Conexión Cretácica Entre Las Cuencas Del Golfo San

Revista de la Asociación Geológica Argentina 72 (1): 21 - 37 (2015) 21

CONEXIÓN CRETÁCICA ENTRE LAS CUENCAS DEL GOLFO SAN JORGE Y CAÑADÓN ASFALTO (PATAGONIA): PALEOGEOGRAFÍA, IMPLICANCIAS TECTONOESTRATIGRÁFICAS Y SU POTENCIAL EN LA EXPLORACIÓN DE HIDROCARBUROS

José O. ALLARD1, José M. PAREDES1, Nicolás FOIX1,2 y Raúl E. GIACOSA3

1 Dpto. de Geología, Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco, Comodoro Rivadavia, Chubut. E-mail: [email protected] 2 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). 3 SEGEMAR - Delegación Regional Comahue, General Roca, Río Negro.

Resumen

El Grupo Chubut (Cretácico) en la Cuenca del Golfo San Jorge se inicia con el sistema depositacional fluvial-lacustre de las Formaciones Matasiete-Pozo D-129 (Barremiano?-Aptiano). Esta contribución evalúa la correlación entre la Formación Ma- tasiete y sus equivalentes laterales de la Cuenca de Cañadón Asfalto. Se caracterizó a la Formación Los Adobes en cañadón Puelman y cerro Punta Toro Hosco, sector noroccidental de la cuenca; los canales presentan espesor máximo promedio (T) de 7 m, relación ancho real/potencia máxima (W/t) promedio de 10 y dirección de paleoflujo hacia 168º. La Formación Cerro Fortín se analizó próxima al cerro Ferrarotti; los canales presentan una geometría promedio definida por T: 4,6 m, W/t: 16, y dirección de paleoflujo hacia 162º. Aguas abajo de ambas localidades aflora la Formación Matasiete, con canales fluviales con valores promedio de T: 7,3 m, W/t: 14 y dirección de paleotransporte al S-SE. La similitud litológica, consistencia entre las direcciones de paleoflujo y la geometría comparable de sus paleocanales sustentan la correlación física entre las unidades litoestratigráficas mencionadas. Utilizando análogos modernos se definió una zona de cabeceras mínima para el lago de la Formación Pozo D-129 de ~160.000 km2, con cabeceras fluviales individuales de ~4.000 km2. Los resultados obtenidos definen un escenario paleogeográfico con redes de drenaje que fluyen desde el norte-noroeste utilizando corredores sedimentarios de origen tectónico. La caracterización de un sistema depositacional continental conectando áreas de la Cuenca de Cañadón Asfalto y del Golfo San Jorge define potenciales guías de prospección de hidrocarburos en áreas de frontera.

Palabras clave: Cuenca Golfo San Jorge, Cuenca Cañadón Asfalto, Grupo Chubut, Aptiano, corredores sedimentarios

ABSTRACT

Cretaceous connexion between the Golfo San Jorge and Cañadón Asfalto Basin (Patagonia): paleogeography, tectonostratigraphic implications and their potential in the hydrocarbon exploration The Chubut Group (Cretaceous) of the Golfo San Jorge Basin begins with a fluvial-lacustrine depositional system associated with the Matasiete-Pozo D-129 Formations (Barremian?-Aptian). This contribution evaluates the correlation among the Matasiete Formation and its temporaly-equivalent units in the Cañadón Asfalto Basin. The fluvial succession of the Los Adobes Formation was characterized in cañadón Puelman and cerro Punta Toro Hosco, in the northwestern margin of the basin. The fluvial sandbodies have a mean maximum thickness (T) of 7 m, a mean real width/maximum thickness ratio (W/t) of 10 and paleoflow direction toward 168º. The Cerro Fortín Formation was analyzed near cerro Ferrarotti; the fluvial channels have mean values of T: 4,6 m, W/t: 16, and a mean paleoflow direction toward 162º. The Matasiete Formation outcrops downstream of both localities and its fluvial channels show a mean T: 7,3 m, W/t: 14 and a paleotransport direction toward S-SE. A similar lithological appearance, uniform paleoflow directions and comparable geometries of the paleochannels support the physical correlation among the above-mentioned lithostratigraphical units. By using modern analogues, a minimum drainage area of ~160000 km2 was estimated for the Pozo D-129 Formation, with individual watersheds of ~4000 km2. The results support a paleogeographic scenario with regional fluvial systems that flow from the north-northwest using tectonically-driven sedimentary corridors. The characterization of a continental depositional system connecting areas of the Cañadón Asfalto and Golfo San Jorge basins defines potential guidelines for prospecting hydrocarbon reservoirs in frontier areas.

Keywords: Golfo San Jorge Basin, Cañadón Asfalto Basin, Chubut Group, Aptian, sedimentary corridors 22 J.O. ALLARD, J.M. PAREDES, N. FOIX y R.E. GIACOSA

INTRODUCCIÓN tas cuencas (Dickinson 1988, Miall 2006, tratigráficos y los dominios estructurales Leeder 2011). de la cuenca (Fig. 1b y 1c). Sobre un ba- Los estudios de cuencas sedimentarias es- La Cuenca del Golfo San Jorge ha sido samento económico de edad neopaleo- tán enfocados en la caracterización y aná- intensamente estudiada debido a su po- zoica a jurásica tardía se apoyan potentes lisis del registro estratigráfico vinculado a tencial hidrocarburífero, por lo cual se secuencias sedimentarias cretácicas (Fig. los depocentros, e intentan definir y com- dispone de la información de subsuelo 1d). El registro cretácico comienza con prender factores de control externos e in- y afloramientos necesaria para evaluar, el Grupo Las Heras definido a partir de ternos que condicionan su arquitectura ajustar y definir sus límites paleogeográ- información de subsuelo. Estos depósi- estratigráfica. Determinar los límites pa- ficos. Esta contribución tiene como ob- tos se vinculan a una megasecuencia ma- leogeográficos es una tarea subordina- jetivo general caracterizar las zonas de rina a transicional de synrift (Figari et al. da, ya que suele ser dificultoso debido a cabeceras vinculadas a las formaciones 1999). Suprayace en discordancia el Gru- la discontinuidad de los afloramientos, o Matasiete y Pozo D-129, y de esta forma po Chubut (Fig. 1c) conformado por de- por la superposición de eventos de defor- ajustar la reconstrucción paleogeográfi- pósitos lacustres y fluviales con un grado mación tectónica. En cuencas continenta- ca de la cuenca durante el Barremiano?- variable de participación volcaniclástica y les, la definición de altos relativos respec- Aptiano. Los resultados obtenidos per- piroclástica. La distribución de espesores to a depocentros de cuencas adyacentes miten reevaluar el límite cuencal a partir en el subsuelo evidencia un patrón de dre- puede utilizarse para definir estos límites del vínculo entre las formaciones Mata- naje regional con diseño radial centrípe- (Galloway 1989, Howard et al. 2006, Da- siete, Los Adobes y Cerro Fortín. Com- to durante toda su depositación (Barcat et vidson y North 2009, Davidson y Hartley, prender de forma integrada el sistema de- al. 1989, Fitzgerald et al. 1990, Peroni et al. 2010, Leeder 2011, Lowe et al. 2011, Søm- positacional Los Adobes-Matasiete-Pozo 1995, Figari et al. 1999, Hechem y Strelkov me et al. 2009). Estas zonas incluyen las D-129 tiene implicancias para prospec- 2002). El Grupo Chubut se inicia con las cabeceras de las cuencas de drenaje (Mo- tar elementos paleogeomorfológicos con Formaciones Matasiete y Pozo-D129, que risawa 1968, Miall 1996, Bridge, 2003, potencial exploratorio en el subsuelo de representan el registro de un sistema de- Schumm 1977, 2005) y se caracterizan por la cuenca. Por otro lado, las relaciones es- positacional fluvial-lacustre muy extendi- la falta de registro sedimentario dado que tratigráficas reconocidas entre la Forma- do en el subsuelo y en el ámbito de la sierra constituyen las áreas fuente de las suce- ción Cerro Fortín y su sustrato sedimen- de San Bernardo. Fitzgerald et al. (1990) siones evaluadas. El análisis espacial de la tario evidencian una fase contraccional vinculan estas secuencias continentales a distribución de estas zonas positivas res- pre-aptiana. Identificar dicho evento es una fase de hundimiento termal, mientras pecto a las direcciones de paleoflujo per- fundamental para comprender la evolu- que Figari et al. (1999) las asocian a una mite reconstruir las divisorias de drenaje ción tectono-estratigráfica de la cuenca nueva fase de extensión-transtensión (Fig. a escala de cuenca sedimentaria, y de es- durante el Cretácico Inferior, así como la 1d). El registro sedimentario continúa ta forma establecer las zonas limítrofes influencia de la morfología del basamen- con la Formación Castillo (Albiano sensu (Bridge 2003, Lowe et al. 2011). Sin em- to sedimentario en la macro-arquitectura Bridge et al. 2000, Suárez et al. 2014) aso- bargo, los afloramientos del basamento estratigráfica. ciada a sistemas aluviales-fluviales fuer- sedimentario no siempre se pueden utili- temente influenciados por el aporte de zar para ubicar los límites de las cuencas, MARCO GEOLÓGICO ceniza volcánica (Paredes et al. 2015) con ya que es común que éstas presenten altos influencia variable del control tectónico intracuencales que las particionen. Esta La Cuenca del Golfo San Jorge se ubica extensional (Figari et al. 1999, Paredes et al. situación ocurre independientemente del en la Patagonia central entre los 45º y 47º 2013b). Le suprayace la Formación Bajo dominio estructural en el que se desarro- de latitud sur, y los 71º y 66º de longitud Barreal de edad Cenomaniana (Bridge et lle la cuenca, es decir que puede ocurrir en oeste. Al norte se encuentra limitada por al. 2000, Suárez et al. 2014) hasta Campa- ambientes tectónicos extensionales (Buck la cuenca de Cañadón Asfalto, al sur por niana (Clyde et al. 2014), unidad también y Minter 1985, Mack y James 1993, Zeng la región del Deseado, al este por la pla- dominada por el registro de sistemas flu- et al. 2007, Leeder 2011), transcurren- taforma marina atlántica y al oeste por la viales, pero con una gradual disminución tes (Howard et al. 2006), compresionales Precordillera Patagónica (Fig. 1a). El re- en la proporción de material piroclástico (Lawton 1986, Bentham et al. 1992, Lee- lleno mesozoico de esta cuenca extensio- distal y depositada en un contexto tectó- der 1993, Burbank et al. 1999) o cuencas nal intracratónica está vinculado al proce- nico dominado por hundimiento térmi- asociadas a inversión tectónica (Bayona y so de rifting iniciado en el Jurásico durante co regional (Figari et al. 1999, Rodriguez Lawton 2003). Adicionalmente, la deter- la apertura del océano Atlántico (Figari et y Littke 2001). El predominio de depósi- minación de los límites de las cuencas se al. 1999, Sylwan 2001, Sylwan et al. 2008). tos fluviales en las Formaciones Castillo y complica aún más si éstas son alimenta- La abundante información vinculada a la Bajo Barreal permite proponer que ambas das por sistemas fluviales de grandes di- exploración y explotación de hidrocar- unidades se depositaron en un esquema mensiones que drenen a través de distin- buros permite definir los intervalos es- de cuenca endorreica del tipo fluvial domi- Conexión entre cuencas cretácicas de Patagonia. 23

Figura 1: a) Ubicación de la Cuenca del Golfo San Jorge (CA: Cuenca Austral, RD: Región del Deseado, CGSJ: Cuenca del Golfo San Jorge, CCA: Cuenca de Cañadón Asfalto, MN: Macizo Nordpatagónico, PP: Precordillera Patagónica). b) Dominios Estructurales (Figari et al. 1999). c) Unidades litoestratigráficas del Grupo Chubut (Casal et al. 2015). d) Corte estructural regional en el que se destaca el carácter sin-tectónico del intervalo sedimentario de las formaciones Matasiete y Pozo D-129 (Figari et al. 1999). nated basins (Nichols 2012). La Formación cimiento del Grupo Chubut. Sin embargo, de litofacies, asociaciones de litofacies y Laguna Palacios, equivalente lateral del estas zonas definen importantes paráme- elementos arquitecturales (Miall 1996). Miembro Superior de la Formación Bajo tros como las características litológicas Las direcciones de paleoflujo se obtu- Barreal, se restringe a una posición peri- de las áreas fuente y, en especial, permi- vieron de la estratificación entrecruzada metral de la cuenca y constituye esencial- ten establecer los límites paleogeográficos tangencial o planar en los cuerpos cana- mente un registro de paleosuelos (Bellosi con cuencas contiguas como la Cuenca de lizados de mayores dimensiones, en los y Sciutto 2002, Genise et al. 2002). Casal et Cañadón Asfalto (Allard et al. 2013). Las que también se midió el tamaño máximo al. (2015) proponen incorporar una nue- secuencias fluviales del Cretácico Inferior y promedio del set, valores que se utiliza- va unidad al Grupo Chubut, a la que de- fuera del ámbito de la Cuenca del Golfo ron para estimaciones paleohidráulicas a nominan Formación Lago Colhué Huapi San Jorge corresponden a la Formación partir de las ecuaciones propuestas por (Coniaciano-Maastrischtiano), de génesis Los Adobes en la sierra del Lonco Trapial Allen (1968), Bridge y Mackey (1993) y fluvial y en un contexto paleogeográfico y a la Formación Cerro Fortín en la sie- Leclair y Bridge (2001). El esquema pa- con probable conexión lateral con la For- rra de Cerro Negro. La primera está com- leogeográfico del sistema depositacional mación Salamanca. puesta por los depósitos conglomerádicos se obtuvo vinculando la información de Todos los estudios del Grupo Chubut del Miembro Arroyo del Pajarito sobre los afloramiento y subsuelo con análogos abarcan la zona 3 de los sistemas fluviales cuales se desarrollan las secuencias areno- modernos; los cálculos de paleocaudal se (sensu Schumm 1977), en los que los fac- sas y pelíticas del Miembro Bardas Colora- realizaron con las estimaciones de ancho tores de control son downstream (Schumm das (Figari y García 1992). La Formación y profundidad del paleocauce (Leclair y 2005). A modo de ejemplo se pueden men- Cerro Fortín presenta un Miembro Infe- Bridge 2001) y se utilizaron para compa- cionar los estudios sobre la actividad tec- rior conglomerádico y se diferencia de la rar sistemas fluviales modernos con una tónica sinsedimentaria (ej. Fitzgerald et al. anterior por un Miembro Superior con de- hidrología similar. Los valores de paleo- 1990, Figari et al. 1999, Paredes et al. 2013b) pósitos tobáceos (Robbiano 1971). caudal se utilizaron para estimar las di- y de la influencia del aporte piroclástico mensiones del área fuente aguas arriba (Paredes et al. 2007, 2011, Umazano et al. METODOLOGÍA del lugar de medición del tamaño de set. 2008, 2012). Las cabeceras de las redes de (Davidson y North 2009). Utilizando los drenaje (zona 1 sensu Schumm 1977) han El análisis sedimentológico de aflora- parámetros hidrológicos de lagos africa- quedado relegadas en el avance del cono- miento se basó en los clásicos conceptos nos de origen tectónico se definió la re- 24 J.O. ALLARD, J.M. PAREDES, N. FOIX y R.E. GIACOSA

lación entre las superficies lacustres y las permite clasificarlo como un lago de altas CORREDOR SEDIMENTARIO dimensiones de sus cabeceras (Burrough o bajas latitudes (sensu Scholz et al. 1998), y NOROCCIDENTAL y Thomas 2009). Esta relación se utilizó en consecuencia no se puede inferir la es- con el área de subsuelo del sistema lacus- tabilidad relativa de la línea de paleocosta Los depósitos fluviales del Grupo Chubut tre de la Formación Pozo D-129 para es- (Scholz et al. 1998). Teniendo en cuenta ubicados en el margen norte de la Cuen- timar las dimensiones de las cabeceras lo mencionado, se utilizaron los mapas ca del Golfo San Jorge forman parte de del paleolago. paleogeográficos de subsuelo (Fitzge- los sistemas de transferencia de borde de rald et al. 1990, Figari et al. 1999) para es- cuenca (Allard et al. 2012). La sierra de UN GRAN LAGO EN UN timar un área máxima del sistema lacus- Lonco Trapial representa el límite occi- CLIMA SEMI-ÁRIDO tre de ~50.000 km2 y un área mínima de dental de la Cuenca de Cañadón Asfalto ~24.000 km2. Por otro lado, se utilizaron (Cortiñas y Gonzales Naya 1999) y en este El nivel de base de sistemas fluviales en- los parámetros morfométricos de 23 la- estudio se evaluaron afloramientos ubi- dorreicos es, en general, un sistema lagos africanos (Fig. 2a) (Burrough y Tho- cados en su extremo austral (Fig. 2). Las custre contemporáneo (Shanley y McCa- mas 2009) desarrollados en un contexto localidades estudiadas se ubican en una be 1994, Miall 1996, Bridge 2003, entre tectónico similar al de la Formación Pozo faja de afloramientos N-S, con el cañadón otros). Aunque el registro estratigráfico D-129 y se obtuvo una recta de regresión Puelman ubicado al norte y el cerro Punta de los lagos es relativamente simple, es- entre área de cabeceras vs. área máxima Toro Hosco al sur. La sucesión fluvial ana- tudios de sistemas modernos han demos- lacustre (Fig. 2b). En base a la ecuación lizada se dispone por debajo de un estrato trado que el tamaño y la química de los obtenida y al área mínima del lago aptia- de tobas verdes que constituye un nivel de mismos resultan del balance relativo en- no se define una dimensión de las cabe- correlación regional que marca la base del tre las tasas de acomodación asociadas a ceras de ~ 160.000 km2. Esta estimación Miembro Puesto La Paloma de la Forma- los procesos tectónicos, y el suministro es la más conservadora debido que utiliza ción Cerro Barcino (sensu Codignotto et al. de agua y sedimentos que surgen del con- el área mínima del lago, y al mismo tiem- 1978). Esta relación estratigráfica permite texto climático (Carroll y Bohacs 1999, po, es una simplificación ya que no tiene vincular las secuencias fluviales estudia- Yan et al. 2002). En la Cuenca del Gol- en cuenta variables como el diacronismo das con la Formación Los Adobes (Figari fo San Jorge el lago asociado a la Forma- de los distintos depósitos costaneros, la y García 1992). ción Pozo D-129 es de origen tectónico, pendiente del sustrato sobre el que se em- La sucesión fluvial está dominada por li- profundo, de carácter meromíctico, con plaza el lago, las variaciones de la línea de tofacies areno-conglomerádicas finas a intercalaciones de depósitos volcaniclás- costa, la morfología de la cuenca, el coefi- areniscosas vinculadas a depósitos trac- ticos y sin desarrollo de evaporitas (Van ciente de escurrimiento de las cabeceras, tivos generados por flujos acuosos dilui- Nieuwenhuise y Ormiston 1989, Figa- la precipitación y la evaporación poten- dos, y por litofacies fangosas asociadas a ri et al. 1999, Paredes et al. 2007, Paredes cial de las mismas (Burrough y Thomas procesos de decantación. Entre las litofa- et al. 2011). Estas evidencias sugieren un 2009). Considerando estas limitaciones, cies gruesas dominan los depósitos con lago desarrollado bajo condiciones ba- la superficie estimada aún permite ajustar estratificación entrecruzada tangencial lanceadas entre la tasa de aporte de agua el esquema paleogeomorfológico y defi- o planar, mientras que las fangolitas se y sedimentos respecto de la tasa de aco- nir una región de paleodrenaje (cabece- caracterizan por su color rojizo, aspecto modación (Carroll y Bohacs 1999, su fi- ras) que alimentaba al paleolago. La figu- macizo o escaso desarrollo de estructu- gura 3). A pesar de este aparente balance, ra 2c representa una reconstrucción muy ración interna en bloques, o laminación el registro de una secuencia lacustre que simplificada del área calculada, en la que paralela. Las asociaciones de litofacies se supera los 1.000 m de espesor se inter- el patrón radial responde a interpretacio- agrupan en asociaciones canalizadas y no preta como un sistema de denudación- nes previas (ej. Figari et al. 1999) y el límite canalizadas (Fig. 3a y b). Las primeras es- acumulación de larga duración (long term norte se infiere en base a la posición del tán constituidas por depósitos de fondo denudation-accumulation system sensu Einsele depocentro de Paso de Indios de la Cuen- de canal y barras, mientras que las últimas y Hinderer 1998), en el que los procesos ca de Cañadón Asfalto. El área de cabe- incluyen depósitos de planicie de inunda- de generación de espacio dominaban so- ceras del paleolago de la Formación Po- ción proximal, media y distal. La geome- bre los de relleno sedimentario. El análi- zo-D 129 abarca un anillo de ~150 km de tría de los cuerpos arenosos canalizados sis paleogeomorfológico de este sistema ancho promedio. Los afloramientos cre- está definida por su base neta erosiva y requiere la estimación de la paleosuper- tácicos ubicados en el margen de cuenca techo plano, aunque se reconocieron geo- ficie del lago, la cual está controlada por occidental y noroccidental contienen sis- metrías complejas que surgen del amalga- la amplitud en la variación de la línea de temas fluviales que drenaban al lago de la mamiento vertical (Fig. 3b, intervalo A) costa (Scholz et al. 1998). A pesar de ser Formación Pozo D-129, y permiten defi- o lateral de cuerpos individuales (Fig. 3b, un lago de grandes dimensiones, su pa- nir un corredor sedimentario occidental intervalo B). La distribución espacio-tem- leolatitud intermedia (Mena 2010) no y otro noroccidental (ver abajo) (Fig. 2c). poral de los cuerpos individuales es hete- Conexión entre cuencas cretácicas de Patagonia. 25

Figura 2: a) Ejemplos de lagos de África generados por tectónica extensional (fuente de imágenes Google Earth). b) Gráfico log-log que relaciona el área máxima de 23 lagos de África y el área de las cuencas de drenaje que los alimentan. Datos de Burrough y Thomas (2009). c) Imagen radar (SRTM) de la zona sur de Chubut y norte de Santa Cruz indicando el área mínima del lago vinculado a la Formación Pozo D-129 y su área de cabecera. Esta última surge del área del paleolago y de la ecuación de regresión de la figura (a). Las flechas representan las direcciones generales de paleoflujo de los sistemas de transferencia locales. En los afloramientos de la faja plegada de San Bernardo se define un corredor sedimentario noroccidental (A) y uno occidental (B).

Figura 3: a) Fotomosaico de afloramiento en cañadón Puelman (44º02’16.45’’S; 69º23’34.72’’O). b) Digitalización de cuerpos canalizados principales a partir de superficies fluviales de 4to ordensensu ( Miall 1996). La orientación del panel es subparalela a la dirección de paleoflujo regional. El nivel de correlación regional es un horizonte de toba verde ubicado en la base de la Formación Cerro Barcino. En la vertical se pasa de un intervalo con cuerpos multiepisódicos (A) a uno dominado por cuerpos multilaterales (B) y luego a un dominio de depósitos de planicie de inundación (C). PI: Planicie de inundación. rogénea, con sectores en los que afloran altura máxima y 10-15 m de ancho aflo- Los canales fluviales aislados en depósi- aislados en la planicie de inundación, y rado, y superficies cóncavas, erosivas, con tos de planicie de inundación sugieren un sectores con marcada yuxtaposición (Fig. dimensiones de 1,8 - 2 m de alto y menos contexto fluvial de mediana a alta acomo- 3b). Internamente, los cuerpos desarro- de 10 m de ancho. dación (Labourdette 2010), mientras que llan superficies que inclinan aguas abajo En base a las descripciones, los cuerpos el amalgamamiento vertical o lateral de con valores inferiores a 20º y guardan una de mayores dimensiones se interpretan cuerpos principales (Fig. 3b) se interpre- relación angular inferior a 60º entre la di- como el registro del relleno de canales ta como consecuencia de migración por rección de inclinación y las paleocorrien- fluviales de baja sinuosidad, con o sin de- avulsión (Gibling 2006). tes que limitan. Con baja proporción, se sarrollo de barras centrales, vinculados a Las tareas de micro-arquitectura fluvial diferenciaron superficies plano-convexas, una planicie de inundación bien drenada permitieron definir direcciones genera- con geometrías que no superan 1,5 m de (Miall 1996). les y locales de paleoflujo, y la geometría 26 J.O. ALLARD, J.M. PAREDES, N. FOIX y R.E. GIACOSA

Figura 4: Distribución cir- cular de vectores medios de las localidades ubicadas en el corredor noroccidental. La rosa total muestra la contribución relativa de cada localidad.

CUADRO 1: Estimaciones de paleocaudal a partir del tamaño del set entrecruzado estima un rango de paleodescargas entre ~ 40 m3/s y ~ 160 m3/s, mientras que el (h). Paleoprofundidad d en base a Allen (1968) (d(1)) y Leclair y Bridge (2001) (d(2)). El caudal (Q) surge de las paleoprofundidades calculadas y de la propuesta de Bridge y paleocaudal promedio se estima en 83,5 3 Mackey (1993). El cálculo de paleocaudal promedio (83.59 m3/s) surge del promedio m /s. de h (0.38 m). Con el fin de valorar el área de las cabeceras que correspondería al paleocaudal 3 3 h (m) d(1) (m) d(2) (m) Q(1) (m /s) Q(2) (m /s) Prom. Q estimado, se construyó una curva geo- 0,22 2,2 1,98 37,35 30,79 34,07 morfológica regional (ver metodología 0,24 2,37 2,16 42,67 36,07 39,37 en Davidson y North 2009) a partir de hi- 0,5 4,39 4,5 131,1 137,17 134,14 drogramas de sistemas fluviales análogos. 0,55 4,76 4,95 151,67 163,15 157,41 Para la selección de los ríos modernos se 0,38 3,46 3,39 85,12 82,05 83,59 tuvo en cuenta un marcado desarrollo de externa de los canales fluviales de mayo- la estratificación entrecruzada tangencial la descarga estacional y su posición geo- res dimensiones. En la zona de estudio se desarrollada en areniscas gruesas, los que gráfica en un clima semiárido. La carac- obtuvieron 353 datos de paleflujo (Fig. 4) presentan un valor máximo de 50-55 cm, terística estacional surge del rango de pa- con un promedio general de 177º (95% con promedio de 20-22 cm (Fig. 5). Aun- leodescargas obtenido (Cuadro 1) y de la confianza: ±3º), mientras que el prome- que las mediciones no fueron sistemáti- alternancia de litofacies conglomerádicas dio de los vectores medios de cada cuer- cas, el espesor del set se utilizó para definir y arenosas (Fig. 5), mientras que el contex- po (n= 20) indica una dirección general de la paleoprofundidad promedio a partir de to paleoclimático semiárido está basado paleoflujo hacia 179º (95% de confianza: la ecuación propuesta por Allen (1968): en datos de Hechem et al. (1987) y Paredes ±15º). El promedio de los vectores me- h=0.086*(d)1.19 et al. (2007). dios de los cuerpos fluviales caracteriza- donde “h” corresponde a la altura del set A partir de la ecuación de regresión obte- dos en el cañadón Puelman (n= 14) indica de la estratificación entrecruzada y “d” es nida se estimó un área de la red de drenaje una dirección general de paleoflujo hacia la paleoprofundidad. de ~3900 km 2 aguas arriba de la localidad 168º (95% de confianza:± 13º). Allí la geo- Una alternativa para definir la profundi- de estudio. La figura 5 representa las geo- metría de los cuerpos está definida por dad del paleoflujo es considerar que el es- metrías de dicha área basada en el com- una potencia máxima promedio de 7 m pesor del set corresponde a un tercio de la portamiento general de cuencas de dre- (DStd= 3,7 m) y un ancho real promedio duna y ésta a su vez equivale a un tercio naje simples (Allen 1965). de 72 m (DStd= 71 m). En la localidad de de la paleoprofundidad (Leclair y Bridge El área que incluye el cerro Fortín sugie- cerro Punta Toro Hosco (44° 15' 0.17" S, 2001). De esta forma, se obtuvo un rango re un sistema de paleodrenaje que inclu- 69° 25' 14.60" O), ubicada 22 km al sur de paleoprofundidades que se utilizaron ye la dirección de paleoflujo hacia N 224º de la anterior, se caracterizaron 6 cuerpos para estimar el ancho del paleocanal (Wc) mencionada por Figari y García (1992) en fluviales con un espesor máximo prome- utilizando la relación propuesta por Brid- dicha localidad. Una opción alternativa dio de 6,8 m (DStd= 3,8 m), un ancho ge y Mackey (1993): está representada por el polígono despla- máximo promedio de 51 m (DStd= 36 m) Wc=8.88*d1.82 zado hacia el oeste (Fig. 6), escenario en y se observó un canal fluvial multiepisódi- Siguiendo los criterios de Bridge et al. el que el depocentro de Paso de Indios no co con un espesor máximo de 18 metros. (2000), Eriksson et al. (2006) e Ito et al. habría funcionado como área fuente de En esa región se obtuvieron 69 paleoco- (2006), la velocidad del paleoflujo se con- los depósitos de cerro Punta Toro Hosco. rrientes (Fig. 4), con un promedio hacia sideró de 0,75 m/s. Estos parámetros per- 173º (95% confianza:± 9º) y una distribu- miten calcular la paleodescarga promedio CORREDOR SEDIMENTARIO ción promedio de los vectores medios (n= a partir de la multiplicación del área trans- OCCIDENTAL 6) hacia 204º (95% confianza:± 21º). versal del paleocauce (d*Wc) por la veloci- En la localidad de cerro Punta Toro Hos- dad del paleoflujo. El cuadro 1 resume los Los afloramientos fluviales estudiados co se midieron las potencias de los set de valores obtenidos, a partir de los cuales se en el margen occidental de la Cuenca del Conexión entre cuencas cretácicas de Patagonia. 27

Figura 5: Arquitectura fluvial y paleohidráu- lica de un cuerpo canalizado en la localidad de cerro Punta Toro Hosco. Litofacies, asociaciones de litofacies y jerarquías de superficies internas según Miall (1996). La inter- calación de barras arenosas (SB) con barras gravosas (GB) evidencia la superposición de flujos de distinta energía. Chf: depósitos de fondo de canal. El paleocaudal en las facies arenosas surge de las estimaciones de la paleoprofundidad (Hch) que se realizaron en base al tamaño de set (h). Los depósitos gra- vosos se asocian a eventos de mayor energía. Los ciclos paleohidráulicos reconocidos evidencian la estacionalidad en la paleodescarga.

Figura 6: Polígonos esquemáticos representando un área de paleodrenaje de tamaño equivalente al área estimada a partir del paleocaudal y de la curva regional de clima. El área se representa aguas arriba de la localidad de medición del tamaño de set (cerro Punta Toro Hosco). Las flechas indican los vectores medios de paleoflujo de esa localidad y de cañadón Puelman. Aunque el depocentro de Paso de Indios (DPI) de la Cuenca de Cañadón Asfalto se ubica a menos de 30 km de las localidades de estudio, los sistemas drenan hacia el sur, hacia la Cuenca del Golfo San Jorge. Golfo San Jorge se ubican entre el cerro bro Superior de la Formación Cerro For- Lubecka); mientras que las rocas jurásicas Ferrarotti (44° 31' 20,43" S; 70° 2' 23,44" tín se correlacionaron con los depósitos están representadas por sedimentitas ma- O) y la laguna del Mate (44° 27' 52,97" S; basales de la Formación Cerro Barcino. rinas (Formación Mulanguiñeu), transi- 69° 48' 49,07" O) y pertenecen al Miem- Estas secuencias se encuentran limitadas cionales (Formación Ferrarotti), conti- bro Inferior de la Formación Cerro For- por rocas del basamento sedimentario de nentales (Formaciones Cerro Colorado, tín (Robbiano 1971). Siguiendo el crite- variada composición y edad. Las rocas Manantial Pelado, El Cardenal), y por rio litoestratigráfico de Figari y García más antiguas pertenecen al registro ma- rocas volcánicas (Formación Maliqueo) (1992), los depósitos tobáceos del Miem- rino neopaleozoico (Formación Nueva y volcaniclásticas (Formación Manantial 28 J.O. ALLARD, J.M. PAREDES, N. FOIX y R.E. GIACOSA

En esta región se describieron 20 cuerpos canalizados ubicados por debajo del nivel de tobas verdes de la base de la For- mación Cerro Barcino. Se obtuvieron un total de 292 paleocorrientes, las que tienen un vector promedio de paleoflujo hacia 163º (95% confianza: ± 3º), mientras que el promedio de los vectores medios de cada cuerpo (n=20) indica una dirección de paleoflujo hacia 162º (95% confianza: ±9º). La jerarquía de canal principal de los cuerpos fluviales estudiados está definida por sus dimensiones geométricas (Gi- bling 2006), las que se caracterizan por un espesor máximo (T) promedio de 4,6 m (DStd: 2,5 m), un ancho real (W) promedio de 69 m (DStd= 58 m) y una relación W/t con un valor promedio de 17 (DStd= 16). Los máximos valores de T alcanzan 7,2 m y 12,5 m, y ocurren en canales mul- tiepisódicos arenosos con barras centra- Figura 7: a) Esquema geológico simplificado del corredor sedimentario ubicado entre la estancia Fe- les bien preservadas. rrarotti y la laguna del Mate. Los lineamientos estructurales se asocian a una fase de inversión tectónica positiva post-liásica y pre-aptiana (ver discusión) (modificado de Fernández Garrasino 1977). b) Mapa estructural de detalle basado en la traza de la estratificación de las rocas jurásicas, en proximidades al cerro DISCUSIÓN Ferrarotti. c) Diagrama de densidad de polos de la estratificación de las rocas jurásicas y de las unidades equivalentes al Grupo Chubut. Corredores sedimentarios y sistemas Pelado), modificado de Fernández Ga- pos canalizados tienen rellenos simples fluviales extracuencales o exóticos rrasino (1977). o complejos y su arquitectura interna se Las localidades de estudio de cañadón La cartografía de la estratificación de caracteriza por barras laterales y/o cen- Puelman y cerro Punta Toro Hosco se la sucesión jurásica evidencia pliegues trales. La distribución de los canales flu- ubican en la continuación austral de un con rumbo general NNE-SSO (Fig. 7a), viales de mayor potencia en la secuencia sistema de fallas normales principales mientras que el estudio de detalle de estos estratigráfica es asimétrica, con un inter- cretácicas del borde de la Cuenca de Ca- niveles expone el desarrollo de pliegues valo basal caracterizado por canales ais- ñadón Asfalto, representadas actualmen- mesoscópicos de rumbo similar, con lon- lados en la planicie de inundación, y una te por la morfoestructura de la sierra de gitud de onda de centenas a decenas de sección superior dominada por material Lonco Trapial (Cortiñas y Gonzales Naya metros (Fig 7b). La orientación promedio de la planicie distal (Fig. 8). 1999, Figari 2005). Los sistemas de fallas de las capas es N210º/27º (n= 45), sin em- La arquitectura fluvial de esta localidad es de borde de cuenca (Schlische 1992) o fa- bargo la variabilidad es elevada y algunos comparable con la reconocida en cañadón llas maestras (Morley 1995) controlan la niveles se encuentran subverticales (Fig. Puelman, sugiriendo un paleoambien- subsidencia tectónica diferencial y la geo- 7c). Con otro estilo estructural, el regis- te fluvial de similares características. La metría de las cuencas extensionales, que tro asignado al Grupo Chubut presenta principal diferencia radica en la planicie se manifiesta en la distribución y tipos de pliegues suaves, con flancos que inclinan de inundación, donde se habrían alcan- sistemas depositacionales (Morley et al. menos de 20º (Fig. 7c) y ejes doblemente zado, de manera cíclica, condiciones pa- 1990, Gawthorpe y Hurst 1993, Kusznir buzantes con rumbo general NNE-SSO ra la precipitación de carbonatos (Marriot et al. 1995, Sharp et al. 2000). Una carac- (Fig. 7a). y Wright 1993). Por otro lado el desarro- terística común de los bloques bajos de Las litofacies y asociaciones de litofacies llo de niveles tabulares ricos en mate- las estructuras principales es el desarrollo diferenciadas en esta región coinciden, rial tobáceo se asoció a resedimentación de abanicos aluviales individuales o coa- en términos generales, con las reconoci- de ceniza volcánica durante períodos de lescentes (Blair 1987, Allen y Densmore das en cañadón Puelman. Sin embargo, inundación (Smith 1991). Estos niveles 2000, A l len 2008). Su tamaño y migración se agregan litofacies carbonáticas y tobá- volcaniclásticos evidencian áreas fuentes depende principalmente del tamaño del ceas de forma muy subordinada, ambas con disponibilidad de ceniza volcánica área de paleodrenaje, las paleoprecipita- vinculadas a la asociación de litofacies de (Bell y House 2007) para ser retrabajada ciones, el ángulo de la falla, la tasa de acti- planicie de inundación distal. Los cuer- por los canales fluviales. vidad tectónica y la litología del área fuen- Conexión entre cuencas cretácicas de Patagonia. 29

Figura 8: a-b) Paneles de afloramiento indicando la distribución asimétrica de depósitos fluviales en proximidades de la laguna Colorada. La sección basal de las secuencias concentra los cuerpos canalizados mientras que la sección superior está dominada por depósitos de la planicie de inundación. c) Ubicación de los afloramientos.

Figura 9: Geometría de cuerpos canalizados principales. Campos geométricos definidos por la re- lación W/t según Gibling (2006): W/t<15 cintas, 15

mientras que la más moderna afectaría a toda la secuencia sedimentaria mesozoica. Al mismo tiempo, el límite abrupto entre unidades jurásicas y cretácicas permite definir lineamientos de rumbo general NNE-SSO. Estos rasgos se interpretan como lineamientos estructurales que surgen de la erosión diferencial de las diferentes litologías (Ramsay y Huber 1987); su orientación transversal a la di- rección de acortamiento definida por los ejes de los pliegues sugiere que los lineamientos podrían estar asociados a fallas normales invertidas y que los pliegues son consecuencia del efecto de contrafuerte vinculado a inversión tectónica positiva. Esta interpretación está acorde a observaciones regionales que identifican una fase contraccional pre-aptiana en la re- gión del Deseado (Homovc y Constantini 2001, Giacosa et al. 2010, Ghiglione et al. 2014) y en la cuenca de Cañadón Asfalto (Allard et al. 2011, Bilmes et al. 2013). Una opción alternativa es vincular la contrac- ción a transpresión generada por la rota- ción vertical de bloques (Nicholson et al. 1986). En este sentido la rotación durante el Cretácico Temprano en la Cuenca de Canadón Asfalto está sustentada por datos paleomagnéticos (Geuna et al. 2000); sin embargo el carácter regional de la fase de contracción desestima un escenario local transpresivo. Teniendo en cuenta que la dirección del paleoflujo es oblicua Figura 10: Mapa de paleoflujo de cuerpos fluviales de sedimentitas del Aptiano en el margen surocci- a subparalela a los lineamientos, se in- dental de la Cuenca de Cañadón Asfalto (C.C.A) y sector noroccidental de la Cuenca del Golfo San Jorge terpreta que las sucesiones continentales (C.G.S.J.). Los colores de las rosas generales indican las subpoblaciones y se corresponden con las rosas de cada localidad. Las morfoestructuras definen lineamientos de orientación NNO-SSE que sugieren la analizadas habrían estado controladas, al presencia de fallas normales cretácicas invertidas durante el Cenozoico. Con esa orientación de las fallas menos parcialmente, por el relieve de es- normales las direcciones de paleoflujo indican corredores sedimentarios longitudinales a las mismas. Los tas morfoestructuras generadas por la fa- datos correspondientes al ámbito de la cuenca del Golfo San Jorge fueron modificados de Paredes et al. (2007). se de inversión tectónica positiva pre-aptiana. Al mismo tiempo, el desarrollo de labrado sobre rocas volcánicas jurásicas, Fábrica estructural del basamento y secuencias fluviales de alta acomodación de manera similar a lo reconocido por corredores sedimentarios evidencia la subsidencia tectónica gene- Figari y García (1992) y Figari (2005) en En proximidades del cerro Ferrarotti, el rada por fallas de borde de cuenca (Blair cercanías al cerro Fortín. No se descar- basamento sedimentario pre-cretácico y Bilodeau 1988). En base al contexto ex- ta que pueda haber estado interrumpido desarrolla un intenso plegamiento reco- tensional de la Cuenca del Golfo San Jor- por fallas de rumbo E-O que generaron nocido en imágenes satelitales y en estu- ge durante el Cretácico Temprano (Figari escalones de basamento e incrementaron dios de afloramiento. La diferencia en el et al. 1999, Sylwan 2001), se propone un localmente el espesor sedimentario de la estilo de plegamiento entre las sucesiones corredor sedimentario de alta acomoda- secuencia, de manera similar a lo recono- jurásicas y cretácicas se interpreta como ción controlado por el fallamiento nor- cido por Lombard y Ferello (1965) en el dos fases de deformación superpuestas. mal sin-sedimentario de borde de cuenca Flanco Norte de la cuenca. La más antigua se vincula al plegamien- (Morley 2002) y por la fábrica estructural to del sustrato sedimentario pre-aptiano, heredada del sustrato. A escala regional, Conexión entre cuencas cretácicas de Patagonia. 31

la zona de estudio demuestra que los altos relativos asociados a morfoestructuras heredadas tuvieron un control pasivo en las secuencias del Grupo Chubut. Este pa- trón de macro-arquitectura estratigráfica no es equivalente al desarrollo de secuencias sin-inversión como las inferidas por Gianni et al. (2014) y Navarrete et al. (2014) para el sector occidental de la Cuenca del Golfo San Jorge durante el Cretácico Temprano.

Aplicación en la exploración de hidrocarburos: prospectos paleogeomorfo- lógicos El avance de la tecnología ha permitido mejorar la adquisición y el procesamiento de la información que conforma los cubos sísmicos 3D, lo que impacta de forma di- recta en la búsqueda de geoformas en el subsuelo. Los elementos sísmicos identifi- cados en una etapa temprana son denomi- nados funny looking things (FLTs) por Posa- mentier et al. (2007), rasgos que en general se corresponden con anomalías de amplitud, lineamientos o rasgos geológicos. Un nivel más avanzado de búsqueda de reservorios convencionales requiere de la iden- tificación de un prospecto geomorfológi- co, el que estará definido por una simetría y orientación respecto al depocentro (Bu- lling y Breyer 1989). Por ende es fundamental lograr una comprensión integrada de los distintos elementos paleogeomor- fológicos que constituyen los sistemas depositacionales (Tye 2004). En la Cuenca del Golfo San Jorge, el estudio del sistema depositacional fluvial-lacustre integrado por las Formaciones Pozo D-129 y Mata- siete es de interés para la prospección de reservorios vinculados a deltas lacustres (Paredes et al. 2011, Aguiar et al. 2013, Atencio et al. 2013, Iovine et al. 2013); sin embargo el contexto paleogeomorfolófi- co upstream se encuentra poco caracterizado (Allard et al. 2013). El sistema depositacional “Los Adobes-Matasiete-Pozo Figura 11: Comparación de afloramientos de las formaciones Los Adobes (a, b, f, h) y Matasiete (c, d, e, D-129” propuesto en esta contribución g). i) El corredor sedimentario se ubica en el borde de cuenca y sin embargo en el subsuelo los depósitos tiene al menos 3 elementos geomorfoló- de la Formación Matasiete superan los 1000 m. gicos de interés: la línea de costa, los del- oblicuo al depocentro. Su reconocimien- sión y retracción del lago (Paredes et al. tas y los cuerpos fluviales (Fig. 12). La lí- to mediante perfiles de pozo se basa en 2011). La confirmación de las nea de costa es un elemento uniextendido la tendencia vertical de electrosecuencias interpretaciones basadas en perfiles de orientado de forma paralela a levemente que permiten reconocer ciclos de expan- pozo se realiza mediante el análisis de co- 32 J.O. ALLARD, J.M. PAREDES, N. FOIX y R.E. GIACOSA

ronas, en las que se busca reconocer (i) segundos a sistemas regionales o exóti- reducido desplazamiento o los altos re- ooides, que confirmen condiciones lacus- cos (Fig. 12), similares al cuerpo de 18 m lativos favorecen el apilamiento vertical tres someras (Platt y Wright 1991), (ii) tra- interpretado en la localidad Cerro Pun- de cuerpos clásticos individuales debi- zas fósiles vinculadas a la icnofacies Mer- ta Toro Hosco (Fig. 11f y 11h). Identificar do a la disminución en el espacio de aco- mia que sustenten un sustrato subácueo cuerpos fluviales extracuencales puede modación (Prosser 1993, Leeder 2011). A permanente (Buatois y Mángano 1995, ser dificultoso, sin embargo el uso de la pesar de esta tendencia general, la arqui- Minter et al. 2007), y (iii) asociaciones ver- medición del tamaño set obtenido de co- tectura estratigráfica de los afloramien- ticales de facies características. A una es- ronas o imágenes de pozo (Bridge y Tye tos estudiados demuestra que los corre- cala regional, la línea de costa se recono- 2000) para evaluar el paleocaudal asocia- dores sedimentarios de borde de cuenca ce con la información sísmica evaluando do, y con este parámetro estimar las dise asocian a condiciones de mediana a al- el contraste de amplitud entre las sismofa- mensiones de las cabeceras, constituye un ta acomodación. En consecuencia, se in- cies costaneras (arenosas o carbonáticas) y método útil. La cuantificación de las di- terpreta que en regiones marginales de las sismofacies profundas (pelíticas) (Io- mensiones geométricas de los paleocana- borde de cuenca se puede interrumpir el vine et al. 2013). En el caso hipotético que les y su paleocaudal permitiría predecir el desarrollo de secuencias fluviales de ba- los depósitos costaneros se apilen y desa- tamaño de los deltas desarrollados en la ja acomodación debido a la generación rrollen geometría cordoniforme con reso- interface con el sistema lacustre. En es- de espacio inducido por fallas normales lución sísmica, también sería posible apli- te sentido, en ausencia de sísmica 3D o principales. car un análisis de curvatura sísmica para por una limitada resolución vertical de la identificar dicho elemento (Hart y Sagan misma, la búsqueda de cuerpos deltaicos CONCLUSIONES 2007). El potencial exploratorio de la lí- de grandes dimensiones debería realizar- nea de costa no es únicamente su espe- se aguas abajo de los cuerpos canalizados Comprender el vínculo entre el paleocli- sor neto y características petrofísicas, sino exóticos, en la intersección con la línea de ma, la morfología del sustrato sedimen- que este elemento define el límite entre el costa contemporánea (Fig. 12). tario, y las dimensiones de los sistemas contexto aluvial-fluvial y el cuerpo lacus- Todos los escenarios mencionados es- fluviales y lacustres fósiles es fundamen- tre contemporáneo (Fig. 12). tán condicionados por el contexto es- tal para evaluar la arquitectura del Gru- En otro escenario paleogeomorfológico, tructural sinsedimentario, ya que és- po Chubut. El estudio realizado demues- los depósitos subaéreos se vinculan a las te controla el espacio de acomodación tra que el uso cuantitativo de análogos Formaciones Los Adobes, Cerro Fortín y disponible y las paleopendientes locales actuales es una poderosa herramienta pa- Matasiete, en los que los canales fluviales (Prosser 1993, Leeder 2011). La informa- ra lograr interesantes avances en las re- constituyen el clásico análogo de reservo- ción de afloramiento analizada en el ca- construcciones paleogeomorfológicas y rio fluvial de la Cuenca del Golfo San Jor- ñadón Puelman y el cerro Punta Toro paleogeográficas. Los resultados obte- ge. En el subsuelo, el espesor de estos de- Hosco indica que los sistemas fluviales nidos sustentan que las áreas de cabece- pósitos canalizados se define a partir de exóticos son paralelos a las fallas princi- ra de los sistemas de drenaje de la Cuen- asociaciones de electrofacies vinculadas pales. En el subsuelo la evaluación cine- ca del Golfo San Jorge no se restringen a al registro de canales principales, como mática de las estructuras puede realizarse una posición perimetral, sino que abar- ser depósitos de fondo de canal o de ba- con información de pozo o sísmica me- carían un anillo de ~150 km de ancho rra (Miall 1996, Bridge y Tye 2000). La diante el índice de expansión o mapas de promedio. La integración de informa- asociación de electrofacies de planicie de isodesplazamiento (Paredes et al. 2013a, ción de afloramiento y subsuelo define inundación debe corroborarse, de ser po- b). Una vez identificadas las fallas prin- un sistema depositacional fluvial/lacustre sible, con coronas que permitan recono- cipales sin-sedimentarias, los mapas iso- barremiano?-aptiano, en el cual las redes cer su carácter subaéreo a partir de grietas páquicos individuales de las correlacio- de drenaje de mayores dimensiones dre- de desecación (Allen 1987), rasgos edafo- nes capa a capa, o los mapas de fajas de nan desde el norte y están vinculados a lógicos (Retallack 1988), lapilli acrecio- canales con resolución sísmica necesaria sistemas de paleodrenaje exóticos. nario (Schumacher y Schmincke, 1995) permitirían identificar los sistemas axia- Las sucesiones fluviales de la Formación o trazas fósiles de la ichnofacies de Scoye- les a dichas estructuras. Adicionalmen- Los Adobes ubicadas en las localidades nia (Seilacher 1964, Melchor et al. 2006). te, la arquitectura de los sistemas de fallas de cañadón Puelman, cerro Punta To- Los cuerpos canalizados con espesores sinsedimentarias condiciona la posición y ro Hosco y de la Formación Cerro For- totales anómalos pueden tener dos oríge- tipo de zonas de transferencia, definien- tín en proximidades de estancia Ferrarotti nes: cuerpos simples verticalmente api- do altos relativos (Morley et al. 1990). En son temporalmente equivalentes a los de- lados (multiepisódicos) o cuerpos sim- este contexto estructural, los cambios de pósitos de la Formación Matasiete en el ples de dimensiones anómalas (Gibling pendiente de los bordes activos son favo- ámbito de la sierra de San Bernardo. Las 2006). Los primeros responderían a sis- rables a la depositación de los sistemas se- direcciones de paleoflujo y afloramientos temas de drenaje locales, mientras que los dimentarios, mientras que las zonas de del sustrato sedimentario jurásico permi- Conexión entre cuencas cretácicas de Patagonia. 33

Figura 12: Modelo esquemático de prospectos exploratorios en el sistema depositacional fluvial-lacustre definido por las formaciones Los Adobes-Matasiete- Pozo D-129. El elemento paleogeomorfológico se caracteriza por una simetría en planta y una orientación respecto al depocentro. Las guías prospectivas se definen a distintas escalas: sísmica, perfiles de pozo y coronas. Los cuerpos de mayores dimensiones están vinculados a sistemas fluviales extracuencales. El marco estructural favorable se interpreta a partir de condiciones que localicen el prospecto y/o que favorezcan el apilamiento vertical. ten definir al menos dos corredores sedi- con dirección de acortamiento NO-SE. AGRADECIMIENTOS mentarios: (i) el corredor noroccidental, Los resultados obtenidos se pueden utili- con orientación general N-S está ubicado zar para definir estrategias exploratorias Los autores agradecen al Departamento de forma paralela a la proyección sur de la en la Cuenca del Golfo San Jorge. En es- de Geología de la Universidad Nacional morfoestructura de la sierra de Lonco Tra- te sentido, los prospectos no tradiciona- de la Patagonia San Juan Bosco por su pial, y (ii) el corredor occidental, con orien- les de esta cuenca están constituidos por apoyo logístico para la realización de ac- tación general NNE-SSO, se ubica entre el rasgos paleo-geomorfológicos del sis- tividades de campo. Los árbitros de la re- cerro Ferrarotti y la laguna del Mate. tema depositacional Los Adobes-Mata- vista, Jorge J. Hechem y Eduardo G. Figari En el marco estructural extensional del siete-Pozo D-129. Delimitar corredores aportaron pertinentes observaciones, que Aptiano de la Cuenca del Golfo San Jor- sedimentarios en los que se implanten mejoraron sustancialmente la calidad del ge, los corredores sedimentarios carac- sistemas fluviales exóticos propone inte- producto final. Esta contribución forma terizados se asocian al desarrollo y evo- resantes perspectivas exploratorias en la parte de los resultados del trabajo de tesis lución de fallas normales principales de interface con el sistema lacustre contem- de doctorado de J.O.A., desarrollado en la borde de cuenca, que han desarrolla- poráneo, ya que el volumen anómalo de Universidad Nacional de la Patagonia San do sucesiones fluviales de mediana a alta agua y sedimentos de estos sistemas de Juan Bosco mediante una beca Estensoro acomodación. transferencia favorecería el desarrollo de de la Fundación YPF. El trabajo ha recibi- El área del corredor occidental aporta im- sistemas deltaicos de grandes dimensio- do financiamiento parcial del PI CIUN- portantes elementos para la reconstruc- nes. Aunque el estudio realizado no abar- PAT Nº 868 (U.N.P.S.J.B.) y PICT 2012- ción tectono-estratigráfica de la Cuenca ca otras zonas de la cuenca, se considera 1369 (ANPCyT-FONCyT). del Golfo San Jorge, ya que se reconoce probable el desarrollo de corredores si- una diferencia en el estilo de deformación milares en otras posiciones perimetrales TRABAJO CITADOS EN EL TEXTO entre el registro jurásico y el del Grupo de la cuenca, los cuales deberán ser con- Chubut, que permite reconocer una fase firmados con futuros estudios de subsue- Aguiar, M., Ferreira, L., Pieroni, E. y Kamer- de deformación contraccional pre-aptiana lo y/o afloramiento. beek Y. 2013. Geología de la Formación Po- 34 J.O. ALLARD, J.M. PAREDES, N. FOIX y R.E. GIACOSA

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