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Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

versão impressa ISSN 1853-6360versão On-line ISSN 0328-1159

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.1 no.1 La Plata jun. 1994

 

ARTÍCULOS

Modelo predictivo de reservorios en un sistema Fluvial efímero del Chubutiano de la cuenca del Golfo San Jorge, Argentina

 

Jorge J. Hechem

YPF S.A., Área Exploración Comodoro Rivadavia, Fray Luis Beltrán 450, 9005 Comodoro Rivadavia, Chubut, Argentina.


RESUMEN

Se propone un modelo geológico destinado a predecir la distribución espacial de potenciales reservorios petrolíferos originados en un sistema fluvial efímero, elaborado a partir de datos de afloramientos y de subsuelo del Miembro Inferior de la Formación Bajo Barreal.
la mayor parte de los depósitos clásticos gruesos de la unidad analizada se han originado en un sistema fluvial, alimentado por incrementos bruscos y episódicos en la descarga condicionados por actividad volcánica y que aporta a barreales y a lagos someros. Capas arenosas con arquitectura lobulada y mantiforme se han depositado al pie de taludes controlados por fallas extensionales activas durante la sedimentación. Estas capas, cuerpos porosos encerrados en pelitas, se concentran en los bloques bajos y en franjas paralelas a las fallas, las que constituyen la principal vía de migración desde la roca madre. El acuñamiento de las capas y distintos grados de estructuración favorecen el entrampamiento de hidrocarburos.

Palabras claves: Modelo predictivo; Fluvial; Reservorio.

EXTENDED ABSTRACT

The object of this paper is to develop a geological model intended to predict the spatial distribution of sandstone bodies (potential reservoirs) which originated in an ephemeral fluvial system draining into a lacustrine basin.
Outcrop and subsurface data of the Lower Member of the Bajo Barreal Formation (Upper Cretaceous), of the Golfo San Jorge basin (Chubut and Santa Cruz provinces, Argentina) was used. The interpretation can be extrapolated to other units with similar or analogous tectonosedimentary conditions.
From facies analysis and palaeoenvironmental interpretation it is considered that most of the sediments of the Lower Member of the Bajo Barreal Formation were deposited in shallow and temporary lacustrine environments, in mudflats and ephemeral fluvial systems (Hechem et al., 1990). In proximal areas alluvial fans developed with important volcaniclastic components grading downstream into ephemeral fluvial systems, controlled by sudden and episodic increments of discharge. The sand load was transported into the basin by currents which fluctuated between debris flows and normal tractive flows, with a predominance of high density flows because of abundant volcaniclastic input.
Most parts of the currents were not channelized causing sheetlike or lobed sandy deposits (Fig. 1b, c, d), whereas others were channelized, depositing lenticular bodies (Fig. 1e). A great part of the sedimentation took place in shallow lakes and in flooded mudflats, with many deposits reworked by waves.
The proposed model predicts that commemcing from a source of coarse clastics through an ephemeral fluvial system, taluses originated by active extensional faults favour the deposition of sandy lobes (Fig. 2). These lobes concentrated in bands parallel to the faults, with preference in the downthrown blocks. Upstream the number of sandstones decrease with a consequent increase in downstream shales resulting in facies deterioration in both senses. Parallel and perpendicular to the transport direction, the sandy layers wedge out into shales, although, by through amalgamation and compensation, the number of reservoirs may be maintained (Fig. 4). The bands with sandstone concentration are associated with ancient extensional faults, which will also be migration pathways from the source rock. This assures access of fluids to the reservoirs. The structures at different scales in the downthrown block from roll over structures to tectonic inversion anticlines (Fig. 3) will add up to the stratigraphical entrapment factor due to wedging-out of the lobes into shales.
The model allows for the prediction of sectors with sandstone concentration and the spatial distribution of possible reservoirs (Fig. 4) and is a tool to improve correlation, thus avoiding erroneous interpretations (Fig. 5). It can be applied both to exploration and to development of hydrocarbon fields.

Key words: Predictive model; Fluvial; Reservoir.


 

INTRODUCCION

La importancia de la sedimentología, del análisis de facies, de la determinación paleoambiental y de la estratigrafía en general en la búsqueda de petróleo es reconocida desde hace mucho tiempo. La aplicación de modelos geológicos en la exploración petrolera es necesaria desde que la geología descriptiva hizo lugar a la interpretación y a la formulación de hipótesis (Sloss, 1962). La presencia de grandes volúmenes de petróleo no recuperado por la extracción primaria y la posibilidad de descubrir trampas sutiles y yacimientos pequeños en áreas ya exploradas, hacen imperiosa la necesidad de contar con mejores modelos no solo para exploración, sino también para la geología de desarrollo (Tyler & Finley, 1991).
El Chubutiano, definido como unidad limitada por discontinuidades con rango de Sintema por Hechem et al., (1990), comprende un variado conjunto de sedimentitas de origen continental, principalmente lacustres y fluviales, con abundante participación piroclástica, depositadas entre el Barremiano Tardío y el limite Cretácico-Terciario (Feruglio, 1949; Hechem et al., 1990). Constituye el relleno principal de la cuenca del Golfo San Jorge en su etapa de "sag" (Fitzgerald et al., 1990), pero se extiende también por gran parte de Chubut, norte de Santa Cruz y la región de Aisén en Chile.
En la cuenca del Golfo San Jorge el Chubutiano alcanza varios miles de metros de espesor, con predominio de pelitas y pelitas tobáceas lacustres en la parte inferior, aumentando hacia arriba la participación arenosa. En las pelitas del tercio inferior se encuentra la principal roca generadora, mientras que en el tercio medio y superior se concentran los reservorios productivos. La mayoría de estos reservorios pertenecen al Miembro Inferior de la Formación Bajo Barreal (Cretácico Superior bajo) y a sus equivalentes de subsuelo, Formaciones Comodoro Rivadavia y Cañadón Seco en los flancos norte y sur, respectivamente.
Las areniscas de la Formación Bajo Barreal han sido consideradas tradicionalmente de origen fluvial, en muchos casos interpretadas como depósitos de canales meandrosos y en otros sin mayores especificaciones. Hechem et al. (1990) interpretan que las areniscas y conglomerados del Miembro Inferior de Bajo Barreal han sido originados en su mayoría en ambientes fluviales efímeros, desde áreas proximales de abanicos aluviales hasta zonas internas de barreales y cuerpos lacustres someros. A partir de esa interpretación paleoambiental y contando con datos de afloramientos y de subsuelo, se ha elaborado un modelo geológico para predecir la ocurrencia de niveles arenosos que puedan actuar como reservorios. En el presente trabajo se da a conocer el modelo y las ideas que lo sustentan. Si bien el análisis se ha hecho principalmente a partir de datos de la Formación Bajo Barreal, se pretende que el modelo pueda aplicarse también en otras unidades y situaciones semejantes.

OBJETIVOS Y METODOLOGIA

El objetivo es la elaboración de un modelo geológico aplicable a la exploración y al desarrollo petrolero. En forma amplia, el modelo propuesto intenta dar pautas para predecir la ubicación y el comportamiento espacial de los reservorios. En primera instancia se parte de observaciones sedimentológicas y estratigráficas, por lo que el modelo tiene ese carácter, pero luego se incorporan variables estructurales, tectónicas y petroleras.
La metodología empleada comienza con el análisis de facies realizado en afloramientos del Chubutiano en la sierra de San Bemardo y en otros sectores de la cuenca. Principalmente por analogía y comparación con ejemplos actuales y antiguos se llega a la interpretación paleoambiental. Esta interpretación es conjugada luego con la información de subsuelo, la que aporta otros elementos de análisis, especialmente tectosedimentarios y petroleros, los que complementan la interpretación inicial y permiten que en forma deductiva se llegue a la formulación del modelo predictivo.
Las ideas expresadas explícita o implícitamente, así como las que apoyan las interpretaciones, surgen de abundantes observaciones de afloramientos, de varias observaciones de subsuelo, de muchas lecturas sobre ejemplos de todo el mundo y de valiosas enseñanzas y apreciaciones de profesores y colegas. Citarlos a todos sería algo muy difícil, pero realizar el siguiente análisis sin su ayuda sería imposible.

ANALISIS DE LOS DATOS E INTERPRETACION PALEOAMBIENTAL

El análisis de facies realizado con datos de afloramientos indica que la mayoría de las sedimentitas del Miembro Inferior de Bajo Barreal se han depositado en ambientes lacustres someros y temporarios, en barreales y en sistemas fluviales efímeros. En las áreas proximales se desarrollaban abanicos aluviales con importante participación volcaniclástica, los que gradaban aguas abajo a sistemas colectores entrelazados de corta duración o efímeros (Hechem et al., 1990; Figari et al., 1990). El análisis de la ciclicidad y de la evolución vertical indica pulsos de alta descarga, con sedimentación gruesa y participación de corrientes de alta densidad, separados por períodos de calma, con sedimentación fina y desarrollo de paleosuelos (Teruggi & Rosetto, 1963; Rodríguez, 1992).
Depósitos arenoconglomerádicos tobáceos con evidencias de transporte por flujos gravitacionales de sedimentos son comunes en la Formación Bajo Barreal y en gran parte del Chubutiano (Hechem et al., 1990). Teruggi & Rosetto (1963) describen para el Chubutiano facies muy mal seleccionadas, que interpretan podrían ser originadas por torrentes de barro o bien por corrientes tractivas normales modificadas por la caída de ceniza. Mutti (1992, com. pers.) interpreta que la mayoría de los depósitos gruesos del Chubutiano son originados por flujos gravitacionales de sedimentos.
En los afloramientos de la sierra de San Bernardo y dentro de la Formación Bajo Barreal, se observa una gradación de oeste a este desde depósitos gruesos de abanico aluvial volcaniclástico a un conjunto sedimentario muy extendido originado en barreales y en cuerpos lacustres someros a los que aportaba un sistema fluvial efímero (Hechem et al., 1990). En este último grupo se distinguen cuatro arquitecturas principales de capas arenoconglomerádicas, esquematizadas en la figura 1. Por un lado hay cuerpos de base plana y techo convexo hacia arriba, internamente masivos y de poco espesor, que se interpretan como lóbulos de un sistema fluvial efímero (Fig. 1b). Son frecuentes también capas arenosas tabulares, con relaciones ancho/profundidad mayores de 100, internamente masivas o con estratificación paralela de alto régimen y antidunas, las que se interpretan como depósitos de mantos de creciente (Fig. 1c). Ambas litofacies se asocian a cuerpos marcadamente lenticulares, con base erosiva, mala selección y entrecruzamientos, que se consideran depósitos de canales (Fig. 1e). Por último, son frecuentes niveles arenosos de geometría tabular o lobulada, compuestos por amalgamación de cuerpos lenticulares, que poseen abundantes evidencias de retrabajo por olas en el tope de los ciclos (Fig. 1d). El retrabajo se observa en capas de cualesquiera de las otras litofacies, conservándose un núcleo inalterado que hacia arriba y lateralmente presenta estructuras de alto régimen y ondulitas de ola. Se interpreta que es una consecuencia de la sedimentación en cuerpos lacustres someros y en barreales inundados esporádicamente.


Figura 1
. Principales arquitecturas de capas arenosas del sistema fluvial efímero de la Formación Bajo Barreal. a) Esquema de la distribución espacial y relación con los taludes de fallas, sin escala. b) Lóbulos aislados, masivos, espesor 0,5 a 1m. c) Capas mantiformes en la extensión aflorante, masivas o con estructuras de alto régimen, espesores entre 0,5 y 3m. d) Lóbulos mayores por amalgamación de cuerpos lenticulares con retrabajo de olas, espesores entre 2 y 8m e) Cuerpos lenticulares erosivos con entrecruzamientos, espesores entre 2 y 5m.
Figure 1. Sand layers main architectures in the ephemeral fluvial system from the Bajo Barreal Formation. a) Sketch of the spatial distribution and its relationship with fault taluses (out of scale). b) Isolated massive lobes, 0.5 to 1m thick. c) Sheetlike layers in the outcropping extension, massive or with high regime structures, thickness between 0.5 and 3m. d) Major lobes through amalgamation of lenticular bodies reworked by waves. Thickness varies between 2 and 8m. e) Erosive lenticular bodies with cross bedding, 2 to 5m thick.

Las facies descriptas brevemente son casos extremos, existiendo capas arenosas que comparten caracteres de varias de ellas, como geometría tabular y elevadas relaciones ancho/profundidad con abundantes entrecruzamientos originados por migración de formas de lecho y bases muy erosivas. También son frecuentes areniscas finas y muy finas, con “climbing ripples”, laminación convoluta y estructuras de escape de agua.
Sin entrar en detalles con cada facies en particular, los cuerpos lobulados y tabulares, masivos o con estructuras de alto régimen, responden a las características de los depósitos de corrientes arenosas efímeras de alta energía no canalizadas, como las descriptas por Tunbridge (1981). Las capas con “climbing ripples” y deformación también son consistentes con esa interpretación, evidenciando en conjunto depósitos arenosos originados en poco tiempo (horas) por corrientes muy cargadas en sedimentos causadas, por ejemplo, por bruscos aumentos de la descarga por lluvia torrencial en el área de aporte (McKee et al., 1967; Tunbridge, 1981, 1984; Frostick et al., 1983). Es de esperar, dadas las condiciones del flujo, que la carga arenosa se deposite en masa ante un cambio brusco en la capacidad de transporte, originando acumulaciones lobuladas, lo que explicaría las capas con techos convexos hacia arriba. La depositación en cuerpos lacustres someros, que se supone eran frecuentes, explicaría las evidencias de retrabajo por olas y los cuerpos lenticulares amalgamados. Las capas lenticulares y erosivas evidencian canalizaciones y un transporte más tractivo, lo que estará condicionado por las variaciones en la descarga, en la carga sedimentaria y en la paleotopografía. Estas variaciones pueden ser lo suficientemente rápidas y alterantes como para permitir la coexistencia de capas originadas por corrientes tractivas y canalizadas con capas depositadas por flujos gravitacionales de sedimentos (Fig. 1a).
La actividad volcánica explosiva, que arroja grandes volúmenes de material al área colectora de una red de avenamiento, condiciona fuertemente el comportamiento de los sistemas fluviales (Vesell & Davies, 1981; Smith, 1987). El régimen de flujo de las corrientes tractivas es alterado por la introducción de gran cantidad de finos al sistema, las pendientes se modifican, la vegetación es devastada, etc. Eventos comunes en estos casos son los flujos piroclásticos, los lahares, los flujos de barro y de detritos, todos tristemente célebres en erupciones históricas y contemporáneas. Aguas abajo, o cuenca adentro, mientras parte de la carga más gruesa se deposita, una gran cantidad de material continúa transportado por corrientes muy cargadas de sedimentos, cuyas características varían entre flujos de barro y detritos y corrientes tractivas normales. Smith (1986) denominó “hyperconcentrated flood flows” a la situación intermedia entre esos extremos. En la sierra de San Bernardo y en la cuenca en general, la participación piroclástica es evidente en casi toda la columna chubutiana, aumentando hacia las zonas proximales, por lo que es probable que fuera muy importante en el área de aporte. La presencia abundante de material piroclástico primario evidencia que el vulcanismo era sincrónico con la sedimentación.
El análisis de la información de subsuelo, especialmente testigos corona y perfiles eléctricos, evidencia también la presencia de las facies de areniscas brevemente descriptas, por lo que en forma amplia la interpretación puede extrapolarse a ese ámbito.
Resumiendo, se piensa que la carga arenosa era transportada cuenca adentro por corrientes efímeras, condicionadas por incrementos bruscos en la descarga y por el aporte volcaniclástico. Estas corrientes podían desplazarse inconfinadas o no canalizadas, generando depósitos arenosos mantiformes a lobulados, o canalizadas, generando cuerpos lenticulares.
Gran parte de la sedimentación se producía en lagos someros y en barreales inundados, por lo que muchos de los depósitos eran retrabajados por el oleaje.

MODELO GEOLOGICO

Si la interpretación es correcta y el transporte de la arena lo realizan corrientes efímeras canalizadas y no canalizadas, con elevada carga y densidad, con condiciones hidrodinámicas intermedias y fluctuantes entre flujos gravitacionales de sedimentos y corrientes tractivas normales, se deduce que los cambios de pendiente alteraran el equilibrio del agente de transporte. Esto ocasionará la pérdida o sedimentación de una parte de la carga, especialmente la fracción gruesa, la que se depositará en forma de lóbulos al pie de taludes, dando origen a los cuerpos arenosos mantiformes (Fig. 2). Los taludes necesarios para que se depositen los lóbulos pueden ser generados por fallas activas durante la sedimentación, situación muy frecuente en la cuenca del Golfo San Jorge.


Figura 2
. Esquema de la trampa de arena en el sistema fluvial efímero. Las fallas extensionales activas generan el talud y aumentan el espacio disponible. La pérdida de capacidad de transporte de las corrientes densas ocasiona la depositación de los lóbulos al pie del talud, produciendo concentración de facies favorables. Aguas arriba disminuye la cantidad de areniscas y aguas abajo aumenta la cantidad de pelitas y areniscas finas y muy finas de las corrientes diluidas.
Figure 2. Sketch of the sand trap in the ephemeral fluvial system. Active extensional faults create the talus and increase the available space. The loss of transport capacity of the density currents causes deposition of the lobes at the foot of the talus, producing a concentration of favorable facies. Upstream the amount of sandstones decreases and downstream there is an increase of shales and of fine and very fine sandstones from the dilute currents.

Las corrientes canalizadas o más tractivas darán origen a los cuerpos lenticulares y erosivos. Una vez depositada la carga gruesa, las corrientes más diluidas depositaran aguas abajo capas con ondulitas y laminación convoluta, intercalándose con las pelitas del barreal. Las corrientes con mayor energía superarán el talud continuando cuenca adentro con su carga. El proceso podrá repetirse secuencia tras secuencia mientras se mantenga el aporte y la actividad de las fallas extensionales genere el espacio necesario. En teoría, pueden esperarse secuencias progradantes, con una distribución arenosa más extensa en las parasecuencias superiores, asociada con la colmatación del espacio en cada ciclo (Fig. 2).
De acuerdo con el modelo, es posible esperar mayor concentración de cuerpos arenosos en los bloques bajos de las fallas extensionales. Aguas arriba de la falla o talud disminuye la cantidad de arenas mantiformes, mientras que aguas abajo aumenta la cantidad de pelitas (Fig. 2). El modelo propone que las mejores facies para actuar como reservorios son las areniscas mantiformes de los lóbulos. Esta deducción está en parte apoyada por los datos de superficie y de subsuelo, aunque no se cuenta aún con estudios sistemáticos para confirmarla. Si se cumple, las mejores facies se ubicarán en una franja paralela a la falla y preferentemente en el bloque bajo. Aguas arriba habrá secuencias más condensadas, niveles de erosión y cuerpos lenticulares depositados en canales. Aguas abajo aumentara la proporción de pelitas y desmejorará la calidad de las areniscas. Este esquema de variación facial es válido tanto para un sistema fluvial efímero que deposite lóbulos subaéreos al pie de taludes o que desemboque en un lago, generando ya sea un esquema deltaico o introduciendo la carga en corrientes sumergidas, lo que dará también cuerpos lobulados. Si la sedimentación es litoral el retrabajo del oleaje mejoraría las facies en la misma zona paralela a la falla.
Las capas lobuladas generadas al pie de las fallas serán cubiertas por pelitas, lo que sumado a las variaciones faciales aguas arriba y aguas abajo y al acuñamiento lateral, las convierte en cuerpos porosos totalmente sellados (Fig. 4b, c, d).


Figura 4
. a) Esquema idealizado de depositación de lóbulos de un sistema fluvial efímero en franjas paralelas a los taludes de fallas. Sin escala. b) Corte esquemático transversal a la pendiente depositacional que muestra la relación espacial de los lóbulos de una secuencia. c) Corte paralelo a la pendiente depositacional. d) Corte entre dos secuencias de lóbulos mostrando su desvinculación a través de una discontinuidad. Todas las capas son cuerpos porosos encerrados en pelitas.
Figure 4. a) Idealized sketch for lobe deposition of an ephemeral fluvial system in bands that are parallel to fault taluses (out of scale). b) Schematic cross section transversal to depositional dip showing the spatial relationship for lobes within a sequence. c) Cross section that is parallel to depositional dip. d) Cross section between two lobe sequences showing their devinculation through a discontinuity. All these layers are porous bodies closed in by shales.

Al modelo sedimentario representado se le agregan otros dos factores de control. Uno de ellos es que la migración es fundamentalmente vertical y a través de las fallas, lo que permite el acceso de los fluidos a los reservorios que se encuentren en contacto con las fracturas. Esta situación será más frecuente en franjas ubicadas sobre los lineamientos extensionales principales los que, como se dijo, antes controlan también la concentración de reservorios.
El otro es la componente estructural, la que normalmente está condicionada por la historia de la cuenca (Fig. 3). En las primeras etapas de la depositación del Chubutiano, las fallas principales eran activas y extensionales, generando taludes que controlaban la concentración dc los cuerpos arenosos y el tren de facies en general (Fig. 3a). En muchos casos existían además estructuras “roll over”. En una etapa posterior (Cretácico Tardío y Terciario), la inversión tectónica cambió el desplazamiento relativo, elevando y plegando el antiguo bloque bajo, estructurando a las facies favorables (Fig. 3b).


Figura 3
. Comportamiento de una secuencia chubutiana antes y después de la inversión tectónica. a) En una primera etapa las fallas extensionales generan espacio y ocasionan la concentración de facies favorables en los bloques bajos. b) Durante el Terciario la inversión tectónica estructura en distintos grados a las facies favorables. Se consideran facies favorables a depósitos fluvio-lacustres de nivel bajo y a cuerpos lacustres litorales y lóbulos del sistema fluvial efímero progradantes en nivel alto.
Figure 3. Behaviour of a chubutian sequence before and after tectonic inversion. a) At the first stage the extensional faults generate space and cause concentration of favorable facies in the donwnthrown blocks. b) During the Tertiary, tectonic inversion structures the favorable facies with different intensifies. The facies that are considered as favorable are lowstand fluvio-lacustrine deposits and littoral lacustrine bodies and lobes of the ephemeral fluvial system which prograde during high-stand.

Haciendo un resumen, el modelo propuesto predice que partiendo de un aporte principal de clásticos gruesos por medio de un sistema fluvial efímero, los taludes originados por fallas extensionales activas favorecerán la depositación de lóbulos arenosos. Estos lóbulos se concentraran en franjas paralelas a las fallas y preferentemente en los bloques bajos. Aguas arriba disminuirá el número de arenas y aguas abajo aumentaran las pelitas, produciéndose un desmejoramiento de facies en ambos sentidos. Lateralmente, en forma transversal a la dirección de transporte, las capas arenosas se acuñaran en pelitas, aunque por amalgamación y compensación podrá mantenerse el número de reservorios. Las franjas con concentración de areniscas estarán asociadas con antiguas fallas extensionales, las que serán también vía de migración desde la roca madre. Esto asegurará el acceso de los fluidos a los reservorios. La estructuración en distintas escalas del bloque bajo, desde estructuras “roll over” a anticlinales de inversión tectónica, se sumará al factor de entrampamiento estratigráfico por acuñamiento de los cuerpos lobulados en pelitas.

DISCUSION

Dos aspectos principales pueden discutirse: la interpretación paleoambiental y el modelo geológico. La interpretación paleoambiental no será analizada en extenso, ya que al no ser el objetivo del trabajo no se presentan los datos en que se basa. Metodológicamente, el modelo se elabora partiendo de la premisa de un sistema fluvial efímero, que aporta a cuerpos lacustres someros, que está alimentado por bruscos incrementos en la descarga asociados con actividad volcánica y que no tiene ni una red de avenamiento permanente y bien establecida ni un perfil de equilibrio estabilizado. El modelo propuesto es válido también, con algunas modificaciones, a un esquema fluvio-lacustre, donde el aporte fluvial desarrolla cuerpos deltaicos y litorales en posiciones asociadas con las fallas extensionales principales y con los quiebres de pendiente. La consideración de otra interpretación paleoambiental, por ejemplo sistemas fluviales permanentes, llevaría a replantear el modelo, alternativa que no se niega, sino que no se analiza en esta oportunidad.
Referencias y otras interpretaciones paleoambientales sobre el Chubutiano y sobre la Formación Bajo Barreal pueden encontrarse en Teruggi & Rosetto (1963), Sciutto (1981), Brown et al. (1982), Barcat et al. (1984), Anzulovich & Jauregui (1989), Hechem et al. (l990), Figari et al. (1990), Meconi (1990), Fitzgerald et al. (1990), Rodríguez (1992).
En cuanto al modelo predictivo, se discutirán tres aspectos:

La depositación de arena en capas con forma de lóbulo
La idea que la arena transportada por corrientes densas es depositada en masa y en forma de lóbulos está suficientemente documentada en la bibliografía y en los ejemplos actuales. En los afloramientos del Miembro Inferior de la Formación Bajo Barreal en la sierra de San Bernardo se observan cuerpos arenosos lobulados, con base plana, techo convexo hacia arriba y encerrados en pelitas. Cuerpos arenosos lobulados han sido identificados también en subsuelo, en equivalentes estratigráficos de la Formación Bajo Barreal, e interpretados como depósitos de corrientes densas subdeltaicas y turbiditas lacustres (Brown et al., 1982; Barcat et al., 1984; Anzulovich & Jauregui, 1989).
La observación de ejemplos actuales de transporte de arena por corrientes densas muy cargadas en sedimentos, permite ver que cuando la pérdida de capacidad de transporte ocasiona la depositación en masa de la carga, la misma se da en forma de lóbulos. El estudio de situaciones análogas, como abanicos submarinos, abanicos aluviales y abanicos aluviales volcaniclásticos, muestra también la depositación en lóbulos. En el caso del sistema fluvial efímero analizado, la pérdida de capacidad de transporte podría ser subaérea o subácuea. En el primer caso se originarían lóbulos subaéreos y en el segundo subácueos, los que podrían ser deltaicos o convertirse en abanicos turbidíticos lacustres. Si la depositación es deltaica o litoral es probable que los lóbulos sean retrabajados por el oleaje. La depositación de volúmenes importantes de arena en cuerpos lacustres someros y posiblemente temporarios, daría como resultado capas con un núcleo masivo o que conserva la estructura original, y que está retrabajado periféricamente.
Por supuesto que no toda la arena se depositará en forma de lóbulos. Existirán fajas originadas en canales y cuerpos de forma irregular de origen incierto y, seguramente, habrá una gradación de geometrías desde lentejones aislados con base erosiva a mantos extensos delimitados por superficies planas. La disponibilidad de datos y modelos más elaborados permitirán ajustar la capacidad predictiva para cada arquitectura depositacional.

Concentración de arena en los bloques bajos
Este es un punto especialmente deductivo y difícil de comprobar en afloramientos, no contándose tampoco con estudios sistemáticos de subsuelo. Hipotéticamente se ha desarrollado en ese ámbito la idea que en los bloques bajos, en parte rotados, asociados con antiguas fallas extensionales, se produce una concentración de cuerpos arenosos y un mejoramiento en las condiciones del reservorio (Brown et al., 1982; Fitzgerald et al., 1990).
Si se acepta, de acuerdo con lo dicho antes, que la mayor parte de la arena era transportada por corrientes efímeras y densas, la depositación de los lóbulos se daría preferentemente al pie de taludes donde el flujo perdiera su capacidad de transporte (Fig. 2). Existen claras evidencias de que las fallas principales, asociadas con antiguos bloques basamentales, fueron activas y extensionales durante la depositación de gran parte del Chubutiano, incluso durante la depositación del Miembro Inferior de Bajo Barreal. Estas fallas extensionales sinsedimentarias generaron el talud y el quiebre de pendiente necesarios para que funcionara la trampa de arena en el bloque bajo (Figs. 2 y 3a).
Dado que la mayor parte de la carga se deposita en forma de lóbulos, existirá una concentración de cuerpos arenosos lobulados en franjas paralelas a las fallas principales (Fig. 4). La carga sobrante o la de las corrientes con más energía continuará aguas abajo hasta que un nuevo talud o simplemente la pérdida de capacidad de transporte ocasione su depositación.

Existencia de paleovalles
Si se acepta el transporte por corrientes efímeras, no encauzadas y de alta densidad, el esquema propuesto parece lógico. Otras alternativas, no necesariamente excluyentes entre sí, serían el transporte fluvial normal y encauzado, lo que llevaría a pensar en paleovalles, o una depositación errática o aleatoria de cuerpos arenosos por disipación de la energía de la corriente. En el primer caso existiría la posibilidad de predecir la ocurrencia de los paleovalles, mientras que en el segundo el hallazgo de los reservorios sería tan aleatorio como su depositación. Para corroborar alguna de estas hipótesis es necesario realizar estudios detallados y sistemáticos en áreas de yacimientos, donde la concentración de datos permita realizar interpretaciones confiables.
Si no se acepta el transporte por corrientes efímeras no encauzadas, y se piensa en ríos meandrosos o entrelazados, es necesario suponer la existencia de paleovalles. Estos deberían poseer cuerpos arenosos de cierta magnitud y diseños en franjas identificables en subsuelo. A los efectos de predecir su ocurrencia, debería definirse si el transporte era principalmente longitudinal o transversal. La existencia de fallas sinsedimentarias quizás favorecería un avenamiento paralelo a las mismas y por el bloque bajo. La indefinición en cuanto al tipo de transporte y de arquitecturas resultantes, es decir la falta de un buen modelo geológico, sumado a errores de correlación, podría llevar a interpretaciones ambiguas. Estas indefiniciones tienen consecuencias desde la generación de prospectos exploratorios hasta la elaboración de programas de recuperación secundaria. En las figuras 4 y 5 se esquematizan dos interpretaciones distintas partiendo de los mismos datos. Suponer que el nivel arenoso intermedio de la figura 5d es un cuerpo continuo, partiendo del modelo de la figura 5a, impediría, por ejemplo, buscar una trampa estratigráfica en el mismo si la dirección de pendiente estructural fuera paralela al eje depositacional. En la misma situación, el modelo de la figura 4 permitiría el entrampamiento de fluidos en los lóbulos encerrados en pelitas.


Figura 5
. a) Esquema idealizado con los datos de la figura 4, interpretando que las areniscas pertenecen a un paleovalle fluvial. Se representan los lóbulos para comparar. b) Corte esquemático con una alternativa de correlación. c) Corte transversal esquematizando la posición del paleovalle en el bloque bajo. d) Corte paralelo al paleovalle con otra alternativa de correlación. Comparar con la figura 4d la geometría interpretada para el nivel arenoso intermedio.
Figure 5. a) Idealized sketch with data from figure 4, interpreting that the sandstones belong to a fluvial palaeovalley. Lobes are represented for reference. b) Schematic cross section with a correlation alternative. c) Transversal section sketching the palaeovalley’s position in the downthrown block. d) Section that is parallel to the palaeovalley with another correlation alternative. Compare the interpreted geometry for the intermediate sandstone interval with figure 4d.

Las evidencias de superficie y de subsuelo disponibles no permiten apoyar la presencia de valles con cursos fluviales importantes y de cierta duración en el Miembro Inferior de la Formación Bajo Barreal. La cantidad de niveles arenosos de poco espesor de la columna chubutiana (y especialmente de la Formación Bajo Barreal) hacen pensar en una red de avenamiento móvil y altamente ramificada, por medio de la cual los clásticos gruesos introducidos en la cuenca se dispersaban hasta su depositación, generando una alternancia de cuerpos arenosos y arenoconglomerádicos mantiformes y lobulados con canales de poca magnitud. El análisis de facies realizado en las capas de superficie y de subsuelo de Bajo Barreal muestra un predominio de capas masivas o con estructuras de alto régimen de flujo, más compatibles con un sistema fluvial efímero que con un río meandroso o entrelazado permanente.
Debe tenerse también en cuenta que gran parte de la arena se depositó en ambientes lacustres someros, en gran parte litorales. Tanto las modificaciones en el nivel del lago, como el retrabajo del oleaje, seguramente alteraron la distribución original de los cuerpos arenosos generando, por ejemplo, cordones litorales, los que podrían ser confundidos con paleovalles.
Por otro lado, sería perfectamente factible la coexistencia de paleovalles, desarrollados en estadios de nivel bajo y alta erosión, con lóbulos subaéreos y subácueos desarrollados en etapas de nivel alto y progradación, esquema identificado en otros sistemas fluviales efímeros (Kokogian et al., 1989). Luego de una discontinuidad basal, señalada por un nivel de clásticos gruesos, se desarrollaría un intervalo pelítico cubierto, a su vez, por un conjunto de arenas progradantes. Este esquema se observa frecuentemente en la Formación Bajo Barreal en afloramientos y en subsuelo.

CONCLUSIONES

La conclusión más importante del trabajo es la elaboración de un modelo geológico predictivo, el que puede utilizarse tanto en exploración como en el desarrollo de yacimientos de hidrocarburos. Con la tecnología actual es prácticamente imposible definir capas arenosas con métodos indirectos tales como sísmica de reflexión, lo que obliga a interpretar su distribución espacial, es decir suponer que hay areniscas donde no hay o viceversa. La aplicación de un modelo como el propuesto, o cualquiera que lo suplante, producirá una optimización de las tareas mencionadas. Los postulados básicos del modelo son:
- La mayoría de las capas arenosas, potenciales reservorios, se depositan en forma de lóbulos al pie de taludes sinsedimentarios, disponiéndose en franjas paralelas a los mismos.
- Los taludes están asociados con fallas extensionales activas durante la sedimentación. Tanto los taludes como las fallas pueden identificarse por métodos indirectos de subsuelo.

Agradecimientos

A la empresa YPF S.A. por haber brindado los medios para realizar el trabajo y permitir su publicación. Al Dr. Gualter Chebli por las sugerencias aportadas en el arbitraje.

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Recibido: 17 de septiembre de 1993.
Aceptado: 4 de abril de l994.

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