La Formación Paraná (Mioceno medio): estratigrafía, distribución regional y unidades equivalentes.

Florencio G. ACEÑOLAZA 1

Abstract.- THE PARANÁ FORMATION (MIDDLE MIOCENE), STRATIGRAPHY AND REGIONAL DISTRIBUTION: A regional-stratigraphical analysis for the Paraná Formation (Middle Miocene) is presented. This is based on historical data in the type localitiy and some other new sections done on several localities of Argentina. The Paraná Formation was deposited during an important transgression over the pampean and patagonian regions, close to the end of the Lower to Middle Miocene. The transgression covered most of central to eastern Argentina, reaching as far as the Andean and Patagonian border. Lime-stones, sandy to argillaceous facies with abundant fossils (molluscs, echinoids, trace fossils, foraminifera, conchostraca, fish and others marine vertebrates etc.) were developed, along the Uruguayan border to the westwards Entre Rios province, in Argentina. In several localities (El Cerro and Paraná city, Molino Doll, etc) the limestone levels do have reef barrier type structure. Some others do present sandy barriers (Cristamine quarry). The fauna and sedimentological characters have been interpreted to be representative of temperate to warm waters and show correlation with outocrops in Patagonia .

Key Words: Miocene. Paraná Formation. Stratigraphy. Argentina.

Palabras claves: Miocene. Formación Paraná. Estratigrafía. Argentina.

La primer referencia a estratos de edad terciaria en la Mesopotamia fue realizada por Alcides D´Orbigny (1842), quien en febrero de 1827 «un poco más arriba del riacho de las Conchillas.» identificó una columna geológica representada por arenas y arcillas con fósiles que le sugerían una antigüedad de ese período. Un año más tarde tuvo la posibilidad de revisar secciones que exponían la secuencia marina en la ciudad de Paraná que eran sometidas a explotación para su utilización en la fabricación de cal. «Recogí con avidez los fósiles que encontré, porque eran los primeros que descubrí en América», decía al comentar las tareas que le permitieron elaborar la primer columna estratigráfica del Terciario de la Mesopotamia e interpretar que ella tuvo origen en un avance del océano Atlántico sobre el continente.

Unos años más tarde Charles Darwin (1846) revisó los afloramientos en las barrancas de Paraná, coincidiendo con D´Orbigny en las características fundamentales de la columna estratigráfica, destacando su origen marino.

Con posterioridad Martín de Moussy (1857) hizo una descripción geológica de los alrededores de Paraná, asignando el conjunto sedimentario marino a una edad desde el Jurásico al Terciario. Esta errónea interpretación dio lugar a que, el entonces inspector de Minas de la Confederación Auguste Bravard (1858), efectuara un detallado análisis de la columna aflorante en las barrancas sobre los que se asienta la ciudad de Paraná. A estos los llamó «terrenos marinos del Paraná o formación marina del Paraná», nominación que, por razones de prioridad, hoy se acepta para identificar a la secuencia sedimentaria marina aflorante en la ciudad homónima.

A partir de la sistematización de los estudios geológicos en la República Argentina, producidos con posterioridad a la creación de la Academia Nacional de Ciencias en Córdoba un gran número de investigadores se abocaron a resolver distintos temas que hacen a la interpretación de los sedimentos del Terciario mesopotámico. Entre quienes abordaron la cuestión estratigráfica, planteando diversas alternativas, pueden ser referidos Burmeister (1876), Stelzner (1923), Döering (1882), Borchert (1901), Ameghino (1906), Ihering (1907), Frenguelli (1920, 1947), Kantor (1925), Cordini (1949), Scartascini (1954, 1959), Camacho (1967), Yrigoyen (1969), Herbst (1971), Iriondo (1973), Aceñolaza (1976), Aceñolaza y Aceñolaza (2000), Herbst (1971) y Herbst y Santa Cruz (1999).

Tan abundante bibliografía más que aportar datos que complementen la información original produjeron, como efecto contrario, un oscurecimiento de la interpretación generando debates que en algunos puntos aún se encuentran vigentes.

Como contribución al debate de esta problemática, en 1999 se desarrolló en Diamante, Entre Ríos, una reunión de expertos con miras a ordenar muchos de los temas en cuestión y también actualizar conceptos hoy en desarrollo. Fruto de ello se desarrolla la presente contribución donde se pretende dar un panorama general acerca de la distribución de la Formación Paraná en el ámbito de la Mesopotamia y su distribución regional en los distintos puntos del subsuelo pampásico, como asimismo de sus equivalentes cronológicos y estratigráficos reconocidos en otros puntos del país.

Los diferentes nombres que se han asignado a las capas marinas de Paraná, en sentido cronológico, son las siguientes: Grès tertiaire marin D, Grès Ostreen H, Calcaire arenifère I (D´Orbigny, 1842); 3º Capa Calcárea, 4º Capa arcillosa y 5º Arena verde-amarilla (de Moussy, 1857) Terrenos marinos del Paraná, Formación marina del Paraná y Terreno marino inferior, (Bravard, 1858); Piso Paranense y Piso Patagónico (Döering, 1882); Paraná-Formation/Paraná-Stufe (Borchert, 1901); Formación Entrerriana (Ameghino, 1906); Mesopotámico inferior y medio en las facies entrerrianas DHI sensu D´Orbigny (Bonarelli y Nágera, 1913); Paranense cuspidal, Entrerriense, Rionegrense marino y Araucanense con Turritella (Frenguelli, 1920, 1947), Estratos Santafecinos (Stappembeck, 1926), Formación Entrerriana (Cordini, 1949); Depósito a, b, c o Transgresión de Bravard (Scartascini, 1954); Formación Entre Rios (en partes, Reig, 1956); Formación Paraná y Formación Entre Ríos (Camacho, 1967), «Entrerriense» (Groeber, 1960), Formación Puerto Brugo (Gentili y Rimoldi, 1979); Formación Paraná (Yrigoyen, 1969, Aceñolaza, 1976, Herbst, 1971).

Bravard (1858) en su descripción señala que «En todo el espacio comprendido entre la Bajada Grande y el puerto de la Santiagueña, extensión de 3 o 4 millas, se cuentan una docena de estas barrancas que ocupan como la mitad de aquella distancia…La formación marina no se descubre sino en las barrancas de que

acabamos de hablar y en las hendeduras del suelo formadas por las aguas del Salto, pequeño riachuelo, que corre de Sud a Norte y limita al oeste la Ciudad de Paraná». Este autor al referirse al puerto de la Santiagueña señala un punto en el actual Puerto Nuevo, mientras que el arroyo que menciona como del Salto es el hoy conocido arroyo Antoñico.

Bravard (1858) describe dos columnas a las que pueden definirse como tipo para la Formación Paraná. Ellas son la del puerto de la Santiagueña (hoy zona del Puerto Nuevo) donde identifica una sección de aproximadamente 15 metros de espesor y otra, a unos 400 metros al este, en la que entonces constituía la cantera de José Garrigó. Allí reconoce que la secuencia marina tiene unos 32 metros de potencia. Refiriéndose en términos muy generales señala que las diferencias composicionales permiten identificar «...dos formaciones muy distintas» (sic). A la superior le llama «Estado o sistema calcáreo» e incluye en él a los bancos de calizas organógenos y areniscas calcáreas; mientras que a la inferior la denomina «Estado o sistema de arenas arcillosas», involucrando en su descripción a los bancos de arenas y arcillas que contienen moluscos dispersos y restos de vertebrados.

La que puede ser denominada "sección y área tipo" es aún parcialmente reconocible en un tramo de la quebrada de la Santiagueña, inmediatamente al este de la cuesta de calle Güemes y los escasos afloramientos sobre avenida Uranga, en la ciudad de Paraná. De allí que en un sentido estricto el nombre de Formación Paraná debería aplicarse a la columna estratigráfica que tiene como de base al nivel del rio. Obviamente un gran número de perforaciones realizadas con posterioridad en distintos puntos de la ciudad de Paraná pudieron comprobar que los sedimentos marinos se continúan sin interrupción litológica o cromática hasta aproximadamente la cota -110, lo que lleva a extender el concepto de esta unidad hasta su contacto con las arcillas pardas del Oligoceno. Dicho de otro modo, la sección aflorante corresponde al cuarto superior del paquete sedimentario marino generado por el evento eustático que afectó esta región durante el Mioceno.

Los afloramientos de la Formación Paraná se registran en una amplia región que va desde la margen derecha del río Nogoyá, hasta las inmediaciones de la desembocadura del río Feliciano, en la provincia de Entre Ríos.

Hay sectores en los que esta unidad constituye el núcleo principal de las barrancas, como es el caso de la zona de Paraná-Bajada Grande, o la región que va entre Rincón del Nogoyá-Victoria- Costa Grande. En cambio desde Paraná al norte, se la observa a lo largo de la margen izquierda del río homónimo o en puntos saltuarios en la cuenca del arroyo de las Conchas (Paso de la Arena-La Picada). También se la ha localizado en el subsuelo, mediante perforaciones, en distintos sectores del área centro de Entre Ríos, casi coincidentes con el eje del río Gualeguay.

a) Afloramientos al norte de Paraná.

En la zona del río Feliciano (Santa Elena/Piedras Blancas/Hernandarias), pueden observarse los niveles de arcillas gris verdosas, estratificados en bancos de hasta 40 cm de espesor, que caracterizan los estratos inferiores visibles a nivel del río, especialmente en épocas de bajantes.

Al norte del puerto de Hernandarias puede distinguirse la relación de estos bancos con la superpuesta Formación Ituzaingó por la presencia de un nivel oscuro, manganesífero/ferruginoso ubicado aproximadamente a nivel del camino que por la costa lleva a Piedras Blancas. Este nivel, caracterizado por arcillas gris verdosas en bancos decimétricos, presenta en su techo una compacidad variable, llegando a constituir un pavimento cementado por óxidos. En algunos sectores se presentan niveles de arenas cementadas por carbonatos. Por sobre él se observan niveles de gravilla o fragmentos de huesos, escamas o de troncos que dan indicación que el mismo fue un plano de exposición aérea a subaérea de la etapa fluvial superpuesta.

En esta zona no son visibles los bancos ostreros que caracterizan al nivel basal de la secuencia expuesta a nivel del río, pero los caracteres litológicos, incluso cementación carbonática y tipo de estratificación permiten llevar a considerar su equivalencia con otras localidades ubicadas al sur de esta zona.

La localidad de Puerto Brugo fue estudiada por Frenguelli (1947) para demostrar la existencia de deformación tectónica en los niveles de la Formación Paraná. Allí, al sur de los restos del antiguo puerto y a nivel del río, se localizan arcillas gris verdosas y niveles de Ostrea (O. brugoi sensu Frenguelli, 1947), las que conforman una estructura dómica de un centenar de metros de longitud. Esta fue asimismo revisada y estudiada por Battaglia (1946) quien ratificó las apreciaciones previas atribuyéndolas a acontecimientos orogenéticos.

Revisar los afloramientos mencionados nos llevó a pensar que su estructura es debida a los comunes deslizamientos que genera la actual dinámica fluvial. Estos fenómenos deformativos de las arcillas son visibles en aquellos sectores, que al erodarse su base da comienzo a un proceso de remosión en masa de tipo rotacional. En el caso de los afloramientos de Puerto Brugo, hoy se encuentran muy recubiertos por el material arenoso y de limos del río, pudiendo ser observados de manera discontinua en el corte producido por un corto arroyo que llega al río Paraná.

En El Cerro, a unos 30 kilómetros al norte de la capital de Entre Ríos, aflora una sección del orden de los 17 metros de espesor, constituyendo una elevación que emerge de la planicie aluvial rodeada por el cauce principal del río. Esta fue estudiada por Aceñolaza y Aceñolaza (2000) y caracterizada, de arriba a abajo por los siguientes términos litológicos: Banco de caliza arrecifal gris blanquecina, estratificada en bancos macizos de hasta 1 metro de espesor. Contiene

niveles con icnofósiles entre los que se destacan Taenidium, Thalassinoides y algunos niveles con Ostrea y Monophoraster. En su base hay un banco de arenas arcillosas de color gris verdoso, en el que se intercalan delgados niveles de arenas blanquecinas, bien seleccionadas y bancos de moluscos (Ostrea, Placunanomia, etc.) que se sobrepone a arenas blanquecinas, bien seleccionadas, con estratificación planar y diagonal e intercalaciones de niveles de arcillas verdosas. La base visible a nivel del río está constituida por arcillas verdosas estratificadas en bancos de hasta 15 centímetros. Este mismo banco a 500 metros aguas arriba de la desembocadura del Arroyo El Chilcal, tiene intercalaciones arenosas más frecuentes, algunas de ellas fuertemente cementadas por carbonatos y con diseño de estructuras de tormenta. En las arcillas hay restos vegetales y en la base de las arenas impresiones de cuerpos blandos comparables a Conostichus.

La sucesión mencionada es la primera que, desde el norte, que expone un banco carbonático de tipo arrecifal. El conjunto sugiere un ámbito de mar poco profundo, litoral a sublitoral, con características transgresivas. Asimismo da argumentos para postular que la temperatura de las aguas fue templada-cálida lo que permitió la acumulación de los carbonatos.

A mitad de camino entre El Cerro y Villa Urquiza se encuentra en punto conocido como Bajada de la Celina. Allí solo se observa el banco de arcillas basales, gris verdosas, estratificada en bancos de hasta 20 cm de espesor. El espesor visible sobre el nivel del río no supera los 2 metros y se caracteriza por estar disectada por una superficie erosiva irregular sobre la que se dispone la Formación Ituzaingó. En esta superficie es visible la concentración de óxidos de manganeso y el desarrollo de la «costra» ferromanganesífera que caracteriza dicha discordancia.

En la zona conocida como Bajada del Cementerio y Los Remansos nuevamente la Formación Paraná logra una altura cercana a los 4 metros sobre el nivel del río. En esta zona es frecuente el nivel de arenas blanquecinas medanosas, bien seleccionadas, a las que se le intercalan bancos de una limolita gris muy consolidada y de arcilla gris verdosa que contiene restos vegetales (hojas y troncos).

En este sector, la discordancia que la separa de la Formación Ituzaingó, es difícil de identificar por haberse desarrollado sobre niveles de arenas en los que no se determina claramente el paso de una a otra. Solo la existencia del banco manganesífero y de niveles de gravillas con restos fósiles, es el mejor indicio de la culminación de la formación marina. Algo más al sur, cerca del anfiteatro, los niveles de arcilla son más frecuentes, habiéndose logrado en ellos el cuerpo vertebral de una ballena.

La sección del Puerto de Villa Urquiza fue descripta en detalle por Frenguelli (1920) quien identificó que el espesor de la Formación Paraná ronda los 6 metros de potencia sobre el nivel del río. Su base está representada por arcillas verdes con delgadas intercalaciones de arenas blancas y con un banco de Crassostrea rizophorae (Guilding) que hacia arriba pasan a arenas verde amarillentas masivas que en el techo contienen un banco de Ostrea patagónica. Esta sección se mantiene con esas características hasta el punto conocido como El Brete donde un importante deslizamiento produce el corrimiento del banco de Crassostrea rizophorae hacia el río. Este banco fue el que proveyó el molar atribuido al sirénido Dioplotherium (Cozzuol in Cione et al., 2000).

En la misma zona se identificó la presencia de los foraminíferos Protoelphidium tuberculatum y Rotalia beccarii parkinsoniana (Herbst y Zabert, 1987). Unos 400 metros al sur solo son visible los niveles inferiores de la Formación Paraná, lugar donde provienen los restos vegetales que se atribuyen a lauráceas (Aceñolaza y Aceñolaza, 1996). En el punto llamado Las Palmas, a la vera del arroyo Las Conchas, en un pequeño corte de la barranca aflora el banco arcilloso inferior con Crassostrea rizophorae (Guilding).

A unos 10 kilómetros hacia el este, en la zona conocida como «Estancia Carbó», a un costado del camino es posible encontrar el banco carbonático fosilífero. Este tiene un espesor visible cercano a 1 metro y está constituido por estratos de caliza micrítica con abundantes moldes de moluscos e intercalaciones margosas gris amarillentas. En él se reconoce abundantes niveles con pectínidos y arcidos. Debe señalarse que en la zona de Paso de la Arena, en el badén del arroyo de las Conchas, aflora el paquete de arcillas verdes con Crassostrea rizophorae (Guilding), lo que permite reconocer hasta donde se extienden estos niveles, ya que se encuentran a unos 20 kilómetros al este del afloramiento de Las Palmas.

b) Afloramientos en el área tipo: ciudad de Paraná.

Como ya se ha mencionado la sección y área tipo de esta Formación la constituyen los afloramientos que se observan en las barrancas de la ciudad de Paraná. Lamentablemente la progresiva urbanización ha ido recubriendo con edificios y parquizaciones muchos de las exposiciones de esta unidad pudiendo reconocerse solo fragmentos de ellos en aquellos sectores que por su anfractuosidad han preservado sus características estratigráficas.

Así por ejemplo la sección tipo descripta por Bravard (1858) en la cantera La Santiagueña hoy es casi imposible de reconocerla. Hay solo algunos resaltos en el arroyo La Santiagueña que bordea el Parque Berduc-plazoleta Güemes y otros sobre calle Laurencena, en cercanías del Puerto Nuevo. Laterales a éstos son los que se reconocen en el corte de la avenida Uranga en el tramo que va entre la avenida Ramirez y el arroyo de las Viejas. En la zona de referencia aflora

un paquete arenosos carbonático en el cual se desarrollan niveles de Ostrea patagónica en posición de vida (Aceñolaza y Aceñolaza, 2000). En el parque que limitan las calles Güemes, San Juan y Moreno, se observa el mismo banco carbonático con fragmentos de moluscos (Turritella, Scapharca, etc.), mientras que en el corte producido por un salto de agua es factible observar una columna de aproximadamente 6 metros de espesor donde, en la base, se encuentran arenas gris verdosas masivas con algunos restos de moluscos (2,5 m) que son sobrepuestas por un paquete de calizas micríticas y esparíticas, dispuestas en una particular desarrollo de paleocanales donde son notables varios tramos con amplio desarrollo de estructura diagonal.

Los puntos de observación de los afloramientos que van desde el Puerto Nuevo (calle Corrientes) hasta el arroyo Antoñico son también saltuarios por haber quedado ocultos por la parquización. Solo es posible observar columnas estratigráficas de no más de 6 metros de espesor donde se reconocen las arenas masivas gris verdosas o verde-amarillentas con moluscos fósiles que son recubiertas por un espesor variable de carbonatos micríticos y esparíticos dispuestos en bancos de hasta 1 metro de espesor, en los que es frecuente observar abundantes estructuras de estratificación planar y diagonal. Estos bancos carbonáticos, en algunos sectores disponen de concentraciones de conchillas de moluscos que, en gran parte, se encuentran desarticulados.

Desafortunadamente los afloramientos del arroyo Antoñico, otra de las secciones típicas que fueran descripta en detalle por Frenguelli (1920) y Kantor (1925) hoy se encuentran recubiertas por escombros y urbanizaciones que impiden su observación.

Debe señalarse que en las explotaciones de esta caliza desarrollada por la antigua fábrica de cemento «Portland» es factible observar ciertas características del banco carbonático que se han preservado en los amplios destapes realizados para la explotación del mismo. Hoy ese ámbito, al integrar un nuevo parque público, ofrece buenas perspectivas para su estudio.

En perforaciones hechas en barrios de esta ciudad (p. ej. barrios Las Piedras/Mercantil) con el objeto de proveer de agua han permitido reconocer que la columna estratigráfica marina tiene una potencia de aproximadamente unos 100/110 metros de espesor. Aproximadamente entre los 70 y 100 m d.b.p. se intercalan bancos de arenas finas de color gris claro o pardo amarillenta, muy bien seleccionada y separadas entre sí por bancos de arcillas plásticas gris oscura y gris verdosa. Los niveles superiores están constituidos por arenas y arcillas con fragmentos de conchillas en un espesor de unos 8/10 metros que hacia abajo son seguidos por unos 30 metros de arcillas pardo-verdosas. A éstos le preceden unos 25 metros de arenas finas y medianas de color gris claro y pardo-amarillentas que contienen intercalaciones de arcilla de hasta 10 m de espesor. El tramo inferior está integrado por unos 30 metros de arcillas plásticas verdosas que hacia abajo y hasta el fondo de la perforación ( a - 150/160 m d.b.p.) son reemplazadas por otras de color pardo claro algo limosas. Es posible interpretar a estas últimas arcillas de base como equivalentes laterales a los limos pardo-rojizos de Formación Fray Bentos/Olivos, representando una transición del ambiente continental-palustre al marino de Formación Paraná. Debe señalarse que el nivel arenoso-arcilloso del tramo medio-inferior constituye el principal acuífero zonal que provee el agua de consumo para varios sectores de la ciudad de Paraná.

Con respecto al banco de carbonatos, es importante señalar que Cordini (1957) basándose en datos de perforaciones había señalado los límites de su desarrollo areal, destacando el carácter plano-lenticular del mismo. Esta característica, sumada a las que ofrece la sedimentología del cuerpo, facilitan la interpretación que el mismo constituyó un prisma con caracteres de arrecife de barrera.

c) Afloramientos al sur de Paraná.

La cuenca del arroyo El Salto da lugar a una serie de exposiciones desde la zona de Aldea Brasilera, donde se observan los carbonatos del techo, hasta su desembocadura en el Paraná en la zona de La Jaula donde son visible los niveles arcillo/arenosos que hacia arriba pasan a las arenas arcillosas gris verdosas con restos fósiles  (selacios). En distintos puntos de la cuenca de este arroyo, donde son objeto de explotación las arenas cuarzosas puras, medanosas, es posible reconocer que desde ese nivel, hacia arriba, es notable un banco de arcillas verdes con Ostrea patagónica que a su vez son recubiertas por arenas con Skolithos (Aceñolaza y Aceñolaza, 2000), con un espesor no inferior a 30 metros. De esta zona proviene una importante microfauna integrada, entre otros, por los foraminíferos Bucella frigida, Nonionella atlántica, Quinqueloculina lamarckiana y los ostrácodos Callistocythere litoralensis y Cyamocytheridea ovalis (Herbst y Zabert, 1987).

En la cuenca del Arroyo la Ensenada queda expuesta una columna estratigráfica con similares características desde la zona de Salto Anderech, al este de Libertador Gral. San Martín (Puiggari) hasta la zona de su desembocadura en el Paraná. Al norte del puerto de Diamante, y por debajo de limos del Cuaternario, se dispone una sucesión arcillo-arenosa gris verdosa con intercalaciones de niveles carbonáticos con óndulas y trazas fósiles.

Hacia el sureste, el cauce del Arroyo Doll expone una sección de varios metros de espesor de esta unidad, desde 1 kilómetro al norte del puente de la ruta provincial 11 y por varios kilómetros aguas abajo. En el punto llamado Molino Doll la sección estratigráfica tiene unos 8- 10 metros y está representada, de abajo hacia arriba por una sucesión de arcillas que pasan a arenas margosas y culminan en calizas masivas, gris blanquecinas, con moluscos (Ostrea, Arca, etc.), y niveles clásticos carbonáticos con estructura diagonal (Aceñolaza y Aceñolaza, 2000).

Los principales afloramientos de la región de Victoria se localizan en la cuenca del arroyo Corrales; aquí el calcáreo marino tiene un espesor del orden de 2 metros y presenta variaciones laterales notables. El mismo fue objeto de explotación como materia prima para cemento en las canteras Reggiardo, Centenario y Marseillán. Se presenta formando un banco carbonático ma-

cizo con una continuidad lateral notable y en el cual son abundantes los restos de moluscos. Este se encuentra intercalado en una arena arcillosa de color verdoso claro y niveles de arcilla verdosa.

En la parte superior también se localizan bancos carbonáticos discontínuos. Diversos cortes de arroyos, como el Tajamar, Manantiales y Ceibas Grandes son labrados sobre niveles carbonático-arcillosos de esta unidad. En las canteras Municipal y Grasseco, Herbst y Zabert (1987) lograron una abundante microfauna de foraminíferos y ostrácodos entre los que se destacan Rosalina floridana, Elphidium discoidale, Callistocythere marginalis y Caudites kennedyi.

El resalto que se observa al oeste del río Nogoyá se origina en la erosión producida por éste en niveles arcillo-carbonáticos de la Formación Paraná. En el punto conocido como Rincón del Nogoyá, Aceñolaza y Aceñolaza (2000) señalan la exposición del banco de calizas gris blanquecinas con intercalaciones de arcillas verdosas representativas de dicha unidad.

Si bien la interpretación que señala el origen atlántico de esta unidad se remonta a D´Orbigny (1842), la mayor disponibilidad de datos de subsuelo a partir de los primeros años del siglo 20, brindó un panorama más certero sobre las dimensiones que tuvo la extensión del mar «paranense».

Comparaciones de la malacofauna sudamericana y caribeña llevaron a Ihering (1907) a postular la existencia de vinculación de la cuenca amazónica con la de Paraná mediante un brazo de mar al que, años más tarde, dicho autor llamó «manga del Tethis» (Ihering, 1927). Las posibilidades de una comunicación por mar entre la pampasia y las cuencas del Amazonas y Orinoco es reforzada por Boltoskoy (1979, 1991), Alonso (2000) y por Del Río (1988, 1998) quienes llegan a señalar que la afinidad faunística entre el norte y sur de Sudamérica es muy alta.

En contraposición, Windhausen (1931) recopilando los datos de perforaciones que en Pampasia le permitieron a Stappenbeck (1926) dar una continuidad regional a las capas de arcillas verdes de origen marino («Estratos Santafesinos sensu Stappenbeck, 1926), pone en duda el hecho que la transgresión haya superado los límites septentrionales de Argentina. A esta interpretación, que invalida la conexión intracontinental, adhieren Aceñolaza y Aceñolaza (2000) y Marengo (2000). teniendo en cuenta los datos de perforaciones no solo de Argentina, sino también las que se lograron en el Chaco paraguayo (Wiens, 1996) y en el borde subandino de Bolivia. Máxime teniendo en cuenta que el único argumento que fundamenta dicha interpretación está dado, básicamente, por la presencia del foraminífero Ammonia beccarii , cuyo habitat varía entre el bentos marino y aguas salobres continentales (Usera y Blázquez, 1998) y a los conceptos fundados en la fauna de foraminíferos, desarrollada por Marengo (2000).

Por las perforaciones realizadas en Mesopotamia y Pampasia se conoce que las capas marinas se asientan, en aparente discordancia, sobre capas arenosas o limo arenosas pardas y rojizas de edad oligocena (Formaciones Fray Bentos Olivos). Una serie de perfiles de perforación descriptos por Cordini (1949) señala que la unidad marina en Entre Ríos se extiende, al menos, hasta el este de la cuenca del río Gualeguay. Así por ejemplo, menciona como propia del «entrerriense» a un paquete de arcillas arenosas verdosas que constituyen la base de la perforación de Villa Domínguez (entre -31,5 y -59,6 m bbp). Algo similar ocurre en las perforaciones de Altamirano (-27,5 a -51 m bbp), Maciá (-36,8 a -115,3 m bbp) y Durazno (-55,3 a -77,9 m bbp). En Parera (-43,5 y -80 m bbp) e Irazusta (-18 y -81 m bbp). En Villaguay, uno de los puntos más orientales donde se registra esta unidad, los bancos de arenas y arcillas se encontrarían entre los 30 y 62 metros de profundidad. De igual manera el registro de la Formación Paraná estaría comprobado en las perforaciones de La Paz (-27 a -96 m bbp) y en San Gustavo (por debajo de los 28 m). En todos los casos mencionados el valor inferior corresponde al final del pozo; mientras que en Gualeguaychú, para dicho autor, a partir de los 57 metros de profundidad se registra la presencia de la Formación Fray Bentos. De la perforación de Gobernador Solá, Groeber (1961) menciona la presencia de niveles con restos de ostras y moluscos marinos en una profundidad variable entre 91 y 92 metros bbp. Considerando que esta localidad está en cota +84, Groeber (1961) interpreta que si los mismos son equivalentes a los de las barrancas de Paraná, se estaría ante la presencia de una amplia combadura

La secuencia marina, caracterizada por arcillas verdes o verde-azuladas, tiene espesor variable correspondiendo los máximos valores a una línea que va de sureste a nor-noroeste desde la latitud de Rosario hasta el norte de Santiago del Estero.

En la interpretación de Stappenbeck (1926), esta unidad tiene unos 170 metros de potencia en Bell Ville (Córdoba); mientras que en San Francisco (Córdoba) esta alcanzaría unos 180 metros. En Santiago del Estero y oeste de Santa Fe el espesor es del orden de 145 metros en Tostado, unos 220 metros en San Cristóbal, 114 metros en Banderas y unos 180 metros en Chañar Pozo. Según Zabert y Barbano (1982), en Santiago del Estero (perforación Capital 4) esta unidad tiene unos 220 metros de espesor, siendo los niveles inferiores portadores de foraminíferos del género Ammonia beccarii parkinsoniana y Quinqueloculina seminulina; mientras que en Medellín (Atamisqui) la potencia es del orden de 50 metros, también con los mismos foraminíferos. Algo similar ocurre en el estudio del pozo de Josefina, en la provincia de Santa Fé (Anzótegui y Garralla, 1986).

Los espesores en los límites con Catamarca, cercanos a los 100 metros (Frias, 114 metros y Tapso, 72 metros) ayudan a la interpretación de Windhausen (1931) de hacer ingresar una manga marina por la cuenca de las Salinas Grandes hacia las provincias de La Rioja y Mendoza; mientras que la existencia de una fauna de moluscos en el valle de Santa María (Catamarca), le lleva a proponer su conexión con el tramo norte de la transgresión. Esta situación fue revalorizada por Bertels y Zabert (1980) al reconocer una fauna de foraminíferos en sedimentos terciarios de Santa María que son interpretados como propios de un ambiente marino costanero o en lagunas de salinidad superior a lo normal. Esto es nuevamente sostenido por Zabert (1982) al descubrir la presencia del foraminífero bentónico Nonion demens. En contraposición Spiegelman (1971), con argumentos sedimentológicos, sostuvo que dichos niveles eran típicamente continentales.

Una revisión hecha por Herbst y Zabert (1987) basada en datos de perforaciones y afloramientos llegan al diseño de la cuenca en la que, gracias a los foramíferos, señalan los sectores del ámbito pampásico en los que es posible identificar rangos de salinidad creciente o decreciente .

Al margen del análisis que se hizo sobre los afloramientos del área tipo en Entre Ríos debe señalarse que en el subsuelo se la detecta en perforaciones profundas realizadas en la cuenca del río Paraná. Según Herbst y Santa Cruz (1999) en Corrientes el espesor máximo es del orden de los 68 metros y se reconoce como arcilitas limo-arenosas de color gris verdoso con algunas intercalaciones de arenas gris amarillentas. En las arcilitas se han recogido algunos fragmentos de Ostrea sp en la perforación de Santa Lucía y los foraminíferos Protoelphidium tuberculatum y Ammonia beccarii parkinsoniana y los ostrácodos Cyprideis sp. y Perissocytheridea sp.

Así también se tiene buenos registros en la región norte de la provincia de Buenos Aires, esta unidad está compuesta por arcillas gris verdosas a oscuras, compactas y con abundantes microfósiles (Yrigoyen, 1975). Su espesor va incrementándose desde una decena de metros en la región de San Nicolás (Bracaccini, 1980), con valores mayores en La Plata (220 metros);

Monte Veloz (362 metros), hasta unos 800 metros en la parte externa de la cuenca del Salado (Yrigoyen, 1975, Bracaccini, 1980).

En la Cuenca del Colorado los niveles marinos se apoyan concordantemente sobre las facies continentales y marinas de las Formaciones Ombucta y Elvira . Allí las arcillas del Mioceno tienen un color gris oscuro o verdoso y se reconocen con el nombre de Formación Barranca Final (Zambrano, 1972) y tiene, en el continente (Pozo Colorado-1) un espesor máximo de 792 metros y mar afuera (Pozo H-x-1) 997 metros (Zambrano, 1980). En función al contenido paleontológico (dinoflagelados y polen) se interpreta que la Formación Barranca Final es una sucesión marina litoral-estuariana (con Operculodinium israelianum) a oceánica (con Impagidinium sp. y Nematosphaeropsis rigida) cuya depositación fue continua entre el Oligoceno y el Plioceno inferior (Guerstein y Guler, 2000) y entre el Oligoceno y Mioceno inferior (Malumian y Ñanez, 1998).

La Formación Barranca Final no solo se identifica en el subsuelo de la Cuenca del Colorado, sino que también a ella deben referirse los afloramientos de la costa del golfo de San Matías en la provincia de Río Negro (Zambrano, 1980). Esta unidad es también identificada por con el nombre de Formación Gran Bajo del Gualicho (Lizuaín y Sepúlveda, 1979) para la región homónima y por Stipanicic y Methol (1980) con el de Formación Patagonia. Se debe señalar que para Lizuaín y Sepúlveda (1979) y Sepúlveda (1983), el espesor de esta unidad no supera los 80 metros, caracterizándose por la relativa abundancia de moluscos (Ostrea maxima) y de vertebrados marinos.

La línea de costa que va desde la desembocadura del río Negro hasta el Santa Cruz presenta una sucesión de afloramientos del Mioceno marino prácticamente continua. En el norte, en la zona de Playa el Cóndor ( Rio Negro) tienen un espesor visible de pocos metros de potencia y están representados por arcilitas verdosas con intercalaciones arenosas y niveles conteniendo una malacofauna caracterizada por Ostrea. En la región de Las Grutas, al sur de San Antonio Oeste, el nivel arcilloso es visible desde el nivel inferior de bajamar hasta unos 6 metros de altura. Luego es sucedido de unos 4 metros de arenas arcillosas blanquecinas, algo tobáceas. Los niveles arcillosos están particularmente bioturbados, destacándose la presencia de icnofósiles de la asociación Ophiomorpha - Thalassinoides.

A unos 30 kilómetros al noroeste del puerto de San Antonio y configurando el contorno alto del Bajo del Gualicho, afloran arcilitas verdosas y arenas de playa, en partes medanosas. En los niveles arcillo arenosos se localizan bancos de Ostrea y abundantes restos dentales de tiburones.

Hacia el suroeste, en el área que va desde Aguada Cecilio a Valcheta, se asignan al Terciario marino una serie de afloramientos discontinuos de arenas gris verdosas con participación tobácea.

Tal vez una de las regiones de mejor exposición se da en el entorno de la Península Valdes, desde un poco al sur de Sierra Grande, hasta la zona de Punta Tombo en Chubut. Allí, en términos generales, la secuencia se desarrolla sobre las areniscas tobáceas de la Formación Sarmiento con un espesor del orden del centenar de metros. Los niveles basales, más cineríticos se reconocen con el nombre de Formación Gaiman, mientras que las superiores con el de Formación Puerto Madryn (Haller y Mendía, 1980). Para Del Río (1998) ambas unidades pueden ser integradas solamente en la definición de Formación Puerto Madryn, criterio que comparten Aceñolaza et al. (1997) y Scasso y Castro (1999) al unificar la secuencia en un evento marino mayor caracterizado por sucesivas variaciones en avance y retroceso de la línea de mar. Este carácter es visible hacia el sur del Chubut y particularmente en la costa atlántica de Santa Cruz.

En la cuenca del Golfo San Jorge los sedimentos del Mioceno se identifican con el nombre de Formación Chenque, cuyos afloramientos tienen especial desarrollo en la zona de Comodoro Rivadavia. Estos representan depósitos litorales que varían desde propios de un ambiente de albúfera hasta los marinos de barrera y plataforma. En ellos se destaca la presencia de biohermos de ostreidos cuya caracterización como arrecifes fue planteada por Bellosi (1996). Para dicho autor estos se conformaron en albúferas salobres de la planicie costera inferior, en un ambiente paleogeográfico litoral a sublitoral. Para Malumian (2000), la presencia del foraminífero Transversigerina , junto al bivalvo Neoinoceramus en los términos basales de esta unidad le lleva a interpretar el inicio de su depositación como propia del Mioceno temprano.

Desde la cuenca de San Jorge al sur aún es frecuente reconocer estos estratos con el nombre de informal de «Patagoniano» o «Formación Patagonia» (Russo, et al., 1980), término que fue suplido por Bertels (1970) por los nombres formacionales de San Julián («Juliense» sensu Ameghino, 1898) y Monte León («Leonense» sensu Ameghino 1898). Estudios desarrollados por Barreda y Palamarczuk (2000) sobre palinomorfos de esta última unidad permiten comprobar que la misma se depositó en un ambiente litoral con fluctuaciones continental/marinas ocurridas en un durante el Mioceno temprano. Feagle et al. (1995) obtuvieron datos radimétricos Ar/Ar en tobas del techo que permitieron datarlas con una antiguedad de 19 Ma.

En el borde oriental de la cordillera patagónica se desarrolla una secuencia de espesor variable a la que Furque y Camacho (1972) denominan Formación Centinela. Esta unidad está integrada por areniscas gris amarillentas, algo carbonáticas, a las que se intercalan niveles de tobas.

Tiene una abundante malacofauna entre los que se destacan niveles con los géneros Ostrea, Chlamys, Turritella, Cardium, etc, estando en discusión aspectos que hacen a su identificación cronológica.

Si bien autores la asignan al evento eustático Oligo-mioceno, recientes trabajos de Casadío et al

(2000) interpretan que niveles de esta unidad en la región de El Calafate tienen una edad de 46 Ma, basados en isótopos de Argón. El eje de la cuenca es aproximadamente coincidente con la de la cordillera, siendo notables sus afloramientos en el Lago Cardiel (230-240 metros de espesor) y el Lago Buenos Aires (200 metros) y Lago Argentino (170 metros de espesor). Feruglio (1938) señala la continuidad de estos afloramientos con los visibles en el área atlántica con espesores que llegan a tener hasta unos 450 metros. Russo et al. (1980) comprueban que asimismo la unidad marina se presenta en el subsuelo de Santa Cruz de manera discontinua entre los pozos Moy Aike x-1 y El Fondo x-1. También niveles deltaicos a costaneros están representados en la Isla de Tierra del Fuego por las Formaciones Cerro Aguila y Carmen Silva (Malumian, 2000).

Las rocas del Mioceno marino de Santa Cruz se desarrollan hacia el Océano Pacífico conformando un corredor oceánico que se extendió hacia el borde andino de Río Negro y Neuquén.

Las mismas han sido identificadas, siguiendo a Feruglio (1949) con el término genérico e informal de «Patagoniano» aunque distintos autores las reconocen con nombres formacionales tales como Ñirihuau, Ñorquincó o Rincón de Cholila. En general son areniscas de grano medio a grueso de color gris blanquecino a verde con cemento calcáreo y en algunos casos con niveles carbonosos (Cazau, 1980, González Bonorino, 1986). En muchos casos, como el de la Formación Collón Cura, estos afloramientos representan facies lacustres marginales en las cuales se ha reconocido abundante microfauna de ostrácodos de aguas continentales, pero cronoestratigráficamente equiparables con el evento eustático que culmina en el Mioceno (Bertels-Psotka, 2000).

Por último debemos abordar en este análisis lo referido a la configuración del Océano Atlántico durante el Terciario, particularmente en el Neógeno. Numerosos autores sostienen que durante el Eogeno aún subsistía una vinculación continental entre la península Antártica y el extremo sur de Patagonia. Ello no solo favorecía intercambios entre ambos continentes sino que configuraba una barrera limitante de la circulación oceánica entre el Atlántico y el Pacífico.

Esta situación, sumada a condiciones paleoclimáticas templadas a cálidas fueron los factores que facilitaron la circulación de aguas con temperaturas parecidas en un Atlántico de menores dimensiones y en el cual corrientes ecuatoriales, como la actual Corriente del Brasil, debieron llegar hasta áreas más australes.

En ese marco puede explicarse la abundante fauna de moluscos vinculada a la depositación de carbonatos que se desarrolló a lo largo del litoral marino, como asimismo penetró en el ámbito de la costa uruguaya-mesopotámica, por lo menos, hasta el Mioceno medio.

Esta situación debió hacerse modificado sustancialmente con la definitiva apertura del Pasaje de Drake, fruto del derrumbe del puente continental patagónico-antártico y el desarrollo del Arco del Scotia. Ello favoreció el desarrollo de la Corriente Circumpolar Antártica (CCA), trayendo aparejado el brusco enfriamiento del Atlántico sur, detalle que ha quedado registrado, con importantes depósitos de nanofósiles propios de aguas frías en el Banco de Eswing . Para Barker y Burrell (1982) este acontecimiento debió haber ocurrido entre fines del Oligoceno e inicios del Mioceno lo que, de alguna manera, puede contribuir a la explicación del porqué es tan abundante el desarrollo de las faunas de moluscos en tiempos anteriores al Mioceno superior.

Debe reconocerse a la Formación Paraná conforme a su estratotipo aflorante en la ciudad homónima y a los datos de subsuelo identificados en la misma zona. En ese aspecto debe promoverse la eliminación del uso de términos ambiguos y sinónimos informales tales como «paranenese», «entrerriense», tanto en la región tipo como en las diferentes regiones de Argentina, que fueron utilizadas para definir la transgresión del Mioceno, ya que en su aplicación original solo representan un acontecimiento puntual de la sección superior aflorante, no de la totalidad de la sección marina.

De allí que el indiscriminado uso en el resto del territorio nacional no solo complicó la correlación geológica, sino que llevó a confusión interpretativa. Valga esta misma conclusión para los términos litoestratigráficos equivalentes o algo más antiguos del área patagónica, que representan depósitos ocurridos durante el acontecimiento eustático acaecido en el Atlántico sur con posterioridad a la apertura del Pasaje de Drake.

En ese sentido debe señalarse que tanto la Formación Paraná como las unidades equivalentes tienen una historia común a partir del Mioceno inferior-medio, lo que no invalida que el acontecimiento eustático que los originó pudiera haberse iniciado en tiempos previos, hasta del Oligoceno superior. Los depósitos continentales que le sirven de base (Formaciones Fray Bentos-Olivos- Elvira) solo tienen incidencia en la Pampasia-Mesopotamia y en sectores restringidos de la plataforma continental: situación que asimismo se verifica en los que le sirven de techo (Formaciones Ituzaingó-Rio Negro-Santa Cruz).

Es posible que el avance del mar sobre el continente debió estar limitado por la máxima altura que éste logró y por cuestiones topográficas resultantes de una paleogeografía no demasiado diferente de la actual. Los depósitos carbonáticos-fosfáticos y la dispersión de la fauna asociada debió estar condicionada por corrientes marinas cálidas que, para esos tiempos, alcanzó latitudes más altas que las actuales. Ellas favorecieron el desarrollo de estructuras arrecifales (de carbonatos y de moluscos) como las que caracterizan determinados niveles de Paraná, Camacho, Península Valdés y Comodoro Rivadavia. Por último debe señalarse que la actual disponibilidad de datos litoestratigráficos y paleontológicos en un marco regional no facilitan dar sustento a la idea que postula una eventual conexión marina entre la cuenca del Amazonas y la de la Mesopotamia-Pampasia.

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Recibido: 15 de mayo de 2000

Aceptado: 25 de octubre de 2000