Curso Geologia de Campo C_ Rivadav_sra_san_bernardo

Curso

GEOLOGÍA DE CAMPO

Comodoro Rivadavia – Sierra San Bernardo

Responsable: Juan Carlos Sciutto

(Geólogo e Ingeniero en Petróleo)

Universidad Nacional de la Patagonia “San Juan Bosco”

U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología

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CURSO GEOLOGÍA DE CAMPO

CRONOGRAMA

Día 1 (200 km). Salida desde Comodoro Rivadavia

El Trébol: Formaciones Chenque (Patagonia) y Santa Cruz. Estructuras sedimentarias de un medio sedimentario marino, estuarino y fluvial.

Cerro Tortuga: estructuras sedimentarias marinas y continentales. Bancos guías regionales.

Alma Gaucha: diques de roca ígnea básica. Mantos de basalto. Permeabilidad. Relaciones con sedimentos.

Mina Cárdenas Minerales: litologías, minerales, relaciones regionales.

Sarmiento.

Día 2 (150 km). Salida desde Sarmiento

Boliche de Jerez: estructuras tectónicas (pliegues, fallas) en litologías variables. Unidades litológicas de edades cretácicas.

Cañadón Matasiete: formaciones Matasiete, Castillo, Bajo Barreal y Laguna Palacios. Ciclos de sedimentación fluviales y lacustres. Depósitos piroclásticos y epiclásticos.

Sarmiento.


Cañadón Avilés: paleodrenajes. Estructuras anticlinales y sinclinales en unidades piroclásticas y epiclásticas del Grupo Chubut.

Cerro Colorado: paleosuelos de la Formación Laguna Palacios.

Cerro Colorado de Galveniz: formaciones Bajo Barreal y Laguna Palacios. Depósitos fluviales de alta energía.

Cañadón Puerta del Diablo: Formación Laguna Palacios; paleosuelos; paleovalles; relleno epiclástico-piroclástico; actividad orgánica. Formación Bajo Barreal; areniscas de abanicos aluviales?.

Los Manantiales: depósitos fluviales de baja energía (meandrosos).

Sarmiento.


Anticlinal Codo del Senguerr y reservorios de las formaciones Matasiete-D 129, Castillo y Bajo Barreal.

Sarmiento.

Cerro Dragón: Depósitos volcaniclásticos (piroclásticos) de alta energía (surges).

Comodoro Rivadavia.


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GEOLOGÍA ENTRE LA SIERRA SAN BERNARDO Y COMODORO RIVADAVIA

1. RESUMEN

En esta zona las unidades rocosas, especialmente las más antiguas, sólo se

encuentran en el subsuelo, pero han sido investigadas por miles de pozos que fueron perforados

en búsqueda de hidrocarburos, mientras que otras unidades, las más modernas, se encuentran en

general expuestas a la observación directa, en extensos y muchas veces excelentes afloramientos.

La cuenca del golfo San Jorge es considerada como de génesis intracratónica, ya

que está ubicada entre el Macizo Nordpatagónico en el norte y el Macizo o Nesocratón del

Deseado en el sur, zonas que habrían permanecido relativamente estables durante su relleno. Se

le asigna un origen por procesos extensionales a partir del Jurásico superior, que es cuando se

produce la rotura del continente de Gondwana, apertura del océano Atlántico y la deriva de la

placa Sudamericana hacia el oeste. Se genera así un depocentro importante de sedimentos, sobre

un fondo posiblemente de corteza continental o incipiente oceánica, aunque ningún sondeo en el

centro de la cuenca ha perforado la totalidad de la columna sedimentaria, como para constatar el

tipo de roca subyacente.

Inicialmente la cuenca se forma por un hundimiento escalonado hacia su centro,

ubicado poco al sur del paralelo de 46º de latitud sur. En ella se acumularon varias unidades

estratigráficas, bien diferenciadas entre sí ya sea litológica como ambientalmente.

Sobre el Complejo Marifil o rocas volcánicas más o menos equivalentes (fase

tectónica de rift temprano) o bien sobre rocas más antiguas plutónicas y metamórficas del

basamento cristalino, se acumularon depósitos detríticos lacustres y fluviales correspondientes a

las formaciones Anticlinal Aguada Bandera-1 y Pozo Cerro Guadal-1 (fase tectónica de rift

tardío), del Jurásico superior al Cretácico inferior. Siguen depósitos también lacustres y fluviales

de las unidades Pozo D-129 y Matasiete, con pelitas, calizas oolíticas y tobas (Sag temprano).

Sobre las anteriores se depositaron extensos bancos, fundamentalmente piroclásticos y fluviales,

de la Formación Mina El Carmen y su equivalente Formación Castillo (Sag tardío) del Aptiano-

Albiano. Siguen depósitos piroclásticos y epiclásticos de características fluviales de las

formaciones Comodoro Rivadavia y Yacimiento el Trébol y su equivalente lateral de la

Formación Bajo Barreal inferior y Bajo Barreal superior, respectivamente (Sag tardío) del

Cretácico superior.


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Son cubiertas en no concordancia por sedimentitas marinas del Terciario temprano

(Daniano) de la Formación Salamanca. Sobre la misma y transicionalmente se registran las

sedimentitas continentales de las formaciones Río Chico, del Paleoceno superior y Sarmiento,

del Eoceno-Oligoceno. Con esta última unidad litoestratigráfica se aprecia un considerable

aumento en la participación de sedimentos piroclásticos finos.

Continúan las sedimentitas marinas del Oligoceno a Mioceno pertenecientes al

“Patagoniano” o Formación Chenque, las que rellenan una cuenca amplia y muy engolfada,

llegando en su avance final hacia el oeste hasta las primeras estribaciones de la Cordillera de los

Andes.

Transicionalmente se pasa nuevamente a un ambiente continental, fundamentalmente

fluvial, perteneciente a la Formación Santa Cruz, del Mioceno.

En clara discordancia erosiva se deposita el nivel más antiguo de las extensas gravas

fluviales denominadas Rodados Patagónicos o Terraza Pampa del Castillo, del Plioceno. En

forma escalonada descendente aparecen otros niveles terrazados, cada vez más jóvenes,

producidos por corrientes fluviales progresivamente decrecientes en su energía, en general del

Pleistoceno.

Finalmente, durante el Holoceno, se depositan sedimentos fluviales, eólicos, lacustres,

marinos y de remoción en masa.

La tectónica es en general extensional hacia el este, con reactivaciones compresivas hacia

el oeste. Configuran, en general, bloques que hunden escalonadamente a mayor profundidad

hacia el sur. En cada uno de ellos la inclinación regional de los estratos que los cubren son casi

horizontales en el sector oriental, pero en el sector occidental se van acentuando constituyendo

pliegues anticlinales y sinclinales asociados con fallas de distintos tipos. Hacia el naciente, las

fallas que tienen expresión superficial son en su mayoría de rumbo este-oeste y en su sector

costero son eventualmente ut ilizadas por la red drenaje que desagua en el océano Atlántico.

Características geomorfológicas comunes son la presencia de terrazas, principalmente

fluviales y amplias mesetas constituidas por gravas y mantos de rocas ígneas básicas. Son,

además, frecuentes los fenómenos de deslizamientos de faldeo y otros fenómenos de remoción

en masa producidos en un pasado geológico reciente, aunque muy atenuado en la actualidad.


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EDADES UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS AMBIENTE SECUENCIAS

HOLOCENO COBERTURA MODERNA Continental y marina

PLEISTO CENO

TERRAZAS FLUVIALES Fluvial

CU

AT

ER

NA

RIO

PLIO-PLEIST. RODADOS PATAGÓNICOS Continental

SANTA CRUZ Continental MIOCENO PATAGONIA Marino

EO-OLIGOC. SARMIENTO RÍO CHICO

Continental

TE

RC

IAR

IO

PALEOCENO SALAMANCA Marino

LAGUNA PALACIOS

YACIM. EL TRÉBOL

SUPERIOR BAJO BARREAL

COMODORO RIVADAVIA

CASTILLO MINA EL CARMEN

Fluvial, Lacustre, Deltaico, Piroclástico

SAG tardío

MATASIETE Fluvial

GRUPO CHUBUT

POZO D-129 Lacustre

SAG temprano

POZO Cº GUADAL-1

CR

ET

ÁC

ICO

INFERIOR

“Neocomiano”

POZO A. A. BANDERA-1

Lacustre, Fandelta

RIFT tardío

SUPERIOR

MARIFIL, GRUPO LONCO TRAPIAL Continental

JUR

Á S

ICO

INFERIOR LIÁSICO Marino y

contiental

RIFT temprano

PALEOZOICO-TRIÁSICO BASAMENTO Granitos, rocas metamórficas

Figura 1: Columna estratigráfia e historia geológica


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2. ESTRATIGRAFÍA

A) Las unidades litoestratigráficas que están presentes dentro de la zona aquí tratada pero

que no afloran y se conocen merced a las numerosas perforaciones realizadas por distintas

compañías petroleras, son las siguientes:

a) Basamento Cristalino

Está constituido por diversos tipos de rocas metamórficas (gneiss, esquistos sericíticos, y

anfibolitas) y rocas graníticas y ha sido alcanzado por varios pozos en zonas próximas al borde

de la cuenca, hacia el flanco septentrional de la misma.

Se le asigna, en general, una edad paleozoica.

b) Liásico

Se lo ha encontrado al norte del lago Colhué Huapí donde está constituido por más de

700 m de espesor de sedimentitas que incluyen limolitas fosilíferas de edad jurásica inferior.

c) Complejo Marifil y equivalentes

Está representado casi en forma exclusiva por mantos lávicos de pórfidos y aglomerados

de similar composición litológica.

Hay evidencias que permiten suponer que su distribución paleogeográfica estaría

condicionada a la configuración morfológica que tenía el Basamento Cristalino en el momento

de su depositación.

Su edad se estima en jurásica media (bayociana-batoniana).

d) Formación Pozo Anticlinal Aguada Bandera-1

Está constituida por lutitas negras y fangolitas gris oscuras con restos carbonosos, con

escasas intercalaciones de areniscas finas, consolidadas.

Sus sedimentitas corresponden a depósitos lacustres y al relleno inicial de la cuenca,

representando una etapa de rift tardío.

Como el espesor de la unidad decrece desde el oeste hacia el este, se considera que la

pendiente y comunicación fue con el océano Pacífico.

Es asignada al Jurásico superior-Cretácico inferior (Oxfordiano-Berriasiano).

e) Formación Pozo Cerro Guadal-1

Está compuesta por areniscas cuarzosas consolidadas con matriz tobácea, pelitas tobáceas


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y tobas de coloraciones claras, con intercalaciones de lutitas negras silicificadas. Sus depósitos

dentro de la cuenca sedimentaria corresponderían a una etapa de rift tardío y también con

pendiente hacia el océano Pacífico.

Fue depositada durante el Cretácico inferior (Neocomiano).

f) Formación Pozo D-129

Está constituida por tobas, escasas areniscas finas, lutitas gris oscuras, fangolitas,

pedernal, delgados niveles de calizas oolíticas, restos orgánicos carbonosos y bituminosos y

pirita, indicativos de ambientes variables entre oxidantes y euxínicos.

Sus depósitos, fundamentalmente de origen lacustre, pasan gradualmente a la Formación

Matasiete, de origen principalmente fluvial, con la que se intercala.

Al norte de la Sierra Silva, existen afloramientos de esta unidad en el núcleo del anticlinal

allí presente.

Se consideran pertenecientes al Cretácico inferior (Barremiano-Aptiano).

g) Formación Mina El Carmen

Esta unidad se caracteriza por la primacía de los depósitos piroclásticos especialmente en

los niveles superiores, tales como tobas y tufitas varicolores, a veces alterado en materiales

arcillosos y con ceolitas de coloración rojiza (heulandita). Intercalan areniscas lenticulares, las

que suelen tener impregnaciones de hidrocarburos e incluso producción de petróleo y gas en

algunos yacimientos.

Lateralmente engrana hacia el oeste y noroeste con la Formación Castillo, unidad que se

encuentra tanto en superficie como en el subsuelo de la cuenca.

Serían depositadas en el entorno del Cretácico inferior a superior (Aptiano-

Cenomaniano).

h) Formación Comodoro Rivadavia

Predominan las areniscas con un 70 %, constituidas por cuarzo, líticos y feldespatos, las

que están separadas por pelitas tobáceas, depositadas en un ambiente del tipo deltaico en una

cuenca con subsidencia activa y donde existieron ingresiones marinas cortas.

Sus areniscas intercaladas en muchos casos son consideradas buenos reservorios y es una

de las unidades que más ha aportado hidrocarburos en la cuenca del Golfo San Jorge.

Lateralmente es, a grandes rasgos, equivalente con el miembro inferior de la Formación


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Bajo Barreal, unidad tanto de subsuelo como de superficie.

En tiempo, también es equivalente a la unidad conocida como Formación Cañadón Seco,

en el flanco sur de la Cuenca del Gofo San Jorge (Figuras 3 y 4).

Se asignan al Cretácico superior (Cenomaniano-Coniaciano).


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Figura 3: Formación Cañadón Seco, interpretación ambiental.


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Figura 4: Diagrafía F. Cañadón Seco (potencial espontáneo-resitividad)


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i) Formación Yacimiento El Trébol

Está constituida por un predominio de arcilitas varicolores donde se intercalan aislados

bancos areniscosos. Intercalan dos concentraciones de lentes areniscosos destacables, los que han

sido denominados como Miembro Pozo S 83 el inferior y Miembro Valle C el superior.

Hacia el oeste y noroeste se corresponde aproximadamente con el miembro superior de la

Formación Bajo Barreal.

Pertenecen al Cretácico superior (Senoniano).

B) Las unidades litoestratigráficas que afloran en el área, especialmente en la Sierra de

San Bernardo, son las siguientes:

Formación Matasiete

La Formación Matasiete aflora en los núcleos anticlinales del cerro Cachetamán, cerro

Chenque, península Baya, cerro del Castillo, sierra Nevada, cañadón Tronador, anticlinal

Villagra y al este del cerro Ferrarotti.

El máximo espesor medido supera los 650 metros en el cañadón Matasiete, aunque aquí

no está expuesta su base.

La secuencia sedimentaria elemental se inicia con un conglomerado o arenisca, gris o

verdosa, de contacto basal neto y erosivo, gradando a pelitas gris oliva o gris castaña y

rematando en un paleosuelo o en tobas gris claras y gris verdosa de depositación subaérea y en

ocasiones, subácuea. Este ciclo se repite en toda la secuencia con espesores individuales

variables, siendo los más comunes los de 2 a 5 metros. Las areniscas y conglomerados

representan el relleno de cauces fluviales. Tienen una sección lenticular, es decir, una

distribución lateral limitada a pocos cientos de metros y por lo tanto no son confiables como

elementos de correlación, en tanto que como roca reservorio de petróleo o gas tienen una

superficie restringida. En la base de estos cauces es común la preservación de gruesos troncos

fosilizados orientados.

Representa a un medio sedimentario fluvial a lacustre, que bordea a la Cuenca del Golfo

San Jorge de manera tal que su franja más externa está constituida por litologías de un medio

oxidante (capas rojas) y que caracterizan a la Formación Matasiete, mientras que hacia el centro

de la cuenca engrana con la Formación Pozo D-129.


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Los cuerpos areniscosos, de geometría lenticular en los afloramientos, se ordenan de

distinta manera, de acuerdo al grado de subsidencia que presenta la cuenca (figura 5).

Figura 5: Canales arenosos y planicie de inundación fangosa relacionados con la velocidad de subsidencia

(Nichols, 1999).

Formación Castillo

Es la más conspicua de las unidades sedimentarias, ya que se destaca con respecto a las

formaciones supra e infrayacentes por sus colores verdosos y mayor consolidación relativa. Esto

hace que sea la entidad que más subsista en los afloramientos al ataque de los agentes exógenos,

especialmente en los numerosos anticlinales de la sierra San Bernardo, conformando lomas

alargadas, preferentemente en dirección norte-sur, o sea, coincidente con la forma de la

estructura. En algunos casos estas lomadas suelen presentar relieves invertidos (núcleos

anticlinales erosionados) donde es posible ver la unidad subyacente (Matasiete).


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Foto 1: Miembro superior de la Formación Matasiete, coronado por la Formación Castillo (cañadón Matasiete).

Foto 2: Areniscas de sección lenticular de la Formación Matasiete (cañadón Matasiete).


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Foto 3: Cerro testigo de la Formación Matasiete, coronado por un banco verde de toba, perteneciente al primer

estrato de la Formación Castillo (al norte del anticlinal de Sierra Silva).

La Formación Castillo está constituida, fundamentalmente, por tobas y areniscas, aunque

el material piroclástico está siempre presente en cantidades elevadas (Teruggi y Rossetto, 1963).

Las proporciones entre esos dos tipos litológicos varían de acuerdo con el espesor de la

Formación. Así, es preponderantemente tobácea donde su espesor es reducido como, por

ejemplo, en sierra Nevada (230 m), cañadón Matasiete (450 m), cerro Chenque (300 m), cerro

Cachetamán (350 m), cañadón Tronador (10 m). En cambio, la participación de areniscas

aumenta bastante donde incrementa su espesor, o sea, hacia el sur y sureste, llegando a tener, en

el codo del Senguerr, unos 900 metros.

Su contacto inferior es neto cuando se deposita sobre Matasiete, haciéndose más

indefinido cuando lo hace sobre Pozo D-129.

La característica coloración verdosa es debida a la abundante alteración clorítica y la

subordinada coloración rojiza a la presencia de óxidos de hierro.

Esta unidad representa uno de los momentos de mayor intensidad en la sedimentación


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piroclástica de la cuenca, donde su miembro inferior tiene, en gran parte, características

lacustres, mientras que en el miembro superior predominan los depósitos fluviales.

Foto 4: Formación Castillo, miembro superior (Puerta del Diablo).

Formación Bajo Barreal

Tiene una amplia distribución tanto en la sierra de San Bernardo como en el resto de la

cuenca. Se presenta conformando lomadas redondeadas, a veces del tipo bad lands, en bancos

medianos a gruesos, bien estratificados y semicubiertos por derrubios basálticos o por mineral

arcilloso hidratable, producido por meteorización de materiales primariamente piroclásticos.

Su espesor es variable desde unos 150 metros al norte de laguna Palacios hasta más de

1.000 metros en el Codo del Senguerr.

Dada su menor consolidación con respecto a Castillo no aflora en los núcleos de los

anticlinales, sino más bien en sus flancos o en los sinclinales y debajo de mantos basálticos.

Dentro del Codo del Río Senguerr el pase de Castillo a Bajo Barreal es gradual,

coincidente con la aparición de las primeras tobas blanquecinas. En el subsuelo, esta transición

entre las dos unidades es observable en el perfil de inducción por una paulatina disminución en

los valores de resistividad de la línea base de las arcillas, desde abajo hacia arriba.

Tanto en superficie como en subsuelo pueden diferenciarse dos miembros principales. El


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inferior está constituido por una alternancia de tobas grises y areniscas verdosas. Las areniscas

van aumentando gradualmente su proporción hasta llegar a predominar en el techo del miembro,

este incremento de las areniscas para esta sección superior del miembro inferior es una

característica común en la mayoría de los afloramientos, siendo más notable en los asomos

occidentales de la sierra de San Bernardo y a lo largo de la margen izquierda del río Senguerr. El

ciclo sedimentario más frecuente es el siguiente: areniscas gradadas, de base erosiva que,

transicionalmente, pasan a areniscas tobáceas y luego a tobas; sobre éstas se desarrolla un

paleosuelo que suele ser cubierto por laminados bancos tobáceos blanquecinos silicificados.

De los estudios realizados en los afloramientos de la Sierra San Bernardo (Hechem, 1994

y Hechem, et al. 1990), el miembro inferior de la unidad se considera depositado en medios

lacustres someros, con retrabajo de olas y en barreales, con desarrollo de abanicos aluviales y

cursos fluviales entrelazados y efímeros, canalizados y no canalizados, con abundante carga y

densidad, en partes por torrentes de barro o flujos gravitacionales mal seleccionados, con

momentos de alta acumulación gruesa, alternando con otros con sedimentación fina y generación

de paleosuelos. Así, estos autores reconocen facies masivas de lóbulos, de techos convexos de un

sistema fluvial efímero, facies de mantos masivos, alternando con otros de alto régimen de flujo

de crecientes, facies de base erosiva y entrecruzadas de canales y facies de cuerpos lenticulares

amalgamados. Todo esto desarrollado en un ambiente donde era importante el aporte debido a la

actividad volcánica explosiva, en general bastante finos, donde debieron ser frecuentes los flujos

piroclásticos, lahares, torrentes de barro y de detritos, alternando con corrientes tractivas

normales.

El miembro superior es aún de menor consolidación relativa. En los afloramientos

aparece normalmente cubierta por una costra de meteorización arcillosa, mientras que en los

perfiles eléctricos de subsuelo aparece con baja resistividad. El material piroclástico es

progresivamente reemplazado por sedimentos cada vez más fangolíticos. Corresponden a

depósitos fluviales meandrosos, como puede observarse en el cañadón Avilés (figuras 6 y 7).

A medida que nos apartamos hacia el este y sudeste de la zona de afloramientos los

constituyentes de esta Formación se van haciendo cada vez más epiclásticos, con predominio de

areniscas y pelitas y ausencia casi total de tobas.

En los afloramientos, los restos de dinosaurios son los vertebrados fósiles más

significativos de esta entidad. La presencia de dinosaurios saurópodos indica una edad senoniana

(Bonaparte y Gasparini, 1979).


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Figura 6: Depósitos de areniscas de acreción lateral (barras de meandro) con límites internos indicados por los

números (Miall, 1996).

Figura 7: Barras de meandro separadas por superficies de reactivación (Díaz Molina, 1979).


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Foto 5: Tobas blancas del miembro inferior de la Formación Bajo Barreal (cañadón Matasiete).

Foto 6: Formación Bajo Barreal, miembro superior (al este de Pampa de los Guanacos).


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Formación Laguna Palacios

Es la Formación de extensión areal más restringida comparándola con las anteriores. Sólo

se desarrolla en el borde de cuenca, ya sea aflorando o en el subsuelo, con espesores más bien

reducidos, variando entre 0 y 300 metros y siguiendo, a grandes rasgos, un paralelismo con el

recorrido del río Senguerr y costa occidental del lago Musters.

Está constituida por tobas gris clara y blanquecinas, tufitas, areniscas y fangolitas gris

amarillentas. Se caracteriza por la presencia de paleosuelos conspicuos, que sobresalen del

relieve a manera de cornisa con coloraciones amarillentas y anaranjadas, con estructura interna

ondulante y abundantes cutanes en láminas y gránulos (Teruggi, 1962, 1971). Se puede dividir

en tres miembros, donde el del medio es el que contiene una concentración mayor de

paleosuelos.

Foto 7: Formación Laguna Palacios (Cerro Colorado).

Esta unidad se desarrolla exclusivamente donde el Grupo Chubut se reduce de espesor, o

sea en las áreas más levantadas de acumulación, por lo tanto, en cualquier lugar donde se

observen sus afloramientos tendremos una menor columna sedimentaria de Castillo, más Bajo

Barreal, más Laguna Palacios que donde esta última no exista por no depositación.


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Foto 8: Formación Laguna Palacios y sus paleosuelos conformando cornisas (Puerta del diablo).

Foto 9: Meandro abandonado en el miembro superior de la Formación Laguna Palacios (Cañadón Puerta del

Diablo).

Es una unidad que se interdigita con la sección superior de la Formación Bajo Barreal,

siendo una variación facial de la sección cuspidal de Bajo Barreal y se incluye, por lo tanto,

dentro del Cretácico superior (Senoniano).


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Formación Salamanca (Paleoceno)

Esta unidad marina tiene un espesor bastante uniforme y se va incrementando

suavemente desde el oeste (Codo del Senguerr) hasta alcanzar los 300 metros en el golfo San

Jorge. Bordea por el este y sur a la sierra San Bernardo pero no ha sido detectada dentro de la

misma. Esto indicaría que esta serranía era un alto topográfico al principio del Terciario.

Está compuesta fundamentalmente por areniscas y coquinas verdosas en su base,

fangolitas gris verdosas en los términos medios y areniscas verde oliva y fangolitas en su tope.

En general, sus depósitos se consideran pertenecientes a un ambiente marino proximal,

poco profundo y en su mayoría de elevada energía, especialmente hacia el oeste donde se

incrementa considerablemente la proporción areniscosa. Aunque en su tope también se han

descripto depósitos de baja energía, del tipo albuféricos.

Las areniscas glauconíticas inferiores (Miembro Glauconítico) representan a un ambiente

marino proximal de barras costeras, producidas durante la transgresión marina cretácica-

terciaria, con un marcado diacronismo, siendo progresivamente más jóvenes hacia el oeste.

En los niveles superiores es común encontrar restos de ostreas, pecten, briozoarios,

cangrejos, etc., los que son cubiertos por areniscas verdosas y amarillentas que engloban madera

petrificada.

Feruglio (1949), ya reconoce que sus sedimentos constituyen originalmente un manto

continuo, cuyo espesor decrece progresivamente hacia el oeste y transgrediendo sobre una

superficie de erosión, en general, sobre el Grupo Chubut, pero guardando con él un cierto

paralelismo, por lo menos en cortas distancias. En el valle superior del Río Chico la unidad se

apoya sobre una colada basáltica.

Formación Río Chico (Paleoceno)

Se pasa transicionalmente desde la Formación Salamanca (marina) a la Formación Río

Chico (continental) o bien en discordancia sobre Laguna Palacios o Bajo Barreal

Está constituida fundamentalmente por areniscas, conglomerados, tobas y arcilitas

varicolores. Es común que hacia el techo grade a una sección más consolidada, piroclástica y

silicificada, con abundantes inclusiones de nódulos limoníticos, que en la literatura geológica

local es conocida como "Tobas de Koluel Kaike"; están bien representadas en la barranca sur del

lago Colhué Huapí, en proximidades de Parada 162 y en el Valle Hermoso.


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Al norte del brazo norte del lago Colhué Huapí su espesor llega a tener 180 metros, sin

grandes variaciones dentro del área, mientras que en la zona de Cerro Blanco tiene unos 200

metros.

En el subsuelo de la zona de Cañadón Perdido, mediante la perforación de pozos

petrolíferos, se han logrado medir unos 250 metros de espesor.

En general se les asigna un origen fluvial, donde en partes tienen caractrísticas de un

medio sedimentario del tipo entrelazado (braided) y en otras de un medio meandroso (Andreis,

1977), donde los niveles de coloración rojiza son interpretados como paleosuelos desarrollados a

partir de planicies de inundación.

El banco negro inferior, que lo separa de la Formación Salamanca, de acuerdo a Feruglio

(1949) y otros autores, constituiría un depósito de marisma y albufera de un mar regresivo.

Foto 10: Banco Negro y encima Formación Río Chico (yacimiento de petróleo Cerro Tortuga, Pan Ame rican

Energy).


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Formación Sarmiento o Grupo Sarmiento (Eoceno-Oligoceno)

Es una unidad continental y, fundamentalmente, piroclástica que ha provisto una

interesante fauna de mamíferos que ha permitido diferenciar varias zonas paleontológicas

(Pascual y O. Rivas, 1971).

En general está constituida por bancos espesos de rocas tobáceas blanquecinas,

amarillentas, castañas y rosadas, poco consolidadas, terrosas, con intercalaciones de tobas

arcillosas y areniscas con clásticos de tobas, concreciones de calcedonia y, muchas veces,

conformando relieves del tipo bad lands.

El Grupo Sarmiento se caracteriza por su gran homogeneidad composicional en todo su

espesor.

Es común encontrar incluido en sus sedimentos, nódulos silíceos y secreciones de ópalo o

calcedonia en forma de geodas, de varios centímetros de diámetro, que suelen estar tapizadas por

cristales de cuarzo. Esta característica también es frecuente en la costa atlántica.

Son consideradas como caídas de tefras plinianas distales, provenientes de un arco

magmático, muy importantes durante el Eoceno, pero de actividad decreciente hacia el

Oligoceno (Mazzoni, 1985).

Su espesor es variable entre 50 y 200 metros debido a superficies erosivas internas y al

biselamiento cuspidal, especialmente en los afloramientos del norte.


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Foto 11: “Bad lands” gris blanquecinos de la Formación Sarmiento. En su tope una colada básica negruzca de

sección lenticular, la que es cubierta por la F. Patagonia (Alma Gaucha).

Formación Chenque o Patagonia (Oligoceno-Mioceno)

Esta unidad marina, bastante tabular, tampoco alcanza a cubrir la sierra San Bernardo,

sino que la rodea por el este, sur y oeste, aunque su transgresión es mucho más amplia que la del

mar que depositó a la Formación Salamanca, encontrándosela dentro del Codo del Senguerr

(González, 1971).

Está compuesta por areniscas amarillentas verdosas a gris amarillentas, medianas,

macizas, pelitas de la misma tonalidad y coquinas tabulares.

Existen buenos afloramientos de depósitos relacionados con mareas (wavy, flaser,

lenticular bedding) e incluso de canales mareales constituidos por unos 4 m de arenas, donde

sobre una superficie erosiva pueden distinguirse depósitos de lag (líticos y ostreas), herringbone

(hueso de arenque), flaser, megaflaser, y rematando en 2 m de wavy bedding (ondulante).

Los depósitos que constituyen esta unidad, tanto en el sector sudeste de la provincia del

Chubut como en el extremo norte de Santa Cruz, han sido agrupados en la Formación Chenque

(Bellosi, 1987, 1990), formando 5 secuencias de granulometría granocrecientes y que llegan a

reunir unos 500 metros de espesor máximo.


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Son depósitos marinos, originados por una estrecha transgresión del Golfo San Jorge

hacia el oeste.

De acuerdo a Bellosi (op. cit.) la sedimentación se llevó a cabo sobre una plataforma

levemente inclinada, comprendiendo profundidades de agua desde intermareales hasta no

mayores de 50 metros, sobre una plataforma pelítica. En la plataforma interior dominarían las

corrientes de mareas, responsables de la formación de complejos de ondas de arena y los eventos

de tormenta, que originaron diferentes discontinuidades menores y cambios en el fondo marino

que afectaron a las comunidades bentónicas. Las facies de transición se dan en el tope de la

unidad y en el tope de algunas de las secuencias que lo constituyen, a manera de depósitos

estuárico-mareales.

Su base es erosiva, mientras que su tope es transicional a las sedimentitas continentales

de la Formación Santa Cruz.

Figura 8: isopáquico de la Formación Patagonia.


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Figura 9: Diagrafía de la Formación Patagonia (potencial espontáneo-resistividad)


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Foto 11: Formación Patagonia o Chenque (Punta Delgada).

Foto 12: Dunas “fósiles” en la Formación Patagonia o Chenque (El Trébol).

Formación Santa Cruz (Mioceno)

Es una unidad de origen continental, con areniscas de origen fluviales y eólicas, arcilitas,


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tobas y paleosuelos. Representa al medio que colmata a la unidad anterior y tampoco alcanza a

cubrir la sierra San Bernardo.

Las areniscas son grises y amarillentas, finas a gruesas, alternando con lentes

conglomerádicos macizos y entrecruzados, de base neta y erosiva, con intraclastos de los niveles

inferiores, numerosos troncos y fragmentos de madera petrificada, representando el depósito en

canales fluviales. Intercalan tobas cineríticas grises, blanquecinas, verdosas amarillentas, gris

oscuro por contenido de materia orgánica. Alternan con sedimentitas finas, depositadas en aguas

tranquilas mediante los desbordes de las corrientes fluviales en pantanos extensos (Feruglio,

1949).

Su espesor es variable ya que su tope está erosionado por una superficie de denudación

regional, producida por la unidad que la cubre (Rodados Patagónicos).

Fuera del área llega a tener hasta 250 m de espesor, pero aquí está notoriamente reducida

por este corte a bisel y planar y que tiene leve pendiente hacia el noreste. Sin embargo alcanza

los 200 m de espesor en los Cañadones El Trébol, Tordillo, de las Quintas o Berger, Pampa del

Castillo (Bellosi, 1995).

En forma progresiva su espesor va diminuyendo hacia el noroeste hasta desaparecer por

erosión y/o no depositación.

La acumulación de esta sedimentación continental se produce luego de un progresivo

retroceso del mar atlántico, durante el Mioceno temprano.

La sedimentación comienza con depósitos realizados en estuarios controlados por mareas

(Bellosi, 1998), haciéndose progresivamente más fluviales y eólicas.

Las paleocorrientes de los cursos fluviales, posiblemente de régimen permanente, indican

un flujo predominante hacia el este.

Los depósitos arenosos entrecruzados, de características eólicas, en su techo pierden esas

estructuras debido a la bioturbación producida por las raíces y la generación de paleosuelos poco

maduros. Estos médanos fósiles se apoyan, a veces, sobre materiales finos de una probable

planicie de inundación. Estas arenas eólicas suelen rellenar un terreno irregular, previamente

erosionado, generando claros contrastes litológicos, claramente visibles en las rutas nacionales 3

y 26, en la Pampa del Castillo.

Existe una relación de concordancia entre esta unidad y la anterior, ya que se pasa

transicionalmente desde la F. Patagonia (o Chenque) a la F. Santa Cruz, mientras que su techo se

encuentra erosionado por los Rodados Patagónicos.


29

Figura 10: entrecruzamientos comunes en la Formación Santa Cruz.

Foto 13: Entrecruzamientos grandes y planares de la Formación Santa Cruz, miembro inferior (El Trébol).


30

Foto 14: Barra de meandro de la Formación Santa Cruz, miembro superior (El Trébol).

Rodados Patagónicos o Terraza Pampa del Castillo (Planicies fluvioglaciarias del

Plioceno)

En general, son mantos de gravas texturalmente maduros, que conforman extensas mesetas

o pampas, constituidos por rodados finos, medianos y gruesos, polimícticos y con escasos clastos de

las formaciones terciarias y cretácicas infrayacentes. Abundan los rodados de vulcanitas ácidas

(riolitas), tobas silicificadas, ignimbritas, cuarzo, vulcanitas gris oscuras duras, pocos basaltos y

areniscas y restos de troncos silicificados de formaciones subyacentes. La mayoría son redondeados

y equidimensionales y generan afloramientos conspicuos.

Se les asigna un origen fluvioglacial, debido a la fuerte escorrentía producida por la fusión

del hielo cordillerano y la redistribución del material morénico.

La composición de los rodados es principalmente de rocas volcánicas porfíricas, que

habrían provenido desde la zona cordillerana del noroeste del macizo del Deseado, donde los

afloramientos de esas rocas del Jurásico superior están ampliamente distribuidos (Césari et al.,

1986).


31

Aparentemente es el nivel terrazado de mayor espesor, llegando a tener hasta 20 metros.

Se acuñan hacia los altos estructurales del Cretácico y Terciario, de tal manera que

prácticamente no se registran depósitos de gravas en los bajos topográficos que se generan en

ellos por inversión del relieve.

La topografía actual de esta amplia planicie sobreelvada se encuentra invertida, debido a

que ese manto espeso de gravas ha actuado como coraza protectora de los agentes erosivos, los

que actuaron con más facilidad sobre las sedimentitas de edad cretácica y terciaria aledañas. Esta

situación de inversión del relieve es un rasgo común en las provincias de Chubut y Santa Cruz,

rasgo que además de los bancos de gravas, son también producidos por coladas de rocas ígneas y

bancos horizontales o casi de rocas sedimentarias consolidadas (coquinas, bancos de ostreas,

etc.).

Figura 11: Estructuras entrecruzadas generadas por migración de barras de gravas arenosas (Allen, 1983)

Basaltos e intrusivos básicos

Las rocas eruptivas de composición básica tienen amplia distribución en la Patagonia

extraandina.

Las descripciones petrográficas de los cortes delgados realizados sobre numerosas

muestras obtenidas dentro del área (Vietto, 2000), definen e estas rocas, en la mayoría de los

casos, como gabros alcalinos para los cuerpos subvolcánicos (intrusivos) y como basaltos


32

alcalinos para las coladas (mantos).

Cuerpos ígneos como los del Cº Negro y otros ubicados hacia el noroeste, en general, son

descriptos como teschenitas (Pezzutti y Villar, 1978).

Foto 15: Basalto pre-Salamanqueano sobre una superficie discordante labrada en el miembro superior de la F. Bajo

Barreal (nacientes del Río Chico).

En las nacientes del Río Chico el llamado “basalto presalamanquense” tiene unos 5

metros de espesor, aunque en la barranca sur se apoya sobre una superficie muy irregular,

previamente erosionada y llegando a tener en algunos lugares hasta 20 metros de espesor.

Se presenta en forma de intrusivos aislados, diques, diques anulares y de mantos, muchas

veces en forma contemporánea con la parte superior de la Formación Sarmiento, pero también

los hay más jóvenes y más viejos.

Las coladas se apoyan sobre una superficie de erosión y sobre diferentes unidades,

ocupando en general, posiciones estructurales bajas o en sinclinales y ausente en los anticlinales,

circunstancia que favorece la frecuente inversión del relieve topográfico.

Cuando la colada lávica se ubica entre las formaciones Sarmiento y Patagonia como

sucede en las nacientes del cañadón Hondo y Valle Hermoso, su edad está bien determinada por

su relación estratigráfica y es conocido como “basalto prepatagoniano”. En tanto, las coladas


33

interpuestas entre la F. Bajo Barreal y la F. Salamanca se conocen como “basalto

presalamanquense”.

Las coladas suelen asociarse con eyectos piroclásticos (volcaniclásticos) de alto régimen

de flujo (foto ).

Foto 16: Basalto cubriendo depresiones erosionadas en la Formación Sarmiento (Alma Gaucha).

Foto 17: Dique básico intruyendo el tope de la Formación Río Chico (Alma Gaucha).


34

Foto 18: Rocas piroclásticas de alto régimen de flujo (surge), asociadas con coladas basálticas (Cerro Dragón).

Depósitos sobre Pedimentos

Estos planos de erosión, con pendiente hacia el Valle Hermoso, Río Chico y otros bajos

topográficos, están labrados sobre las sedimentitas de las formaciones Santa Cruz, Patagonia,

Sarmiento, Río Chico, Salamanca y Grupo Chubut, tienen una delgada (aunque localmente suele

ser espesa) cubierta de gravas arenosas, redepósitos provenientes del primer nivel de terrazas.

Predominan las que tienen pendiente hacia el Valle Hermoso y el valle del Río Chico.

Basaltos deslizados

Alrededor de las mesetas basálticas generalmente hay una franja de bloques de estas

rocas, producto de los deslizamientos rotacionales. Los trozos más grandes y mejor conservados

corresponden a los deslizamientos más recientes, contra la meseta. Al alejarse del borde,

disminuye el tamaño y conservación de los bloques, pasando a escombreras semicubiertas por

depósitos eólicos.


35

Cuanto mayor es la diferencia topográfica entre las mesetas coronadas por rocas

volcánicas básicas y el relieve al pie del mismo, mejor desarrollado se encuentran los

deslizamientos.

Abanicos aluviales

El río Senguer, luego de ser capturado al sur de la sierra de San Bernardo, irrumpe en el

bajo de Sarmiento, formando un amplio abanico de gravas arenosas, cuyo desarrollo fue

simultáneo con el llenado de la cuenca lacustre, lo que explica la presencia relativamente

abundante de limos y arcillas en la parte superior del perfil de los sedimentos del abanico. Es un

episodio importante de sedimentación, llegando a tener hasta 10 metros de espesor en su zona

central.

En superficie, predominan los depósitos arcillosos lacustres, sobreimpuestos a los

clásticos gruesos anteriores descriptos, dado que este abanico quedó sumergido en la época de

expansión de los lagos Musters y Colhué Huapí.

Tiene una superficie que supera los 200 km2 y sus depósitos se apoyan sobre sedimentitas

de las formaciones Río Chico, Salamanca y Bajo Barreal.

Existen, además, otros abanicos de mucha menor magnitud, pero también indicativos de

una escorrentía acuosa superior en el pasado no muy lejano.

Derrubios de basaltos

Están constituidos por fragmentos de menor tamaño de rocas volcánicas que los

deslizados y se exponen en la franja más externa que bordea las mesetas de coladas basálticas. El

material está más alterado que en el caso de los basaltos deslizados, y se presenta como

escombreras informes, donde se mezclan, en muchos casos, los basaltos de deslizamientos

antiguos con aquellos más modernos, acarreados por los torrentes que bajan de las mesetas

basálticas.

Sedimentos lacustres


36

Son depósitos de granulometría variable constituidos por arcillas, limos, arenas y gravas,

indicativos de una energía creciente en ese sentido, y que se observan especialmente en las

retracciones del lago Colhué Huapí. En la margen occidental de este lago es común observar

como bancos de arena grises, de uno a dos metros de espesor van gradando en la vertical a

granulometrías cada vez más finas hasta arcillosas y rematando en un nivel gris oscuro a negro,

debido a la actividad de los juncos (peat), indicativos del retroceso progresivo del lago.

Plumas eólicas

Tanto en las fotografías aéreas como en las imágenes satelitales las plumas eólicas son

rasgos geomorfológicos muy comunes de observar. Tienen una orientación este-oeste y se

originan generalmente a partir de bajos topográficos, muchas veces endorreicos, o de planicies

aluviales.

Depósitos aluviales y coluviales

Son materiales arrancados y depositados por las aguas corrientes después de las avenidas

de los ríos y también por descenso lateral. Corresponden a depósitos recientes producidos por la

meteorización de las rocas de edad terciaria, distribuidos por la arroyada temporaria. Su

composición es variada entre gravas, arenas, limos y arcillas, entremezclados en proporciones

variables.

Se da normalmente en los bajos topográficos, muchas veces endorreicos, donde la erosión

y sedimentación coetáneas se producen por una interacción eólica-hídrica.

En los frentes de mesetas, especialmente en las de gravas, los materiales coluviales

enmascaran las sedimentitas de las unidades terciarias y cretácicas.

3. TECTÓNICA


37

A la cuenca sedimentaria del Golfo San Jorge se le asigna una génesis intracratónica o de

retroarco, posiblemente con corteza continental en su fondo. Está ubicada entre el Macizo

Nordpatagónico en el norte y el Nesocratón del Deseado en el sur, zonas que habrían

permanecido relativamente estables durante su formación y colmatación.

Inicialmente la cuenca se genera por un hundimiento escalonado hacia su centro, ubicado

poco al sur del paralelo de 46º. La tectónica que afectó al basamento, posiblemente se debió a un

enfriamiento del sustrato, lo cual originó un descenso gravitacional en bloques (Bianchi,1989).

Durante el Terciario se sobreimponen sobre este escalonamiento extensional

movimientos con desplazamientos de rumbo que generan fallas del tipo transpresivos y

transtensivos, que a su vez son responsables de fallas inversas de rumbo norte-sur, pero de forma

tal que algunas fallas, primariamente tensionales y de orientación norte-sur, sufrieron

movimientos compresivos y formaron anticlinales y sinclinales, constituyendo un definido

modelo de inversión tectónica. Posiblemente, esta inversión tectónica es activa desde el Mioceno

medio.

Dentro de la sierra de San Bernardo como fuera de ella hacia el sureste y sur de la misma,

existe un marcado plegamiento, con anticlinales y sinclinales alargados en dirección meridional.

Los anticlinales se presentan generalmente con un radio de curvatura pequeño, mientras que los

sinclinales son amplios y suaves. Comunes son las fallas transversales a la estructura, las que

producen desplazamientos laterales de los bloques y de los ejes de los pliegues.

A veces la forma topográfica es similar a la estructural constituyendo montañas de

plegamiento, ya que las lomas alargadas coinciden con los anticlinales, como el anticlinal del

cerro Chenque (Sierra Silva), mientras que algunos bajos se corresponden con sinclinales. Este

anticlinal, ubicado al oeste del brazo norte del lago Colhué Huapí, es claramente asímétrico con

inclinaciones superiores en el flanco occidental, superando en muchos casos los 50º, mientras

que el flanco oriental, tiene pendientes más suaves, normalmente entre 10 y 15º. Aquí el eje de

la estructura se encuentra cortado por fallas transversales, las que delimitan diferentes bloques.

Los mantos o coladas de rocas básicas se disponen, en general, en las zonas

tectónicamente deprimidas (sinclinales).

La zona más afectada tectónicamente es la occidental tanto en la conformación de

pliegues como fallas. Así, la Península Grande en el lago Colhué Huapí es una morfología

positiva generada por un anticlinal suave, mientras que las áreas deprimidas del lago tanto al

oeste como al este se deben a sinclinales también suaves. Algo similar ocurre con la península

Baya en el lago Musters. En general, los grandes cuerpos de agua al igual que las coladas de


38

rocas volcánicas se ubican en zonas tectónicamente deprimidas (sinclinales).

El área oriental es tectónicamente más tranquila y los estratos inclinan suavemente, en

general con buzamientos entre 1 y 2º hacia el sur con suaves ondulaciones, en dirección al

depocentro de la cuenca, de manera tal que la base de la F. Salamanca, que aflora en cotas

próximas a los 300 ms.n.m. en el valle del río Chico, llega a ubicarse a varios cientos de metros

debajo del nivel del mar actual, en Comodoro Rivadavia.

En base a estudios geofísicos y perforaciones que alcanzaron el basamento cristalino, se

habría demostrado que éste se encuentra fracturado escalonadamente y que ha tenido influencia

capital sobre la cubierta sedimentaria.

De haberse depositado los terrenos en forma normal, sin subsidencia intermitente a lo

largo de planos de fallas, el incremento de espesores sería regular y progresivo hacia el centro de

la cuenca. Esto no sucede así, ya que hay evidencias de subsuelo que indican que las

dislocaciones fueron reactivadas contemporáneamente con el período de depositación. De

manera que donde existe un incremento notable de la potencia de los estratos, corresponde o

hace sospechar a una zona de fallas del basamento con grandes rechazos.

Lombard y Ferello (1965), analizan un perfil de refracción registrado en Pampa de

Salamanca y asignan a las rocas cuyas velocidades de transmisión de ondas superan a los 5.500

m/seg al basamento cristalino. Ven que sobre este basamento hay secciones estratigráficas con

velocidades menores y que se acuñan contra las partes elevadas del escalonamiento. También en

las líneas sísmicas de reflexión se diferencia la columna sedimentaria apoyada sobre una

discordancia elaborada sobre el basamento, el cual es irregular, con altos locales y abruptos

escalonamientos descendentes hacia el sur a lo largo de fallas importantes.

Al frente de estos escalones, en general levemente basculados, los sedimentos se acuñan

y curvan en forma cóncava hacia arriba dado que las fallas principales directas, de orientación

preferencial este-oeste a noroeste-sudeste, han sufrido reactivaciones en el tiempo y generaron

otras subsidiarias y antitéticas que han favorecido el plegamiento estratal en los yacimientos de

petróleo y gas en el llamado “Flanco Norte” de la cuenca del Golfo San Jorge.

Estos movimientos tectónicos descendentes y diferenciales a lo largo de fallas

tensionales, generaron áreas deprimidas o fosas (grabens) y bloques o pilares sobreelevados

(horts) y que las sucesivas reactivaciones, que en algunos casos llegan a manifestarse sobre el

relieve actual, indican que su actividad, aunque tenue, aún continúa.

En profundidad, estas fallas llegan a tener un rechazo que supera los 500 metros, valor


39

que va progresivamente disminuyendo hacia los términos estratigráficos más jóvenes, de manera

tal que los movimientos principales se produjeron durante el inicio de la cuenca, con fuertes

escalonamientos de basamento y de las rocas volcánicas del Jurásico, disminuyendo su actividad

intermitente paulatinamente hasta la actualidad.

Es durante el Terciario cuando se sobreimpone sobre este escalonamiento tensional

movimientos laterales, de rumbo, que hacia el oeste se resuelven en fallas inversas, muchas de

ellas de rumbo dominante norte-sur, ya que esta dirección es la más favorable para su formación.

En la Sierra Silva, Codo del Senguerr, Papelía y otros anticlinales son claros los movimientos

compresivos, originados casi ortogonalmente a las fallas con desplazamiento de rumbo.


40

Figura 12: Anticlinal de Sierra Silva (Peroni et al., 1995).


41

Figura 13: Corte regional este-oeste (Peroni et al., 1995).

Figura 14: inversión tectónica, hacia el oeste de la Cuenca del Golfo San Jorge.


42

4. HIDROCARBUROS

El área es una importante productora de hidrocarburos, especialmente en su sector sur, ya

que de allí se extrae la mayor parte del petróleo producido por la provincia del Chubut.

El pozo descubridor de petróleo se perforó en 1907 en General Mosconi (Km 3),

inmediatamente al norte de la ciudad de Comodoro Rivadavia. Desde esa fecha, más de 25.000

pozos se perforaron en la cuenca, de los cuales un porcentaje importante se ubicó dentro de esta

zona.

La producción de petróleo se ha ido incrementando a través del tiempo y a pesar de ser la

primera zona en ponerse en explotación y de haber sido la más intensamente explotada, todavía

queda un importante remanente por extraer, ya sea por producción primaria, secundaria o

asistida.

La producción principal ha sido la de hidrocarburos líquidos (petróleo) de varios tipos,

pesados, medianos y livianos, en general de base parafínica. Su extracción se realiza

normalmente mediante aparatos de bombeo, ya que son pocos los pozos surgentes a lo largo del

tiempo.

En menor escala, especialmente en los campos periféricos, ha sido de interés la

explotación del gas, aunque últimamente ha habido un aporte importante desde los yacimientos

occidentales de la empresa Pan American Energy.

En general, el hidrocarburo ha sido extraído de profundidades variables entre

aproximadamente 500 metros a poco más de 3.000 metros bajo el nivel del mar.

Este hidrocarburo se ha alojado mayoritariamente en unidades estratigráficas con edades

que van desde el Cretácico inferior al Paleoceno, comprendiendo a las formaciones Mina El

Carmen, Comodoro Rivadavia, Yacimiento El Trébol, y Salamanca.

Los reservorios más comunes son estratos de areniscas, con espesores individuales muy

variables, pero que en general oscilan entre 2 y 10 metros. Su porosidad también es variable y

decreciente con la profundidad, desde 25% los más someros hasta 15% los más profundos,

siendo primaria para los niveles superiores y secundaria para los inferiores. También su

permeabilidad es bastante disímil y amplia pero que en general fluctúa alrededor de los 100

milidarcys.

Las trampas son en su mayoría combinadas, ya que existe una importante componente


43

deposicional o sedimentaria, asociada a otra estructural (fallas y pliegues).

Dentro del denominado flanco norte de la cuenca y específicamente en el yacimiento

petrolero de El Tordillo, Chelotti et al. (1999), mediante la interpretación de líneas sísmicas 3D y

del análisis de cientos de pozos perforados, elaboraron un modelo estructural local que

representa la historia tectónica del área. La estructura allí es esencialmente extensional, de rumbo

estesureste, donde un corte norte-sur muestra una falla principal o maestra y desarrollo de otras

sintéticas y antitéticas. Aquí los mejores reservorios de petróleo están en areniscas de las

formaciones Comodoro Rivadavia y Yacimiento El Trébol. También suele haber buenas

producciones en los miembros medio y superior de la Formación Mina El Carmen. En este

yacimiento la intensa fracturación, asociada con una importante disolución de minerales

producido por la circulación de fluidos, generaron buenos reservorios de hidrocarburos

(porosidad secundaria).

Las formaciones Yacimiento El Trébol y Salamanca producen (o han producido) en los

yacimientos de El Trébol, Diadema, Campamento Central, Escalante, Cañadón Perdido, Caleta

Córdova, Restinga Alí. La Formación Comodoro Rivadavia produce en la mayoría de los

yacimientos del flanco norte, mientras que la Formación Mina El Carmen tiene buenas

producciones en areniscas lenticulares en los yacimientos de El Trébol, El Tordillo y Escalante.

Como sello de los reservorios areniscosos actúan los materiales pelíticos, de gran

distribución dentro de la cuenca del Golfo San Jorge y que se van haciendo progresivamente más

piroclásticos hacia el oeste y noroeste.

La Formación Pozo D-129 se considera como la principal roca generadora de

hidrocarburos de la cuenca del Golfo San Jorge, especialmente los estratos de pelitas negras, de

origen lacustre, con alto contenido de materia orgánica. Hacia el borde norte y noroeste de

cuenca, esta unidad grada a depósitos más oxidantes de la Formación Matasiete, Miembro Los

Alazanes, etc., con aumento en el contenido de material piroclástico.

También se estima que hubo generación en las pelitas gris oscuras, con materia orgánica

lacustre, de la Formación Anticlinal Aguada Bandera-1, aunque este petróleo sólo estaría

presente en el sector oeste.

Los petróleos de los distintos yacimientos tienen densidades variables entre livianos y

pesados (densidades API entre 15-35º), siendo los medianos a pesados los más comunes. En

general, las densidades y las alteraciones van disminuyendo hacia el centro de la cuenca y hacia

las profundidades. Así, los acumulados en la Formación Mina El Carmen son más livianos que

los de la Formación Comodoro Rivadavia. La mayoría son de base parafínica, parafínica-


44

nafténica y parafínica-asfáltica, con distintos grados de biodegradación, quizás debido a las

frecuentes remigraciones.

Las estructuras donde el petróleo y gas se acumularon son del tipo extensional en el este,

con bloques descendentes a lo largo de fallas regionales lístricas, asociadas con otras menores

contraregionales (antitéticas y rollover), o bien conformando fosas y pilares tectónicos (grabens

y horts). Hacia el oeste aparecen yacimientos asociados a anticlinales fallados (Anticlinal

Grande, Río Chico, Cº Blanco, etc.).

Figura 15: Tectónica en el yacimiento El Tordillo (modificado de Chelotti et al., 1999).


45

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48

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49

Curso GEOLOGÍA DE CAMPO

Comodoro Rivadavia – Sierra San Bernardo

Universidad Nacional de la Patagonia S. J. B.

ADJUNTOS


50

Figura 16: Principales tipos de ríos (Miall, 1977).

Figura 17: Sistema de canal anastomosado, con crecimiento lateral (perfil A) y crecimiento simétrico (perfil B).

(Galloway, W.E., Hobday, D.K., 1996).


51

Figura 18: Canales braided (entrelazados). (Galloway, W.E., Hobday, D.K., 1996).

Figura 19: Canal meandroso con barras de chute (Galloway, W.E., Hobday, D.K., 1996).


52

Figura 20: Canal meandroso, de alta sinuosidad, con buen desarrollo de barras de meandro (point bar). (Galloway,

W.E., Hobday, D.K., 1996).

Figura 21: Dunas de crestas rectas. Relación entre su forma superficial y la estructura entrecruzada generada (Miall,

1996).


53

Figura 22: Entrecruzamientos tangenciales en la base. Pueden producirse por ripples que migran a contracorriente en

dunas subacuáticas (Nichols, 1999).


54

Figura 23: El buzamiento verdadero de un entrecruzamiento planar no se puede determinar mediante una simple

cara vertical de un afloramiento. Pero puede medirse directamente de una superficie horizontal (T), o bien puede

calcularse mediante dos buzamientos aparentes (A y B) (Tucker, 1991).

Figura 24: Coset de estratificación entrecruzada planar, con superficies límites de primer orden entre los distintos

sets (Miall, 1996).


55

Figura 25: La migración de ripples (ondulas) y dunas (megaóndulas) de crestas rectas forman entrecruzamientos

planos. Crestas sinuosas o aisladas de ripples y dunas producen la estratificación en artesa (trough). (Tucker, 1991).


56

Figura 26: Sets y co-sets en la estratificación entrecruzada (Nichols, 1999).

Figura 27: Estratificación lenticular. La parte superior originada por ripples de corrientes y la inferior por ripples de

oscilación (oleaje). (Reineck and Singh, 1975).


57

Figura 28: Estratificación lenticular con aislados lentes de arena (Reineck and Sing, 1975).

Figura 29: Varios tipos de estratificación flaser, a) estratificación flaser asociada con ripples de corriente de crestas

rectas, b) asociada con ripples de crestas sinuosas y c) asociada con ripples de oscilación (Reineck and Singh, 1975).

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Curso Geologia de Campo C_ Rivadav_sra_san_bernardo