recién caracterizadas. Afloran rocas compuestas por
areniscas clásticas finas que se agrupan en la Formación Cerro Fortaleza, interpretadas como sedimentitas
depositadas en planicies fluviales. Por encima de éstas o sobreimpuestas a las rocas de la Formación Anita
pueden desarrollarse bancos de arcillitas y areniscas de intensa coloración que se conocen como Formación
Chorrillo (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938) con importantes espesores que varían desde los 200 hasta
los 300 metros en los que se hallaron restos de dinosaurios del género Antarctosaurus y permiten asignar una
edad Maastrichtiano a estas sedimentitas.
En el sector sur del Lago Viedma y al este del río Leona, afloran depósitos de arcillitas muy friables y
areniscas finas bandeadas de colores claros y verde a grisáceas. Estas rocas se agrupan en la Formación Pari
Aike (Feruglio en Fossa Mancini et al., 1938) o Formación Cerro Fortaleza (Arbe y Hechem, 1984). Estas rocas contienen escasos restos fósiles de pelecípodos, vértebras de dinosaurios y troncos silicificados que
sugieren una edad Campaniano inferior - Maastrichtiano (Nullo et al., 1999). Más recientemente se ha
sugerido que la Formación Pari Aike en realidad es parte de la Formación Mata Amarilla sin que se justifique
separarlas (Goin et al. 2002).
En la zona de Río Turbio este ciclo está representado por sedimentitas marinas compuestas por
areniscas finas y arcilitas intercaladas que se denominan Formación Cerro Cazador (Feruglio en Fossa
Mancini et al., 1938) y Formación Monte Chico (Malumián y Panza, 1996). A la primera se le asigna una
edad Campaniano tardío y a la segunda, que representa los 100 metros cuspidales de la secuencia, una edad Maastrichtiano.
En el sector oriental de la cuenca, en el subsuelo de Santa Cruz, se incluyen en este ciclo la porción