ARTÍCULOS

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 Foix^1,2 y Raúl E. Giacosa³

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

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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 Matasiete 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.

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INTRODUCCIÓN

Los estudios de cuencas sedimentarias están enfocados en la caracterización y análisis del registro estratigráfico vinculado a los depocentros, e intentan definir y comprender factores de control externos e internos que condicionan su arquitectura estratigráfica. Determinar los límites paleogeográficos es una tarea subordinada, ya que suele ser dificultoso debido a la discontinuidad de los afloramientos, o por la superposición de eventos de deformación tectónica. En cuencas continentales, la definición de altos relativos respecto a depocentros de cuencas adyacentes puede utilizarse para definir estos límites (Galloway 1989, Howard et al. 2006, Davidson y North 2009, Davidson y Hartley, 2010, Leeder 2011, Lowe et al. 2011, Sømme et al. 2009). Estas zonas incluyen las cabeceras de las cuencas de drenaje (Morisawa 1968, Miall 1996, Bridge, 2003, Schumm 1977, 2005) y se caracterizan por la falta de registro sedimentario dado que constituyen las áreas fuente de las sucesiones evaluadas. El análisis espacial de la distribución de estas zonas positivas respecto a las direcciones de paleoflujo permite reconstruir las divisorias de drenaje a escala de cuenca sedimentaria, y de esta forma establecer las zonas limítrofes (Bridge 2003, Lowe et al. 2011). Sin embargo, los afloramientos del basamento sedimentario no siempre se pueden utilizar para ubicar los límites de las cuencas, ya que es común que éstas presenten altos intracuencales que las particionen. Esta situación ocurre independientemente del dominio estructural en el que se desarrolle la cuenca, es decir que puede ocurrir en ambientes tectónicos extensionales (Buck y Minter 1985, Mack y James 1993, Zeng et al. 2007, Leeder 2011), transcurrentes (Howard et al. 2006), compresionales (Lawton 1986, Bentham et al. 1992, Leeder 1993, Burbank et al. 1999) o cuencas asociadas a inversión tectónica (Bayona y Lawton 2003). Adicionalmente, la determinación de los límites de las cuencas se complica aún más si éstas son alimentadas por sistemas fluviales de grandes dimensiones que drenen a través de distintas cuencas (Dickinson 1988, Miall 2006, Leeder 2011).
La Cuenca del Golfo San Jorge ha sido intensamente estudiada debido a su potencial hidrocarburífero, por lo cual se dispone de la información de subsuelo y afloramientos necesaria para evaluar, ajustar y definir sus límites paleogeográficos. Esta contribución tiene como objetivo general caracterizar las zonas de cabeceras vinculadas a las formaciones Matasiete y Pozo D-129, y de esta forma ajustar la reconstrucción paleogeográfica de la cuenca durante el Barremiano?- Aptiano. Los resultados obtenidos permiten reevaluar el límite cuencal a partir del vínculo entre las formaciones Matasiete, Los Adobes y Cerro Fortín. Comprender de forma integrada el sistema depositacional Los Adobes-Matasiete-Pozo D-129 tiene implicancias para prospectar elementos paleogeomorfológicos con potencial exploratorio en el subsuelo de la cuenca. Por otro lado, las relaciones estratigráficas reconocidas entre la Formación Cerro Fortín y su sustrato sedimentario evidencian una fase contraccional pre-aptiana. Identificar dicho evento es fundamental para comprender la evolución tectono-estratigráfica de la cuenca durante el Cretácico Inferior, así como la influencia de la morfología del basamento sedimentario en la macro-arquitectura estratigráfica.

MARCO GEOLÓGICO

La Cuenca del Golfo San Jorge se ubica en la Patagonia central entre los 45º y 47º de latitud sur, y los 71º y 66º de longitud oeste. Al norte se encuentra limitada por la cuenca de Cañadón Asfalto, al sur por la región del Deseado, al este por la plataforma marina atlántica y al oeste por la Precordillera Patagónica (Fig. 1a). El relleno mesozoico de esta cuenca extensional intracratónica está vinculado al proceso de rifting iniciado en el Jurásico durante la apertura del océano Atlántico (Figari et al. 1999, Sylwan 2001, Sylwan et al. 2008). La abundante información vinculada a la exploración y explotación de hidrocarburos permite definir los intervalos estratigráficos y los dominios estructurales de la cuenca (Fig. 1b y 1c). Sobre un basamento económico de edad neopaleozoica a jurásica tardía se apoyan potentes secuencias sedimentarias cretácicas (Fig. 1d). El registro cretácico comienza con el Grupo Las Heras definido a partir de información de subsuelo. Estos depósitos se vinculan a una megasecuencia marina a transicional de synrift (Figari et al. 1999). Suprayace en discordancia el Grupo Chubut (Fig. 1c) conformado por depósitos lacustres y fluviales con un grado variable de participación volcaniclástica y piroclástica. La distribución de espesores en el subsuelo evidencia un patrón de drenaje regional con diseño radial centrípeto durante toda su depositación (Barcat et al. 1989, Fitzgerald et al. 1990, Peroni et al. 1995, Figari et al. 1999, Hechem y Strelkov 2002). El Grupo Chubut se inicia con las Formaciones Matasiete y Pozo-D129, que representan el registro de un sistema depositacional fluvial-lacustre muy extendido en el subsuelo y en el ámbito de la sierra de San Bernardo. Fitzgerald et al. (1990) vinculan estas secuencias continentales a una fase de hundimiento termal, mientras que Figari et al. (1999) las asocian a una nueva fase de extensión-transtensión (Fig. 1d). El registro sedimentario continúa con la Formación Castillo (Albiano sensu Bridge et al. 2000, Suárez et al. 2014) asociada a sistemas aluviales-fluviales fuertemente influenciados por el aporte de ceniza volcánica (Paredes et al. 2015) con influencia variable del control tectónico extensional (Figari et al. 1999, Paredes et al. 2013b). Le suprayace la Formación Bajo Barreal de edad Cenomaniana (Bridge et al. 2000, Suárez et al. 2014) hasta Campaniana (Clyde et al. 2014), unidad también dominada por el registro de sistemas fluviales, pero con una gradual disminución en la proporción de material piroclástico distal y depositada en un contexto tectónico dominado por hundimiento térmico regional (Figari et al. 1999, Rodriguez y Littke 2001). El predominio de depósitos fluviales en las Formaciones Castillo y Bajo Barreal permite proponer que ambas unidades se depositaron en un esquema de cuenca endorreica del tipo fluvial dominated basins (Nichols 2012). La Formación Laguna Palacios, equivalente lateral del Miembro Superior de la Formación Bajo Barreal, se restringe a una posición perimetral de la cuenca y constituye esencialmente un registro de paleosuelos (Bellosi y Sciutto 2002, Genise et al. 2002). Casal et al. (2015) proponen incorporar una nueva unidad al Grupo Chubut, a la que denominan Formación Lago Colhué Huapi (Coniaciano-Maastrischtiano), de génesis fluvial y en un contexto paleogeográfico con probable conexión lateral con la Formación Salamanca.

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 l itoestratigráficas 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).

Todos los estudios del Grupo Chubut abarcan la zona 3 de los sistemas fluviales (sensu Schumm 1977), en los que los factores de control son downstream (Schumm 2005). A modo de ejemplo se pueden mencionar los estudios sobre la actividad tectónica sinsedimentaria (ej. Fitzgerald et al. 1990, Figari et al. 1999, Paredes et al. 2013b) y de la influencia del aporte piroclástico (Paredes et al. 2007, 2011, Umazano et al. 2008, 2012). Las cabeceras de las redes de drenaje (zona 1 sensu Schumm 1977) han quedado relegadas en el avance del conocimiento del Grupo Chubut. Sin embargo, estas zonas definen importantes parámetros como las características litológicas de las áreas fuente y, en especial, permiten establecer los límites paleogeográficos con cuencas contiguas como la Cuenca de Cañadón Asfalto (Allard et al. 2013). Las secuencias fluviales del Cretácico Inferior fuera del ámbito de la Cuenca del Golfo San Jorge corresponden a la Formación Los Adobes en la sierra del Lonco Trapial y a la Formación Cerro Fortín en la sierra de Cerro Negro. La primera está compuesta por los depósitos conglomerádicos del Miembro Arroyo del Pajarito sobre los cuales se desarrollan las secuencias arenosas y pelíticas del Miembro Bardas Coloradas (Figari y García 1992). La Formación Cerro Fortín presenta un Miembro Inferior conglomerádico y se diferencia de la anterior por un Miembro Superior con depósitos tobáceos (Robbiano 1971).

METODOLOGÍA

El análisis sedimentológico de afloramiento se basó en los clásicos conceptos de litofacies, asociaciones de litofacies y elementos arquitecturales (Miall 1996). Las direcciones de paleoflujo se obtuvieron de la estratificación entrecruzada tangencial o planar en los cuerpos canalizados de mayores dimensiones, en los que también se midió el tamaño máximo y promedio del set, valores que se utilizaron para estimaciones paleohidráulicas a partir de las ecuaciones propuestas por Allen (1968), Bridge y Mackey (1993) y Leclair y Bridge (2001). El esquema paleogeográfico del sistema depositacional se obtuvo vinculando la información de afloramiento y subsuelo con análogos modernos; los cálculos de paleocaudal se realizaron con las estimaciones de ancho y profundidad del paleocauce (Leclair y Bridge 2001) y se utilizaron para comparar sistemas fluviales modernos con una hidrología similar. Los valores de paleocaudal se utilizaron para estimar las dimensiones del área fuente aguas arriba del lugar de medición del tamaño de set. (Davidson y North 2009). Utilizando los parámetros hidrológicos de lagos africanos de origen tectónico se definió la relación entre las superficies lacustres y las dimensiones de sus cabeceras (Burrough y Thomas 2009). Esta relación se utilizó con el área de subsuelo del sistema lacustre de la Formación Pozo D-129 para estimar las dimensiones de las cabeceras del paleolago.

UN GRAN LAGO EN UN CLIMA SEMI-ÁRIDO

El nivel de base de sistemas fluviales endorreicos es, en general, un sistema lacustre contemporáneo (Shanley y McCabe 1994, Miall 1996, Bridge 2003, entre otros). Aunque el registro estratigráfico de los lagos es relativamente simple, estudios de sistemas modernos han demostrado que el tamaño y la química de los mismos resultan del balance relativo entre las tasas de acomodación asociadas a los procesos tectónicos, y el suministro de agua y sedimentos que surgen del contexto climático (Carroll y Bohacs 1999, Yan et al. 2002). En la Cuenca del Golfo San Jorge el lago asociado a la Formación Pozo D-129 es de origen tectónico, profundo, de carácter meromíctico, con intercalaciones de depósitos volcaniclásticos y sin desarrollo de evaporitas (Van Nieuwenhuise y Ormiston 1989, Figari et al. 1999, Paredes et al. 2007, Paredes et al. 2011). Estas evidencias sugieren un lago desarrollado bajo condiciones balanceadas entre la tasa de aporte de agua y sedimentos respecto de la tasa de acomodación (Carroll y Bohacs 1999, su figura 3). A pesar de este aparente balance, el registro de una secuencia lacustre que supera los 1.000 m de espesor se interpreta como un sistema de denudaciónacumulación de larga duración (long term denudation-accumulation system sensu Einsele y Hinderer 1998), en el que los procesos de generación de espacio dominaban sobre los de relleno sedimentario. El análisis paleogeomorfológico de este sistema requiere la estimación de la paleosuperficie del lago, la cual está controlada por la amplitud en la variación de la línea de costa (Scholz et al. 1998). A pesar de ser un lago de grandes dimensiones, su paleolatitud intermedia (Mena 2010) no permite clasificarlo como un lago de altas o bajas latitudes (sensu Scholz et al. 1998), y en consecuencia no se puede inferir la estabilidad relativa de la línea de paleocosta (Scholz et al. 1998). Teniendo en cuenta lo mencionado, se utilizaron los mapas paleogeográficos de subsuelo (Fitzgerald et al. 1990, Figari et al. 1999) para estimar un área máxima del sistema lacustre de ~50.000 km2 y un área mínima de ~24.000 km2. Por otro lado, se utilizaron los parámetros morfométricos de 23 lagos africanos (Fig. 2a) (Burrough y Thomas 2009) desarrollados en un contexto tectónico similar al de la Formación Pozo D-129 y se obtuvo una recta de regresión entre área de cabeceras vs. área máxima lacustre (Fig. 2b). En base a la ecuación obtenida y al área mínima del lago aptiano se define una dimensión de las cabeceras de ~ 160.000 km2. Esta estimación es la más conservadora debido que utiliza el área mínima del lago, y al mismo tiempo, es una simplificación ya que no tiene en cuenta variables como el diacronismo de los distintos depósitos costaneros, la pendiente del sustrato sobre el que se emplaza el lago, las variaciones de la línea de costa, la morfología de la cuenca, el coeficiente de escurrimiento de las cabeceras, la precipitación y la evaporación potencial de las mismas (Burrough y Thomas 2009). Considerando estas limitaciones, la superficie estimada aún permite ajustar el esquema paleogeomorfológico y definir una región de paleodrenaje (cabeceras) que alimentaba al paleolago. La figura 2c representa una reconstrucción muy simplificada del área calculada, en la que el patrón radial responde a interpretaciones previas (ej. Figari et al. 1999) y el límite norte se infiere en base a la posición del depocentro de Paso de Indios de la Cuenca de Cañadón Asfalto. El área de cabeceras del paleolago de la Formación Pozo- D 129 abarca un anillo de ~150 km de ancho promedio. Los afloramientos cretácicos ubicados en el margen de cuenca occidental y noroccidental contienen sistemas fluviales que drenaban al lago de la Formación Pozo D-129, y permiten definir un corredor sedimentario occidental y otro noroccidental (ver abajo) (Fig. 2c).

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).

CORREDOR SEDIMENTARIO NOROCCIDENTAL

Los depósitos fluviales del Grupo Chubut ubicados en el margen norte de la Cuenca del Golfo San Jorge forman parte de los sistemas de transferencia de borde de cuenca (Allard et al. 2012). La sierra de Lonco Trapial representa el límite occidental de la Cuenca de Cañadón Asfalto (Cortiñas y Gonzales Naya 1999) y en este estudio se evaluaron afloramientos ubicados en su extremo austral (Fig. 2). Las localidades estudiadas se ubican en una faja de afloramientos N-S, con el cañadón Puelman ubicado al norte y el cerro Punta Toro Hosco al sur. La sucesión fluvial analizada se dispone por debajo de un estrato de tobas verdes que constituye un nivel de correlación regional que marca la base del Miembro Puesto La Paloma de la Formación Cerro Barcino (sensu Codignotto et al. 1978). Esta relación estratigráfica permite vincular las secuencias fluviales estudiadas con la Formación Los Adobes (Figari y García 1992).
La sucesión fluvial está dominada por litofacies areno-conglomerádicas finas a areniscosas vinculadas a depósitos tractivos generados por flujos acuosos diluidos, y por litofacies fangosas asociadas a procesos de decantación. Entre las litofacies gruesas dominan los depósitos con estratificación entrecruzada tangencial o planar, mientras que las fangolitas se caracterizan por su color rojizo, aspecto macizo o escaso desarrollo de estructuración interna en bloques, o laminación paralela. Las asociaciones de litofacies se agrupan en asociaciones canalizadas y no canalizadas (Fig. 3a y b). Las primeras están constituidas por depósitos de fondo de canal y barras, mientras que las últimas incluyen depósitos de planicie de inundación proximal, media y distal. La geometría de los cuerpos arenosos canalizados está definida por su base neta erosiva y techo plano, aunque se reconocieron geometrías complejas que surgen del amalgamamiento vertical (Fig. 3b, intervalo A) o lateral de cuerpos individuales (Fig. 3b, intervalo B). La distribución espacio-temporal de los cuerpos individuales es heterogénea, con sectores en los que afloran aislados en la planicie de inundación, y sectores con marcada yuxtaposición (Fig. 3b). Internamente, los cuerpos desarrollan superficies que inclinan aguas abajo con valores inferiores a 20º y guardan una relación angular inferior a 60º entre la dirección de inclinación y las paleocorrientes que limitan. Con baja proporción, se diferenciaron superficies plano-convexas, con geometrías que no superan 1,5 m de altura máxima y 10-15 m de ancho aflorado, y superficies cóncavas, erosivas, con dimensiones de 1,8 - 2 m de alto y menos de 10 m de ancho. En base a las descripciones, los cuerpos de mayores dimensiones se interpretan como el registro del relleno de canales fluviales de baja sinuosidad, con o sin desarrollo de barras centrales, vinculados a una planicie de inundación bien drenada (Miall 1996).

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 orden (sensu 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.

Los canales fluviales aislados en depósitos de planicie de inundación sugieren un contexto fluvial de mediana a alta acomodación (Labourdette 2010), mientras que el amalgamamiento vertical o lateral de cuerpos principales (Fig. 3b) se interpreta como consecuencia de migración por avulsión (Gibling 2006). Las tareas de micro-arquitectura fluvial permitieron definir direcciones generales y locales de paleoflujo, y la geometría externa de los canales fluviales de mayores dimensiones. En la zona de estudio se obtuvieron 353 datos de paleflujo (Fig. 4) con un promedio general de 177º (95% confianza: ±3º), mientras que el promedio de los vectores medios de cada cuerpo (n= 20) indica una dirección general de paleoflujo hacia 179º (95% de confianza: ±15º). El promedio de los vectores medios de los cuerpos fluviales caracterizados en el cañadón Puelman (n= 14) indica una dirección general de paleoflujo hacia 168º (95% de confianza: ±13º). Allí la geometría de los cuerpos está definida por una potencia máxima promedio de 7 m (DStd= 3,7 m) y un ancho real promedio de 72 m (DStd= 71 m). En la localidad de cerro Punta Toro Hosco (44° 15' 0.17" S, 69° 25' 14.60" O), ubicada 22 km al sur de la anterior, se caracterizaron 6 cuerpos fluviales con un espesor máximo promedio de 6,8 m (DStd= 3,8 m), un ancho máximo promedio de 51 m (DStd= 36 m) y se observó un canal fluvial multiepisódico con un espesor máximo de 18 metros. En esa región se obtuvieron 69 paleocorrientes (Fig. 4), con un promedio hacia 173º (95% confianza: ±9º) y una distribución promedio de los vectores medios (n= 6) hacia 204º (95% confianza: ± 21º).

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

En la localidad de cerro Punta Toro Hosco se midieron las potencias de los set de la estratificación entrecruzada tangencial desarrollada en areniscas gruesas, los que presentan un valor máximo de 50-55 cm, con promedio de 20-22 cm (Fig. 5). Aunque las mediciones no fueron sistemáticas, el espesor del set se utilizó para definir la paleoprofundidad promedio a partir de la ecuación propuesta por Allen (1968):
h=0.086*(d)1.19
donde "h" corresponde a la altura del set de la estratificación entrecruzada y "d" es la paleoprofundidad. Una alternativa para definir la profundidad del paleoflujo es considerar que el espesor del set corresponde a un tercio de la duna y ésta a su vez equivale a un tercio de la paleoprofundidad (Leclair y Bridge 2001). De esta forma, se obtuvo un rango de paleoprofundidades que se utilizaron para estimar el ancho del paleocanal (Wc) utilizando la relación propuesta por Bridge y Mackey (1993):
Wc=8.88*d1.82
Siguiendo los criterios de Bridge et al. (2000), Eriksson et al. (2006) e Ito et al. (2006), la velocidad del paleoflujo se consideró de 0,75 m/s. Estos parámetros permiten calcular la paleodescarga promedio a partir de la multiplicación del área transversal del paleocauce (d*Wc) por la velocidad del paleoflujo. El cuadro 1 resume los valores obtenidos, a partir de los cuales se estima un rango de paleodescargas entre ~ 40 m3/s y ~ 160 m3/s, mientras que el paleocaudal promedio se estima en 83,5 m3/s. Con el fin de valorar el área de las cabeceras que correspondería al paleocaudal estimado, se construyó una curva geomorfológica regional (ver metodología en Davidson y North 2009) a partir de hidrogramas de sistemas fluviales análogos. Para la selección de los ríos modernos se tuvo en cuenta un marcado desarrollo de la descarga estacional y su posición geográfica en un clima semiárido. La característica estacional surge del rango de paleodescargas obtenido (Cuadro 1) y de la alternancia de litofacies conglomerádicas y arenosas (Fig. 5), mientras que el contexto paleoclimático semiárido está basado en datos de Hechem et al. (1987) y Paredes et al. (2007). A partir de la ecuación de regresión obtenida se estimó un área de la red de drenaje de ~3900 km2 aguas arriba de la localidad de estudio. La figura 5 representa las geometrías de dicha área basada en el comportamiento general de cuencas de drenaje simples (Allen 1965). El área que incluye el cerro Fortín sugiere un sistema de paleodrenaje que incluye la dirección de paleoflujo hacia N 224º mencionada por Figari y García (1992) en dicha localidad. Una opción alternativa está representada por el polígono desplazado hacia el oeste (Fig. 6), escenario en el que el depocentro de Paso de Indios no habría funcionado como área fuente de los depósitos de cerro Punta Toro Hosco.

Cuadro 1: Estimaciones de paleocaudal a partir del tamaño del set entrecruzado (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 Mackey (1993). El cálculo de paleocaudal promedio (83.59 m3/s) surge del promedio

Figura 5: Arquitectura fluvial y paleohidráulica 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 intercalación 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 gravosos 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.

CORREDOR SEDIMENTARIO OCCIDENTAL

Los afloramientos fluviales estudiados en el margen occidental de la Cuenca del Golfo San Jorge se ubican entre el cerro Ferrarotti (44° 31' 20,43" S; 70° 2' 23,44" O) y la laguna del Mate (44° 27' 52,97" S; 69° 48' 49,07" O) y pertenecen al Miembro Inferior de la Formación Cerro Fortín (Robbiano 1971). Siguiendo el criterio litoestratigráfico de Figari y García (1992), los depósitos tobáceos del Miembro Superior de la Formación Cerro Fortín se correlacionaron con los depósitos basales de la Formación Cerro Barcino. Estas secuencias se encuentran limitadas por rocas del basamento sedimentario de variada composición y edad. Las rocas más antiguas pertenecen al registro marino neopaleozoico (Formación Nueva Lubecka); mientras que las rocas jurásicas están representadas por sedimentitas marinas (Formación Mulanguiñeu), transicionales (Formación Ferrarotti), continentales (Formaciones Cerro Colorado, Manantial Pelado, El Cardenal), y por rocas volcánicas (Formación Maliqueo) y volcaniclásticas (Formación Manantial Pelado), modificado de Fernández Garrasino (1977). La cartografía de la estratificación de la sucesión jurásica evidencia pliegues con rumbo general NNE-SSO (Fig. 7a), mientras que el estudio de detalle de estos niveles expone el desarrollo de pliegues mesoscópicos de rumbo similar, con longitud de onda de centenas a decenas de metros (Fig 7b). La orientación promedio de las capas es N210º/27º (n= 45), sin embargo la variabilidad es elevada y algunos niveles se encuentran subverticales (Fig. 7c). Con otro estilo estructural, el registro asignado al Grupo Chubut presenta pliegues suaves, con flancos que inclinan menos de 20º (Fig. 7c) y ejes doblemente buzantes con rumbo general NNE-SSO (Fig. 7a).

Figura 7: a ) E squema geológico s implificado del corredor sedimentario ubicado entre la estancia Ferrarotti 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 Ferrarotti. c) Diagrama de densidad de polos de la estratificación de las rocas jurásicas y de las unidades equivalentes al Grupo Chubut.

Las litofacies y asociaciones de litofacies diferenciadas en esta región coinciden, en términos generales, con las reconocidas en cañadón Puelman. Sin embargo, se agregan litofacies carbonáticas y tobáceas de forma muy subordinada, ambas vinculadas a la asociación de litofacies de planicie de inundación distal. Los cuerpos canalizados tienen rellenos simples o complejos y su arquitectura interna se caracteriza por barras laterales y/o centrales. La distribución de los canales fluviales de mayor potencia en la secuencia estratigráfica es asimétrica, con un intervalo basal caracterizado por canales aislados en la planicie de inundación, y una sección superior dominada por material de la planicie distal (Fig. 8). La arquitectura fluvial de esta localidad es comparable con la reconocida en cañadón Puelman, sugiriendo un paleoambiente fluvial de similares características. La principal diferencia radica en la planicie de inundación, donde se habrían alcanzado, de manera cíclica, condiciones para la precipitación de carbonatos (Marriot y Wright 1993). Por otro lado el desarrollo de niveles tabulares ricos en material tobáceo se asoció a resedimentación de ceniza volcánica durante períodos de inundación (Smith 1991). Estos niveles volcaniclásticos evidencian áreas fuentes con disponibilidad de ceniza volcánica (Bell y House 2007) para ser retrabajada por los canales fluviales.

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.

En esta región se describieron 20 cuerpos canalizados ubicados por debajo del nivel de tobas verdes de la base de la Formación 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 (Gibling 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 multiepisódicos arenosos con barras centrales bien preservadas.

DISCUSIÓN

Corredores sedimentarios y sistemas fluviales extracuencales o exóticos
Las localidades de estudio de cañadón Puelman y cerro Punta Toro Hosco se ubican en la continuación austral de un sistema de fallas normales principales cretácicas del borde de la Cuenca de Cañadón Asfalto, representadas actualmente por la morfoestructura de la sierra de Lonco Trapial (Cortiñas y Gonzales Naya 1999, Figari 2005). Los sistemas de fallas de borde de cuenca (Schlische 1992) o fallas maestras (Morley 1995) controlan la subsidencia tectónica diferencial y la geometría de las cuencas extensionales, que se manifiesta en la distribución y tipos de sistemas depositacionales (Morley et al. 1990, Gawthorpe y Hurst 1993, Kusznir et al. 1995, Sharp et al. 2000). Una característica común de los bloques bajos de las estructuras principales es el desarrollo de abanicos aluviales individuales o coalescentes (Blair 1987, Allen y Densmore 2000, Allen 2008). Su tamaño y migración depende principalmente del tamaño del área de paleodrenaje, las paleoprecipitaciones, el ángulo de la falla, la tasa de actividad tectónica y la litología del área fuente (Blair y McPherson 1994, Leeder et al. 1998, Allen y Densmore 2000, Burbank y Anderson 2005, Allen 2008). En los afloramientos analizados no se reconocieron asociaciones de litofacies características de abanicos aluviales. Por el contrario, todos los depósitos se asociaron con sistemas fluviales con una planicie de inundación bien desarrollada y un paleoflujo general hacia el sur. Las secuencias fluviales en cerro Punta Toro Hosco y cañadón Puelman se ubican a una distancia de entre 8 y 14 km respecto a la traza de las fallas maestras o principales, estimación que surge de la distancia mínima entre la traza actual de la morfoestructura y la posición de los afloramientos. En este contexto, se puede utilizar el modelo de Allen y Densmore (2000) para plantear sistemas de abanico-área fuente individuales en los que la progradación de los sistemas definen una distancia máxima entre la falla y el frente del abanico (downfan edge), inferior a 5 km. Así, las sucesiones sedimentarias de abanico aluvial, de estar preservadas, se encontrarían al oeste de las localidades estudiadas. Aguas abajo de las localidades mencionadas afloran depósitos de la Formación Matasiete. Estudios previos de arquitectura fluvial (Paredes et al. 2007) identificaron cuerpos canalizados (n= 33) con T promedio: 7,3 m (DStd= 3,7 m), W: 102 m (DStd=113,2 m), W/t= 14 (DStd= 7,3), T máximo= 16,5 m, y W máximo= 465 m (Fig. 9).

Figura 9: Geometría de cuerpos canalizados principales. Campos geométricos definidos por la relación W/t según Gibling (2006): W/t<15 cintas, 15<W/t<100 mantos angostos, W/t<100 mantos anchos. a) Geometría de los cuerpos de la Formación Los Adobes en el corredor sedimentario noroccidental. b) Geometría de los cuerpos de la Formación Matasiete en el ámbito de la Cuenca del Golfo San Jorge (modificado de Paredes et al. 2007).

Las direcciones de paleotransporte, dimensiones geométricas y características sedimentológicas de la Formación Los Adobes en las zonas analizadas son comparables con los depósitos de la Formación Matasiete (Figs. 8, 9 y 10). Esta similitud sustenta el engranaje lateral entre ambas formaciones y permite proponer un esquema paleogeomorfológico en el que ambas unidades corresponden a redes de paleodrenaje temporalmente equivalentes. En este escenario, el incremento del ancho real de los cuerpos canalizados en la dirección del paleoflujo se interpreta como una respuesta al incremento del paleocaudal aguas abajo debido al patrón tributario de la red (Schumm 2005, Gibling 2006). Las sucesiones fluviales analizadas en el borde N de la cuenca del Golfo San Jorge se encuentran adosadas a rocas volcánicas jurásicas e inclusive éstas actúan como su sustrato sedimentario. En particular, los sistemas de transferencia del área de cañadón Puelman y del cerro Punta Toro Hosco representan redes de paleodrenaje que nacen en el ámbito de la Cuenca de Cañadón Asfalto y drenan hacia la Cuenca del Golfo San Jorge utilizando un corredor sedimentario con orientación NNO-SSE (Fig. 11). Este elemento paleogeomorfológico es sub-paralelo a las fallas principales y habría estado labrado sobre rocas volcánicas jurásicas, de manera similar a lo reconocido por Figari y García (1992) y Figari (2005) en cercanías al cerro Fortín. No se descarta que pueda haber estado interrumpido por fallas de rumbo E-O que generaron escalones de basamento e incrementaron localmente el espesor sedimentario de la secuencia, de manera similar a lo reconocido por Lombard y Ferello (1965) en el Flanco Norte de la cuenca.

Figura 10: Mapa de paleoflujo de cuerpos fluviales de sedimentitas del Aptiano en el margen suroccidental de la Cuenca de Cañadón Asfalto (C.C.A) y sector noroccidental de la Cuenca del Golfo San Jorge (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 presencia de fallas normales cretácicas invertidas durante el Cenozoico. Con esa orientación de las fallas normales las direcciones de paleoflujo indican corredores sedimentarios longitudinales a las mismas. Los datos correspondientes al ámbito de la cuenca del Golfo San Jorge fueron modificados de Paredes et al. (2007).

Figura 11: Comparación de afloramientos de las formaciones Los Adobes (a, b, f, h) y Matasiete (c, d, e, g). i) El corredor sedimentario se ubica en el borde de cuenca y sin embargo en el subsuelo los depósitos de la Formación Matasiete superan los 1000 m.

Fábrica estructural del basamento y corredores sedimentarios
En proximidades del cerro Ferrarotti, el basamento sedimentario pre-cretácico desarrolla un intenso plegamiento reconocido en imágenes satelitales y en estudios de afloramiento. La diferencia en el estilo de plegamiento entre las sucesiones jurásicas y cretácicas se interpreta como dos fases de deformación superpuestas. La más antigua se vincula al plegamiento del sustrato sedimentario pre-aptiano, 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 dirección 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 región 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 contracción a transpresión generada por la rotación 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 a subparalela a los lineamientos, se interpreta que las sucesiones continentales analizadas habrían estado controladas, al menos parcialmente, por el relieve de estas morfoestructuras generadas por la fase de inversión tectónica positiva pre-aptiana. Al mismo tiempo, el desarrollo de secuencias fluviales de alta acomodación evidencia la subsidencia tectónica generada por fallas de borde de cuenca (Blair y Bilodeau 1988). En base al contexto extensional de la Cuenca del Golfo San Jorge durante el Cretácico Temprano (Figari et al. 1999, Sylwan 2001), se propone un corredor sedimentario de alta acomodación controlado por el fallamiento normal sin-sedimentario de borde de cuenca (Morley 2002) y por la fábrica estructural heredada del sustrato. A escala regional, la zona de estudio demuestra que los altos relativos asociados a morfoestructuras heredadas tuvieron un control pasivo en las secuencias del Grupo Chubut. Este patrón 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 paleogeomorfológicos
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 directa en la búsqueda de geoformas en el subsuelo. Los elementos sísmicos identificados en una etapa temprana son denominados funny looking things (FLTs) por Posamentier 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 identificación de un prospecto geomorfológico, el que estará definido por una simetría y orientación respecto al depocentro (Bulling y Breyer 1989). Por ende es fundamental lograr una comprensión integrada de los distintos elementos paleogeomorfológicos 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 Matasiete 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 paleogeomorfolófico upstream se encuentra poco caracterizado (Allard et al. 2013). El sistema depositacional "Los Adobes-Matasiete-Pozo D-129" propuesto en esta contribución tiene al menos 3 elementos geomorfológicos de interés: la línea de costa, los deltas y los cuerpos fluviales (Fig. 12). La línea de costa es un elemento uniextendido orientado de forma paralela a levemente oblicuo al depocentro. Su reconocimiento mediante perfiles de pozo se basa en la tendencia vertical de electrosecuencias que permiten reconocer ciclos de expansión y retracción del lago (Paredes et al. 2011). La confirmación de las interpretaciones basadas en perfiles de pozo se realiza mediante el análisis de coronas, en las que se busca reconocer (i) ooides, que confirmen condiciones lacustres someras (Platt y Wright 1991), (ii) trazas fósiles vinculadas a la icnofacies Mermia que sustenten un sustrato subácueo permanente (Buatois y Mángano 1995, Minter et al. 2007), y (iii) asociaciones verticales de facies características. A una escala regional, la línea de costa se reconoce con la información sísmica evaluando el contraste de amplitud entre las sismofacies costaneras (arenosas o carbonáticas) y las sismofacies profundas (pelíticas) (Iovine et al. 2013). En el caso hipotético que los depósitos costaneros se apilen y desarrollen geometría cordoniforme con resolución sísmica, también sería posible aplicar un análisis de curvatura sísmica para identificar dicho elemento (Hart y Sagan 2007). El potencial exploratorio de la línea de costa no es únicamente su espesor neto y características petrofísicas, sino que este elemento define el límite entre el contexto aluvial-fluvial y el cuerpo lacustre contemporáneo (Fig. 12).

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.

En otro escenario paleogeomorfológico, los depósitos subaéreos se vinculan a las Formaciones Los Adobes, Cerro Fortín y Matasiete, en los que los canales fluviales constituyen el clásico análogo de reservorio fluvial de la Cuenca del Golfo San Jorge. En el subsuelo, el espesor de estos depósitos canalizados se define a partir de asociaciones de electrofacies vinculadas al registro de canales principales, como ser depósitos de fondo de canal o de barra (Miall 1996, Bridge y Tye 2000). La asociación de electrofacies de planicie de inundación debe corroborarse, de ser posible, con coronas que permitan reconocer su carácter subaéreo a partir de grietas de desecación (Allen 1987), rasgos edafológicos (Retallack 1988), lapilli acrecionario (Schumacher y Schmincke, 1995) o trazas fósiles de la ichnofacies de Scoyenia (Seilacher 1964, Melchor et al. 2006). Los cuerpos canalizados con espesores totales anómalos pueden tener dos orígenes: cuerpos simples verticalmente apilados (multiepisódicos) o cuerpos simples de dimensiones anómalas (Gibling 2006). Los primeros responderían a sistemas de drenaje locales, mientras que los segundos a sistemas regionales o exóticos (Fig. 12), similares al cuerpo de 18 m interpretado en la localidad Cerro Punta Toro Hosco (Fig. 11f y 11h). Identificar cuerpos fluviales extracuencales puede ser dificultoso, sin embargo el uso de la medición del tamaño set obtenido de coronas o imágenes de pozo (Bridge y Tye 2000) para evaluar el paleocaudal asociado, y con este parámetro estimar las dimensiones de las cabeceras, constituye un método útil. La cuantificación de las dimensiones geométricas de los paleocanales y su paleocaudal permitiría predecir el tamaño de los deltas desarrollados en la interface con el sistema lacustre. En este sentido, en ausencia de sísmica 3D o por una limitada resolución vertical de la misma, la búsqueda de cuerpos deltaicos de grandes dimensiones debería realizarse aguas abajo de los cuerpos canalizados exóticos, en la intersección con la línea de costa contemporánea (Fig. 12).
Todos los escenarios mencionados están condicionados por el contexto estructural sinsedimentario, ya que éste controla el espacio de acomodación disponible y las paleopendientes locales (Prosser 1993, Leeder 2011). La información de afloramiento analizada en el cañadón Puelman y el cerro Punta Toro Hosco indica que los sistemas fluviales exóticos son paralelos a las fallas principales. En el subsuelo la evaluación cinemática de las estructuras puede realizarse con información de pozo o sísmica mediante el índice de expansión o mapas de isodesplazamiento (Paredes et al. 2013a, b). Una vez identificadas las fallas principales sin-sedimentarias, los mapas isopáquicos individuales de las correlaciones capa a capa, o los mapas de fajas de canales con resolución sísmica necesaria permitirían identificar los sistemas axiales a dichas estructuras. Adicionalmente, la arquitectura de los sistemas de fallas sinsedimentarias condiciona la posición y tipo de zonas de transferencia, definiendo altos relativos (Morley et al. 1990). En este contexto estructural, los cambios de pendiente de los bordes activos son favorables a la depositación de los sistemas sedimentarios, mientras que las zonas de reducido desplazamiento o los altos relativos favorecen el apilamiento vertical de cuerpos clásticos individuales debido a la disminución en el espacio de acomodación (Prosser 1993, Leeder 2011). A pesar de esta tendencia general, la arquitectura estratigráfica de los afloramientos estudiados demuestra que los corredores sedimentarios de borde de cuenca se asocian a condiciones de mediana a alta acomodación. En consecuencia, se interpreta que en regiones marginales de borde de cuenca se puede interrumpir el desarrollo de secuencias fluviales de baja acomodación debido a la generación de espacio inducido por fallas normales principales.

CONCLUSIONES

Comprender el vínculo entre el paleoclima, la morfología del sustrato sedimentario, y las dimensiones de los sistemas fluviales y lacustres fósiles es fundamental para evaluar la arquitectura del Grupo Chubut. El estudio realizado demuestra que el uso cuantitativo de análogos actuales es una poderosa herramienta para lograr interesantes avances en las reconstrucciones paleogeomorfológicas y paleogeográficas. Los resultados obtenidos sustentan que las áreas de cabecera de los sistemas de drenaje de la Cuenca del Golfo San Jorge no se restringen a una posición perimetral, sino que abarcarían un anillo de ~150 km de ancho promedio. La integración de información de afloramiento y subsuelo define un sistema depositacional fluvial/lacustre barremiano?-aptiano, en el cual las redes de drenaje de mayores dimensiones drenan desde el norte y están vinculados a sistemas de paleodrenaje exóticos. Las sucesiones fluviales de la Formación Los Adobes ubicadas en las localidades de cañadón Puelman, cerro Punta Toro Hosco y de la Formación Cerro Fortín en proximidades de estancia Ferrarotti son temporalmente equivalentes a los depósitos de la Formación Matasiete en el ámbito de la sierra de San Bernardo. Las direcciones de paleoflujo y afloramientos del sustrato sedimentario jurásico permiten definir al menos dos corredores sedimentarios: (i) el corredor noroccidental, con orientación general N-S está ubicado de forma paralela a la proyección sur de la morfoestructura de la sierra de Lonco Trapial, y (ii) el corredor occidental, con orientación general NNE-SSO, se ubica entre el cerro Ferrarotti y la laguna del Mate. En el marco estructural extensional del Aptiano de la Cuenca del Golfo San Jorge, los corredores sedimentarios caracterizados se asocian al desarrollo y evolución de fallas normales principales de borde de cuenca, que han desarrollado sucesiones fluviales de mediana a alta acomodación. El área del corredor occidental aporta importantes elementos para la reconstrucción tectono-estratigráfica de la Cuenca del Golfo San Jorge, ya que se reconoce una diferencia en el estilo de deformación entre el registro jurásico y el del Grupo Chubut, que permite reconocer una fase de deformación contraccional pre-aptiana con dirección de acortamiento NO-SE.
Los resultados obtenidos se pueden utilizar para definir estrategias exploratorias en la Cuenca del Golfo San Jorge. En este sentido, los prospectos no tradicionales de esta cuenca están constituidos por rasgos paleo-geomorfológicos del sistema depositacional Los Adobes-Matasiete- Pozo D-129. Delimitar corredores sedimentarios en los que se implanten sistemas fluviales exóticos propone interesantes perspectivas exploratorias en la interface con el sistema lacustre contemporáneo, ya que el volumen anómalo de agua y sedimentos de estos sistemas de transferencia favorecería el desarrollo de sistemas deltaicos de grandes dimensiones. Aunque el estudio realizado no abarca otras zonas de la cuenca, se considera probable el desarrollo de corredores similares en otras posiciones perimetrales de la cuenca, los cuales deberán ser confirmados con futuros estudios de subsuelo y/o afloramiento.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen al Departamento de Geología de la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco por su apoyo logístico para la realización de actividades de campo. Los árbitros de la revista, Jorge J. Hechem y Eduardo G. Figari aportaron pertinentes observaciones, que mejoraron sustancialmente la calidad del producto final. Esta contribución forma parte de los resultados del trabajo de tesis de doctorado de J.O.A., desarrollado en la Universidad Nacional de la Patagonia San Juan Bosco mediante una beca Estensoro de la Fundación YPF. El trabajo ha recibido financiamiento parcial del PI CIUNPAT Nº 868 (U.N.P.S.J.B.) y PICT 2012- 1369 (ANPCyT-FONCyT).

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Recibido: 3 de febrero, 2014
Aceptado: 9 de octubre, 2014