Na.ez, de 4.-7-11-09

Introducción

La denominada “sección pelítica basal” de laFormación San Julián es una entidad paleógena esca-

samente estudiada, y al igual que las formacionesRío Leona y Lista, contiene términos carbonosos ymantos de carbón que reflejan las últimas condicio-nes antracogénicas en la cuenca Austral, típicamenteasociadas a climas lluviosos y húmedos.

En marzo de 1986, Yacimientos CarboníferosFiscales perforó cinco pozos entre el cabo Curioso yla punta Tumba, provincia de Santa Cruz (figura 1),con el fin de prospectar los mantos carbonosos. Lasperforaciones recuperaron el Cenozoico del área enuna columna casi continua de testigos de corona,

AMEGHINIANA (Rev. Asoc. Paleontol. Argent.) - 46 (4): 669-693. Buenos Aires, 30-11-2009 ISSN 0002-7014

©Asociación Paleontológica Argentina AMGHB2-0002-7014/09$00.00+.50

1Servicio Geológico Minero Argentino, Benjamín Lavaisse 1194,1107 Buenos Aires, Argentina. [email protected] Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas,Argentina.3Universidad Nacional del Sur, Departamento de Geología, SanJuan 670, 8000 Bahía Blanca, Argentina. [email protected]

Palinología y micropaleontología de las Formaciones SanJulián y Monte León (Oligoceno - Mioceno temprano) en elsubsuelo de cabo Curioso, provincia de Santa Cruz,Argentina

Carolina NÁÑEZ1,2, Mirta E. QUATTROCCHIO2,3 y Liliana RUIZ3

Key words. Palynomorphs. Foraminifera. San Julián Formation. Monte León Formation. Oligocene-early Miocene.Austral Basin. Argentina.

Palabras clave. Palinomorfos. Foraminíferos. Formación San Julián. Formación Monte León. Oligoceno-Mioceno tem-prano. Cuenca Austral. Argentina.

Abstract. PALYNOLOGY AND MICROPALEONTOLOGY OF THE SAN JULIÁN AND MONTE LEÓN FORMATIONS (OLIGOCENE - EARLY MIOCENE),CABO CURIOSO SUBSURFACE, SANTA CRUZ PROVINCE, ARGENTINA. The CC-3 and CC-4 boreholes drilled a Cenozoic sedimentary co-lumn integrated by the Monte León and San Julián formations, similar to that cropping out in the Gran Bajo de San Julián. Thepalynology and micropaleontology of both boreholes are analyzed, particularly focused on the “basal muddy section” of theSan Julián Formation. The palynomorphs of this section are of continental origin, reflecting a regional forest dominated byNothofagaceae, Myrtaceae, Podocarpaceae and Palmae, developed under a temperate to warm-temperate and humid climate.The palynomorphs from the carbonaceous claystones of the upper part of this section, dominated by Poaceae, somePodocarpaceae and the presence of fresh-water algae, mainly reflect the local vegetation associated with fresh to brackish-wa-ter swamps. The foraminifera, recovered from only two horizons from the middle part of the “basal muddy section”, scarce andpoorly preserved, suggest a marginal marine paleoenvironment, and resemble those described from the Gran Bajo Member ofthe San Julián Formation; the occurrence of Boltovskoyella patagonica Malumián and Masiuk, suggests affinity with the assem-blage of the late middle Eocene Man Aike Formation as well, but specimens are rare and tentatively identified. An Oligoceneage and a paralic paleoenvironment is estimated for the “basal muddy section” in the CC-3 and CC-4 boreholes. The upper sec-tion of the San Julián Formation (late Oligocene) yielded an inner shelf foraminiferal assemblage, similar to that described forthe Meseta Chica Member of this Formation. The foraminiferal assemblage from the base of the overlying Monte LeónFormation (early Miocene), mainly composed of agglutinated species, and the presence of dinoflagellate cysts suggest moreopen marine conditions, probably a middle to outer shelf setting, reflecting the transgressive character of this Formation. Theabrupt change and dissimilitude between the foraminiferal assemblages of the San Julián and Monte León formations suggestan unconformable relationship between these two units.

Resumen. Los pozos CC-3 y CC-4 atravesaron una columna sedimentaria cenozoica que comprende las formaciones San Juliány Monte León, similar a la aflorante en el Gran Bajo de San Julián. Se analizó la palinología y micropaleontología de ambos po-zos, particularmente de la “sección pelítica basal” de la Formación San Julián. Los palinomorfos de esta sección son de origencontinental y reflejan un bosque regional de Nothofagaceae, Myrtaceae, Podocarpaceae y Palmae, desarrollado bajo un climatemplado a templado-cálido y húmedo. Los palinomorfos de las arcilitas carbonosas de la parte superior de la “sección pelíti-ca basal” reflejan mayormente la vegetación local asociada a pantanos de agua dulce o salobre, con dominio de Poaceae (gra-míneas), en menor medida elementos arbóreos de podocarpáceas, y presencia de algas de origen continental. Los foraminífe-ros, escasos y mal preservados, de ambiente marino marginal, restringidos a dos horizontes de posición intermedia dentro dela “sección pelítica basal”, tendrían su mayor afinidad con los del Miembro Gran Bajo de la Formación San Julián; la presenciade Boltovskoyella patagonica Malumián y Masiuk, sugiere también afinidad con la asociación del Eoceno medio tardío de laFormación Man Aike, pero los ejemplares son muy escasos y con determinación dudosa. Se estima para la “sección pelítica ba-sal” en los pozos CC-3 y CC-4, una edad oligocena y un ambiente parálico. La sección superior de la Formación San Julián(Oligoceno tardío) contiene una asociación de foraminíferos calcáreos, de plataforma interna, similar a la del Miembro MesetaChica de esa Formación. En la base de la suprayacente Formación Monte León (Mioceno temprano), la asociación de foraminí-feros, casi exclusivamente aglutinados, y la presencia de dinoflagelados, sugieren condiciones marinas más abiertas, probable-mente plataforma media a externa, reflejando el carácter transgresivo de esta Formación. El cambio abrupto y la disimilitud en-tre las asociaciones de foraminíferos de las Formaciones San Julián y Monte León sugieren una relación discordante entre am-bas unidades.

C. Náñez, M.E. Quattrocchio y L. Ruiz670

permitiendo un muestreo completo y de buena cali-dad. La sucesión sedimentaria atravesada compren-de la Formación Monte León y los dos miembros osecciones de la Formación San Julián, hasta su con-tacto con la porfirita jurásica de la Formación ChonAike. El objetivo de este trabajo es describir la estra-tigrafía y paleoambientes de la columna recuperadaen dos de los pozos (CC-3 y CC-4), mediante el estu-dio de sus palinomorfos y foraminíferos, con especialatención a la “sección pelítica basal” de la FormaciónSan Julián. Esta sección brindó palinomorfos de muybuena preservación, que permiten ampliar el conoci-miento sobre sus palinofloras, previamente descrip-tas solo de sus términos superiores, aflorantes en elárea de cabo Curioso (Pöthe de Baldis, 1974; Barreda,1997). Se compara la columna de estos pozos con laaflorante en el Gran Bajo de San Julián y con la delpozo SC-1, subsuelo de cuenca Austral. En particu-

lar, en la base de la sucesión paleógena del Gran Bajode San Julián aflora un horizonte con Boltovskoyellapatagonica Malumián y Masiuk, correlacionable conla Formación Man Aike (Eoceno medio tardío), cuyadiferenciación y delimitación con la “sección pelíticabasal” de la Formación San Julián no está totalmenteesclarecida. En relación a esta problemática, este tra-bajo intenta aportar un mayor conocimiento sobre la“sección pelítica basal” y la estratigrafía cenozoica dela región.

Marco geológico y antecedentes estratigráficos

Los pozos están situados en el sector austral delMacizo o Nesocratón del Deseado. En ese sector, so-bre el complejo piroclástico-sedimentario del GrupoBahía Laura (Jurásico), se asientan en discordancia

AMEGHINIANA 46 (4), 2009

Figura 1. Situación de los pozos CC-3 y CC-4 y afloramientos de la Formación San Julián en el área de estudio (modificado de Panza etal., 1995) / location of the CC-3 and CC-4 boreholes and outcrops of the San Julián Formation in the study area (after Panza et al., 1995).

Palinología y micropaleontología de las Formaciones San Julián y Monte León 671

angular las pelitas, psamitas, conglomerados y co-quinas marino-marginales de la Formación SanJulián. Por encima se disponen las sedimentitas ma-rinas de la Formación Monte León. Siguen en discor-dancia erosiva depósitos continentales del Miocenosuperior y Cuaternario (Panza et al., 1995).

La Formación San Julián (Bertels, 1970) aflora tí-picamente en el Gran Bajo de San Julián y en el caboCurioso y alrededores, con un espesor máximo de 80m (Mastandrea et al., 1982; Panza et al., 1995). Bertels(1975, 1979) diferenció dos miembros: Gran Bajo, elinferior, y Meseta Chica, el superior (cuadro 1). Parael perfil tipo del Miembro Gran Bajo describió pelitasmacizas amarillas verdosas y pelitas grises lamina-das, sucedidas por areniscas pardo a pardo oscurorojizo, que en la parte superior son fosilíferas. Segúnesa autora, este Miembro se distingue por su predo-minante color pardo rojizo, con relieve de suaves lo-madas, a veces coronadas por bancos ostreros, sinmayor continuidad física. El Miembro Meseta Chica,de aspecto mesetiforme, está compuesto de areniscasconsolidadas amarillas verdosas, coquinas, y bancosde ostras grises amarillentas. Los miembros fuerondefinidos en diferentes localidades dentro del GranBajo de San Julián. En su sección tipo, el MiembroGran Bajo se apoya discordantemente sobre el GrupoBahía Laura y su techo es erosivo. Según Bertels(1979), el Miembro Meseta Chica se apoya concor-

dantemente sobre el Miembro Gran Bajo, y encuentrasu techo en el contacto con la Formación Monte León.

Di Paola y Marchese (1973) describieron para laFormación San Julián bioesparitas terrígenas y are-niscas terrígenas puras, con términos intermedios,basados en muestras de los perfiles tipo provistas porBertels. Sobre la mineralogía de arcillas, señalaronque predomina la montmorillonita bien cristalizada,con escasa illita y vestigios de caolinita en los 21 minferiores de la Formación, y valores de hasta 45% deillita en los 25 m superiores.

Panza et al. (1995) diferenciaron dos subunidadesdentro de la Formación San Julián: una inferior pelí-tica, y una superior, psamítica-calcárea, ambas defi-nidas con un criterio pragmático de mapeo a escala1:250.000. La subunidad inferior o “sección pelíticabasal”, de 22 a 28 m de espesor, está constituida porpelitas, macizas o laminadas y arcilitas plásticas car-bonosas, de ambiente marino marginal (áreas de ma-risma costera), bajo influencia continental (Panza etal., 1995). Según estos autores, en el Gran Bajo de SanJulián constituye el Miembro Gran Bajo e incluiría laserie de las arcillas marrones, de origen continental yen discordancia por debajo del “Juliense”, descriptaspor De Giusto (1955, fide Panza et al., 1995). En el ca-bo Curioso y alrededores, la “sección pelítica basal”aflora con pocos metros, que son cubiertos durante laalta marea. Son arcilitas, arcilitas arenosas y varios


Cuadro 1. Síntesis de la principal nomenclatura litoestratigráfica aplicada en el área de estudio desde 1970. La secuencia de asociacionesde foraminíferos complementada por datos de subsuelo (Malumián y Náñez, 1989, 2002; Náñez, 1990; Malumián, 1992,1999 / synthesis ofthe main lithostratigraphic nomenclature in the study area since 1970. The sequence of foraminiferal assemblages, complemented by subsurface data.


mantos de lignito, que Cabrera y Zúñiga (1982, fidePanza et al., 1995) denominaron informalmente arci-litas del Cabo Curioso, con un espesor máximo en elsubsuelo de 20 a 25 m. También fueron denominadasindistintamente “arcillas marrones de Cabo Curioso”o “serie de arcillas marrones”, y vinculadas a laFormación Río Leona. En subsuelo, entre el caboCurioso y la punta Tumba, la “sección pelítica basal”está integrada por areniscas y arcillas grises, verdo-sas y castañas, que intercalan en su tercio superior ar-cillas carbonosas y láminas de carbón sucio con tron-cos carbonizados o silicificados, aflorantes en caboCurioso, punta Cuevas y la playa de la Mina(Enadimsa, 1986). Se habría depositado en un am-biente continental de muy baja energía, fosilizandoun relieve preexistente, y su contacto con la secciónsuperior de la Formación San Julián sería discordan-te según Enadimsa (1986). Cabrera y Zúñiga (1982, fi-de Panza et al., 1995) señalaron un pasaje transicionalhacia los niveles “julienses” típicos, y en los aflora-mientos de la costa sur del cabo Curioso menciona-ron una delgada intercalación con algunos restosfragmentarios de invertebrados marinos.

La subunidad superior, o Formación San Juliánpropiamente dicha de Panza et al. (1995), correspon-de en su mayor parte al Miembro Meseta Chica; semanifiesta en bardas subverticales y elevadas, de to-nos castaño amarillentos, integradas por litoarenitasandesíticas y bioesparitas, de plataforma somera dealta energía (Panza et al., 1995; Manassero et al., 1997).En este trabajo, se aplica la denominación “secciónsuperior de la Formación San Julián” para referirse ala Formación San Julián propiamente dicha de Panzaet al. (1995).

Parras y Casadío (2005) interpretan la FormaciónSan Julián como sedimentos marinos someros oligo-cenos en un ciclo de profundización-somerizaciónque representa una secuencia deposicional en la cuallos depósitos del cortejo de nivel bajo no están pre-sentes. No encuentran diferencias composicionalessignificativas en las asociaciones de megafósiles, to-das ellas dominadas por la gran ostrea Crassostrea?hatcheri Ortmann. Su estudio incluye la columna aflo-rante en cabo Curioso, donde reconocen los miem-bros Gran Bajo y Meseta Chica. En esta localidad,dentro del Miembro Gran Bajo, por encima de los ni-veles carbonosos de la base del perfil, reconocen unasuperficie de ravinement. La intensa bioturbación delas areniscas infrayacentes a esta superficie, asignadaa la icnofacies de Glossifungites, sugiere una prolon-gada exposición sin sedimentación (Parras y Casa-dío, 2005). Estos autores indican para la parte inferiordel Miembro Gran Bajo un ambiente marino margi-nal, muy somero, probablemente marjales y canalesen una planicie costera, coincidente con la interpreta-ción de Barreda (1997) sobre los niveles carbonosos

aflorantes en Playa La Mina. En el presente trabajo,los niveles fosilíferos del Miembro Gran Bajo que su-prayacen a la superficie de ravinement (véase Parras yCasadío, 2005, p. 50) se consideran pertenecientes a lasección superior de la Formación San Julián.

En subsuelo, la Formación San Julián se extiendehacia el sur por lo menos por 200 km, donde se la haidentificado en el pozo YPF SC-2 Cabo Buen Tiempo,tanto por su litología como por sus foraminíferos. Elmiembro inferior aparenta interdigitarse con laFormación Río Leona (cf. Náñez, 1990; Malumián,1999, 2002). Dentro del panorama cuencal, laFormación San Julián representa el ápice de una cu-ña clástica, que se espesa hacia el borde orogénico dela cuenca, donde se correlacionaría con la parte infe-rior de la Formación Desdémona (cf. Olivero yMalumián, 2002).

La Formación San Julián fue asignada a variadasedades entre el Eoceno temprano y el Oligoceno tar-dío. Sus foraminíferos planctónicos son escasos y conexclusión de formas guías debido a la latitud y la es-casa profundidad de las aguas. Sobre la base de estosmicrofósiles, Bertels (1970) le asignó una edad oligo-cena tardía (Chattiano), y posteriormente eocena tar-día y oligocena temprana, aclarando que estas eda-des no eran definitivas, dado que no pudieron ser co-rroboradas mediante elementos planctónicos real-mente diagnósticos (Bertels, 1975). Malumián (1978,1992) descartó una edad eocena plena para laFormación San Julián, extendida como máximo alEoceno terminal. Edades comprendidas entre elEoceno terminal a Oligoceno temprano fueron segui-das en otros trabajos (Náñez, 1990; Malumián et al.,1998a), aunque se señaló la ausencia de especiesplanctónicas típicas de estas edades (Náñez, 1990;Malumián y Náñez, 2002). Cabe indicar que estasedades se refieren a los niveles netamente marinos dela Formación San Julián, o sea a su sección superior,que contiene abundantes foraminíferos, aunque do-minantemente bentónicos.

Dataciones radimétricas 87Sr/86Sr sobre ejempla-res de Crassostrea? hatcheri de la Formación San Ju-lián, indican edades comprendidas entre 23.83 Ma y25.93 Ma (Casadío et al., 2001; Parras et al., 2008), quecorresponden al Oligoceno tardío según Gradstein etal. (2004). De acuerdo con el criterio aplicado en elpresente artículo, los niveles datados pertenecen a lasección superior de la Formación San Julián.

En la primera mención sobre la palinología de losniveles carbonosos aflorantes en cabo Curioso, Pöthede Baldis (1974) indicó una edad eocena tardía-oligo-cena temprana, por comparación con las FormacionesRío Turbio y Loreto. Barreda (1997) señaló una edadoligocena, probablemente tardía, para el polen de labase de la Formación San Julián en la playa La Mina(figura 1), donde aflora un banco de carbón, cubierto



por una arenisca fuertemente bioturbada y una pelitasilicificada. Los niveles estudiados por estas autorascorresponderían a la “sección pelítica basal”.

El hallazgo de Boltovskoyella patagonica Malumiány Masiuk en un afloramiento de areniscas rojizas, si-tuado en los niveles topográficamente más bajos delGran Bajo de San Julián, sugirió la correlación de es-te afloramiento con la Formación Man Aike, de edadeocena media tardía, y consecuentemente la existen-cia dentro del Bajo de entidades estratigráficas másantiguas que la Formación San Julián (Malumián yNáñez, 1989; Náñez, 1990). El mapeo de este aflora-miento dentro de la “sección pelítica basal” (Panza etal., 1995) es coherente con la descripción de Bertels(1979) para el Miembro Gran Bajo. Sin embargo, losforaminíferos ilustrados por Bertels (1979) para elperfil tipo de ese Miembro y los de este afloramientosugieren que pertenecen a distintas formaciones, yque la estratigrafía y edad de las sedimentitas agru-padas en la “sección pelítica basal” no están total-mente esclarecidas. En el subsuelo existe una bien es-tablecida sucesión de asociaciones de foraminíferos ysedimentitas, de persistente homotaxialidad, dadapor: a) la Asociación de Boltovskoyella, b) sedimentitascontinentales carbonosas asignables a la FormaciónRío Leona, c) asociaciones típicas de la FormaciónSan Julián, y d) la Asociación de Spirosigmoilinella-Martinottiella de la base de la Formación Monte León(cf. Malumián, 1999, 2002). Esta sucesión se utiliza co-mo referencia para el análisis estratigráfico en estetrabajo (cuadro 1).

La Formación Monte León (Bertels, 1970), con suárea tipo situada entre la desembocadura del ríoSanta Cruz y Las Cuevas, alcanza en la región de es-tudio espesores de 180 a 200 m y consiste mayormen-te de chonitas, a veces arcillosas o arenosas, amari-llentas claras hasta blancas, con areniscas finas a me-dianas y coquinas subordinadas. En el Gran Bajo deSan Julián, en el contacto con la Formación San Julián,predominan tufopelitas y arcilitas de coloración ama-rillento verdosa a castaña (Panza et al., 1995).

Por sus foraminíferos, la Formación Monte Leónfue asignada a diferentes edades entre el Oligoceno“medio” y el Mioceno medio (Becker, 1964; Bertels,1970, 1975, 1980; Malumián, 1982; Malumián y Náñez,1989; Náñez, 1990). Si bien los foraminíferos planctó-nicos son frecuentes en algunos niveles, la ausenciade los taxones guías de las biozonaciones de bajas la-titudes, e.g. Globigerinoides, y el escaso conocimientode las asociaciones australes hasta años recientes, handificultado la datación de la Formación. Por el reco-nocimiento del género bentónico Transversigerina enla base de la Formación Monte León y unidades co-rrelacionables en las cuencas atlánticas argentinas, seacotó una edad no mayor al Oligoceno terminal(Malumián y Náñez, 1998, 2002; Caramés et al., 2004).

Los palinomorfos del área tipo de la Formación, conelementos marinos y continentales, señalaron unaedad miocena, probablemente temprana (Barreda yPalamarczuk, 2000 a,c). Las dataciones radimétricas40Ar/ 39Ar indicaron una edad de 19,5 Ma para su te-cho (Fleagle et al., 1995), correspondiente al Miocenotemprano, según Gradstein et al. (2004). Estos datos yla relación discordante con la infrayacente FormaciónSan Julián (e.g. Malumián y Náñez, 1989), de edadpróxima al límite Oligoceno/Mioceno (Parras et al.,2008), sugieren que la Formación Monte León se res-tringe al Mioceno temprano.

Otras unidades estratigráficas del Cenozoico de lacuenca Austral, vinculadas a la problemática tratadaen este trabajo, son las Formaciones Man Aike y RíoLeona. La autoría y localidad tipo de la FormaciónMan Aike son discutidas (véase Malumián, 1992); aPiátnitzky (1938) correspondería la primera referen-cia publicada sobre el “horizonte de la estancia ManAike”, con la descripción de los afloramientos del ce-rro Moro y la región oriental de la laguna del Pozo,en el centro de la provincia de Santa Cruz. Sus aflo-ramientos se extienden desde la región de lago Ar-gentino hasta el centro de esa provincia. Se reconocetambién en subsuelo, y en particular, en la perfora-ción SC-1, Caramés y Malumián (2000) la identifica-ron entre 677 y 583 m, incluyendo en su parte supe-rior las capas con Boltovskoyella patagonica. El aflora-miento con B. patagonica de la base de la sucesión ce-nozoica del Gran Bajo de San Julián es correlaciona-ble con las mencionadas capas de la perforación SC-1, y por lo tanto con la Formación Man Aike.Previamente adjudicada desde el Senoniano hasta elOligoceno, la Formación Man Aike fue asignada porsus foraminíferos al Eoceno medio (Malumián yNáñez, 1989), biozonas P11 a P14 de Blow (1979), ycorrelacionada con las Formaciones Río Turbio y LaDespedida (Malumián, 1992, 1993).

La Formación Río Leona (Feruglio, 1938), consti-tuida por depósitos continentales y con localidad tipoen la región del río homónimo, está muy extendida enla cuenca Austral. Su relación con la infrayacenteFormación Man Aike es discordante (e.g. Russo et al.,1980; Malumián y Ramos, 1982; Malumián y Náñez,1989; Malumián, 1999; Marenssi et al., 2002), y transi-cional con la suprayacente Formación Patagonia oFormación Centinela (e.g. Russo et al., 1980; Marenssiet al., 2005). Enadimsa (1986) y Malumián (1999) lavinculan a las Arcillas Marrones del cabo Curioso, ytambién se ha mencionado su reemplazo lateral par-cial con la Formación Patagonia (Russo et al., 1980) ycon la Formación San Julián (Náñez, 1990). La edadde la Formación Río Leona, mayormente por posiciónestratigráfica, fue considerada dentro del Eoceno ter-minal a Oligoceno temprano (e.g., Malumián y Náñez,1989; Malumián, 1992, 1999, 2002), oligocena (Ma-



renssi et al., 2005), oligocena media a tardía (Russo etal., 1980), oligocena-miocena temprana (Parras et al.,2008). Por palinomorfos, fue asignada al Oligocenotemprano y Oligoceno tardío temprano (Barreda et al.,2004, 2009; Césari et al., 2006).

Material estudiado y métodos

Se seleccionaron los pozos CC-3 (49° 10’S, 67°41’W) y CC-4 (49° 15’S, 67° 44’W), por los testigos decorona disponibles y la mejor representación estrati-gráfica de la “sección pelítica basal” (figuras 2, 3).Fueron muestreados por C. Náñez y N. Malumián enel Yacimiento Río Turbio en 1987. Las profundidadescorresponden a metros bajo boca de pozo. Los pali-nomorfos fueron estudiados por M. Quattrocchio yL. Ruiz, y los foraminíferos por C. Náñez.

Para palinología, se seleccionaron por su litología16 muestras del pozo CC-3, entre 10 y 37 m que co-rresponden a la “sección pelítica basal”; cuatro resul-taron fértiles (figura 2). Del CC-4, se seleccionaron 19muestras, cinco de la Formación Monte León, cuatrode la sección superior de la Formación San Julián, y

10 de la “sección pelítica basal” (figura 3). Resultaronfértiles cuatro muestras de la Formación Monte León,dos de la sección superior de la Formación San Juliány cinco muestras de la “sección pelítica basal” (figu-ras 3, 4). Se procesaron además dos muestras de lascapas con Boltovskoyella del Gran Bajo de San Julián,más cinco de niveles próximos, todas estériles. Lasmuestras fueron procesadas según técnicas tradicio-nales (cf. Volkheimer y Melendi, 1976), estudiadas enun microscopio Olympus B12 (Nº 2226780) y archi-vadas en el Laboratorio de Palinología de laUniversidad Nacional del Sur (UNS LP). Los núme-ros de repositorio para las muestras del pozo CC-3son 1161 (18m), 19 (19m), 29 (29m), 1164 (30,5m); pa-ra el pozo CC-4, 2205 (6-9m), 2207 (20m), 2208 (24m),2209 (25m), 2210 (29m), 2211 (32m), 1611 (45m), 1612(46,5m), 1158 (63m), 1159 (71m) y 1615 (76m). Se es-tudiaron cuali y cuantitativamente las asociacionespalinológicas de la “sección pelítica basal”, y en for-ma preliminar las de la sección superior de laFormación San Julián y de la Formación Monte León.Los conteos y porcentajes relativos fueron calculadossobre la suma total de 150 a 300 esporas, granos depolen y algas (cuadro 2, figura 4). Valores porcentua-les menores al 1% se representan como presencia (x)en los cuadros de distribución. El accesorio de fluo-rescencia (iluminación con luz azul o azul U-V), seaplicó sobre todas las muestras de la “sección pelíti-ca basal” y una de la sección superior de laFormación San Julián, en preparados realizados pos-teriormente al tratamiento de los ácidos, sin oxida-ción. Este método permite reconocer el tipo de mate-ria palinológica amorfa e inferir la presencia de fito-plancton por su color e intensidad. Las afinidades bo-tánicas se basaron en la comparación con material dereferencia actual y bibliografía. Parte del material decomparación proviene de un pantano actual(Okefenokee swamp, Georgia, Estados Unidos).

Para analizar las similitudes entre las asociacionespalinoflorísticas de la “sección pelítica basal” conotras de la Patagonia del lapso Paleoceno-Mioceno,se aplicó el Coeficiente de Asociación de Jaccard, convalores de similitud entre 0 y 1, mediante el progra-ma Paleontological Statistics PAST (Hammer et al.,2001) (figuras 5, 6). Para eliminar distorsiones porpresencias únicas y facies se aplicó el range throughanalysis, en forma manual. Se utilizó además un aná-lisis no-paramétrico multidimensional escalado (N-MDS), basado en la ordenación de los elementos dela matriz de similitud, más que en sus valores abso-lutos (Kruskal y Wish, 1976). La premisa principal deeste procedimiento se basa en que a mayor similitudentre dos objetos más cercanos estarán en su ordena-ción (Kovach, 1989). Los resultados aquí presentadosse refieren a los dos primeros ejes, que reflejan la ma-yor variabilidad de los datos (figura 7).


Figura 2. Esquema estratigráfico del pozo CC-3, palinomorfos,microfósiles y paleoambiente /stratigraphic scheme of the CC-3 bo-rehole, palynomorphs, microfossils and paleoenvironment.


Para el estudio micropaleontológico del CC-4, seprocesaron 76 muestras de testigos de corona, aproxi-madamente uno por metro de espesor. Sobre una se-lección preliminar basada en el residuo lavado, se re-visaron en detalle 30 muestras (figura 3), de las cualesonce resultaron fértiles. El CC-3 fue estudiado porNáñez (1990), mediante 35 testigos entre 6 y 42 m,pertenecientes a la “sección pelítica basal” (figura 2).

Se utiliza la nomenclatura estratigráfica de Panzaet al. (1995), dado que las dos subunidades de laFormación San Julián que proponen estos autores sereconocen con claridad en los pozos estudiados.

Asociaciones polínicas de la “sección pelíticabasal”: paleoambiente y comparación conotras asociaciones

El estudio palinológico de los pozos CC-3 y CC-4se focalizó en la “sección pelítica basal”, que brindópalinomorfos de muy buena preservación. Su com-posición, reseñada en Malumián et al. (1998b), se des-

cribe e ilustra en las figuras 2-4, 8-10 y cuadro 2 de es-te trabajo. Sus asociaciones reflejan una vegetaciónregional compuesta de bosques de Nothofagus, aso-ciados a coníferas (Podocarpaceae) y árboles de me-nor altura como Proteaceae, Myrtaceae, etc. El estra-to herbáceo sería rico en helechos, representadosprincipalmente por las familias Cyatheaceae,Lophosoriaceae y Polypodiaceae. Entre las hierbasde los lugares pantanosos se distinguirían lasGunneraceae. El suelo pantanoso estaría cubierto porSphagnaceae.

Esta flora se habría desarrollado bajo condicionestempladas a templado-cálidas y húmedas, según su-giere la presencia de familias de angiospermas me-gatermales, como Palmae y Sapindaceae (Cupania),helechos, como la familia Cyatheaceae, y otros indi-cadores como Phyllocladidites mawsonii Cookson yMyrtaceidites verrucosus Partridge. P. mawsonii es muysimilar al polen de Lagarostrobus franklinii (Hook)Quinn, actualmente restringido a áreas de alta preci-pitación en el oeste de Tasmania, usualmente en bos-ques en galería bordeando ríos y lagos, y ocasional-


Figura 3. Esquema estratigráfico del pozo CC-4, palinomorfos, microfósiles y paleoambiente / stratigraphic scheme of the CC-4 borehole,palynomorphs, microfossils and paleoenvironment.



Cua

dro

2.Li

sta

de e

spec

ies

iden

tific

adas

, dis

trib

ució

n y

afin

idad

es b

otán

icas

/lis

t of i

dent

ified

spec

ies, d

istrib

utio

n an

d bo

tani

cal a

ffini

ties.

Mue

stra

sPo

zo C

C4

Pozo

CC

3Ta

xone

s fó

sile

sA

finid

ad b

otán

ica

45m

46,5

m63

m71

m76

m18

m19

m29

m30

,5m

PTER

IDO

FITA

S Y

BRIO

FITA

SEs

pora

s tr

ilete

sA

zolla

sp.

Azo

llace

ae3

2Cy

athe

acid

ites a

nnul

atus

Coo

kson

194

7Lo

phos

oria

ceae

(L.q

uadr

ipin

nata

)2

31

Delt

oido

spor

a au

stra

lis(C

oupe

r) P

ococ

k 19

70C

yath

eace

ae/D

icks

onia

ceae

1515

81

3D

eltoi

dosp

ora

min

or(C

oupe

r) P

ococ

k 19

70C

yath

eace

ae/D

icks

onia

ceae

109

33

Delt

oido

spor

asp

. 11

Delt

oido

spor

asp

. 21

Delt

oido

spor

asp

p.8

51

Bire

tispo

rites

cra

ssila

brat

usA

rcha

ngel

sky

1972

3Bi

retis

porit

essp

p.6

Bacu

latis

porit

es c

omau

men

sis(C

ooks

on) P

oton

ié 1

956

Hym

enop

hylla

ceae

218

43

Cing

utril

etes

aus

tral

is(C

ooks

on) A

rcha

ngel

sky

1972

Spha

gnal

es (S

phag

num

)1

Glei

chen

iidite

s arg

entin

usV

olkh

eim

er 1

972

Gle

iche

niac

eae

1G

leich

eniid

ites c

ircin

idite

s(C

ooks

on) D

ettm

ann

1963

Gle

iche

niac

eae

1G

leich

eniid

itess

pp.

62

1Is

chyo

spor

ites a

reap

unct

atis

(Stu

chlik

) Bar

reda

199

6D

icks

onia

ceae

(Dic

kson

ia)

12

21

Mur

icin

gulis

poris

che

nque

nsis

Bar

reda

199

2Pt

erid

acea

e (P

teris

sem

iadn

ata)

1H

ymen

ophy

lleac

eae?

+Tr

ilete

s in

dete

rmin

adas

85

23

8Es

pora

s m

onol

ete

Laev

igat

ospo

rites

ova

tusW

ilson

y W

ebst

er 1

946

Blec

hnac

eae

12

Pero

mon

olite

s vell

osus

Part

ridg

e 19

73A

thyr

iace

ae2

Poly

podi

ispor

ites i

nang

ahue

nsis

(Cou

per)

Pot

onié

195

6Po

lypo

diac

eae

3em

end.

Poc

knal

l y M

ilden

hall

1984

Poly

podi

ispor

itesc

f. m

inim

us(C

oupe

r) K

han

y M

artin

197

1 em

end.

Po

lypo

diac

eae

1Po

ckna

ll y

Mild

enha

ll 19

84Re

ticul

oido

spor

ites

sp.

11

1M

onol

etes

inde

t.10

1Po

lypo

diac

eae

+1

GIM

NO

SPER

MA

SIn

aper

tura

dos

Ara

ucar

iaci

tes a

ustr

alis

Coo

kson

194

7A

rauc

aria

ceae

13

15

12

Inap

ertu

ropo

lleni

tess

pp.

43

1Pl

icad

osEp

hedr

ipite

ssp.

21

Saca

dos

Gam

erro

ites p

silas

accu

s(A

rch.

y R

omer

o 19

74) A

rcha

ngel

sky

1988

Podo

carp

acea

e3

1Ly

gist

epol

lenite

s flo

rinii

(Coo

kson

y P

ike)

Sto

ver y

Eva

ns 1

973

Podo

carp

acea

e (D

. cup

ress

inum

)31

11

14

Phyl

locl

adid

ites m

awso

niiC

ooks

on 1

947

Podo

carp

acea

e (D

acry

dium

frank

linii)

1211

26

1Po

doca

rpid

ites e

legan

sRom

ero

1977

Podo

carp

acea

e7

71

Podo

carp

idite

s elli

ptic

usC

ooks

on 1

947

Podo

carp

acea

e+

Podo

carp

idite

s mar

wic

kiiC

oupe

r 195

3Po

doca

rpac

eae

15

172

77

6Po

doca

rpid

ites v

erru

cosu

sSto

ver y

Par

trid

ge 1

973

Podo

carp

acea

e1

Podo

carp

idite

sspp

.3

2M

icro

cach

ryid

ites a

ntar

ctic

usC

ooks

on 1

947

ex C

oupe

r 195

3Po

doca

rpac

eae

(Mic

roca

chry

s)1

33

Dac

ryca

rpite

s aus

tral

iensis

Coo

kson

y P

ike

1953

Podo

carp

acea

e32

44

11

3Sa

cado

s in

dete

rmin

ados

918

14

11

3A

NG

IOSP

ERM

AS

Inap

ertu

rado

sPo

tam

oget

onac

eapi

tess

p.

Pota

mog

eton

acea

e1

Mon

osul

cado

sA

reci

pite

scf.

A. m

inut

iscab

ratu

sMc

Inty

re 1

968

Palm

ae4

Long

aper

tites

pat

agon

icus

Arc

hang

elsk

y 19

73+

Spin

izon

ocol

pite

s hia

linus

Arc

hang

elsk

y y

Zam

aloa

198

6Pa

lmae

+1

Lilia

cidi

tes s

pher

icus

Cou

per 1

960

13

Lilia

cidi

tes v

arieg

atus

Cou

per 1

953

1M

onos

ulca

dos

inde

t.1



Dic

olpa

dos

Dic

olpa

dos

inde

t.1

Tric

olpa

dos

Tric

olpi

tes m

icro

retic

ulat

usBe

lsky

, Bol

tenh

agen

y P

oton

ié 1

965

Gun

nera

ceae

29

1Tr

icol

pite

sspp

.3

13

Peni

nsul

apol

lis g

illii

(Coo

kson

) Det

tman

n y

Jarz

en 1

988

Prot

eace

ae (B

eaup

rea)

1Ro

usea

min

uscu

laA

rcha

ngel

sky

y Ro

mer

o 19

861

1Ro

usea

spp.

1Ps

ilatr

icol

pite

ssp.

(Arc

hang

elsk

y 19

73)

21

Este

fano

colp

ados

Not

hofa

gidi

tes a

niso

echi

natu

sMen

énde

z y

Cac

cava

ri 1

975

Not

hofa

gace

ae1

Not

hofa

gidi

tes d

orot

ensis

Rom

ero

1973

Not

hofa

gace

ae25

591

72

136

Not

hofa

gidi

tes f

lemin

gii(

Cou

per)

Pot

onié

196

0N

otho

faga

ceae

1N

otho

fagi

dite

s roc

aens

isRo

mer

o 19

73N

otho

faga

ceae

1218

125

124

Not

hofa

gidi

tes s

arae

nsis

Men

énde

z y

Cac

cava

ri 1

975

Not

hofa

gace

ae1

5663

59

271

40N

otho

fagi

dite

s wai

paw

ensis

(Cou

per 1

960)

Fas

ola

1969

Not

hofa

gace

ae1

Not

hofa

gidi

tess

pp.

1211

11

Tric

olpo

rado

sPs

ilatr

icol

porit

es sa

lam

anqu

ensis

Arc

hang

elsk

y y

Zam

aloa

198

61

77

131

2Rh

oipi

tes b

acul

atus

Arc

hang

elsk

y 19

73M

imos

acea

e3

22

2Rh

oipi

tes m

inus

culu

sArc

hang

elsk

y 19

73Lo

gani

acea

e1

714

14

52

Rhoi

pite

ssp.

A(Q

uattr

occh

io 1

980)

Ruta

ceae

4Rh

oipi

tess

p. B

(Qua

ttroc

chio

y V

olkh

eim

er 1

988)

2Rh

oipi

tess

p.

11

Retit

ricol

porit

esch

ubut

ensis

Arc

hang

elsk

y 19

73Ru

tace

ae/V

itace

ae1

Retit

ricol

porit

es m

ediu

sGon

zále

z G

uzm

án 1

967

1St

riatr

icol

porit

es g

amer

roiA

rcha

ngel

sky

1973

Ana

card

iace

ae1

44

2A

ilant

hipi

tess

p. (e

n Q

uattr

occh

io y

Vol

khei

mer

198

8)A

naca

rdia

ceae

1Er

icip

itess

p.Er

icac

eae/

Empe

trac

eae

+M

yrta

ceid

ites m

eson

esus

Coo

kson

y P

ike

1954

Myr

tace

ae1

Myr

tace

idite

s ver

ruco

susP

artr

idge

197

3M

yrta

ceae

3516

1852

15

Myr

tace

idite

sspp

.2

13

Myr

tipite

s ann

ulat

usA

ceve

do y

Anz

oteg

ui 2

001

Myr

tace

ae1

Cupa

neid

ites r

etic

ular

isC

ooks

on y

Pik

e 19

54Sa

pind

acea

e (C

upan

ia)

21

Tric

olpo

rites

sp. 1

Fas

ola

1969

1Tr

icol

porit

essp

p.5

13

Intr

atrip

orop

ollen

itess

p.1

Trip

orad

osPr

opyl

ipol

lisps

eudo

moi

des(

Stov

er) D

ettm

ann

y H

arse

n 19

96Pr

otea

ceae

+Pr

opyl

ipol

lisry

nthi

us(S

tove

r y P

artr

idge

) Qua

ttroc

chio

y R

uiz

n. c

omb.

Prot

eace

ae1

76

5Pr

otea

cidi

tess

ubsc

abra

tus(

Cou

per)

Har

ris

1965

Prot

eace

ae2

121

144

5Es

tefa

noco

lpor

ados

Baum

anni

polli

svar

iape

rtur

atus

Barr

eda

1993

Mal

vace

ae+

Este

fano

colp

orad

osin

det.

6M

onop

orad

osG

ram

inid

itess

p.Po

acea

e82

303

12

Cype

race

aepo

lliss

p.C

yper

acea

e1

Cyp

erac

eae

75

Polip

orad

osCh

enop

odip

ollis

chen

opod

iace

oide

s(M

artin

) Tru

swel

l 198

5C

heno

podi

acea

e1

23

5M

alva

cipo

lliss

ubtil

isSt

over

197

3Eu

phor

biac

eae

22

2Po

rado

s in

det.

64

11

1Es

tefa

nopo

rado

sM

yrio

phyl

lum

sp.

Hal

orag

acea

e2

ALG

AE

Botr

yoco

ccus

sp.

Chl

oroc

occa

les

11

Ovo

idite

ssp.

Zygn

emat

acea

e1

11

15

8H

ON

GO

SG

lom

ussp

.1

6H

ongo

s in

det.

11

Cua

dro

2.(C

ontin

uaci

ón /

con

tinua

tion)

.

Mue

stra

sPo

zo C

C4

Pozo

CC

3Ta

xone

s fó

sile

sA

finid

ad b

otán

ica

45m

46,5

m63

m71

m76

m18

m19

m29

m30

,5m



Figu

ra 4

.Dis

trib

ució

n de

pal

inom

orfo

s de

los

pozo

s C

C-3

y C

C-4

. E.M

on,e

spor

as m

onol

ete;

Mc,

mon

ocol

pado

s; In

,ina

pert

urad

os; M

ons.

,mon

osul

cado

s; T

ricp

.,tr

icol

pado

s; T

rip.

, tri

pora

-do

s; E

stef

anoc

olp.

: est

efan

ocol

pado

s; P

por.,

polip

orad

os; Z

yg.,

Zygn

emat

acea

e; C

c,C

hlor

ococ

cale

s /

dist

ribut

ion

char

ts o

f pal

ynom

orph

s fro

m th

e CC-

3 an

d CC

-4 b

oreh

oles

. E.M

on,M

onol

etes

spo-

res;

Mc,

colp

ates

; In:

inap

ertu

rate

s; M

ons.

: mon

osul

cate

s; Tr

icp.

,tric

olpa

tes;

Trip

.,tr

ipor

ates

; Est

efan

ocol

p.: s

tefa

noco

lpat

es; P

por.,

poly

pora

tes;

Zyg.

,Zyg

nem

atac

eae;

Cc,C

hlor

ococ

cales

.


mente en laderas protegidas o donde localmente hayaltos niveles de humedad (Martin, 1997). Myrta-ceidites verrucosus es un tipo de Myrtaceae pertene-ciente a la foresta lluviosa (Martin, 1997). También seencuentran representantes de las familias Poaceae yCyperaceae, que sugieren condiciones locales de ma-yor humedad, como pequeños cuerpos de agua.

Entre las especies de Nothofagidites, N. saraensisMenéndez y Caccavari, N. rocaensis Romero, N. wai-pawensis (Couper) Fasola y N. flemingii (Couper)Potonié, corresponden al grupo fusca; N. dorotensis

Romero, y tentativamente, N. anisoechinatus Menén-dez y Caccavari, al grupo brassii. El tipo brassii pa-rece ser más afín a climas cálidos y se originaría enaltitudes ligeramente menores que los tipos fusca ymenziesii (Kemp, 1978; Frederiksen, 1985). En algu-nos niveles de la “sección pelítica basal”, los gruposfusca y brassii tienen similar representatividad,mientras que en otros domina el grupo fusca.También se observan variaciones en la relación deMyrtaceae/Nothofagaceae. Estos cambios podríanreflejar variaciones en la temperatura o en la esta-


Figura 5. Coeficientes de similitud de Jaccard entre diferentes asociaciones palinológicas. Referencias de las asociaciones en figura 6 /Jaccard similarity index values among different palynological assemblages. References in figure 6.


cionalidad, o bien diferentes condiciones locales otafonómicas.

En parte, las paleocomunidades de la “sección pe-lítica basal” tienen similitud con las del DistritoValdiviano, de la Provincia y Dominio Subantárticos(Cabrera, 1976), cuya flora, adaptada a un clima tem-plado-frío, es muy diferente de la de los demás do-minios del territorio argentino. Las asociaciones de la“sección pelítica basal” se diferencian de las valdi-vianas por contar con podocarpáceas vinculadas aformas actualmente restringidas a Tasmania y Nueva

Zelanda (Phyllocladidites, Dacrycarpites, Micro-cachryidites, etc.), como se ha mencionado para otrasasociaciones paleógenas de Patagonia (e.g. Romero,1977; Báez et al., 1990). Contienen además Nothofa-gidites tipo brassii, que no se encuentra en el actualBosque Valdiviano, y algunos representantes de fa-milias de angiospermas megatermales. La coexisten-cia de elementos indicadores de clima templado atemplado-cálido con otros de clima templado-frío,relaciona a la palinoflora de la “sección pelítica ba-sal” con la denominada “Paleoflora Mixta”, caracte-


Figura 6. Dendograma de agrupamiento de las asociaciones palinológicas de diferentes formaciones y/o localidades, aplicando elCoeficiente de Asociación de Jaccard y el programa PAST./ dendogram showing the cluster of palynological assemblages from different forma-tions and/or localities, based on Jaccard coefficient and the PAST programme. Referencias/ References: (1) Volkheimer et al., 2007; (2-3)Archangelsky, 1973, 1976; Archangelsky y Romero, 1974; Archangelsky y Zamaloa, 1986; (4-9) Melendi et al., 2003; (10-11) Archangelsky,1972; Romero y Castro, 1986; Romero y Zamaloa, 1985; Romero, 1977; (12) Olivero et al., 1998; (13-15) Asensio et al., 2005; Quattrocchioet al., en preparación; (16) Fasola, 1969; (17-27), este trabajo; (28) Barreda, 1997; (29-31) Barreda et al., 2008; (32) Palamarczuk y Barreda,2000; (33) Barreda y Palamarczuk, 2000a; (34-37) Barreda, 1996; Palamarczuk y Barreda,1998; Barreda y Palamarczuk, 2000c.


rística del sur de América del Sur durante elPaleógeno (Romero, 1978). Estas floras mixtas, conelementos que actualmente se distribuyen en dife-rentes zonas climáticas, han sido explicadas por cam-bios en la tolerancia climática de sus componentes, obien por estabilidad termal atmosférica. Según estu-dios de fisionomía foliar, habrían evolucionado en unclima subtropical, con temperaturas relativamentecálidas y alta precipitación anual, con escasa varia-ción estacional, en un régimen sin análogos moder-nos (Hinojosa y Villagrán, 2005). Aun en Patagoniaaustral, hasta comienzos del Mioceno Medio, habríanprevalecido condiciones relativamente cálidas parapermitir el desarrollo de taxa de actual distribucióntropical (Palazzesi et al., 2003).

Los niveles 46,5 m y 45 m del pozo CC-4 corres-ponderían a depósitos de carbón de origen dulcea-

cuícola, formados en un área pantanosa en un perío-do de mar bajo (cf. Barreda, 1997) o en áreas protegi-das. Palinológicamente, estos niveles se caracterizanpor la abundancia de Poaceae (gramíneas), y presen-cia de Cyperaceae y de algas de origen continentalcomo Botryococcus y Ovoidites (figura 4). Ovoidites esuna zigóspora o aplanóspora de Zygnemataceae queindica un ambiente dulceacuícola, más o menos me-sotrófico, poco profundo, rico en oxígeno y tranqui-lo, suficientemente cálido para permitir la formaciónde las zigósporas, tal como fuera señalado por vanGeel en varios trabajos (fide Zamaloa, 1996). Se consi-dera un valioso indicador de antiguos depósitos decarbón de agua dulce (Rich et al., 1982). Las asocia-ciones de los niveles de 46,5 m y 45 m están integra-das mayormente por esporomorfos locales, o sea de-positados a unas pocas decenas de metros de la plan-


Figura 7. Agrupamiento de las asociaciones palinológicas según la aplicación del análisis no-paramétrico multidimensional escalado (N-MDS). (A-B) Daniano, Formaciones Cerro Bororó y Salamanca; (C), Eoceno, Fms. Huitrera y Río Turbio; (D), Eoceno tardío, Fms. Sloggetty Troncoso; (E), Oligoceno, Formaciones Salto del Macho y Río Foyel y “sección pelítica basal” de la Formación San Julián (este trabajo);(F-G), Oligoceno tardío, Formación San Julián (playa La Mina) y Formación Río Leona; (H), Oligoceno tardío-Mioceno temprano (pozoAries x-1); (I), Mioceno temprano-medio (Formaciones Monte León y Chenque). Referencias de la numeración de los puntos graficadosen figura 6 / groupings of palynological assemblages based on the non-parametric multidimensional scaling(N-MDS) technique. (A-B) Danian,Formations Cerro Bororó and Salamanca; (C), Eocene, Formations Huitrera and Río Turbio; (D), late Eocene, Formations Sloggett and Troncoso;(E), Oligocene, Formations Salto del Macho and Río Foyel, and “basal muddy section” of the San Julián Formation (this paper); (F-G), late Oligocene,San Julián Fm. ( playa La Mina) and Río Leona Formation; (H), late Oligocene-early Miocene (Aries x-1 well); (I), early-middle Miocene (Monte Leónand Chenque Formations). For references of plotted numbers, see figure 6.


ta emisora (Holmes, 1994). El estudio de muestras ac-tuales del pantano de Okefenokee, Georgia, EstadosUnidos, que semeja las condiciones de formación delos carbones terciarios (Rich et al., 1982), sugiere queaunque alrededor del pantano se desarrolle un bos-que denso, la asociación palinológica refleja mayor-mente la vegetación local. Según Rich (comunicaciónpersonal, 1999), el polen del bosque queda atrapadoen el suelo densamente vegetado. El polen anemófilose dispersaría a mayor distancia de la fuente emiso-ra, no registrándose localmente. Las asociaciones delos restantes niveles fértiles de la “sección pelítica ba-sal” están caracterizadas mayormente por el aportede la vegetación regional, junto al aporte local de ele-mentos acuáticos de la familia Zygnemataceae.

Comparación con otras asociaciones palinológicas dePatagonia

La asociación microflorística de la “sección pelíti-ca basal” se ha comparado con otras de la Patagoniadel lapso Paleoceno-Mioceno, mediante el análisiscualitativo y técnicas estadísticas, a fin de evaluar sugrado de similitud y estimar su edad.

Entre las asociaciones descriptas para laFormación San Julián, Pöthe de Baldis (1974) mencio-nó para el carbón de la base del perfil de caboCurioso, predominio de gimnospermas (65-70%), se-guidas por Nothofagidites (15%), angiospermas tripo-radas o colpadas y esporas triletes, de edad eocenatardía-oligocena temprana, por comparación con lasFormaciones Río Turbio y Loreto.

Para los niveles basales del perfil de playa LaMina, de la misma Formación, Barreda (1997) descri-bió una flora mixta, de clima cálido y húmedo, yedad oligocena, probablemente tardía, por la presen-cia, aunque escasa, de Tubulifloridites sp. (Aste-raceae). Destacó la presencia de Margocolporites tenui-reticulatus Barreda y Canthiumidites aff. C. bellus(Partridge) Mildenhall y Pocknall, características dela palinozona inferior de la Formación Chenque.Asociaciones similares a las de playa La Mina, des-criptas del sur del Golfo de San Jorge, contienen com-puestas (Asteraceae) y las especies Rhoipites ciena-guensis (Dueñas) Barreda, Rubipollis oblatus (Pocknally Mildenhall) Mildenhall y Pocknall, y Diporites aspis

Pocknall y Mildenhall, que sugirieron una edad oli-gocena tardía (Barreda y Palamarczuk, 2000b). Estasespecies son características de la palinoflora delOligoceno tardío de perfiles de la costa patagónica yplataforma continental (Barreda y Palamarczuk,2000c). La asociación palinológica oligocena tardía dela Formación Centinela contiene asimismo compues-tas (Guerstein et al., 2004). En las asociaciones palino-lógicas de la “sección pelítica basal” estudiadas eneste trabajo, no se encontraron compuestas, conoci-das desde el Oligoceno (e.g. Katinas et al., 2007) ni lasespecies mencionadas, ausencias que podrían sugeriruna edad mayor que Oligoceno tardío. Estas diferen-cias se reflejan en un índice de similitud menor a 0,6(figuras 5, 6).

En la Formación Chenque, el reconocimiento decompuestas determina una antigüedad no mayorque oligocena tardía (Barreda, 1996), mientras la aso-ciación palinológica en su conjunto indica una edadmiocena temprana y media (Palamarczuk y Barreda,1998; Barreda y Palamarczuk, 2000c). Aunque mu-chos taxones son comunes a ambas unidades, en laasociación de la “sección pelítica basal” descripta eneste trabajo, no se documentan muchas familias deangiospermas, principalmente las compuestas y lasonagráceas. El índice de similitud con la FormaciónChenque, al igual que con la asociación de laFormación Monte León (Barreda y Palamarczuk,2000a) es menor a 0,4. El análisis no-paramétricomultidimensional escalado (N-MDS) también mues-tra agrupamientos diferentes y distanciados (figura7).

Entre los palinomorfos que señalarían afinidad dela “sección pelítica basal” con estas asociaciones oli-gomiocenas, se encuentran Baumannipollis variapertu-ratus Barreda, y las esporas Ischyosporites areapuncta-tis y Muricingulisporis chenquensis Barreda, hasta elmomento no encontrados en depósitos eocenos(Barreda, 2002), así como la abundancia deGraminidites sp. (poácea) y la presencia deChenopodipollis chenopodiaceoides (Martin) Truswell(quenopodiácea) y de Cyperaceae. La diversificaciónde malváceas, poáceas y quenopodiáceas es una delas características de la asociación palinológica delOligoceno superior de la provincia de Santa Cruz(Barreda, 2002); estas familias son muy escasas antesdel Oligoceno (Germeraad et al., 1968; Muller, 1981).


Figura 8. 1, Deltoidospora australis (Couper) Pocock. 1161/2: 19,8/153,2, vista proximal / proximal view. 2, Deltoidospora minor(Couper) Pocock. 1159/3: 24,8/131,3, vista proximal / proximal view. 3, Gleicheniidites argentinus Volkheimer. 1161/2: 28,5/146,2, vistadistal / distal view. 4, Ischyosporites areapunctatis (Stuchlik) Barreda. 1159/1: 20/138, vista proximal / proximal view. 5,Hymenophylleaceae?. 1159/3: 12,8/154, vista proximal / proximal view. 6, Cingutriletes australis (Cookson) Archangelsky. 1161/2:23/151, vista proximal / proximal view. 7-8, Cyatheacidites annulatus Cookson. 1161/1: 2,3/135,8, 7, vista distal / distal view. 8, vista pro-ximal / proximal view. 9, Polypodiaceae. 1159/3: 1,5/115,2, vista distal / distal view. 10, 11, Peromonolites vellosus Partridge. 1158/1:20,2/148,2, vista lateral / lateral view. 12, Laevigatosporites ovatus Wilson y Webster. 19 m: 7,8/143,7. Magnificación/enlargement x 1000.


Otra característica señalada para el Oligoceno tardíosantacruceño es la presencia de angiospermas mega-termales (Barreda y Palazzesi, 2007).

Para la Formación Río Leona, de la región de ElCalafate y Río Turbio, se mencionó una asociaciónde baja diversidad, de clima templado a frío, domi-nada por Nothofagidites, comparable a la del Oligo-ceno inferior fueguino del pozo La Sara y de la For-mación Sloggett (Barreda et al., 2004; Césari et al.,2006; Barreda y Palazzesi, 2007). Recientemente, Ba-rreda et al. (2009) describieron para la misma Forma-ción en la región de los lagos Argentino y Viedma,una palinoflora dominada por Nothofagidites, asocia-da a Podocarpaceae, Araucariaceae, Proteaceae yMyrtaceae. Por la presencia de Asteraceae, Poaceae yespecies características de la Zona M-M del Oligo-ceno tardío como Margocolporites tenuireticulatus, Di-porites aspis y Granodiporites nebulosus, y la ausenciade especies indicadoras de clima cálido, sugirieronuna edad oligocena tardía temprana. Al igual quecon otras asociaciones del Oligoceno tardío, la aso-ciación palinológica de la “sección pelítica basal” deeste trabajo, se diferencia por no contener estas espe-cies, ni Asteraceae, y los índices de similitud son me-nores a 0,6.

Los análisis estadísticos señalan una fuerte simili-tud de las asociaciones de la “sección pelítica basal”con la Formación Loreto, del sur de Chile, de edadoligocena (Fasola, 1969), si bien con limitaciones porla escasez de taxones, muchos solo a nivel genérico,en la última unidad. Un nivel menor de similitud seda con las formaciones Salto del Macho y Río Foyel(Quattrocchio et al., en preparación), de edad oligo-cena (Asensio et al., en prensa), con coeficientes desimilitud cercanos a 0,8 (figura 5). En general, estasfloras están caracterizadas por Nothofagaceae,Podocarpaceae y en menor proporción Arau-cariaceae, Myrtaceae y Proteaceae, y no presentan ladiversidad de angiospermas que se observa en elOligoceno tardío.

Una similitud menor a 0,7 se da con la microflorade la Formación Sloggett, de Tierra del Fuego, asig-

nada al Eoceno tardío-¿Oligoceno temprano?, de cli-ma templado a templado frío y muy húmedo, y sinfamilias modernas como las gramíneas, onagráceas ycompuestas (Olivero et al., 1998). Un valor similar seda con la Formación Troncoso, del norte dePatagonia, también de probable edad eocena tardía.

La similitud es baja con respecto a las asociacionesde las formaciones Río Turbio y Huitrera (Archan-gelsky, 1972; Romero, 1977; Romero y Zamaloa, 1985;Romero y Castro, 1986; Melendi et al., 2003), de edadeocena, y con las formaciones Salamanca y CerroBororó, del Paleoceno (Archangelsky, 1973, 1976;Archangelsky y Romero, 1974; Archangelsky yZamaloa, 1986; Volkheimer et al., 2007).

Micropaleontología

Los foraminíferos de la Formación San Julián sonmayormente bentónicos, con planctónicos muy esca-sos y frecuentemente juveniles, reflejando ambientesmarinos someros y marginales (Bertels, 1979, 1996;Náñez, 1990). Las asociaciones bentónicas de losMiembros Gran Bajo y Meseta Chica en sus perfilestipo (Bertels, 1979), en general de buena preserva-ción, no difieren considerablemente entre sí y com-parten la misma especie de Cribrorotalia, sugiriendouna estrecha relación entre ambas. Están conforma-das mayormente por especies de pared calcárea per-forada, con algunos miliólidos en el Miembro MesetaChica. El Miembro Gran Bajo se caracteriza porElphidium infrajuliense Bertels, y por la relativa abun-dancia de Buccella juliana (Bertels).

Los foraminíferos de la Formación Monte León ensu área tipo fueron descriptos por Becker (1964) yBertels (1975, 1980). Se conocen además de numero-sas localidades de superficie y de subsuelo (e.g.Malumián, 1968, 1970; Náñez, 1990), dado que for-maciones correlacionables tienen una amplia exten-sión en Patagonia. Conforman asociaciones más di-versas y con mayor contenido de planctónicos encomparación con las de la Formación San Julián, y re-


Figura 9. 1, Reticuloidosporites sp. 19 m: 7,2/144, vista lateral / lateral view. 2, Polypodiisporites inangahuensis (Couper) Potoniéemend. Pocknall y Mildenhall. 1161/4: 3,3/135,2. 3, Podocarpidites elegans Romero. 1159/1: 8,9/149,5, vista polar oblicua / oblique po-lar view. 4, Gamerroites psilasaccus (Archangelsky y Romero) Archangelsky. 1159/1: 21/158,8, vista polar oblicua / oblique polar view. 5,Podocarpidites marwickii Couper. 1161/2: 23,2/127,7, vista polar / polar view. 6, Phyllocladidites mawsonii Cookson. 1161/2:22,8/138,8, vista polar / polar view. 7, Podocarpidites ellipticus Cookson. 1161/2: 22,5/115,2, vista distal / distal view. 8, Lygistepollenitesflorinii (Cookson y Pike) Stover y Evans. 1161/4: 4,5/135, vista polar oblicua / oblique polar view. 9, Microcachryidites antarcticusCookson ex Couper. 1158/2: 22,2/151,8, vista polar oblicua / oblique polar view. 10, Arecipites cf. A. minutiscabratus Mc Intyre. 1161/2:24,2/148,5, vista distal / distal view. 11, Liliacidites sphericus Couper. 1159/1: 4,5/147,8, vista distal / distal view. 12, Rhoipites minus-culus Archangelsky. 1164/1: 22,2/132,5, vista ecuatorial / equatorial view. 13, Spinizonocolpites hialinus Archangelsky y Zamaloa.1159/1: 14,8/145,3, vista distal / distal view. 14, Rousea minuscula Archangelsky y Zamaloa. 29 m: 9,7/120, vista ecuatorial / equatorialview. 15, Tricolpites microreticulatus Belsky, Boltenhagen y Potonie.1161/2: 24,5/155,8, vista polar / polar view. Magnificación / enlar-gement x 1000.


velan un aspecto moderno en el que puede encon-trarse el origen de las asociaciones actuales (e.g.Malumián y Náñez, 2002).

En el pozo CC-4 se han recuperado foraminíferosde ambas secciones de la Formación San Julián y dela Formación Monte León. En la “sección pelítica ba-sal” (43 a 81,50 m), se encontraron microfósiles calcá-reos solo en 59 y 63 m (figura 3); son escasos moldesde foraminíferos y ostrácodos, moldes de bivalvos ygastrópodos juveniles, fragmentos carbonizados demadera y abundantes diatomeas centrales. La preser-vación es muy pobre, con fuertes signos de disolu-ción; son frecuentes los moldes o reemplazos de ye-so. En 59 m, la especie de foraminífero más abun-dante es Elphidium infrajuliense, seguida por Buccellasp., Guttulina austriaca d’Orbigny, Guttulina spicaefor-mis (Roemer), Pseudotriloculina? sp., Pyrgo sp. En 63m, domina Buccella sp., seguida por Buccella juliana,Guttulina spicaeformis, Elphidium? sp. y Boltovskoyellapatagonica?.

La mala preservación y escasez de los ejemplaresen la “sección pelítica basal” tornan poco confiable lacomparación con otras asociaciones. Se asemeja a ladel Miembro Gran Bajo por la relativa abundancia deE. infrajuliense, de B. juliana y de buccellas en general,y por algunos polimorfínidos. Se diferencia por laaparente presencia de B. patagonica, la aparente au-sencia de varias especies de Cibicides y deCribrorotalia abundantes en el Miembro Gran Bajo, yla pobre preservación. Elphidium infrajuliense fue se-ñalado como posible guía para el Miembro Gran Bajo(Bertels, 1979), pero posteriormente ilustrado para laFormación Man Aike (Malumián, 1992); es morfoló-gicamente cercano a Elphidium rioturbiense Malu-mián, del miembro superior de la Formación RíoTurbio, de edad eocena media tardía (Malumián,1994). Buccella juliana es una especie común en elMiembro Gran Bajo y esporádica en el MiembroMeseta Chica (Bertels, 1979). También se ha citadopara una microfauna del subsuelo de la provincia deSanta Cruz, de probable edad eocena tardía a oligo-cena temprana (Malumián y Náñez, 2002). Las buc-

cellas, frecuentes en la asociación de la “sección pelí-tica basal”, son raras en las microfaunas del Eocenomedio tardío de la cuenca, como las de las formacio-nes La Despedida (Malumián, 1990, 1994), Man Aike(Malumián, 1992) y Río Turbio (Carrizo et al., 1990;Malumián y Caramés, 1997). Son más comunes en lascapas con Boltovskoyella patagonica del pozo SC-1(Malumián et al., 1971) y del Gran Bajo de San Julián,también asignadas a la Formación Man Aike.Comienzan a ser muy abundantes en la sección su-perior de la Formación San Julián, manteniéndoseabundantes hasta en la actual plataforma argentina,donde conforman el reino de Buccella (Boltovskoy,1976).

En el nivel de 63 m del pozo CC-4, dos ejemplaresde Boltovskoyella patagonica?, con determinación du-dosa por su mala preservación, sugieren afinidad conla asociación de B. patagonica del Gran Bajo de SanJulián y de la perforación SC-1. La afinidad tambiénestá dada por la similar preservación, la litología aso-ciada y la posición estratigráfica, infrayacente a lasección superior de la Formación San Julián. Sin em-bargo, la composición taxonómica general es diferen-te; la mayoría de las especies acompañantes en la aso-ciación con B. patagonica en el Gran Bajo de San Juliány en el pozo SC-1, no aparecen en la “sección pelíticabasal” del pozo CC-4.

Boltovskoyella patagonica fue descripta original-mente de testigos del pozo SC-1, ca. 22 m por encimade niveles con foraminíferos planctónicos del Eocenomedio tardío (Malumián et al., 1971; Malumián yMasiuk, 1972). Tanto estos niveles con planctónicoscomo los que contienen B. patagonica fueron asigna-dos a la Formación Man Aike (e.g. Caramés yMalumián, 2000), y los niveles conglomerádicos quelos suprayacen discordantemente, a la Formación RíoLeona (Malumián y Ramos, 1982). El géneroBoltovskoyella caracteriza la transgresión del Eocenomedio tardío de la cuenca Austral (Malumián, 1993;Malumián y Náñez, 2002). No se ha encontrado en lafosilífera sección superior de la Formación San Juliánni en la Formación Monte León, como así tampoco


Figura 10. 1, Peninsulapollis gillii (Cookson) Dettmann y Jarzen. 19m: 3,1/114, vista polar / polar view. 2, Rhoipites sp. B (deQuattrocchio y Volkheimer, 1988). 1159/1: 11,5/157,2, vista ecuatorial / equatorial view. 3, Striatricolporites gamerroi Archangelsky.1161/2: 20,1/137,3, vista ecuatorial / equatorial view. 4, Retitricolporites chubutensis Archangelsky. 1159/2: 24,3/118,8, vista ecuatorial/ equatorial view. 5, Psilatricolporites salamanquensis Archangelsky y Zamaloa. 1159/1: 3,1/142, vista ecuatorial / equatorial view. 6,Graminidites sp. 1611 a: 18,7/143,5. 7, Myrtaceidites mesonesus Cookson y Pike. 29m: 9,9/126,8, vista polar / polar view. 8, Myrtaceiditesverrucosus Partridge. 1159/1: 11,6/157,2, vista polar / polar view. 9, Myrtipites annulatus Acevedo y Anzotegui. 1159/3: 24,8/157,8, vis-ta polar / polar view. 10, Cupaneidites reticularis Cookson y Pike. 1161/2: 1,5/136,6, vista polar / polar view. 11, Propylipollis pseudo-moides (Stover) Dettmann y Jarzen. 1161/2: 22,8/138,3, vista polar / polar view. 12, Proteacidites subscabratus (Couper) Harris. 1164/2:14,3/128,2, vista polar / polar view. 13, Propylipollis rynthius (Stover y Partridge) Quattrocchio y Ruiz n. comb.. 1164/2: 10,1/129,8, vis-ta polar / polar view. 14, Nothofagidites rocaensis Romero. 1161/2: 21,9/137,4, vista polar / polar view. 15, Nothofagidites saraensisMenéndez y Caccavari. 1164/1: 19,8/134,8, vista polar / polar view. 16, Baumannipollis variaperturatus Barreda. 1159/1: 7/152,8. 17,Chenopodipollis chenopodiaceoides (Martin) Truswell. 19 m: 8,2/120,3. 18, Potamogetonaceapites sp. 1615 a: 18,2/156. 19, Ericipites sp.1612 a: 23,3/154,5. 20, Botryococcus sp. 1611 a: 4,9/114,9. 21, Ovoidites sp. 1615 a: 11,8/119,1. Magnificación / enlargement x 1000.


otros representantes de la superfamilia Asteri-gerinacea a la que pertenece, tradicionalmente consi-derada de aguas someras y cálidas (e.g. Loeblich yTappan, 1964). Las capas con B. patagonica del pozoSC-1, originalmente asignadas al Oligoceno, proba-blemente temprano (Malumián et al., 1971), fueronluego consideradas de edad eocena media tardía, da-da la distribución de la especie, los bentónicos aso-ciados, y su inclusión en la Formación Man Aike(Malumián y Náñez, 1989; Hrómic, 1990; Náñez,1998). No se puede descartar una edad algo más jo-ven, como eocena tardía, dado que tanto en el GranBajo de San Julián como en la perforación SC-1, laasociación con B. patagonica no tiene planctónicos queprecisen su edad.

En resumen, con las prevenciones dadas por la es-casez y pobre preservación del material, la “secciónpelítica basal” del pozo CC-4 se caracteriza por laabundancia de buccellas y de Elphidium infrajuliense,que la acercan a la asociación del Miembro GranBajo. Boltovskoyella patagonica? sugiere afinidad conmicrofaunas eocenas, pero su identificación requiereconfirmación y no se descarta un posible retrabajo.Los ostrácodos acompañantes tienen mayor afinidadcon los de la sección superior de la Formación SanJulián, que con otros del Paleógeno de Patagonia (G.Jannou, comunicación personal, 2007). A escala re-gional, la microfauna en estudio suprayace las capascon planctónicos del Eoceno medio tardío del pozoSC-1, y probablemente a las capas con B. patagonica, einfrayace a la sección superior de la Formación SanJulián, con edades radimétricas máximas en torno alos 26 Ma, Oligoceno tardío (Parras et al., 2008). Porsu posición estratigráfica y las relaciones microfau-nísticas, se estima para la asociación de la “secciónpelítica basal” del pozo CC-4 una edad comprendidaentre el Eoceno tardío y el Oligoceno, más probable-mente oligocena, y mayor a 26 Ma.

La asociación de la “sección pelítica basal” sugie-re un ambiente marino, marginal, con comunicaciónrestringida con el mar abierto. En el tramo entre 55 y61 m, Pereyra (1986a) menciona fósiles marinos.Diatomeas centrales son muy abundantes en 59 y 63m, y raras en 60, 70 y 72 m. De esta manera, la “sec-ción pelítica basal” en el pozo CC-4, si bien en partepuede ser de ambiente continental, contiene tramosmarinos, y el conjunto de sedimentitas entre 43 y81,50 m se considera de ambiente parálico.

Entre 26 a 42 m del pozo CC-4, se reconoce la sec-ción superior de la Formación San Julián (Oligocenotardío). Los foraminíferos son por niveles abundan-tes, de buena preservación, aunque la fragmentaciónes frecuente. La asociación está integrada principal-mente por Cribrorotalia hornibrooki Malumián yMasiuk, forma typica (sensu Bertels, 1979), Cibicidesjuliense Bertels, C. temperatus Vella, C. lobatulus

(Walker y Jacob), Buccella sp., Trifarina juliana (Ber-tels), Guttulina hantkeni Cushman y Ozawa, Discorbissp. cf. D. huneri Howe, Globocassidulina subglobosa(Brady), Discorotalia sp., Discorbinella berthelothi(d’Orbigny), Gyroidinoides zelandicus (Finlay), Buccellajuliana, Glandulina ovula d’Orbigny, entre otras. Estaasociación es similar a la del Miembro Meseta Chica,y netamente diferenciable de la descripta para la“sección pelítica basal”, tanto en composición comoen preservación. Corresponde a un ambiente de pla-taforma interna, somera. Además, hay abundantesostrácodos.

La suprayacente Formación Monte León (Mio-ceno temprano) brindó foraminíferos solo en su base,en la muestra de 25 m (figura 3). Son mayormentearenáceos: Rhabdammina? spp., Cribrostomoides sp. cf.L. crassimargo (Norman), Reophax scorpiurus Montfort,Ammoglobigerina sp., Haplophragmoides sp., Spiro-sigmoilinella compressa Matsunaga, Trochamminopsis?sp. Los foraminíferos calcáreos han sufrido fuerte di-solución, representados solo por pocos moldes deCibicidoides? sp. La asociación es muy similar a la en-contrada en la base de la Formación Monte León enla perforación CC-7 (figura 1), en 29 m, denominadaAsociación de Cribrostomoides sp. cf. L. crassimargo,(Malumián y Náñez, 1989). Esta Asociación es a suvez vinculable a la de Spirosigmoilinella-Martinottiella(cf. Malumián, 1982; Malumián y Náñez, 1989), por lapresencia de S. compressa en el pozo CC-4, la fuertedisolución de los elementos calcáreos y la posiciónestratigráfica basal dentro de la Formación MonteLeón (Malumián y Náñez, 1998, 2002). La Asociaciónde Spirosigmoilinella-Martinottiella fue relacionadacon aguas frías, corrosivas, de origen antártico, rela-tivamente profundas (Malumián y Náñez, 1991,2002). Aquí se preserva la denominación deAsociación de Cribrostomoides sp. cf. L. crassimargo,para la asociación de los pozos CC-4 y CC-7, para di-ferenciarla de la Asociación de Spirosigmoilinella-Martinottiella típica, descripta para la FormaciónCabo Peña, de Tierra del Fuego, que incluye ademásde los géneros nominantes, frecuente Hoeglundina yCyclammina (Codignotto y Malumián, 1981;Malumián y Olivero, 2006). Para la Asociación deCribrostomoides sp. cf. L. crassimargo de los pozos CC-4 y CC-7, se estima un paleoambiente de plataformamedia a externa. La fracción arenosa de la FormaciónMonte León contiene además diatomeas centrales,espículas de esponjas silíceas y abundante vidrio vol-cánico. El cambio microfaunístico respecto a la infra-yacente Formación San Julián, muy marcado, reflejauna discontinuidad y una disposición transgresivade la Formación Monte León.

Del pozo CC-3 solo se contó con muestras de la“sección pelítica basal”, que no brindaron foraminí-feros. Se encontraron muy escasos restos de gastró-



podos, moldes de ostrácodos y espículas de equino-dermos en 11 y 12 m, sugiriendo un ambiente mari-no para esos niveles, y pequeños tubos piritizados en23 m (Náñez, 1990).

Discusión y conclusiones

Los pozos CC-3 y CC-4 alumbraron una sucesiónsedimentaria similar a la aflorante en el Gran Bajo deSan Julián, localidad de referencia para unidades es-tratigráficas clásicas del Cenozoico de la cuencaAustral. En particular, el pozo CC-4, estratigráfica-mente el más completo, atraviesa las FormacionesMonte León y San Julián. En esta última Formación,se reconocen las dos subunidades descriptas porPanza et al. (1995), diferenciables tanto por su litolo-gía como por sus características micropaleontológi-cas.

Se han recuperado palinomorfos de muy buenapreservación de la “sección pelítica basal” de ambospozos. Son de origen continental y reflejan un bosqueregional de Nothofagaceae, Myrtaceae, Podo-carpaceae y Palmae, en condiciones de clima templa-do a templado-cálido y húmedo, que corresponderíaa una “Paleoflora Mixta”, característica delPaleógeno del sur de América del Sur (Romero,1978). La asociación palinológica de las arcilitas car-bonosas superiores de la “sección pelítica basal”, do-minada por gramíneas, y acompañada por elementosarbóreos (podocarpáceas) y algas de origen continen-tal, representaría mayormente la vegetación localasociada a cuerpos de agua dulce y/o salobre, pro-bablemente pantanos cercanos a la costa marina.

La “sección pelítica basal” del pozo CC-4 brindóuna asociación de foraminíferos de ambiente marinolitoral, proveniente de dos horizontes de su parte me-dia. Si bien la escasez y mala preservación de losejemplares limitan la comparación con otras asocia-ciones, tendría su mayor afinidad con la asociacióndel Miembro Gran Bajo de la Formación San Julián,dada la dominancia de buccellas y de Elphidium in-frajuliense. El hallazgo de Boltovskoyella patagonica su-giere asimismo afinidad con la asociación deBoltovskoyella de la Formación Man Aike, pero losejemplares encontrados son muy escasos y de deter-minación dudosa.

Por su posición estratigráfica y las característicasde la palinoflora y la microfauna, aunque sin indica-dores bioestratigráficos precisos, se estima para la“sección pelítica basal” de los pozos CC-3 y CC-4 unaedad oligocena. En los análisis estadísticos, sus pali-nofloras conforman un agrupamiento diferenciado deotras asignadas al Eoceno tardío u Oligoceno tardío.

Las condiciones húmedas señaladas por la palino-flora, la materia carbonosa, restos de invertebrados,

foraminíferos y abundantes diatomeas centrales endiferentes niveles de la “sección pelítica basal”, enparticular en el pozo CC-4, indican un ambiente pa-rálico, con alternancia de ambientes continentales,cercanos a la costa marina, y marinos marginales, concirculación estuárica. Estas condiciones son concor-dantes con las señaladas por varios autores para laparte inferior de la Formación San Julián (e.g. Panzaet al., 1995; Barreda, 1997; Parras y Casadío, 2005). Enel pozo CC-3, el ambiente sería similar, pero los indi-cadores marinos son más escasos, sugiriendo condi-ciones más proximales.

La sección superior de la Formación San Julián enel pozo CC-4 contiene una asociación de foraminífe-ros calcáreos, de plataforma interna, similar a la ilus-trada por Bertels (1979) para el Miembro MesetaChica. El contraste con los niveles de ambientes con-tinentales y marinos marginales de la “sección pelí-tica basal” infrayacente, reflejado en la composicióntaxonómica y preservación de la microfauna, sugie-re al menos una discordancia menor, que podría co-rresponder a la superficie de ravinement identificadapor Parras y Casadío (2005) en el perfil de cabo Cu-rioso.

En la base de la suprayacente Formación MonteLeón, la Asociación de Cribrostomoides sp. cf. L. crassi-margo, compuesta casi exclusivamente de foraminífe-ros aglutinados, y los dinoflagelados presentes, sugie-ren condiciones marinas más abiertas, probablementede plataforma media a externa, reflejando el caráctertransgresivo de la Formación. Esta asociación de fora-miníferos, probable resultado del avance de aguas frí-as, corrosivas, de origen subantártico (Malumián yNáñez, 1991), coincide con la ausencia, en la base de laFormación Monte León, de palinomorfos indicadoresde clima templado-cálido, en coherencia con el retro-ceso general de las formas tropicales y avance del pai-saje abierto y arbustivo ya señalado por Barreda (2002)para esta unidad. Por el cambio abrupto y la disimili-tud entre las respectivas asociaciones de foraminíferosse estima una relación discordante entre las Forma-ciones San Julián y Monte León. En este contexto, lasección superior de la Formación San Julián corres-pondería al óptimo climático del Oligoceno tardío(Zachos et al., 2001; Erdmann et al., 2008), y la discor-dancia con la Formación Monte León, respondería a ladenominada glaciación Mi-1.

Agradecimientos

A Yacimientos Carboníferos Fiscales por el material y facilida-des otorgadas en el Yacimiento de Río Turbio para el muestreo delos pozos. A N. Malumián, su estímulo y comentarios. A F. Rich,la posibilidad de muestrear el Okefenokee Swamp, (MeetingAASP, Georgia Savannanah, 1999). A D. Jarzen, A. Partridge y S.Srivastava por sus aportes sobre sistemática. A Carlos Jaramillo



por sus comentarios en calidad de árbitro, y por su amplia colabo-ración en el tratamiento estadístico de los datos palinológicos. AViviana Barreda, su tarea editorial. El trabajo fue en parte finan-ciado por el proyecto Cenozoico de la Patagonia y PlataformaContinental Argentina PICT07-12257 de la Agencia Nacional dePromoción Tecnológica, subsidios del CONICET y ANPCyT a MQy el proyecto CGL2007-63724/BTE del Ministerio de Educación yCiencia de España.

Bibliografía

Archangelsky, S. 1972. Esporas de la Formación Río Turbio(Eoceno). Provincia de Santa Cruz. Revista del Museo de La Plata(Nueva Serie), Paleontología 6: 65-100.

Archangelsky, S. 1973. Palinología del Paleoceno de Chubut. I.Descripciones sistemáticas. Ameghiniana 10: 339-399.

Archangelsky, S. 1976. Palinología del Paleoceno de Chubut. III.Análisis numérico. Ameghiniana 13: 169-184.

Archangelsky, S. y Romero, E.J. 1974. Polen de gimnospermas (co-níferas) del Cretácico superior y Paleoceno de Patagonia.Ameghiniana 11: 217-236

Archangelsky, S. y Zamaloa, M. del C. 1986. Nuevas descripcionespalinológicas de las formaciones Salamanca y Bororó, Paleocenode Chubut (República Argentina). Ameghiniana 23: 35-46.

Asensio, M., Zavala, C. y Arcuri, M. 2005. Los sedimentos tercia-rios del río Foyel, Provincia de Río Negro, Argentina. 16º Con-greso Geológico Argentino (San Salvador de Jujuy), Actas 3: 271-276.

Báez, A.M., Zamaloa, M. del C. y Romero, E. 1990. Nuevos ha-llazgos de microfloras y anuros paleógenos en el noroeste dePatagonia: implicancias paleoambientales y paleobiogeográfi-cas. Ameghiniana 27: 83-94.

Barreda, V.D. 1996. Bioestratigrafía de polen y esporas de laFormación Chenque, Oligoceno tardío?-Mioceno de las pro-vincias de Chubut y Santa Cruz, Patagonia, Argentina.Ameghiniana 33: 35-96.

Barreda, V.D. 1997. Palinoestratigrafía de la Formación San Juliánen el área de Playa La Mina (Provincia de Santa Cruz),Oligoceno de la cuenca Austral. Ameghiniana 34: 283-294.

Barreda, V.D. 2002. Palinofloras cenozoicas. En: M.J. Haller (ed.),Geología y Recursos Naturales de Santa Cruz. Relatorio del15º Congreso Geológico Argentino (El Calafate), 2: 545-567.

Barreda, V.D. y Palamarczuk, S. 2000a. Palinomorfos continenta-les y marinos de la Formación Monte León en su área tipo,provincia de Santa Cruz, Argentina. Ameghiniana 31: 3-12.

Barreda, V.D. y Palamarczuk, S. 2000b. Palinoestratigrafía de de-pósitos del Oligoceno tardío-Mioceno en el área sur del GolfoSan Jorge, provincia de Santa Cruz, Argentina. Ameghiniana31: 103-117.

Barreda, V. D. y Palamarczuk, S. 2000c. Estudio palinoestratigrá-fico del Oligoceno tardío-Mioceno en secciones de la costa pa-tagónica y plataforma continental argentina. En: F.G.Aceñolaza y R. Herbst, (eds.), El Neógeno de Argentina. INSU-GEO, Serie Correlación Geológica 14: 103-138.

Barreda, V. y Palazzesi, L. 2007. Patagonian vegetation turnoversduring the Paleogene-Early Neogene: Origin of arid-adaptedfloras. The Botanical Review 73: 31-50.

Barreda, V.D., Césari, S.N., Marenssi, S.A. y Palazzesi, L. 2004.The Río Leona Formation: a key record of the Oligocene florain Patagonia. 7º International Organization of PaleobotanyConference (S. C. de Bariloche), Abstracts: 9.

Barreda, V., Palazzesi, L. y Marenssi, S. 2009. Palynological recordof the Paleogene Río Leona Formation (southernmost SouthAmerica): Stratigraphical and paleoenvironmental implica-tions. Review of Palaeobotany and Palynology 154: 22-33.

Becker, D. 1964. Micropaleontología del Superpatagoniense de laslocalidades Las Cuevas y Monte Entrance (provincia de SantaCruz). Ameghiniana 3: 319-351.

Bertels, A. 1970. Sobre el “Piso Patagónico” y la representación dela época del Oligoceno en Patagonia Austral. Revista de laAsociación Geológica Argentina 25: 495-501.

Bertels, A. 1975. Bioestratigrafía del Paleógeno en la RepúblicaArgentina. Revista Española de Micropaleontología 7: 429-450.

Bertels, A. 1979. Estratigrafía y micropaleontología de la Forma-ción San Julián en su área tipo, provincia de Santa Cruz, Re-pública Argentina. Ameghiniana 14: 233-293.

Bertels, A. 1980. Estratigrafía y foraminíferos (Protozoa) bentó-nicos de la Formación Monte León (Oligoceno) en su área ti-po, Provincia de Santa Cruz, República Argentina. 2°Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía y 1°Congreso Latinoamericano de Paleontología (Buenos Aires),Actas 2: 213-73.

Bertels, A. 1996. Cenozoic marine sedimentary basins of Argen-tina. Some palaeoenvironmental features based on foraminife-ra. Geologie de l´Afrique et de l´Atlantique Sud: Actes ColloquesAngers: 351-59.

Blow, W. 1979. The Cainozoic Globigerinida. A study of the morpho-logy, taxonomy, evolutionary relationships and the stratigraphicaldistribution of some Globigerinida (mainly Globigerinacea). E.J.Brill, Leiden, 1493 pp.

Boltovskoy, E. 1976. Distribution of Recent foraminifera of theSouth American Region. En: R.H. Hedley y C.G. Adams (eds.),Foraminifera 2, Academic Press, London, pp. 171-236.

Cabrera, A.L. 1976. Regiones Fitogeográficas Argentinas.Enciclopedia Argentina de Agricultura y Jardinería 2: 1- 85.

Cabrera, O.R. y Zúñiga, A.E. 1982. [Exploración carbonífera en la cos-ta atlántica de la provincia de Santa Cruz (entre el Cabo Curioso yla desembocadura del río Santa Cruz). Informe YacimientosCarboníferos Fiscales, Río Turbio, 29 pp. Inédito.].

Caramés, A. y Malumián, N. 2000. Foraminíferos danianos de laperforación SC-1, provincia de Santa Cruz, cuenca Austral,Argentina. Simposio Paleogeno de América del Sur (BuenosAires, 1996), Actas. Subsecretaría de Minería de la Nación,Servicio Geológico Minero Argentino, Anales 33: 33-50.

Caramés, A., Malumián, N. y Náñez, C. 2004. Foraminíferos delPaleógeno del pozo Península Valdés (PV. es-1), Patagoniaseptentrional, Argentina. Ameghiniana 41: 461-474.

Carrizo, R., Malumián, N., Náñez, C., Caramés, A. y Concheyro,A. 1990. Micropaleontología y correlación del Terciario delárea carbonífera de Río Turbio, Provincia de Santa Cruz,Argentina. 2° Simposio sobre el Terciario de Chile (Concepción),Actas 1: 29-50.

Casadío, S., Parras, A.M. y Marenssi, S.A. 2001. Edades 87Sr/86Srde Crassostrea? hatcheri Ortmann (Bivalvia, Ostreoidea) en el“Patagoniano” de Santa Cruz, Argentina. AmeghinianaSuplemento Resúmenes 38: 30R.

Césari, S.N., Francis, J., Pujana, R.R. y Marenssi, S.A. 2006. Hojasde angiospermas de la Formación río Leona, Oligoceno,Patagonia. 9º Congreso Argentino de Paleontología yBioestratigrafía (Córdoba), Resúmenes: 34.

Codignotto, J. y Malumián, N. 1981. Geología de la región al nor-te del paralelo 54° S de la Isla Grande de la Tierra del Fuego.Revista de la Asociación Geológica Argentina 36: 44-88.

De Giusto, J.M. 1955. [Informe geológico preliminar zona San Julián.Informe Yacimientos Petrolíferos Fiscales, 15 pp. Inédito.].

Di Paola, E. C. y Marchese, H.G. 1973. Litoestratigrafía de laFormación Patagonia en el área tipo (Bajo de San Julián – de-sembocadura del Río Santa Cruz). Provincia de Santa Cruz.República Argentina. 5º Congreso Geológico Argentino (CarlosPaz), Actas 3: 207-222.

Enadimsa 1986. [Proyecto de exploración de los yacimientos de carbónde la cuenca Austral argentina. YCF-BIRF. Informe Técnico Finalcorrespondiente a la Zona Norte, III-I, Mem. y Anexo III-I. EnInforme Final 1987-1988. Yacimientos Carboníferos Fiscales.Buenos Aires. 390 pp. Inédito.].

Erdmann, S., Bellosi, E. y Morra, G. 2008. Una nueva especie decoral solitario (Scleractinia, Turbinoliidae) de la FormaciónSan Julián (Oligoceno superior, Santa Cruz) en su contexto es-



tratigráfico y paleoambiental. Revista del Museo Argentino deCiencias Naturales, n.s. 10: 255-262.

Fasola, A. 1969. Estudio palinológico de la Formación Loreto(Terciario medio), provincia de Magallanes, Chile. Ameghi-niana 6: 3-49.

Feruglio, E. 1938. El Cretáceo superior del lago San Martín y de lasregiones adyacentes. Physis 12: 293-342.

Fleagle, J. G., Bown, T.M., Swisher, C. y Buckley, G. 1995. Age ofthe Pinturas and Santa Cruz Formations. 6° CongresoArgentino de Paleontología y Bioestratigrafía (Trelew), Actas:129-135.

Frederiksen, N.O. 1985. Review of early Tertiary sporomorph pa-leoecology. American Association of Stratigraphic Palynologists,Contribution Series 15: 1- 92.

Germeraad, J.H., Hopping, C.A. y Muller, J. 1968. Palynology ofTertiary sediments from tropical areas. Review of Palaeobotanyand Palynology 6: 189-348.

Gradstein, F., Ogg, J. y Smith, A. (eds.) 2004. A Geologic Time Scale2004. Cambridge University Press, 586pp.

Guerstein, G.R., Guler, M.V. y Casadío, S. 2004. Palyno-stratigraphy and palaeoenvironments across the Oligocene-Miocene boundary within the Centinela Formation, south-western Argentina. En: A.B. Beaudoin y M.J. Head (eds.), ThePalynology and Micropalaeontology of Boundaries. GeologicalSociety, Special Publication 230: 325-343.

Hammer, Ø., Harper, D.A.T. y Ryan, P.D. 2001. PAST:Paleontological Statistics Software package for education anddata analysis. Palaeontologica Electronica 4: 9 pp.

Hinojosa, L.F. y Villagrán, C. 2005. Did South American MixedPaleofloras evolve under thermal equability or in the absenceof an effective Andean barrier during the Cenozoic?.Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 217: 1-23.

Holmes, P.L. 1994. II. Studies of palynosedimentation in modernenvironments. A. Palynomorph sedimentation. En: A.Traverse (ed.), Sedimentation of organic particles. CambridgeUniversity Press: 9-32.

Hrómic, T. 1990. Presencia de Antarcticella (Candeina) antarctica(Leckie y Webb), (Protozoa, Foraminiferida, Candeinidae) enla cuenca Austral de América del Sur. Anales Instituto de laPatagonia, Serie Ciencias Naturales 18: 87-95.

Katinas, L., Crisci, J.V., Tellería, M.C., Barreda, V. y Palazzezi, L.2007. Early history of Asteraceae in Patagonia: evidence fromfossil pollen grains. New Zealand Journal of Botany 45: 605-610.

Kemp, E.M. 1978. Tertiary climatic evolution and vegetation his-tory in the southeast Indian Ocean. Palaeogeography,Palaeoclimatology, Palaeoecology 24: 169-208.

Kovach, W.L. 1989. Comparisons of multivariate analytical tech-niques for use in Pre-Quaternary plant paleoecology. Review ofPaleobotany and Palynology 60: 255-282.

Kruskal, J.B. y Wish, M. 1976. Multidimensional scaling. SageUniversity Papers, Quantitative Applications in the SocialSciences, 07-011, Beverly Hills, 93pp.

Loeblich, A.R., Jr. y Tappan, H. 1964. Sarcodina chiefly“Thecamoebians” and Foraminiferida. Part C, Protista. En:R.C. Moore (ed.), Treatise on Invertebrate Paleontology, Part C,Protista 2, vol. 1 y 2, 900 pp.

Malumián, N. 1968. Foraminíferos del Cretácico superior yTerciario del subsuelo de la provincia de Santa Cruz,Argentina. Ameghiniana 5: 191-227.

Malumián, N. 1970. Foraminíferos del Oligoceno y Mioceno delsubsuelo de la provincia de Buenos Aires. Ameghiniana 9: 97-137.

Malumián, N. 1978. Esbozo paleoecológico de las asociaciones fo-raminiferológicas terciarias de la Argentina. Ameghiniana 15:161-171.

Malumián, N. 1982. Características bioestratigráficas de las aso-ciaciones foraminiferológicas de la Argentina. 5° CongresoLatinoamericano de Geología (Buenos Aires), Actas 1: 779-790.

Malumián, N. 1990. Foraminíferos bentónicos de la localidad tipode la Formación La Despedida (Eoceno, Isla Grande de Tierra

del Fuego). Parte II, Nodosariacea, Buliminacea, Elphidiidae yRotálidos tuberculados. Ameghiniana 27: 343-363.

Malumián, N. 1992. Foraminíferos de la Formación Man Aike(Eoceno, sureste lago Cardiel) Provincia de Santa Cruz. Revistade la Asociación Geológica Argentina 45: 365-385.

Malumián, N. 1993. El Eoceno medio marino del cono sur: paleo-geografía y foraminíferos. 12° Congreso Geológico Argentino y 2°Congreso de Exploración de Hidrocarburos (Mendoza), Actas 2:142-147.

Malumián, N. 1994. Foraminíferos nuevos o característicos delEoceno medio de cuenca Austral: significado paleozoogeográ-fico. Ameghiniana 31: 139-151.

Malumián, N. 1999. La sedimentación y el volcanismo terciariosen la Patagonia extraandina. 1. La sedimentación en laPatagonia extraandina. En: R. Caminos (ed.), GeologíaArgentina. Servicio Geológico Minero Argentino, Instituto deGeología y Recursos Minerales, Anales 29: 557-612.

Malumián, N. 2002. El Terciario marino. Sus relaciones con el eus-tatismo. En: M.J. Haller (ed.), Geología y Recursos Naturalesde Santa Cruz. 15° Congreso Geológico Argentino (El Calafate),Relatorio 1: 237-244.

Malumián, N. y Caramés, A. 1997. Upper Campanian-Paleogenefrom the Río Turbio coal measures in southern Argentina: mi-cropaleontology and the Paleocene/Eocene boundary. Journalof South American Earth Sciences 10: 189-201.

Malumián, N. y Masiuk, V. 1972. Boltovskoyella: A new Paleogeneforaminiferal genus from Argentina. Journal of ForaminiferalResearch 2: 1-5.

Malumián, N. y Náñez, C. 1989. Asociaciones de foraminíferosdel Terciario medio de cuenca Austral: sus relaciones coneventos eustáticos globales. Revista de la Asociación GeológicaArgentina 43: 257-264.

Malumián, N. y Náñez, C. 1991. Paleogeografía del Terciario mediodel Cono Sur: avance de aguas antárticas. 6° Congreso GeológicoChileno (Viña del Mar), Resúmenes Expandidos: 847-275.

Malumián, N. y Náñez, C. 1998. El género Transversigerina y laedad de la transgresión Patagoniana. 10º CongresoLatinoamericano de Geología y 6º Congreso Nacional de GeologíaEconómica (Buenos Aires), Actas 1: 285-290.

Malumián, N. y Náñez, C. 2002. Los Foraminíferos de la Provinciade Santa Cruz: Su significado geológico y paleoambiental. En:M.J. Haller (ed.), Geología y Recursos Naturales de SantaCruz. 15º Congreso Geológico Argentino (El Calafate), Relatorio 2:481-493.

Malumián, N. y Olivero, E.B. 2006. El Grupo Cabo Domingo,Tierra del Fuego: bioestratigrafía, paleoambientes y aconteci-mientos del Eoceno-Mioceno marino. Revista de la AsociaciónGeológica Argentina 61: 139-160.

Malumián, N. y Ramos, V. 1982. Magmatic intervals, transgres-sion-regression cycles and oceanic events in the Cretaceousand Tertiary of southern South America. Earth and PlanetaryScience Letters 67: 228-237.

Malumián, N., Masiuk, V. y Riggi, J.C. 1971. Micropaleontologíay sedimentología de la perforación SC-1, provincia SantaCruz, República Argentina. Su importancia y correlaciones.Revista de la Asociación Geológica Argentina 26: 175-208.

Malumián, N., Náñez, C. y Jannou, G. 1998a. La Formación Elviraen su localidad tipo. Cuenca del Colorado. Foraminíferos yedad. 10º Congreso Latinoamericano de Geología y 6º CongresoNacional de Geología Económica (Buenos Aires), Actas 1: 114-119.

Malumián, N., Náñez, C., Quattrocchio, M. y Ruiz, L. 1998b.Micropaleontología y palinología de la Formación San Julián yArcilitas del Cabo Curioso (Eoceno superior-Oligoceno infe-rior), provincia de Santa Cruz, Argentina. 7° CongresoArgentino de Paleontología y Bioestratigrafía (Bahía Blanca),Resúmenes: 35.

Manassero, M.J., Griffin, M. y Pastorino, G. 1997. Coquinas andshelf deposits of the San Julián Formation (Upper Eocene-Lower Oligocene), southern Patagonia, Argentina. Revista de laAsociación Geológica Argentina 52: 286-296.



Marenssi, S.A., Casadío, S. y Santillana, S.N. 2002. La FormaciónMan Aike al sur de El Calafate (Provincia de Santa Cruz) y surelación con la discordancia del Eoceno medio en la cuencaAustral. Revista de la Asociación Geológica Argentina 57: 341-344.

Marenssi, S.A., Limarino, C.O., Tripaldi, A. y Net, L. 2005. Fluvialsystems variations in the Río Leona Formation: Tectonic andeustatic controls on the Oligocene evolution of the Austral(Magallanes) Basin, southernmost Argentina. Journal of SouthAmerican Earth Sciences 19: 359-372.

Martin, H.A. 1997. The Use of Ecological Tolerances for theReconstruction of Tertiary Palaeoclimates. Australian Journal ofBotany 45: 475-492.

Martin, A.R.H. y Harris, W.K. 1974. Reappraisal of some palyno-morphs of supposed proteaceous affinity. Grana 14: 108-113.

Mastandrea, O., Leanza, H., Hugo, C. y Oblitas, C. 1982.Prospección de fosfatos sedimentarios en la RepúblicaArgentina. 5º Congreso Latinoamericano de Geología (BuenosAires), Actas 3: 159-176.

Melendi, D.L., Scafati, L.H. y Volkheimer, W. 2003.Palynostratigraphy of the Paleogene Huitrera Formation in N-W Patagonia, Argentina. Neues Jahrbuch für Geologie undPaläeontologie, Abhandlungen 228: 205-273.

Muller, J. 1981. Fossil pollen records of extant angiosperms. TheBotanical Review 47: 1-142.

Náñez, C. 1990. Foraminíferos y bioestratigrafía del Terciario me-dio de Santa Cruz oriental. Revista de la Asociación GeológicaArgentina 43: 493-517.

Náñez, C. 1998. The genus Boltovskoyella (foraminifera) fromPatagonia. Journal of Micropalaeontology 17: 105-118.

Olivero, E.B. y Malumián, N. 2002. Upper Cretaceous-Cenozoicclastic wedges from the Austral-Malvinas foreland Basins,Tierra del Fuego, Argentina: eustatic and tectonic controls. 3°European Meeting on Paleontology and Stratigraphy of LatinAmerica (Tolouse), Addendum: 6-9.

Olivero, E.B., Barreda, V., Marenssi, S.A., Santillana, S.N. yMartinioni, D.R. 1998. Estratigrafía, sedimentología y palinolo-gía de la Formación Sloggett (Paleógeno continental), Tierra delFuego. Revista de la Asociación Geológica Argentina 53: 504-516.

Palamarczuk, S. y Barreda, V. 1998. Bioestratigrafía en base a quis-tes de dinoflagelados de la Formación Chenque (Mioceno),provincia del Chubut, Argentina. Ameghiniana 35: 415-426.

Palamarczuk, S. y Barreda, V. 2000. Palinologia del Paleógeno tar-dío-Neógeno temprano, pozo Áries x-1, PlataformaContinental Argentina, Tierra de Fuego. Ameghiniana 37: 221-234.

Palazzesi, L., Barreda, V. y Prieto, A.R. 2003. Análisis evolutivo dela vegetación cenozoica en las provincias de Chubut y SantaCruz (Argentina) con especial atención en las comunidadesherbáceo-arbustivas. Revista del Museo Argentino de CienciasNaturales, n.s. 5: 151-161.

Panza, J., Irigoyen, M. y Genini, A. 1995. Hoja Geológica 4969-IVPuerto San Julián. Secretaría de Minería, Dirección Nacional delServicio Geológico, Boletín 211 (nueva serie), 78 pp.

Parras, A. y Casadío, S. 2005. Taphonomy and sequence strati-graphic significance of oyster-dominated concentrations fromthe San Julián formation, Oligocene of Patagonia, Argentina.Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 217: 47-66.

Parras, A., Griffin, M., Feldmann, R., Casadío, S., Schweitzer, C. yMarenssi, S. 2008. Correlation of marine beds based on Sr- andAr- date determinations and faunal affinities across thePaleogene/Neogene boundary in southern Patagonia,Argentina. Journal of South American Earth Sciences 26: 204-216.

Pereyra, A.1986a. [Columna estratigráfica Sondeo CC-4. ProyectoExploración Carbón, Cuenca Austral Argentina. InformeYacimientos Carboníferos Fiscales, Enadimsa-BIRFTecnoproyectos, 4pp., Buenos Aires. Inédito.].

Pereyra, A. 1986b. [Columna estratigráfica Sondeo CC-3. ProyectoExploración Carbón, Cuenca Austral Argentina. InformeYacimientos Carboníferos Fiscales, Enadimsa-BIRF Tecno-proyectos, 4 pp, Buenos Aires. Inédito.].

Piátnitzky, A. 1938. Observaciones geológicas en el oeste de SantaCruz (Patagonia). Boletín de Informaciones Petroleras 165: 45-85.

Pöthe de Baldis, D. 1974. La microflora del carbón de CaboCurioso (Eoceno superior-Oligoceno inferior), provincia deSanta Cruz. 1° Congreso Argentino de Paleontología yBioestratigrafía (Tucumán), Resúmenes: 30.

Quattrocchio, M. 1980. Estudio Palinológico preliminar de laFormación Lumbrera (Grupo Salta), loc. Pampa Grande, pro-vincia de Salta. 2° Congreso Argentino de Paleontología yBioestratigrafía y 1° Congreso Latinoamericano de Paleontología(Buenos Aires), Actas 2: 131-149.

Quattrocchio, M. E. y Volkheimer, W. 1988. Microflora de los es-tratos limítrofes entre Cretácico y Terciario en las localidadesde Tilián y Corralito, cuenca del Grupo Salta. DescripcionesSistemáticas. 4° Congreso Argentino de Paleontología yBioestratigrafía (Mendoza), Actas 3: 109-120.

Rich, F.J., Kuehn, D. y Davies, T.D. 1982. The paleoecological sig-nificance of Ovoidites. Palynology 6: 19-28.

Romero, E.J. 1977. Polen de gimnospermas y fagáceas de la FormaciónRío Turbio (Eoceno), Santa Cruz, Argentina. Fundación para laEducación, la Ciencia y la Cultura, Buenos Aires, 219p.

Romero, E. J. 1978. Paleoecología y paleofitogeografía de las tafo-floras del Cenofítico de Argentina y áreas vecinas.Ameghiniana 15: 209-227.

Romero, J. E. y Castro, M.T. 1986. Material fúngico y granos depolen de angiospermas de la Formación Río Turbio (Eoceno),provincia de Santa Cruz, República Argentina. Ameghiniana23: 101-118.

Romero, J.E. y Zamaloa, M.C. 1985. Polen de angiospermas de laFormación Río Turbio (Eoceno), provincia de Santa Cruz,Argentina. Ameghiniana 22: 43-51.

Russo, A., Flores, M.A. y Di Benedetto, H. 1980. Patagonia AustralExtraandina. 2º Simposio de Geología Regional Argentina(Córdoba), 2: 1431-1462.

Stover, L.E. y Partridge, A.D. 1982. Eocene spore-pollen from theWerillup Formation, Western Australia. Palynology 6: 69-95.

Volkheimer, W. y Melendi, D. 1976. Palinomorfos como fósilesguías (3ra. Parte). Técnicas de laboratorio palinológico. RevistaMinera, Geología y Mineralogía. Sociedad Argentina de Minería yGeología 34: 19-30.

Volkheimer, W., Scafati, L. y Melendi, D. L. 2007. Palynology of aDanian warm climatic wetland in central northern Patagonia,Argentina. Revista Española de Micropaleontología 39: 117-134.

Zachos, J., Pagani, M., Sloan, L., Thomas, E. y Billups, K. 2001.Trends, Rhythms, and Aberrations in Global Climate 65 Ma toPresent. Science 292: 686-692.

Zamaloa, M. del C. 1996. Asociación de zigósporas deZygnemataceae (Chlorophyta) en el Terciario medio de Tierradel Fuego, Argentina. Ameghiniana 33: 179-184.

Recibido: 15 de septiembre de 2008.Aceptado: 10 de agosto de 2009.

Apéndices

Estratigrafía de los pozos CC-3 y CC-4

La litología está sintetizada de los legajos de pozos (Pereyra,1986a,b) y la estratigrafía de Enadimsa (1986) y Panza et al. (1995):

Pozo CC-3 (figura 2)

0 a 3 m: Cuaternario.3 a 6 m: Sección superior de la Formación San Julián. Limolitas yareniscas de grano fino, gris a gris verdoso, con abundantes bival-vos fósiles marinos.



6 a 42,60 m: “sección pelítica basal” de la Formación San Julián. 6 a 15 m: areniscas gruesas a finas, con intercalaciones de arci-lita gris, con briznas carbonosas hacia el techo, y clastos de ar-cilita en la base. 15 a 42,60 m: arcilitas grises o verdosas, con restos vegetalescarbonizados y láminas de carbón. Algunos restos de conchi-llas.

42,60 a 73,70 m: Grupo Bahía Laura.

Pozo CC-4 (figura 3)

0 a 2 m: Cuaternario. 2 a 26 m: Formación Monte León. Limolitas y arcilitas tobáceas grisamarillentas. 26 a 42,50 m: Sección superior de la Formación San Julián.Areniscas finas a medianas, gris verdosas a pardo amarillentas,con restos fósiles de bivalvos, e intercalaciones de lumachellas. 42,50 a 81,50 m: “sección pelítica basal” . Areniscas, limolitas y ar-cillas.

42,50 a 49 m: arcilitas gris a gris verdosas, con abundantesbriznas carbonosas, restos vegetales carbonizados y abundan-tes hilos de carbón. En los dos metros superiores, las arcilitasalternan con limolitas y areniscas finas en niveles lenticulares. 49 a 61 m: Areniscas finas a medianas, con briznas carbonosasentre 49 y 55 m y bivalvos marinos entre 55 y 61 m. 61 a 81,50 m: Areniscas finas a medianas, con intercalacionesde limolitas y arcilitas. Restos de conchillas.

81,50 a 87,70 m: Grupo Bahía Laura.En el pozo CC-4, Enadimsa (1986) identifica el Miembro San Juliánde 26,50 a 38 m y de 55 a 60,80 m; las arcillas del cabo Curioso, de38 a 55 m y de 60,80 a 81,50 m. Adjudican esta aparente repeticióna una probable falla. Sin embargo, la litología de las muestras dis-ponibles y la microfauna asociada, sugiere que la sucesión estrati-

gráfica es normal. El límite entre la Formación San Julián propia-mente dicha y la “sección pelítica basal”, se sitúa en este trabajoentre 42 y 43 m, de acuerdo con la litología de los testigos dispo-nibles y la microfauna recuperada del testigo de 42 m, que es si-milar a la de la sección superior de la Formación San Julián.

Sistemática

Propylipollis Martin y Harris, 1974

Especie tipo. Propylipollis reticuloscabratus (Harris) Martin yHarris, 1974.

Propylipollis rynthius (Stover y Partridge, 1982) Quattrocchio yRuiz n. comb.Figura 10, 13

1982. Proteacidites rynthius Stover y Partridge 1982, p.83, lámina 4,figuras 5-7.

Ejemplar ilustrado. 1164/2: 10,1/129,8 (“England Finder”:P49/3). 32 µm.

Observaciones. Se transfiere la especie al género Propylipollis, da-do que tanto en las figuras de la especie tipo, como en el presentematerial, la nexina está espesada en los márgenes aperturales.Si bien el morfogénero Proteacidites refleja la afinidad botánica mo-derna (familia Proteaceae), por las características morfológicas dela especie corresponde su reasignación a Propylipollis, dado el cri-terio de clasificación sistemática artificial (morfogéneros), aplicadoen este trabajo.


Na.ez, de 4.-7-11-09

Documents

Transcript of Na.ez, de 4.-7-11-09