U N I V E R S I D A D D E C O N C E P C I Ó N DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA 10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003

ESTUDIO SISMOESTRATIGRÁFICO DEL SECTOR SUDOCCIDENTAL DE LA CUENCA DE ANTEPAÍS DE MALVINAS. MARGEN

CONTINENTAL ATLÁNTICO. ARGENTINA

YAGUPSKY, D.1, TASSONE, A.1, LODOLO, E.2, VILAS, J.F. 1 y LIPPAI, H.1

1 Instituto de Geofísica “Daniel Valencio”, Dpto. de Geología, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Ciudad Universitaria, CP C1428, Buenos Aires, Argentina. danielyag@arnet.com.ar ; atassone@gl.fcen.uba.ar; vilas@gl.fcen.uba.ar; lippai@gl.fcen.uba.ar 2Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale (OGS), Borgo Grotta Gigante 42/C, 34016 Trieste, Italy; elodolo@ogs.trieste.it INTRODUCCIÓN Y CONTEXTO GEOLÓGICO La zona estudiada en el presente trabajo se encuentra en el extremo sur de la placa Sudamericana (figura 1). La evolución tectónica de la región austral de América del Sur y mares adyacentes ha estado condicionada por la interacción entre las placas Sudamericana, Antártica y de Scotia (figura 1). Desde el Jurásico medio-superior hasta el presente, la región ha estado sometida a una serie cambiante de regímenes tectónicos que han resultado en notables cambios de configuración paleogeográfica, incluyendo las aperturas del Océano Atlántico Sur y del Mar de Weddell, la separación de los bloques continentales de Sudamérica, África y Antártida y la apertura del Pasaje de Drake (Barker y Burrell, 1977; Barker et al., 1991). La Faja Orogénica Andina está representada por las Cordilleras Patagónica y la de Magallanes y forma el límite occidental de la Cuenca de Magallanes (figura 1) presentando un núcleo batolítico al sur del paralelo de 52º S. Estos cordones se orientan aproximadamente E-W y se extienden en las áreas sumergidas hasta el Banco de Burdwood y la Dorsal Norte de Scotia (Figura 1). El sistema de fallas transcurrentes asociado con corrimientos reconocidos en superficie inicialmente en el lado chileno de la Isla Grande de Tierra del Fuego (Cunningham, 1993; Klepeis, 1994a; 1994b), ha sido interpretado como la continuidad en superficie hacia el oeste del límite entre las placas de Sudamérica y Scotia (Fuenzalida, 1972; Dalziel, 1989). La faja que incluye a la falla principal se conoce como el Sistema de Falla Magallanes-Fagnano (MFS), extendiéndose por más de 600 km desde la costa atlántica hasta la trinchera oceánica chilena (Figura 1). Al norte del contacto tectónico entre las placas de Sudamérica y Scotia, se encuentran las Cuencas de Malvinas y Austral o Magallanes y al sur de este contacto, la Cuenca Marginal Rocas Verdes (o Yaghán) (Figura 1), con un eje de orientación E-SE. Las cuencas de Malvinas Occidental y Austral se encuentran separadas en su porción norte por un alto topográfico conocido como la Dorsal de Dungeness o Río Chico, orientado en dirección NNO (Galeazzi, 1996) (Figura 1). Ambas cuencas presentan un relleno volcánico-sedimentario del Jurásico-Cenozoico que supera los 7 km de espesor, y tienen un patrón de evolución tectónica y sedimentaria semejante, con un ligero diacronismo durante el Terciario (véase Biddle et al., 1986; Yrigoyen, 1989; Galeazzi, 1996; Ramos, 1996; Urien y Zambrano, 1996; y la bibliografía allí citada). El sector SO de la Cuenca de Malvinas, la parte SE

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de la Cuenca Austral o Magallanes y la antigua Cuenca Marginal Rocas Verdes (o Yaghán) de los Andes Fueguinos preservan un importante registro de los procesos geológicos que sufrió la región. Este trabajo apunta a dilucidar y documentar con mayor precisión y certeza la dinámica de su evolución tectónica y sedimentaria, especialmente durante el Cenozoico.

Figura 1– Mapa de ubicación y esquema geológico general de la región de Tierra del Fuego y su contexto tectónico. La línea delgada es la isopaca de 1000 m de espesor de roca sedimentaria, tomada de Biddle et al., 1986. (TdF= Tierra del Fuego; MFS= sistema de falla de Magallanes–Fagnano; FPCM= faja plegada y corrida de Magallanes; RV= antigua cuenca marginal Rocas Verdes). BASE DE DATOS Y MÉTODOS Se contó para este trabajo con líneas sísmicas e información de pozos de la Base de datos de la Secretaría de Energía de la Republica Argentina y con líneas sísmicas propias (Figura 2). Se tuvo en cuenta la información que surge de las secciones sísmicas obtenidas del procesamiento post-stack y en forma comparativa las secciones near–trace y stack. El trabajo específico de descripción sísmica e interpretación geológica se realizó sobre las secciones migradas. Los datos extraídos de los sondeos petroleros en el área se utilizaron para contrastar la composición litológica de los materiales que integran las unidades sísmicas identificadas, extrapolando con las debidas precauciones la información sobre las líneas que no son cortadas por ningún sondeo. La metodología utilizada para la interpretación de los perfiles sísmicos fue la

habitual en el análisis sismoestratigráfico y estructural. Una vez establecidas las facies acústicas y las unidades sísmicas se ha procedido a la interpretación sismoestratigráfica, individualizando horizontes y unidades sismoestratigráficas en las secciones a partir de los datos de pozos disponibles. La información extraída de nuestras líneas sísmicas fue correlacionada con la información presentada por otros autores en zonas adyacentes (Galeazzi, 1994; Yrigoyen, 1989; Biddle et al., 1986; Robiano, 1989; Richards et al., 1996), pudiendo así datar los reflectores de interés.

Figura 2– Información utilizada en este trabajo (SEC=líneas sísmicas de la Secretaría de Energía; TM=líneas sísmicas propias; ubicación de pozos). Ubicación de los rasgos tectónicos y morfoestructurales principales del área. La línea delgada es la isopaca de 1000 m de espesor de roca sedimentaria, tomada de Biddle et al., 1986. Batimetría en metros. Luego se integraron los datos obtenidos en mar con los de tierra, estableciendo en la sección sísmica presentada en la figura 3, un corte geológico representativo del sector del margen continental estudiado y un mapa preliminar con la continuidad hacia el océano Atlántico de las principales unidades morfoestructurales que integran la zona sudoccidental de la cuenca Malvinas (Figura 2). ESTUDIO SISMOESTRATIGRÁFICO Se hallaron cuatro grandes discontinuidades en la cuenca además del tope del basamento pre-Jurásico, pudiendo asignárseles las siguientes edades a partir de los métodos detallados en el apartado anterior: 150,5Ma, 68Ma, 42,5Ma y 5,5Ma (figura 3). Estas discontinuidades fueron exitosamente correlacionadas con límites de megasecuencias detectados por Galeazzi (1994) en la Cuenca de Malvinas, representando cada una de ellas importantes cambios en el comportamiento tectónico y sedimentario de la región. En la Figura 3 se presenta un perfil

interpretado de una de las secciones sísmicas estudiadas, de orientación NS. Las descripciones siguientes hacen referencia en mayor medida a esta sección. A partir de las cinco discordancias mayores reconocidas en los registros sísmicos, se han diferenciado cuatro unidades sismoestratigráficas principales dentro del relleno sedimentario de la cuenca. Por medio de la correlación de estas superficies con los resultados obtenidos por Galeazzi (1994), Biddle et al. (1986), Yrigoyen (1989), Robiano (1989), Richards et al. (1996) y otros autores se ha podido vincular a cada una de estas unidades sismoestratigráficas con intervalos que representan estadíos de características tectónicas y sedimentarias particulares durante la evolución de la región. Las unidades sismoestratigráficas reconocidas son: UNIDAD 1 Esta unidad corresponde al basamento pre-Jurásico, formado por rocas metamórficas de bajo grado y granitos. Las metamorfitas fueron perforadas por el pozo exploratorio Cruz X-1 y consisten en esquistos verdes. Los granitos han sido perforados por el pozo exploratorio F dentro del área de estudio (figura 2), encontrándose a una profundidad de 1935,5 m.b.n.m. una roca granítica meteorizada que arrojó una edad de 168 Ma (Yrigoyen, 1989). Se trata de granitos cuarzosos de grano medio, con abundantes micas y clorita o posiblemente apatita. Entre los feldespatos, los porcentajes de ortoclasa aumentan con la profundidad. La edad de esta roca, inferior a la del basamento paleozoico, podría estar asociada a un evento de removilización del intrusivo, relacionado al magmatismo de la serie Tobífera (Galeazzi, 1994). El basamento se extiende, utilizando profundidades en tiempos dobles, por debajo de los 3 segundos. Desde el punto de vista sísmico muestra características bastante homogéneas: la señal sísmica presenta una muy pobre continuidad lateral y amplitudes moderadas, confiriéndole un arreglo caótico. Se encuentra afectado por fallas directas de alto ángulo (unos 60º en promedio) que dan lugar a la formación de grábenes y hemigrábenes, alcanzando extensiones de unos 10 Km. Los hemigrábenes están controlados por fallas lístricas con rumbo dominante nor-noroeste que inclinan en su mayoría hacia el sur, siendo los rechazos apreciables de ambas estructuras de hasta 0,5s twt. Este estilo estructural imprime al techo del basamento un arreglo en el cual se intercalan altos y bajos estructurales separados por fallas directas de alto ángulo. El tope de esta unidad está representado por un horizonte de alta amplitud (Figura 3) correspondiente a una discordancia de alcance regional. Esta superficie marca un importante cambio en la textura sísmica de los reflectores. La unidad suprayacente presenta una evidente estratificación interna y está constituida por las rocas volcánicas de la serie Tobífera, como se verá en la próxima sección. UNIDAD 2 Esta unidad sismoestratigráfica se compone de reflectores con moderada continuidad lateral y alta amplitud. Se apoya en discordancia sobre el techo del basamento. Como se mencionó anteriormente, esta superficie de discontinuidad se distingue a partir de una notable diferencia de la textura sísmica entre la unidad infra y la suprayacente. A partir de la información geocronológica obtenida del pozo E (Figura 2), se le asigna a la discordancia que marca el tope de la serie Tobífera una edad de 150,5 Ma. Este dato coincide con la edad del límite de secuencia obtenida por Biddle et al. (1986) en la cuenca de Magallanes. El espesor de esta unidad es muy variable, ya que rellena los grábenes y hemigrábenes que dislocan el basamento, pero se encuentra ausente sobre los altos estructurales del mismo. El relleno de los bajos estructurales presenta un espesor de hasta 0,5 seg twt, con sus mayores potencias hacia las fallas que controlan

los depósitos. Los reflectores sísmicos muestran terminaciones de tipo onlap sobre las mismas. El fallamiento extensional que dislocó al basamento afectó también a las vulcanitas de la Formación Tobífera, como resultado de la propagación hacia arriba de las fallas maestras de los grábenes y hemigrábenes principales. También se generaron fallas directas de poco rechazo afectando a esta unidad, tanto sintéticas como antitéticas respecto a la falla principal de cada depósito. En las secciones sísmicas analizadas no se distinguieron discordancias ni variaciones en la textura sísmica dentro de la unidad 3 (serie Tobífera), como las encontradas por otros autores (Robiano, 1989; Galeazzi, 1994), probablemente a raíz de la pobre definición alcanzada a esas profundidades. UNIDAD 3 Esta unidad está constituida por depósitos cretácicos que se encuentran representados en términos generales por reflectores de amplitud y continuidad moderadas. Las terminaciones de los reflectores inferiores del intervalo sobre la discordancia basal del depósito son de tipo onlap contra los altos estructurales y downlap hacia el sur, sobre el tope de Tobífera. Por encima, la unidad continúa con reflectores sísmicos paralelos de arreglo fundamentalmente agradacional. Su tope está representado por la discordancia datada en 68 Ma (Galeazzi, 1996). Esta superficie de discontinuidad presenta un basculamiento hacia el sur, alcanzando profundidades de 2,5s twt en el extremo sur de la cuenca, mientras que en el extremo norte del área estudiada este horizonte no excede los 1,7s twt. Las fallas directas formadas durante la etapa de rift jurásica parecen haber continuando activas durante el Cretácico, acompañando al proceso de subsidencia térmica que sufría la cuenca en dicho período. Estas estructuras terminan en su mayoría antes de alcanzar el tope del Cretácico, aunque algunas se propagan hacia los depósitos cenozoicos suprayacentes, fundamentalmente en el sector meridional de antefosa. Los mayores rechazos observados en los grábenes y hemigrábenes subyacentes al depósito se registran en esta región, provocando un descenso del mismo de unos 0,5s twt, aunque su espesor permanece constante. Este fenómeno podría ser el resultado de la reactivación de las fallas normales que afectan al basamento ocurrida durante el Cretácico superior-Paleógeno. Este intervalo estuvo dominado por un régimen tectónico transtensivo concentrado en el sector de antefosa. Algunas de estas estructuras fueron posteriormente invertidas. UNIDAD 4 Esta unidad está integrada por arenitas y arcilitas glauconíticas, fangolitas y vaques calcáreos y carbonatos micríticos pertenecientes a la Formación Arenas Glauconíticas. Su depositación se produjo durante un período dominado por deformación transtensiva en el sector sur de la región estudiada, responsable de la formación de la antefosa y precursora del período transpresivo en el que desembocaría esta región hacia el Eoceno medio (Galeazzi, 1994). La transtensión reactivó fallas normales previas que alcanzan al basamento, delineando así una profunda depresión denominada aquí de antefosa. En consecuencia, los sedimentos de esta unidad rellenaron una cuenca asimétrica, con sus mayores espesores en el sector meridional de la misma, donde la depositación fue controlada por las estructuras extensionales que la formaron (figura 3). Probablemente el aporte que permitió el relleno de esta fosa durante el Paleoceno haya provenido del oeste y del sudoeste, aprovechando esta nueva continuidad del eje de la depresión adyacente a la cadena Andina que ya funcionaba desde el Cretácico tardío en la Cuenca de Magallanes (Dott et al., 1982; Galeazzi, 1994). El intervalo considerado se desarrolla entre los 1,75 y los 2s twt en el norte del área de antepaís, inclinando hacia el sur y aumentando levemente su espesor en esa

dirección. Sobre la región de antefosa esta unidad se extiende entre los 2,5 y los 2s twt. La base de estos depósitos de transición está determinada por una discordancia erosiva sobre la cual observamos reflectores con suaves terminaciones de tipo downlap. Se trata de reflectores de amplitud y continuidad moderadas y arreglo retrogradacional. En el arco de Dungeness muestran terminaciones de tipo onlap sobre el tope del Cretácico, representando a rocas de edad Eocena media, mientras que al sur, en la región de la antefosa, el Cretácico se encuentra cubierto por rocas paleocenas. Esta cuña es por lo tanto más antigua que las secuencias que “onlapan” la plataforma expuesta hacia el norte (Galeazzi, 1994). El tope de esta unidad está representado por una discordancia fechada en 42,5 Ma. Se trata de un rasgo regional considerado la discordancia de antepaís en esta región, ya que indica el inicio de la deformación transpresiva en el tramo oriental del oroclino andino (Galeazzi, 1994). UNIDAD 5- (SUBUNIDADES 5A Y 5B) La subunidad 5a está compuesta por arcillitas, intercaladas con areniscas líticas cuarzosas y glauconíticas, limolitas y tufitas. Estos depósitos de antepaís se desarrollan por encima de los 1,75s twt en el sector septentrional de la cuenca y se engrosan notablemente hacia el sur, donde se extienden desde los 2,5s twt hasta la superficie. Este intervalo es fuertemente progradante hacia el norte y presenta una geometría cuneiforme en el sector de la antefosa. Se reconocieron dos discordancias dentro de esta sección: la primera de ellas fechada entre los 15,5 y los 12,5 Ma y la segunda, de 5,5Ma de antigüedad. Estas superficies fueron datadas a partir de su correlación con los límites de secuencias de tercer y cuarto orden (Mitchum y Van Wagoner, 1991; Vail et al., 1991) reconocidos por Galeazzi (1994). La base del depósito está constituida por una superficie discordante que, como dijimos anteriormente, muestra un basculamiento pronunciado hacia el sur. Sobre el sector más inclinado de esta superficie los reflectores presentan terminaciones de tipo onlap y un arreglo retrogradante hacia el norte. La discordancia pasa gradualmente a formar una paraconformidad en esa dirección. El techo de este primer conjunto de reflectores está representado por la discordancia de 15,5 a 12,5 Ma. La geometría de esta unidad es acuñada en el sector de la antefosa. Allí alcanza espesores de 1,25s TWT, adelgazándose notablemente hacia el norte donde la unidad se presenta condensada. En esta región de antepaís adquiere una geometría tabular de escasos 0,2s twt de espesor. Los reflectores muestran amplitud y continuidad moderadas, interrumpidos en el sector meridional por fallas directas de alto ángulo. La subunidad 5b se encuentra por encima de la discontinuidad de 15,5 a 12,5 Ma. Su geometría es progradante oblicua (sensu Sangree y Widmier, 1977), caracterizada por su forma en cuña curva, con la concavidad hacia el techo, y con reflectores oblicuos de inclinación máxima en la parte superior que disminuye progresivamente hacia abajo. En el extremo sur de la cuenca el depósito presenta una profundidad de 1,5s twt, alcanzando el suelo oceánico, y se adelgaza hacia el norte hasta un espesor aproximado de 0,5s twt. Los reflectores que componen esta unidad muestran amplitud y continuidad altas y terminaciones de tipo downlap sobre la base del depósito. La geometría del mismo nos indica un borde de cuenca con un importante aporte sedimentario proveniente del sector meridional elevado. Se observan algunas fallas normales de pequeña envergadura afectando a este intervalo, probablemente formadas como respuesta gravitatoria a la gran carga sedimentaria recibida. El tope de esta intervalo está representado por una discordancia miocena tardía, por encima de la cual encontramos reflectores de alta amplitud y gran continuidad, con terminaciones de tipo downlap hacia el norte. La geometría de este

depósito es cuneiforme, engrosándose hacia el norte, hasta una profundidad de 1s twt, con la base cóncava hacia arriba. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES La sección presentada (perfil sísmico multicanal SEC-3, de 100 km de longitud), sintetiza la información obtenida para este sector del margen atlántico. Se han diferenciado cinco discordancias mayores dentro del relleno sedimentario de la cuenca. A partir de la correlación de estas superficies con los resultados obtenidos por otros autores ya citados, hemos podido diferenciar dentro de la columna sedimentaria (por encima del basamento pre-Jurásico) cuatro intervalos tectonoestratigráficos que representan estadíos con comportamientos particulares durante la evolución de la región (figura 3): Unidad 1- (Basamento pre-Jurásico) Unidad 2-Fase de Rift (Jurásico inferior-Jurásico superior) Unidad 3- Fase de hundimiento térmico (Jurásico superior-Cretácico superior) Unidad 4- Fase de transición a cuenca de antepaís (Cretácico tardío-Eoceno medio) Unidad 5- Fase de antepaís (Eoceno medio-actualidad) Estas etapas se enmarcan en un esquema evolutivo regional del extremo sur de Sudamérica, donde se encuentran las cuencas de Magallanes y Malvinas (Figura 1). Su evolución está asociada a los diferentes arreglos tectónicos que se sucedieron sobre el área considerada desde el Paleozoico hasta la actualidad. Durante el Paleozoico superior, la subducción de corteza oceánica bajo el margen Panthalássico de Gondwana propició la formación de un complejo de acreción en esa región. Las rocas de esta unidad conforman actualmente el basamento de ambas cuencas (ver basamento pre-jurásico en Figura 3). La extensión desencadenada hacia el Triásico y su evolución hasta la ruptura del supercontinente en el Mesozoico medio, imprimió los primeros rasgos distintivos a las cuencas consideradas. Durante esta etapa se formaron grábenes y hemigrábenes de orientación dominante NO-SE que funcionaron como depocentros de los productos de sinrift (ver Figura 3). Simultáneamente y como consecuencia de la extensión se produjo la efusión de enormes volúmenes de material magmático y piroclástico silíceo (Formación Tobífera). Se destaca dentro de este período de estiramiento regional el proceso de extensión de trasarco, que produjo corteza oceánica entre el margen continental (Cordillera Darwin) y el arco relacionado a subducción, formando la cuenca marginal Rocas Verdes y el mar de Weddell en el Cretácico inferior. A partir de la ruptura de Gondwana comenzó la deriva de Sudamérica, acompañada por subsidencia térmica de la litósfera desde el Jurásico superior hasta el Cretácico superior y acumulándose en ambas cuencas los sedimentos del postrift (ver SAG en figura 3). A mediados del Cretácico se inició la compresión responsable de la Orogenia Andina en el margen Pacífico del continente. Este proceso provocó el cierre de la cuenca marginal y el levantamiento de la parte interna del orógeno, desencadenando en la cuenca de Magallanes el comienzo de la subsidencia por carga tectónica. Este fenómeno marcó el inicio de su funcionamiento como cuenca de antepaís en el Maastrichtiano. Durante el Terciario se formó la faja plegada y corrida de Magallanes como resultado de la propagación de los esfuerzos hacia el antepaís (figura 1). En la cuenca de Malvinas la antefosa se delineó en el Terciario inferior (ver transición a antepaís en figura 3), y su funcionamiento como cuenca de antepaís sensu stricto data del Eoceno medio (ver antepaís en Fig.3). Este diacronismo entre ambas cuencas se debe a la propagación hacia el este de la transpresión en el extremo sur del continente sobre la Dorsal Norte de Scotia. El régimen transcurrente en esta región habría estado activo desde hace unos 100

Ma, asociado al movimiento de rumbo levógiro entre la Península Antártica y Sudamérica. La posterior formación de la placa de Scotia y la apertura del Pasaje de Drake durante el Eoceno superior-Oligoceno superpuso rasgos tanto transpresivos como transtensivos sobre las estructuras anteriormente formadas. El análisis realizado de los depósitos de antepaís nos permite afirmar que a partir del Eoceno medio se produce un cambio de gran envergadura en la fisiografía y en el funcionamiento de la cuenca de Malvinas. Este cambio es el resultado del comienzo de un régimen tectónico compresivo, probablemente transpresivo, en el extremo sur del área estudiada. La compresión generó apilamiento tectónico, permitiendo la propagación hacia el este del Oroclino Andino. La respuesta del sector adyacente al norte de este eje de deformación fue la flexura de la corteza, con la consecuente generación de espacio para la acomodación de sedimentos. Esta subsidencia acentuó probablemente la actividad de las estructuras transtensivas generadas durante el Paleoceno en la región de antefosa, donde vemos un descenso importante de la discordancia eocena media, modificando así gravemente la fisiografía de la cuenca. El levantamiento del Oroclino Andino en esta región proporcionó además un nuevo área de aporte sedimentario en el margen meridional. Por otra parte, vemos evidencias de que la compresión dominante durante este período reactivó algunas estructuras jurásicas, invirtiendo antiguas fallas normales en el norte del sector de antefosa.

AGRADECIMIENTOS Este trabajo ha sido en parte financiado por el proyecto UBACyT X-199. Los autores agradecen a las autoridades de la Secretaría de Energía de la Republica Argentina por facilitar la utilización de su base de datos. REFERENCIAS Barker, P.F. y Burrell, J. 1977. The opening of Drake Passage, Marine Geology. Vol. 25. p. 15-34. Barker, P.F., Dalziel, I.W.D. y Storey, B.C., 1991. Tectonic development of the Scotia Arc region. Cap. 6. In The Geology of Antartica. Tingley, R.J. (Ed.). Clarendon Press. Oxford. P. 215-248. Biddle, K.T., Uliana, M.A., Mitchum Jr., R.M., Fitzgerald, M.G. y Whrigt, R.C. 1986. The stratigraphy and structural evolution of the central and eastern Magallanes Basin, southern South America. International Association of Sedimentologists Special Publication. Vol. 8. p. 41-61. Cunningham, W.D. 1993. Strike-slip faults in the southernmost Andes and the development of the Patagonian orocline. Tectonics. Vol. 12. p. 169-186. Dalziel, I.W.D. 1989. Tectonics of the Scotia Arc, Antarctica. Field Trip Guide. AGU. Vol. T180. 206 pp. Washington, DC. Dott, R.H.Jr., Winn, R.D.Jr. y Smith, C.H.L. 1982. Relationship of late Mesozoic and early Cenozoic sedimentation to the tectonic evolution of the southernmost Andes and Scotia Arc. In Craddock, C. (Ed.). Antartic Geoscience. University of Wisconsin, Madison. p. 193-202. Fuenzalida, R.H. 1972. Geological correlation between the Patagonian Andes and the Antarctic Peninsula and some tectonic implications. Master Thesis. Stanford University. CA. EEUU. 75 pp. Galeazzi, J.S. 1994. Stratigraphic and structural evolution of the Western Malvinas and Southeastern Magallanes Basins. M.S. Thesis. Rice University. Houston. 149 pp. Galeazzi, J. S. 1996. Cuenca de Malvinas. In Geología y recursos naturales de la plataforma continental argentina. Ramos, V. A y M. A. Turic (Eds.). Relatorio del 13 Congreso Geológico Argentino y 3 Congreso de Exploración de Hidrocarburos. Buenos Aires. Argentina. p. 253-271 Klepeis, K.A. 1994a. Relationship between uplift of the metamorphic core of the southernmost Andes and shortening in the Magallanes foreland fold and thrust belt, Tierra del Fuego. Tectonics. Vol. 13. p. 882-904. Klepeis, K.A. 1994b. The Magallanes and Deseado fault zones: major segments of the South American-Scotia transform plate boundary in southernmost South America, Tierra del Fuego. J. Geoph. Res. Vol. 99. p. 22,001-22,014. Mitchum Jr., R.M. y Van Wagoner, J.C. 1991. High-frequency sequences and their stacking patterns: sequence stratigraphic evidence of high-frequency eustatic cycles. Sedimentary Geology. Vol. 70. p. 131-160. Ramos, V.A. 1996. Evolución Tectónica de la Plataforma Continental. In Geología y recursos naturales de la plataforma continental argentina. Ramos, V. A y M. A. Turic (Eds.). Relatorio del 13 Congreso Geológico Argentino y 3 Congreso de Exploración de Hidrocarburos. Buenos Aires. Argentina. p. 385-404. Richards, P.C., Gatliff, R.W., Quin, M.F., Williamson, J.P. y Fannin, N.G.T. 1996. The geological evolution of the Falkland Island continental shelf. In Weddell Sea Tectonics and Gondwana Break-up. Storey, B.C., King, E.C. y Livermore, R.A. (Eds.). Geological Society Special Publication Nº 108. pp. 105-128. Robiano, J. A. 1989. Cuenca Austral sector costa afuera. In Cuencas Sedimentarias Argentinas . Chebli, G. y Spalletti, L. (Eds.). Serie Correlación Geológica 6. Universidad Nacional de Tucumán. p. 493-512. Sangree, J.B. y Widmier, J.M. 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level. Part 9: Seismic interpretation of clastic depositional facies. In Seismic stratigraphy. Payton, C.E. (Ed.). American Association of Petroleum Geology. Memoria 26. p. 165-184. Urien, C.M. y Zambrano, J.J. 1996. Estructura de la Plataforma continental. In Geología y recursos naturales de la plataforma continental argentina. Ramos, V.A y Turic, M.A. (Eds.). Relatorio del 13 Congreso Geológico Argentino y 3 Congreso de Exploración de Hidrocarburos. Buenos Aires. Argentina. p. 29-66 Vail, P.R., Audemard, F., Bowman, S.A., Eisner, P.N. y Perez-Cruz, G. 1991. The stratigraphic signatures of tectonics, eustasy and sedimentation-An overview. In Cycles and Events in Stratigraphy. Einsele, G., Ricken, W. y Seilacher, A. (Eds.). Springer-Verlag. p. 617-659. Berlin. Yrigoyen, M.R. 1989. Cuenca de Malvinas. In Cuencas Sedimentarias Argentinas. Chebli, G. y Spalletti,L. (Eds). Serie Correlación Geológica 6. Universidad Nacional de Tucumán. p. 481-491.