ARTÍCULOS

Análisis paleoambiental de la formación Matasiete (aptiano) en su área tipo, noroeste de la cuenca del Golfo San Jorge, Argentina

José M. Paredes¹, René Hudecek¹, Nicolás Folx¹, Jorge F. Rodriguez¹ y Adriana Nillini¹

¹Departamento de Geología, Universidad Nacional de la Patagonia "San Juan Bosco" Ruta Provincial Nº 1 S/N, km.4 (9005) Comodoro Rivadavia. Argentina
E-mail: paredesj@unpata.edu.ar

Recibido: 27 de junio de 2003
Aceptado: 07 de octubre de 2003

Resumen: La Formación Matasiete (Aptiano) presenta 650 m de sedimentos continentales expuestos en el sector noroccidental de la Cuenca del Golfo San Jorge. Se relaciona lateralmente con la Formación Pozo D-129, unidad lacustre de distribución regional que constituye la principal roca madre de la cuenca; y es cubierta en forma discordante por la Formación Castillo, unidad albiana de origen continental. Los niveles de la Formación Matasiete afloran debido a un proceso de inversión tectónica que tuvo lugar, principalmente, durante el Terciario. Los trabajos previos, principalmente aquellos que se han realizado utilizando información de subsuelo en sectores más orientales, reconocen un marco tectónico extensional y transtensional para el Aptiano-Albiano, con variaciones importantes de facies y espesores en la Formación Pozo D-129. Los afloramientos de la Formación Matasiete fueron estudiados en el pasado por geólogos de la industria petrolera, aunque los trabajos de detalle son escasos. La Formación Matasiete ha sido previamente dividida en tres Miembros: un Miembro Inferior (Sección Conglomerádica Basal), un Miembro Medio (Sección Morada Inferior) y un Miembro Superior (Sección Morada Superior). La base del Miembro Inferior de la Formación Matasiete no está expuesta, y en el cañadón homónimo sus afloramientos consisten de 200 m de gravas medianas polimícticas y areniscas rellenando canales multiepisódicos, que alternan con depósitos finos de planicie de inundación. En el Puesto de Neme se encuentra la sección más antigua, donde el relleno de los canales es gravoso con estructuras tractivas y ocasionalmente macizas, y areniscas gruesas depositadas por eventos tractivos. La fracción detrítica dominante del relleno canalizado consiste de rocas volcánicas ácidas, con volcanitas básicas escasas y la presencia ocasional de clastos de cuarcitas. Los depósitos de planicie de inundación consisten de tobas, arcillitas y limolitas grises y blancas, frecuentemente con evidencias de edafización. El relleno grueso de los canales, con presencia de troncos de hasta un metro de diámetro, y las mediciones de paleocorrientes, sugieren la presencia de un sistema de baja a moderada sinuosidad y alta energía. Separados por un intervalo arcilloso de 35 m se encuentra un conjunto de canales con relleno multiepisódico, con ocasional presencia de superficies de acreción lateral y oblicua. La asociación de facies más característica es granodecreciente, con escasas gravas finas matriz soportadas en la base, gravas con estructuras cruzadas de bajo ángulo que gradan a areniscas gruesas y medianas con estructuras tractivas. Frecuentemente, son cubiertas por limos y arcillitas con restos de raíces. Las dimensiones de los canales multiepisódicos varían entre 300 m de ancho y 14 m de potencia a 80 m de ancho y 4 m de potencia. De forma general, se reconocen condiciones de menor energía que en la sección basal. En la planicie de inundación se encuentran tobas lateralmente continuas, algunas de las cuales contienen evidencias de retrabajo. Las paleocorrientes obtenidas de entrecruzamientos de bajo ángulo y troncos orientados dentro de facies gravosas indican un transporte hacia el Noreste en la sección más antigua, expuesta en el Puesto de Neme (vector medio = 64º, n = 89, S.D. = 21º), en tanto que en la sección media del Miembro Inferior el drenaje es hacia el Sur-Sureste (vector medio = 174º, n = 24, S.D. = 21º) y en la sección superior del Miembro Inferior hacia el Este-Suroeste (vector medio = 110º, n = 63, S.D. = 31º). Las variaciones en el diseño de las paleocorrientes del Miembro Inferior reflejan cambios paleogeográficos, tal vez relacionados a la interacción de sistemas de drenaje longitudinales y transversales en un contexto extensional.
El Miembro Medio de la Formación Matasiete presenta en superficie relaciones de engranaje lateral con facies costeras de la Formación Pozo D-129. Está constituido por 215 m de arcillitas y limos violáceos y grises interestratificados con canales con relleno de gravas finas y areniscas gruesas a finas. Gran parte del Miembro Medio consiste de potentes depósitos de la planicie de inundación separando canales aislados con baja conectividad, que indicaría un aumento de la acomodación del sistema o el desplazamiento de las fajas de canales a una posición diferente. El relleno de los canales es de granulometría ligeramente menor (gravas finas) que los del Miembro Inferior, y de igual manera se encuentran mejor representadas las facies de areniscas finas con ondulitas, generadas en condiciones de menor velocidad del flujo dentro del relleno canalizado. Los canales fluviales presentan escasa conectividad, y muchos canales no presentan evidencias claras de acreción lateral. El relleno grueso de los mismos sugiere que el transporte se produjo en condiciones de alta energía. El predominio de los depósitos finos sobre el relleno canalizado se asocia con un aumento del tamaño del lago de la Fm Pozo D-129. Hacia su parte superior se reconocen depósitos cordoniformes clásticos y piroclásticos con evidencias de corrientes bidireccionales, que indicarían la presencia cercana de la zona costera lacustre. Afloramientos de la Formación Pozo D-129 reconocidos pocos kilómetros al sur muestran la presencia de dos ciclos somerizantes de 30-40 m de potencia cada uno, engranados con el Miembro Medio y cubiertos por el Miembro Superior de la Fm Matasiete. El Miembro Superior de la Formación Matasiete comprende 220 m de arcillitas y limolitas rojizas y blancas, tobas blancas y depósitos canalizados aislados con relleno multiepisódico. La asociación de facies más conspicua presenta un arreglo general granodecreciente, con el apilamiento de gravas medianas y finas, matriz y clasto soportadas y areniscas gravosas en la base, gradando a areniscas gruesas a finas con estructuras tractivas de escala decimétrica a centimétrica. Dentro del relleno de algunos canales multiespisódicos es frecuente la presencia de superficies de acreción lateral. La petrología de las areniscas muestra el predominio de rocas volcánicas intermedias, seguidas por rocas volcánicas básicas y ácidas, ignimbritas y clastos de sedimentos previos. El sistema fluvial presenta en algunos casos un diseño meandriforme, aunque algunos bancos tabulares de gravas medianas a finas y areniscas gruesas tienen características de sistemas entrelazados. Las paleocorrientes medidas sobre entrecruzamientos indican una dirección dominante al Sur y Sur-Sureste. La Formación Castillo cubre a la unidad de manera discordante y se diferencia de la Formación Matasiete por la abundancia de tobas verdes.

Palabras clave: Cuenca del Golfo San Jorge; Formación Matasiete; Sistema fluvial de alta energía; Margen de cuenca aptiano.

EXTENDED ABSTRACT

Paleambiental analysis of the Matasiete Formation (Aptian) in its type area, Northwest of the Golfo San Jorge Basin, Argentina

The Aptian Matasiete Formation is exposed in the northwestern area of the Golfo San Jorge Basin. It comprises an exposed 650 m thick column of continental deposits, which are laterally related to the Pozo D-129 Formation, a widely distributed and mainly lacustrine unit, considered the main source rock of the basin. An unconformity on the top separates it from the Castillo Formation, an Albian continental unit. Previous works based on subsurface information in eastern locations have recognized an extensional and transtentional tectonic setting during the Aptian-Albian, with rapid thickness variations. The outcrops of the Matasiete Formation were studied in the past by oil geologists, but few works have been published. The Tertiary tectonic inversion in the western of the Golfo San Jorge Basin has exposed the Cretaceous deposits in the San Bernardo Fold Belt. The Matasiete Formation has been previously divided into a Lower Member (also called "Sección Conglomerádica Basal"), a Medium Member ("Sección Morada Inferior ") and an Upper Member ("Sección Morada Superior ").
The base of the Lower Member is not exposed and the outcrops are composed of a 200 m thick package. Three cycles from 40-50 m containing multi-story channels separated by thick floodplain deposits with frequent paleosols are recognized. The lowest exposed cycle occurs in Puesto de Neme, where the typical facies association of the channels shows a finingupward arrangement, containing polimictics, well rounded, medium to fine gravel beds (mean size 2,5-3 cm) in their base. Amalgamation surfaces are frequent, and cut-and-fill structures are typical. Acid volcanic rocks, tuffs and ignimbrites are the dominant detrital phase. Some basic volcanic rocks and scarce quartzite clasts are also recognized. The presence of matrix-supported and trough-cross-bedded gravel beds inside each channel suggests changes in the water-sediment ratio and the flow conditions. Fines are represented by white or grey laminated mudstones and siltstones, typically rooted, and white tuffs. The mostly gravelly infilling of the channels, episodic discharge in high-energy conditions (presence of trunks of 1 m diameter incorporated in the flow) and the paleocurrent dispersion suggest a low-to-moderate sinuosity fluvial system. In the stratigraphicaly younger section of the Lower Member the infilling of the channels is multiepisodic, the most characteristic facies association grades from scarce fine, matrix-supported gravel beds, trough-cross-bedded fine gravel beds to coarse-to-medium grained cross-bedded sandstones. Few lateral and oblique accretion surfaces were recognized and avulsion was the main mechanism for migration of the channelized system. The size of the multi-story channels range from 300 m width and 14 m thick to 80 m width to 4 m thick. In the oldest section, exposed in Puesto de Neme, paleocurrent data were obtained from low-angle cross bedding and oriented trunks, and indicates a NE flow direction (mean: 64º, n = 89, S.D. = 21º), while in the medium section of the Lower Member the paleocurrent measurements indicate a ESE flow direction (mean: 110º, n = 63, S.D. = 31º) and in the upper section of the Lower Member paleocurrents are SSE (mean: 174º, n = 24, S.D. = 21º). The paleocurrent variations reflect paleogeographic changes, perhaps related to the interaction of longitudinal and transverse drainage systems in an extensional setting.
The Middle Member of the Matasiete Formation has been referred as the lateral equivalent of the Pozo D-129 Formation. It is composed of a 215 m thick package of purple and grey mudstones and siltstones interbedded with channel fills of sandstones and fine gravels. For most of the member thick floodplain deposits separate isolated fluvial channels with lowconnectivity, indicating an increase in the accommodation or shifting of the channel belts to another location. In a general way, a less energetic flow is supported by the finer infilling. Frequently, mudstones and siltstones contain roots. Laterally extensive tuffs were deposited on the floodplain and some of them present reworking evidences. The scarcity of lateral accretion surfaces and the infilling of the channels mostly by gravels and coarse sandstone suggest high-energy conditions. In the upper section of the Middle Member extensive clastic and piroclastic deposits show evidences of bidirectional structures, suggesting the close presence of a marginal lake setting.
The Upper Member of the Matasiete Formation comprises 220 m of reddish and white claystones and siltstones, white tuffs and isolated sandstones deposited in channels with multi-story fills. The most conspi-cuous facies association shows a multiple stacked fining-upward arrangement, from matrix and clast-supported medium-to-fine gravel and pebbly sandstones in the basal part up to coarse to fine-grained sandstones containing cross bedding from decimetre to meter scale. Lateral accretion surfaces are present inside some channels bodies. In floodplain facies the paleo-sols are frequent, and carbonate nodules or continuous carbonate layers of early diagenetic origin are pre-sents. The petrological composition of the sandstones shows intermediate volcanic rocks as the dominant fraction, followed by basic and acid volcanic rocks, ignimbrites and sedimentary clasts. The fluvial system had in some cases a meandering style, although some gravel and pebbly sandstone sheet beds indicate scarce high-energy episodes with braided characteristics. The paleocurrent measurements on trough cross bedding indicate a S (dominant) to SE direction.
The Castillo Formation unconformably covers the unit. The main difference with the Matasiete Formation is the abundance of light green tuffs in the Castillo Formation.

Key words: Golfo San Jorge Basin; Matasiete Formation; High-energy fluvial system; Aptian basin margin

INTRODUCCIÓN

El análisis del relleno sedimentario de cuencas continentales refleja una compleja interacción entre numerosos factores de control, que actúan a escala local y regional. Los controles regionales más importantes, la tectónica y el clima, condicionan la evolución de los sistemas fluviales produciendo modificaciones en la acomodación del sistema, el aporte sedimentario y las características de los sistemas fluviales. El Grupo Chubut (Barremiano- Maastrichtiano) de la Cuenca del Golfo San Jorge ha sido intensamente estudiado desde inicios del siglo pasado por alojar grandes volúmenes de hidrocarburos. Pese a este hecho, restan por aclarar aspectos de la sedimentología y estratigrafía de parte de las unidades que lo integran. En la presente contribución se publican los resultados de un estudio estratigráfico basado en datos de afloramientos y desarrollado sobre los sedimentos fluviales de la Formación Matasiete en el ámbito de la Sierra de San Bernardo. Su objetivo consistió en determinar los factores de control y los mecanismos que condicionaron la evolución de los sistemas fluviales a una escala local.

MARCO REGIONAL Y ESTRATIGRAFÍA CRETÁCICA DE LA CUENCA DEL GOLFO SAN JORGE

El área de estudio está ubicada en el sector noroccidental de la Cuenca del Golfo San Jorge, en la Patagonia Argentina (Fig. 1). Esta cuenca tiene una posición de intraplaca y a lo largo de su historia geológica ha estado sometida a procesos generados tanto en el borde activo de la Placa Sudamericana como en el margen pasivo Atlántico (Fitzgerald et al., 1990). Se dispone principalmente Oeste-Este, entre los paralelos de 45º y 47º de latitud Sur.

Figura 1: Áreas elevadas y Cuencas sedimentarias mesozoicas y cenozoicas de la Patagonia Argentina y ubicación del área de estudio. CA: Cuenca Austral, CET: Cuenca El Tranquilo, CGSJ: Cuenca del Golfo San Jorge, CCA: Cuenca del Cañadón Asfalto, CC: Cuenca del Colorado, CN: Cuenca Neuquina, CAP: Cordillera Andina Patagónica, MD: Macizo del Deseado, MS: Macizo de Somuncura, PP: Precordillera Patagónica, SB: Faja Plegada de San Bernardo.
Figure 1: Main ridges, mesozoic and cenozoic sedimentary basins in the Patagonia Argentina and location of the survey area. CA: Austral/Magallanes Basin, CET: El Tranquilo Basin, CGSJ: Golfo San Jorge Basin, CCA: Cañadón Asfalto Basin, CC: Colorado Basin, CN: Neuquén Basin, CAP: Patagonian Andean Ridge, MD: Deseado Massif, MS: Somuncura Massif, PP: Patagonic Precordillera, SB: San Bernardo Fold Belt.

Los depósitos neocomianos del Grupo Las Heras (Lesta et al., 1980) incluyen a unidades definidas e identificadas solamente en el subsuelo de la cuenca. Se disponen traslapando rocas previas e incluyen a las formaciones Pozo Anticlinal Aguada Bandera y Pozo Cerro Guadal (Fig. 2). Representan el relleno de una etapa de hemigraben maduro en la que la secuencia pelítica de Aguada Bandera constituye el relleno en un estadío de cuenca hambrienta (starved basin), mientras que la secuencia arenosa de la Fm Pozo Cerro Guadal corresponde a un estadío de máxima inundación con influencia marina pacífica y drenaje integrado, con sus principales depocentros ubicados al oeste (Barcat et al., 1984, Fitzgerald et al., 1990; Figari et al., 1999).

Figura 2: Estratigrafía del Jurásico y Cretácico en la Sierra de San Bernardo y el sector occidental de la Cuenca del Golfo San Jorge. Basado en Hechem y Strelkov (2002).
Figure 2: Jurassic and Cretaceous stratigraphy in the San Bernardo Fold Belt and western Golfo San Jorge Basin. After Hechem and Strelkov (2002).

En discordancia angular se depositan las sedimentitas lacustres de la Fm Pozo D-129 (Clavijo, 1986) y, sobre el margen de la cuenca, la Fm Matasiete (Sciutto, 1981), unidades que representan el relleno inicial del Ciclo Chubutiano (Hechem y Strelkov, 2002). Éstas, a su vez, son cubiertas discordantemente por las restantes unidades del Chubutiano, las Fms Castillo, Bajo Barreal y Laguna Palacios, todas depositadas en ambientes continentales. Durante la depositación de este ciclo desaparece toda vinculación con el Océano Pacífico, el depocentro se desplaza hacia el este y se desarrolla una columna estratigráfica de varios miles de metros. Durante la depositación de las Formaciones Matasiete, Pozo D-129, y parcialmente la Fm Castillo, se reactivaron estructuras previas debido a tectónica extensional y transtensional, generando rápidas variaciones de facies y espesores. Para las restantes unidades se considera que el espacio generado ha sido producto de una subsidencia regional, con graduales variaciones de facies y espesores a escala regional (Figari et al., 1999).

El comportamiento estructural de la Cuenca del Golfo San Jorge durante el Terciario es el de una amplia plataforma de baja pendiente en un contexto dominantemente extensional (Legarreta et al., 1990). El relleno sedimentario lo constituyen las formaciones Salamanca (marino), Río Chico (fluvial), Sarmiento (continental con participación piroclástica), Chenque (marino) y Santa Cruz (fluvial y eólico), separadas entre sí por discontinuidades de carácter regional, excepto el pase entre las formaciones Chenque y Santa Cruz, que es transicional.

En el sector occidental de la Cuenca del Golfo San Jorge las fallas directas con orientación favorable han sufrido, durante el Terciario, reactivaciones inversas relacionadas con la convergencia de la Subplaca de Nazca (Homovc et al., 1995); fenómeno directamente relacionado con la Orogenia Andina (Ramos, 1988). Ésta tectónica compresional es la responsable de la elevación, principalmente durante el Neógeno (Rodríguez y Littke, 2001), de la Faja Plegada de San Bernardo, donde se exponen las rocas cretácicas objeto del presente trabajo.

TRABAJOS PREVIOS EN LA FORMACION MATASIETE

La unidad motivo de estudio fue denominada "Areniscas y Tobas coloradas" (Feruglio, 1949), "Serie del Matasiete" (Ferello y Tealdi, 1950 en Lesta y Ferello, 1972) y definida como Formación Matasiete por Lesta y Ferello (1972) y asignada al Grupo Chubut. De acuerdo a los últimos autores, la Formación Matasiete se divide en tres miembros: Sección Conglomerádica basal (Miembro inferior), compuesto por areniscas y gravas con estratificación entrecruzada, de color verde; Sección Morada Inferior (Miembro medio), tobas moradas, violáceas y castañas con bancos arcillosos y/o margosos, con ocasionales bancos gravosos y Sección Morada Superior (Miembro superior), que se inicia con tobas blanquecinas bien estratificadas, hacia arriba se desarrolla una sucesión de areniscas margosas y margas, que hacia el tope contienen cuerpos de arenisca con entrecruzamientos.

Sciutto (1981) da detalles acerca de la distribución de la Formación Matasiete en el oeste de la cuenca del Golfo San Jorge, describe las características sedimentológicas generales de la unidad, asignándola a un ambiente fluvial meandroso de alta energía, y propone una relación de engranaje lateral con la Formación Pozo D-129. Barcat et al. (1984) incorporan ambas unidades en el Grupo Las Heras. Clavijo (1986) considera que las formaciones Matasiete y Pozo D-129 deben ser segregadas del Grupo Las Heras y las separa del mismo. Reconoce dentro de la Formación Pozo D-129 cuatro secciones con características litológicas propias e interpreta dentro de la Formación Matasiete la presencia de tres secciones que correlaciona con las tres secciones superiores de la Formación Pozo D-129.

En 1987 se dan a conocer los primeros afloramientos de la Fm Pozo D-129 (Hechem et al., 1987b). Hechem et al. (1987a) apoyándose en información de pozos y la confección de perfiles estratigráficos de superficie demuestran que la Formación Pozo D-129, aflorante en la zona cercana al Cañadón Matasiete, se intercala en la parte media de la Formación Matasiete. Además indican la presencia de depósitos calcáreos correspondientes a la Formación Pozo D-129 por debajo del Miembro Superior de la Formación Matasiete, en afloramientos de la Península Baya del Lago Musters, donde se encuentra el engranaje entre las facies lacustres y fluviales del margen de cuenca (Hechem y Strelkov, 2002). La presencia de caparazones de ostrácodos, utrícolos y girogonites de carófitos (Asociación de Flabellochara harrisi) le asigna a la Formación Pozo D-129 una edad aptiana o muy próxima a dicha edad (Hechem et al. 1987b), por lo que la edad de la Formación Matasiete sería similar.

Evidencias presentadas por varios autores sugieren un rango Hauteriviano-Aptiano para la Fm Pozo D-129 (Archangelsky y Seiler, 1980; Cortiñas y Arbe, 1981; Laffite y Villar, 1982; Archangelsky et al., 1984 y Fitzgerald et al., 1990). Fitzgerald et al. (1990) reconocen tres secuencias sísmicas en D-129, citando la edad barremiana y más vieja para las dos primeras y aptiana a barremiana-aptiana para la secuencia superior. La Fm Matasiete sería equivalente a las secuencias media y superior de D-129 (Fitzgerald et al., 1990, su Fig. 13). Hechem et al. (1990) integraron a las formaciones Matasiete y Pozo D-129 al Ciclo Chubutiano, en concordancia con la propuesta original de Feruglio (1949). Figari et al. (1999) destacan que el relleno del depocentro Chubutiano muestra un desplazamiento hacia el Este con relación a los depocentros del Grupo Las Heras, unidad sobre la que se apoya mediante discordancia angular (Clavijo, 1986; Hechem et al., 1990).

En los últimos años se han realizado trabajos detallados en otras unidades del Chubutiano (Meconi, 1990; Rodríguez, 1992; Bridge et al., 2000), analizando la sedimentología y arquitectura fluvial de unidades que suprayacen a la Fm Matasiete en áreas cercanas dentro de la Sierra de San Bernardo. Sin embargo, pocos trabajos han profundizado aspectos de la sedimentología de la sección basal del Chubutiano, la cual es abordada, en parte, en la presente contribución. Bellosi et al., (2002) estudiaron el desarrollo de paleosuelos en el Grupo Chubut, clasificando los correspondientes a la Formación Matasiete como inceptisoles, con índice de bioturbación moderado (3) e icnofábrica de tipo 1. Su caracterización de los ambientes sedimentarios es de un sistema fluvial entre lazado con lagunas efímeras que evoluciona a un sistema fluvial monocanalizado y de alta sinuosidad.

METODOLOGIA

Los datos de campo se obtuvieron a partir de la medición detallada de 4 perfiles estratigráficos a escala 1:200, 9 perfiles estratigráficos a escala 1:50 y diagramas arquitecturales sobre fotomosaicos o con cuadrícula a escala sobre los afloramientos. La confección de los perfiles permitió la determinación de los espesores reales de las facies, la caracterización de litofacies y asociaciones de litofacies, la determinación de la relación entre la potencia de los canales y los depósitos de planicie de inundación y la ubicación espacial de delgados niveles piroclásticos, utilizados como marcadores estratigráficos. De los cuerpos canalizados representados a partir de fotomosaicos o esquemas arquitecturales a escala se confeccionaron uno o varios perfiles estratigráficos de detalle, dependiendo de la complejidad interna de cada uno de ellos.
Las determinaciones de paleocorrientes fueron obtenidas de entrecruzamientos dentro de facies gravosas y de areniscas, o a partir de troncos orientados. En todos los casos, las mediciones se efectuaron donde se comprobó el carácter tractivo del agente de transporte, ya que se reconocieron dentro de los cuerpos canalizados numerosos episodios en los que el transporte fue mediante flujos gravitativos de sedimento, en los que no se realizaron determinaciones. Los diagramas de paleocorrientes se efectuaron utilizando el programa PC 99 v.1. Se utilizó una declinación de 7º al Este. La confección de secciones delgadas tuvo como objeto la determinación cualitativa y semicuantitativa del componente detrítico del relleno canalizado.
En el desarrollo del trabajo el término "canal simple" se le atribuye al relleno que se produce en un ciclo único de depositación, y "canal multiepisódico" a la superposición de canales simples.

UBICACIÓN DEL ÁREA DE TRABAJO

El área tipo de la Formación Matasiete se encuentra en el Cañadón Matasiete, ubicado a 70 km al Noroeste de la ciudad de Sarmiento, provincia del Chubut. Al mismo se accede a través de la Ruta Provincial Nº 23 (Fig. 3a), que une las localidades de Sarmiento y Buen Pasto. Las coordenadas del Cañadón Matasiete son: 45º 10´ latitud sur y 69º 17´ longitud oeste.

Figura 3: Mapas de ubicación. a) ubicación del área del Cañadón Matasiete, principales vías de acceso y localidades, b) mapa geológico simplificado del sector ubicado al Norte de la Península Baya. La estructura del área consiste de fallas inversas de rumbo NNO-SSE y pliegues paralelos a las fallas principales. Es frecuente que los ejes de los pliegues estén desplazados por fallas con desplazamiento de rumbo con rumbo ENE. Se indica con números las posiciones dentro del Cañadón Matasiete donde se obtuvieron los datos de campo: 1) Puesto de Neme, 2) cañadón ubicado 1,5 km al SE del Puesto de Neme, 3) La Angostura, 4) cañadón ubicado 4,5 km al Suroeste de La Angostura.
Figure 3: Location maps. a) main road accesses and localities around the Cañadón Matasiete, b) geologic map of the area located North of the Peninsula Baya. Main tectonic features of the area are NNW-SSE thrust faults and folds of the same orientation. ENE strike-slip faults displaces the axis of the folds. Numbers are referred to the location in which the fieldwork was carried on: 1) Puesto de Neme, 2) canyon 1,5 km SE of Puesto de Neme, 3) La Angostura profile, 4) canyon located 4,5 km Southwest of La Angostura.

La Formación Matasiete en el cañadón homónimo aflora en el núcleo de un anticlinal asimétrico de rumbo aproximado Sur-Norte y eje doblemente buzante, el que se encuentra desplazado por fallas de rumbo con orientación Este-Oeste (Fig. 3b). Una falla inversa con un rumbo aproximado Sur-Norte y plano inclinando al este limita el cañadón hacia el oeste, donde la presencia de derrubios basálticos y relleno moderno impiden la obtención de datos. El anticlinal tiene su flanco abrupto al Oeste y su flanco tendido al Este, donde se realizaron la totalidad de las observaciones estratigráficas.

DESCRIPCIÓN DE LOS AFLORAMIENTOS

El levantamiento y análisis de perfiles estratigráficos de la Formación Matasiete permitieron el reconocimiento de diez litofacies con significado paleoambiental (Tabla I), que fueron utilizadas para describir e interpretar la sedimentología de la unidad en el Cañadón Matasiete. La descripción de los afloramientos se efectuará en orden estratigráfico ascendente.

Tabla 1: Descripción e interpretación de las litofacies de la Formación Matasiete
Table 1: Description and interpretation of lithofacies of the Matasiete Formation

Miembro Inferior de la Formación Matasiete

Los afloramientos que conforman el núcleo del anticlinal del Cañadón Matasiete exponen 200 m del Miembro Inferior de la unidad, y fueron estudiados en: 1) las adyacencias del Puesto de Neme (Punto 1 en Fig. 3b), y 2) en afloramientos ubicados a 1,5 km al sureste, sobre el flanco oriental del anticlinal (Punto 2 en Fig. 3b). Su base no está expuesta. Los estratos tienen inclinación variable entre 10 y 20º, dependiendo de su posición con relación al eje del pliegue.

En el Puesto de Neme la sección basal del Miembro Inferior (Fig. 4) está representada por 40 m de gravas y areniscas conformando el relleno de canales fluviales separados por depósitos de planicie de inundación arcillosos y tobáceos y depósitos de desbordamiento (Fig. 5).

Figura 4: Vista general de la sección basal de la Formación Matasiete expuesta en el núcleo del anticlinal, adyacencias del Puesto de Neme. Los dos canales multiepisódicos de la foto son los superiores de la Fig. 5.
Figure 4: Puesto de Neme. Basal section of the Matasiete Formation exposed in the core of the anticline. The multi-story sandstone bodies are the two top ones shown in Fig. 5.

Figura 5: Columna estratigráfica de la sección basal del Miembro Inferior de la Formación Matasiete. Adyacencias del Puesto de Neme.
Figure 5: Stratigraphic section of the basal section of the Lower Member of the Cañadón Matasiete near Puesto de Neme.

Las asociaciones de facies más frecuentes dentro del relleno canalizado son granodecrecientes. La secuencia de facies característica consiste de gravas macizas (Facies B) o con estructuras tractivas (Facies A) y portadoras de fragmentos de troncos (Fig. 6e), que gradan a areniscas gruesas a finas (Facies C, Fig. 6a,b). Aunque infrecuente, en ocasiones sobre la facies C se preservan areniscas finas con laminación paralela u ondulitas (Facies H). En sectores se reconocen bancos tabulares consistentes de areniscas gruesas a finas y limos con estructuras tractivas (Facies D) (Fig. 6g) dispuestos generalmente sobre bancos de arcillitas y limolitas con raíces (Facies E), y en algunos casos sobre tobas arenosas con raíces (Facies F).

Figura 6: Detalle de las facies identificadas en la Formación Matasiete. a) Facies "C". Gravas finas y areniscas con estratificación cruzada. Las oquedades son intraclastos arcillosos, ligeramente imbricados. En trazo punteado se indica el límite entre diferentes dunas superpuestas. El martillo mide 30 cm, b) dunas 3-D superpuestas dentro de canales multiepisódicos (Facies C). El sentido de transporte es hacia la izquierda de la figura, c) Facies "A". Gravas medianas tractivas con base erosiva sobre depósitos arcillosos (Facies E) de la planicie de inundación, d) Facies "A" y "C" en el Miembro Inferior. Se muestran las relaciones laterales entre los cuerpos gravosos y arenosos en un corte perpendicular a las paleocorrientes del canal, e) troncos orientados dentro de la facies "A" del Miembro Inferior, f) tobas blancas con raíces. La bioturbación aumenta hacia el techo y en su base se preserva laminación paralela. La escala gráfica está en centímetros. g) Facies "D". Areniscas gruesas a finas con intraclastos arcillosos en la planicie proximal, h) canal con base erosiva sobre depósitos finos (Facies E) y relleno gravoso y arenoso sin tendencia definida. La potencia del canal es de 2,8 m. Las flechas indican la presencia de clastos de gravas medianas flotando en la matriz arenosa.
Figure 6: Details of some lithofacies recognized in the Matasiete Formation. a) gravel beds and cross-bedded sandstones from Facies C. Voids are imbricated shale intraclasts. Dashed lines separates superposed dunes. Hammer is 30 cm long, b) dunes 3D (Facies C) inside multistorey channels. Paleocurrents are to the left of the picture. c) medium gravel beds (Facies A) erosively based up to argillaceous beds corresponding to the floodplain, d) A and C facies in the Lower Member. Note the lateral relationships between gravel and sandstone beds. Paleocurrents are near orthogonal to the picture, e) oriented trunks inside Facies A in the Lower Member, f) rooted white tuff (Facies F). Bioturbation increase toward the top, while the base contains parallel lamination. Scale in centimetres, g) coarse to fine grained sandstone bed containing shale intraclast (Facies D) in the proximal floodplain, h) simple channel resting on erosive base over floodplain deposits. The infill consist of poorly organized medium to fine gravel and sandstone beds. The thickness of the channel is 2,8 m. Arrows indicate the location of floating clast in a sand-rich matrix.

El diseño de paleocorrientes de la sección basal del Miembro Inferior, aflorado en adyacencias del Puesto de Neme, es hacia el Este y Este-Noreste, con un vector medio promediado de 64º, n = 89 y desviación estándar de 21º. La discriminación de paleocorrientes dentro de cada canal multiepisódico se presenta en la Fig. 5.

El análisis petrológico de la matriz de las gravas medianas a finas (Facies A, Fig. 6b) indican que es una arenisca gruesa, lítico-feldespática, con moderada selección. Dentro de la fracción clástica predominan los fragmentos líticos redondeados a subredondeados, que en orden de abundancia son: volcanitas ácidas con texturas porfíricas, ignimbritas, andesitas y basaltos. Los fragmentos de cristales son subangulosos y predominan las plagioclasas alteradas a clorita, cuarzo monocristalino y posiblemente feldespato alcalino. El cemento es carbonático con textura poiquilítica, anhidrita y yeso.

En ocasiones dentro del relleno basal de los canales se reconocieron (Fig. 6h) niveles de conglomerados medianos y finos matriz soportados y con abundante arena gruesa intersticial, carentes de estructuras y sin un arreglo vertical definido (Facies B), que alcanzan los 0,5 m de potencia y hasta 5 m de extensión preservada. En otros casos, las facies de gravas macizas matriz sostén están en contacto directo con gravas con estructuras entrecruzadas. Las texturas matriz sostén y clasto sostén se producen por la migración de gravas y areniscas de forma simultánea. La depositación de areniscas en la cara de avalancha de las dunas (debido a la separación del flujo) junto con las gravas que ruedan por la misma superficie, genera la textura matriz sostén en la base de las dunas; mientras que hacia la cresta de la misma estructura, al no preservarse las areniscas, las gravas tienen texturas abiertas o clasto soportadas (Carling y Glaister, 1987; Carling, 1990).

Se reconoce (Fig. 7) que, en algunos cuerpos gravosos-arenosos dentro de los canales, las estructuras entrecruzadas pasan desde las gravas a las areniscas, indicando una segregación de tamaños dentro de la misma forma de lecho. Algunos trabajos (Allen, 1983; Miall, 1996) indican que esta segregación se produce cuando la mezcla de sedimento es bimodal y las gravas son bien redondeadas y transportadas en condiciones de moderada energía.

Figura 7: Diagrama arquitectural de un canal multiepisódico del Miembro Inferior en adyacencias del Puesto de Neme. Se presenta una vista desde el Suroeste del afloramiento (una persona de escala). Se advierten tres asociaciones de facies granodecrecientes superpuestas y representando el avance de dunas hacia el noreste. La variabilidad interna del relleno canalizado se presenta al realizar secciones estratigráficas en diferentes posiciones del mismo. Referencias en la Fig. 5.
Figure 7: Architectural diagram from a multi-story channel in the Lower Member (near Puesto de Neme). The picture was taken from the southwest (a person encircled for scale). Three fining-upward facies association are recognized, showing the migration of dunes toward the northeast. The complex nature of the channelized infilling is evident from stratigraphic sections realized in different locations of the channel. References as in Fig. 5.

Los depósitos asignados a la planicie de inundación corresponden a las facies D, E y F. Aunque sus condiciones de exposición no son buenas, se preservan entre canales multiepisódicos consecutivos y en sectores adyacentes a los canales principales. Donde están expuestas, las facies finas de la planicie de inundación distal contienen paleosuelos moderadamente evolucionados, constituidos por túbulos delgados y raicillas (Fig. 6f), que indicarían una vegetación arbustiva o herbácea.

Secciones estratigráficas y diagramas tridimensionales de cuerpos gravosos y arenosos bien expuestos permiten advertir la complejidad interna del relleno canalizado del Miembro Inferior. El litosoma representado (Fig. 7) es un canal multiepisódico de 35 m de sección transversal preservada y 80 m de longitud expuesta, con una potencia máxima de 12 m. Su examen detallado permite reconocer, en una sección normal a las paleocorrientes obtenidas (vector medio = 62º, n = 32), la presencia de superficies irregulares, erosivas y con bajo ángulo, separando al menos tres canales simples (4º orden de Miall, 1996). Se destaca que depósitos arcillosos con raíces (Facies E) son cubiertos por el relleno de fondo de canal del segundo canal simple preservado (Fig. 6c y perfil 1 de la Fig. 7), en respuesta a la migración lateral de la posición del canal.

Las secciones restantes del Miembro Inferior y el Miembro Medio de la Formación Matasiete se estudiaron en el cañadón ubicado 1,5 km al sureste del Pto. de Neme, sobre el flanco oriental del anticlinal (Ubicación 2 de la Fig. 3). La actividad de fallas de desplazamiento de rumbo con orientación Este-Oeste (Peroni et al., 1995) desvinculan estos afloramientos de los corres-pondientes a la sección basal de la unidad.

La columna estratigráfica aflorante en este lugar y asignable al Miembro Inferior (Fig. 8) consiste de 145 m. Los depósitos inferiores son 35 m de arcillitas y limolitas pobremente aflorados, que continúan con un conjunto de cuerpos gravosos y arenosos con geometría lenticular, relacionados lateralmente y verticalmente con depósitos tabulares de tobas y depósitos arcillolimosos. Las características litológicas del relleno canalizado son similares a las comentadas anteriormente, con asociaciones de facies granodecrecientes desde gravas medianas y finas con estructuras entrecruzadas (Facies A, Fig. 6d) a areniscas gruesas a finas con estructuras entrecruzadas en artesa (Facies C) y, ocasionalmente, areniscas finas con ondulitas o estructura entrecruzada planar (Facies H). Intercalan en la columna niveles piroclásticos con ondulitas asimétricas (Facies G) rellenando depresiones locales de la planicie de inundación y otros tabulares con raicillas y texturas moteadas (Facies F).

Figura 8: Sección estratigráfica del Miembro Inferior y Miembro Medio de la Formación Matasiete en el Cañadón Matasiete. Ubicación 2 de la Fig. 3. La base del perfil se ubica estratigráficamente sobre los depósitos aflorados en las adyacencias del Puesto de Neme. Códigos de facies en Tabla 1. Referencias en la Fig. 5.
Figure 8: Stratigraphic section of the Lower and Medium Member of the Matasiete Formation. Location 2 of the Fig. 3. This profile is over those exposed in Puesto de Neme. Facies code as in Table 1. References as in Fig. 5.

En general, en las secciones media y superior del Miembro Inferior se reconoce una disminución en el tamaño de las gravas respecto de la sección basal del Miembro Inferior, siendo generalmente gravas finas, y la casi ausencia de la facies de gravas macizas (Facies B).

La figura 9 permite advertir las relaciones espaciales entre los canales fluviales y los depósitos de la planicie de inundación en la parte media del Miembro Inferior.

Figura 9: Vista general mostrando las relaciones espaciales entre el relleno canalizado y las facies de planicie de inundación de la sección intermedia del Miembro Inferior en el Cañadón Matasiete. Corresponde al punto 2 de la Fig. 3.
Figure 9: General view and spatial relationships between channels and floodplain deposits in the medium section of the Lower Member. Location 2 in the Fig. 3.

El ancho de los canales simples nunca supera los 40 m y los 6 m de potencia, en tanto algunos canales multiepisódicos alcanzan los 14 m de potencia y un ancho de 300 m en la sección superior del Miembro Inferior. Una vista de un canal multiepisódico de la sección media del Miembro inferior se presenta en la figura 10. El afloramiento muestra una sección transversal del canal, aproximadamente perpendicular a las paleocorrientes obtenidas (ver Fig. 8). Tres secuencias de facies granodecrecientes se reconocen superpuestas, representando canales simples separados por superficies irregulares y erosivas (superficies de 4º orden de Miall, 1996), que muestran la variación en la posición del eje del canal y las litofacies asociadas.

Figura 10: Diagrama arquitectural bidimensional de un canal multiepisódico de la sección intermedia del Miembro Inferior. La vista es normal a las paleocorrientes del canal y permite reconocer tres canales simples amalgamados. Las letras indican las facies interpretadas en el relleno (Tabla 1), en tanto que los números indican la jerarquía de las superficies limitantes (Miall, 1996).
Figure 10: Two-dimensional architectural diagram from a multi-story channel in the medium section of the Lower Member. Normal view to the paleocurrent measurements showing three amalgamated simple channels. Capital letters represents the recognized facies in the channel infill (Table 1), and numbers refer to the hierarchical bounding surfaces of Miall (1996).

El análisis de paleocorrientes de los canales de la sección media del Miembro Inferior muestra claras divergencias con relación a los del Puesto de Neme. Los canales presentan un diseño de paleocorrientes hacia el Sur-Sureste, con una media promediada de 174º (n = 24, S.D. = 21º), aproximadamente normales a los obtenidos en el Puesto de Neme (62º), en tanto que los que se encuentran en la sección superior del Miembro Inferior (Fig. 8) tienen una orientación al Este-Sureste (vector medio = 110º, n = 63, S.D. = 31º).

Miembro Medio de la Formación Matasiete

El Miembro Medio de la Formación Matasiete en el cañadón homónimo tiene un pase gradual desde el Miembro Inferior y una potencia de 215 m. Los afloramientos no presentan buenas exposiciones. Se caracteriza por el predominio de depósitos arcillolimosos con tonalidades rojizas sobre el relleno clástico grueso (Fig. 8), con la presencia de tobas blancas tabulares.

Las asociaciones de facies dentro del relleno canalizado son similares a las anteriormente descritas, con una mejor preservación de las facies de areniscas finas con ondulitas (Facies H), que se ubican en las partes más finas del relleno granodecreciente. Algunos cuerpos gravosos-arenosos contienen estructuras de acreción oblicua y lateral (Facies I), aunque el rasgo más característico del relleno canalizado de este Miembro es la ausencia de tales estructuras.

Algunas de las tobas que se intercalan en la secuencia contienen paleosuelos poco evolucionados, con texturas moteadas y presencia de delgados canalículos y tubos subverticales (Facies F). Bellosi et al. (2002) estudiaron algunos paleosuelos de esta sección clasificando a los mismos como inceptisoles, con índice de bioturbación moderado e icnofábrica de tipo 1. Las paleocorrientes, obtenidas de estructuras entrecruzadas generadas por la migración de dunas de crestas sinuosas, indican un transporte hacia el Sur-Sureste (Fig. 8).

Hacia los términos superiores del Miembro Medio se encuentran extensos depósitos de gravas y areniscas gruesas con estructuras entrecruzadas en cuerpos tabulares (400-800 m de extensión) y con una potencia de hasta 8 m. Se trata de la superposición de numerosos ciclos granodecrecientes y estratocrecientes desde conglomerados finos a areniscas medianas con presencia de ondulitas asimétricas y (raramente) simétricas en el techo de estos bancos. La potencia de cada uno de estos ciclos oscila entre 20 y 40 cm, con decenas de metros de extensión lateral (Facies J). Ocasionalmente contienen fragmentos de vertebrados. Dos bancos de tobas blancas de distribución regional ubicadas en esta posición también contienen estratificaciones entrecruzadas de bajo ángulo, ondulitas simétricas (eje de las crestas rumbo 135º), ondulitas asimétricas y estructura hummocky. Por sectores solamente contiene laminación paralela. La génesis de estos depósitos no es del todo clara. El marcado contraste litológico con los sedimentos lacustres, identificados pocos kilómetros al sur (ver más adelante), desestimarían su origen lacustre, aunque algunas evidencias de corrientes de oscilación su-gerirían que la zona litoral se encontraba a poca distancia.

La relación lateral del Miembro Medio y Superior con la Formación Pozo D-129 ha sido destacada por autores previos (Hechem et al., 1990, Hechem y Strelkov, 2002). Se estudió un afloramiento ubicado 4,5 km al Suroeste de La Angostura (Punto 4 de la Fig. 3), donde la relación entre ambas unidades se encuentra bien expuesta. La columna aflorante consiste de 100 m de sedimentos asignables a la Formación Pozo D-129, los que intercalan cuerpos gravosos lenticulares del Miembro Medio de la Fm Matasiete. Cubren a los depósitos lacustres 180 m de sedimentos atribuidos al Miembro Superior de la Formación Matasiete. Las sedimentitas lacustres muestran la alternancia de bancos tabulares de areniscas finas y medianas, amarillas y grises, cuarzosas, con estratificación entrecruzada y tendencia granodecreciente, con bancos de arcillitas grises y verdosas, abundantes concreciones carbonáticas y dos bancos de 25 y 45 cm de calizas. Se reconocen dos ciclos de somerización del lago, con tendencia estratocreciente de las facies, con facies fluviales del Miembro Medio de la Formación Matasiete intercaladas entre ambos y cubiertas por facies de arcillitas y limos de colores violáceos-rojizos del Miembro Superior de la Fm Matasiete. Dentro del Cañadón Matasiete, el registro sedimentario del Miembro Medio es monótono, con predominio de las facies arcillo-limosas y tobáceas sobre el relleno canalizado, por lo que se estima que los canales presentan muy baja conectividad.

Miembro Superior de la Formación Matasiete

El Miembro Superior de la Formación Matasiete aflora en varias localidades de la Sierra de San Bernardo. Sciutto (1981) menciona los afloramientos de los anticlinales del Cerro Cachetamán, Cerro Chenque, Península Baya, Cerro del Castillo, Sierra Nevada, Cañadón Tronador, Anticlinal Villagra, y al este del Cerro Ferrarotti.

Los depósitos correspondientes al Miembro Superior en el Cañadón Matasiete están bien representados en La Angostura (Ubicación 3 de la Fig. 3) y constituyen una columna clástica de 220 m de potencia, con arcillitas y limos violáceos o blancos como litologías dominantes, tobas tabulares y cuerpos areno-conglomerádicos interpretados como canales fluviales con relleno multiepisódico (Fig. 11).

Figura 11: Sección estratigráfica del Miembro Superior de la Formación Matasiete en La Angostura (ubicación 3 en Fig. 3). Se destaca el predominio de depósitos arcillosos-limosos con frecuente presencia de niveles concrecionales carbonatados sobre el relleno canalizado. Referencias en Fig. 5.
Figure 11: Stratigraphic section from the Upper Member of the Matasiete Formation at La Angostura (location 3 in Fig. 3). There is a dominance of floodplain deposits with carbonate concretions over the channelized deposits. References as in Fig. 5.

Las facies de arcillitas y limos (Facies E) frecuentemente son macizas o contienen delgadas marcas de raíces y texturas moteadas. Es frecuente la presencia de concreciones carbonáticas dentro de las facies limo-arcillosas, las que se encuentran como nódulos aislados con texturas de crecimiento concéntrico y hasta 0,5 m de diámetro, o como cuerpos elongados subhorizontalmente, con decenas de metros de extensión lateral y potencia del orden de la decena de centímetros. En sectores se intercalan bancos de decenas de centímetros de potencia y varias decenas de metros de extensión de areniscas con tendencia granodecreciente (Facies D). Las tobas (Facies F) no presentan estructuras tractivas y contienen marcas de raicillas, por lo que se infiere su depositación en sectores alejados de los canales activos.

Al igual que en el Miembro Medio, se reconoce un predominio de los depósitos de planicie de inundación sobre el relleno canalizado. Estos últimos se encuentran dispuestos en la base del Miembro Superior y en la parte alta del mismo (Fig. 11). Se reconocen dos geometrías de cuerpos clásticos de gravas y areniscas en el Miembro Superior de la Formación Matasiete. La mayoría de los cuerpos presentan base erosiva, relleno multiepisódico, con relaciones ancho/espesor < 15 (cordoniformes o ribbons de Friend, 1983), y están limitados vertical y lateralmente por depósitos finos. Algunos canales multiepisódicos presentan superficies de acreción lateral (Facies I) y oblicuas, y numerosas superficies internas de erosión. En el esquema de la figura 12, se reconocen superficies inclinadas que separan canales simples con tendencia granodecreciente en la vertical y lateralmente. El relleno de los mismos es con gravas medianas y finas con abundantes intraclastos arcillosos (Facies A) en su base y areniscas.

Figura 12: Diagrama arquitectural de un cuerpo multiepisódico del Miembro Superior. Notar las superficies inclinadas, que representan la acreción lateral del sistema canalizado. Una persona de escala abajo a la derecha. El triángulo blanco marca la posición del cuerpo tabular gravoso-arenoso con características de sistemas entrelazados (también indicado en Fig. 11).
Figure 12: Architectural diagram of a multi-story channel fill in the Upper Member. Note the inclined bedding, which represent the lateral accretion of the channels. In the lower right corner there is a person for scale. White triangle shows the position of a gravel and sandstone body with regional distribution and braided characteristics (also indicated in Fig. 11).

Se obtuvieron paleocorrientes de estructuras entrecruzadas contenidas dentro de elementos arenogravosos con acreción lateral (110º), aproximadamente paralelas al rumbo de las superficies inclinadas de las mismas. En algunos cuerpos (Figs. 12 y 13) se pueden seguir las superficies internas del canal, así como la distribución del relleno que conforma la carga de fondo.

Figura 13: Modelo de sedimentación del cuerpo multiepisódico de la Fig. 12. a) el relleno del canal se produce en condiciones de moderado régimen de descarga acuosa y con un flujo helicoidal. La migración lateral del canal genera barras en punta y la depositación de los clásticos gruesos en su base, b) en estadíos de baja descarga acuosa se produce la utilización parcial del ancho disponible del canal, el retrabajo de parte del relleno grueso previo y generación de superficies inclinadas de escala menor, c) un nuevo evento de alta descarga completa el relleno del cuerpo multiepisódico.
Figure 13: Inferred sedimentation model for the multi-story channel of the Fig. 12. a) channel fill is produced in moderate waterstage regime and with a helicoidal component. Point-bars are generated by the lateral accretion of the channel with the coarsest clastic material preserved at its base, b) in low-flow conditions just part of the channel is used, with the reworking of previous deposits and inclined sets of lower scale, c) a new high-energy event complete the infilling of the multi-story channel.

Uno de los cuerpos gravosos es mantiforme, tiene una potencia de 3-4 m y una relación ancho/espesor > 100 (sheets de Friend, 1983). Está constituido por gravas medianas a finas y areniscas gravosas, con estructuras entrecruzadas tangenciales hacia la base (sets de 2-4 m de sección transversal y 0,5-1,5 m de espesor) y numerosas estructuras de corte y relleno. Secciones delgadas de este banco permiten reconocer el predominio de clastos líticos subredondeados, con abundancia de volcanitas de composición ácida, fragmentos de ignimbritas, y volcanitas de composición básica con alteración avanzada a óxidos de hierro. El cuarzo es monocristalino con texturas epitermales (costrificaciones). Éste último, junto con el feldespato potásico presenta menor redondeamiento. Hacia arriba grada a areniscas medianas lítico-feldespáticas, con clastos redondeados a muy redondeados. Predominan los líticos de composición ácida con textura felsítica, en ocasiones reemplazados por óxidos de hierro y con láminas de minerales opacos concentrados. Entre los cristales individuales es el cuarzo monocristalino indeformado el de mayor abundancia, en tanto que las plagioclasas y el feldespato potásico se encuentran en menor proporción y alterados a arcillas. En muy baja cantidad se encuentran minerales cloríticos y clastos de calcedonia fibrosa radial. Los componentes detríticos están recubiertos por una capa de arcillas con cristales elongados dispuestos perpendicularmente a sus paredes. El cemento de la roca está formado por analcima y anhidrita. La geometría mantiforme del depósito, su litología gruesa con estructuras tractivas de escala mediana en toda su extensión, presencia de numerosas superficies erosivas internas y la baja dispersión de las paleocorrientes (vector medio = 166º) sugieren que este cuerpo se generó por un episodio eventual de muy alta descarga acuosa, que originó un sistema multicanal comparable con un sistema entrelazado.

DISCUSIÓN

Pocos datos se han publicados sobre el estilo fluvial de la Formación Matasiete. Sciutto (1981), sobre la base de la geometría lenticular de los cuerpos arenosos y gravosos y otras evidencias, asigna la Formación Matasiete a un ambiente fluvial meandroso de alta energía. Barcat et al. (1984) y Hechem et al. (1990) lo caracterizan como fluvial. Bellosi et al. (2002), sobre la base de datos parciales, interpretan que la unidad representa ambientes de "planicies fluviales entrelazadas con lagunas efímeras y frecuentes caídas de cenizas, que evolucionaron a un sistema fluvial monocanalizado y de alta sinuosidad con cuerpos lacustres y menor aporte piroclástico". La figura 14 sintetiza las observaciones de campo en una columna integrada de la Formación Matasiete, en tanto que en la figura 15 se presentan las relaciones espaciales entre los cuerpos canalizados, los episodios piroclásticos y los depósitos de la planicie de inundación.

Figura 14: Perfil estratigráfico integrado de la Formación Matasiete en cañadón homónimo. Referencias en Fig. 5.
Figure 14: Integrated stratigraphic profile of the Matasiete Formation at its type locality. References as in Fig. 5.

Figura 15: Esquema sintético mostrando las relaciones espaciales entre las fajas de canales (rectángulos) y los depósitos de planicie de inundación en la Formación Matasiete. Los bancos de tobas se indican en líneas punteadas inclinadas.
Figure 15: Schematic relationships of channel belts (rectangles) and floodplain deposits in the Matasiete Formation. Tuff deposits are indicated as dashed inclined lines.

El Miembro Inferior de la Formación Matasiete se caracteriza (Figs. 5, 7 a 10) por la presencia de sistemas de canales con relleno multiepisódico, geometría lenticular y moderada movilidad, con secuencias individuales granodecrecientes y abundantes estructuras tractivas. Estas fajas de canales se encuentran separadas por depósitos de planicie de inundación con distribución variable. La presencia de troncos de hasta un metro de diámetro, el relleno gravoso dominante y la baja dispersión en las paleocorrientes sugieren que el relleno del sistema canalizado se produjo mayormente por flujos tractivos en condiciones de alta a moderada energía, y su mecanismo de migración principal es por avulsión, probablemente en momentos de alta descarga acuosa. La ausencia de facies de areniscas finas con ondulitas (Facies H), depositadas en condiciones de baja velocidad del flujo acuoso dentro de los canales multiepisódicos, se atribuye a la erosión producida en subsecuentes aumentos en la descarga acuosa o a variaciones locales de la velocidad de flujo. La agradación de la planicie de inundación está asociada a la caída de cenizas y al desbordamiento de los canales durante las avenidas.

Los diseños de paleocorrientes del Miembro Inferior (Figs. 5 y 8) muestran variaciones sustanciales, aunque individualmente los canales presentan baja dispersión. Las paleocorrientes obtenidas en la sección basal de la unidad (Puesto de Neme) indican una dirección de transporte hacia el Noreste (62°), y en su sección media varían al Sur-Sureste (174°), teniendo en la sección superior del Miembro Inferior un componente dominante al Sureste (110º). Estos cambios reflejan variaciones paleogeográficas y, a modo de hipótesis, se sugiere la interacción de sistemas longitudinales y transversales en un contexto extensional (Leeder y Gawthorpe, 1987; Gawthorpe y Leeder, 2000).

Hacia la parte superior del Miembro Inferior y en el Miembro Medio se reconoce un aumento en la potencia de los depósitos de la planicie de inundación preservados entre canales consecutivos, lo que indica un aumento relativo en la tasa de subsidencia con relación a la tasa de aporte del sistema fluvial o una posición diferente del sistema canalizado, o aún cambios en la frecuencia de avulsión del sistema fluvial. La falta de control cronológico y lo reducido de las exposiciones impiden analizar adecuadamente las relaciones entre la frecuencia de avulsión, el ancho de la planicie fluvial y la subsidencia local del sistema (Bridge y Leeder, 1979).

El Miembro Medio de la Formación Matasiete representa la sedimentación en un sistema fluvial próximo a su desembocadura en el lago de la Fm Pozo D-129. En algunos casos el sistema fluvial presenta las características de un sistema meandriforme, con canales simples y multiepisódicos rellenados por gravas finas y areniscas gruesas y medianas, separados por potentes depósitos de arcillitas y limos de la planicie de inundación. Algunos depósitos arenosos, que se disponen sobre las gravas a medida que la energía del flujo decrece, presentan estructuras de acreción lateral y oblicua, aunque es más frecuente que estos rasgos no se presenten. Los canales multiepisódicos presentan baja conectividad. Modelos publicados (Wright y Marriot, 1993; Posamentier y Allen, 1999) sostienen que ésta relación es característica de sistemas depositacionales asignados a cortejos transgresivos o cortejos de nivel alto tempranos. Hacia la parte superior del Miembro Medio se reconocen depósitos cordoniformes, clásticos y piroclásticos, con ondulitas simétricas y asimétricas, estratificación hummocky y asociaciones de facies granodecrecientes y estratocrecientes de escala decimétrica (Facies J), que se interpretan como depósitos fluviales distales afectados por procesos de dispersión de energía del lago.

Hechem et al. (1990, su Fig. 1), basándose en información de sondeos de áreas adyacentes y datos de afloramiento, muestran una tendencia retrogradacional del sistema fluvial en el Miembro Medio, asociado a un episodio de expansión lacustre de la Formación Pozo D-129, tendencia consistente con las observaciones realizadas. Hechem et al. (1987a) comentan la presencia de depósitos calcáreos correspondientes a la Formación Pozo D-129 en afloramientos de la Península Baya, los que son cubiertos por el Miembro Superior de la Formación Matasiete (Ubicación 4 de la Fig. 3). En dicho punto se identificó la presencia de 100 m de depósitos clásticos con calizas intercaladas, asignables a la Fm Pozo D-129. Se reconocen dos episodios de somerización del sistema lacustre, con la presencia de depósitos fluviales entre ambos ciclos, y la progradación final del Miembro Superior de la Fm Matasiete.

Algunos canales multiepisódicos del Miembro Superior de la Fm Matasiete registraron la actividad de flujos helicoidales (Fig. 13). Las características granulométricas del relleno canalizado, así como las superficies internas de los canales simples, sostienen la existencia de variaciones marcadas en la descarga acuosa (estacionales?). No se han identificado claras evidencias de que el sistema haya sido efímero (grietas de desecación o depósitos eólicos dentro de los canales), por lo que se sugiere que el sistema fue de carácter permanente pero sometido a fluctuaciones importantes de la descarga acuosa, aunque la preservación de dichos rasgos se considera improbable en un sistema en el que la carga de fondo está constituida dominantemente por gravas y areniscas gruesas. La presencia de cuerpos de areniscas gravosas con estructuras tractivas y centenares de metros de extensión lateral sugieren el desarrollo de eventos no canalizados de muy alta descarga acuosa (sheet floods) y el desbordamiento del flujo acuoso y de sedimentos sobre áreas de la planicie previa.

La presencia de abundantes concreciones carbonáticas en las facies finas de la planicie de inundación indica un exceso de sales alcalinas, y que el sistema fluvial atravesaba un área cuyo régimen de precipitaciones frecuentemente no excedía a la evapotransporación (Retallack, 1988), produciendo variaciones sustanciales en la posición del nivel freático. Esta también podría ser la causa del pobre contenido de materia orgánica preservada en la planicie de inundación, donde la degradación de la materia vegetal acumulada durante la estación húmeda tiene lugar durante la estación seca (McCabe y Parrish, 1992; Ziegler et al., 1987). Consistentemente, los paleosuelos estudiados por Bellosi et al. (2002) en el Miembro Medio son inceptisoles, suelos poco evolucionados sin horizontes diagnósticos.

Los datos del régimen hídrico que condicionó el relleno canalizado, así como las características de la planicie de inundación sostienen un régimen climático semiárido, o al menos, un clima con estacionalidad marcada, con un período seco bien definido. En un estudio previo (Van Nieuwenhuise y Ormiston, 1989) se consideró que las asociaciones de palinomorfos recuperadas de la Fm Pozo D-129 y dominadas por Classopolis, eran indicativas de un clima semiárido. En el ámbito del Macizo del Deseado, Cladera et al. (2002) han definido al Grupo Baqueró, asignándole una edad Barremiana a Aptiana. Sus datos estratigráficos y paleobotánicos, permiten caracterizar al Grupo Baqueró como desarrollado en condiciones climáticas semiáridas, por lo que estas condiciones climáticas parecen haber tenido una distribución regional.

Se ha indicado la existencia de dos secuencias depositacionales (Hechem et al. 1990, su Fig. 1) dentro del relleno continental de la Fm Matasiete, con el límite de secuencias en el pase entre el Miembro Inferior y el Miembro Medio de la unidad. Los modelos secuenciales desarrollados en ambientes continentales (Legarreta et al., 1993; Wright y Marriot, 1993; Leeder y Stewart, 1996; Shanley y McCabe, 1994; Ethridge et al., 1998) apuntan a la identificación de paleovalles incididos (límites de secuencia) sobre los que se acumulan depósitos canalizados de baja sinuosidad durante el estadío de nivel bajo. Estos deberían ser más importantes hacia los márgenes de la cuenca y podrían mostrar variaciones en el estilo fluvial con relación a los depósitos infrayacentes, variaciones en el tipo y madurez de los paleosuelos, o cambios en la petrología del relleno sedimentario. Los datos petrológicos, aunque solamente orientativos, no reconocen diferencias composicionales significativas, que permitan indicar variaciones en el área fuente de la unidad a lo largo de la columna. Los afloramientos relevados no evidencian un límite secuencial erosional marcado, o la presencia de terrazas fluviales. Dentro del Miembro Inferior se han destacado a lo largo del trabajo las divergencias en las paleocorrientes entre agrupaciones de canales consecutivos, único elemento que permite suponer un quiebre en la sedimentación asociado a variaciones paleogeográficas, aunque por las condiciones de exposición su extensión regional es desconocida y podría tratarse de un evento local. La integración de información de afloramientos con datos de subsuelo de áreas adyacentes permitirá sustentar o desestimar ésta última aseveración.

CONCLUSIONES

La Formación Matasiete (Aptiano) en su área tipo, sector noroccidental de la Cuenca del Golfo San Jorge, presenta las características de un sistema fluvial sujeto a variaciones (estacionales?) importantes en la descarga acuosa, y desarrollado en un clima semiárido.

En el Miembro Inferior se reconocen cuerpos multiepisódicos depositados por un sistema fluvial de moderada a alta energía, con secuencias individuales granodecrecientes gravoso-arenosas y baja dispersión de las paleocorrientes. El sistema fluvial registra baja a moderada sinuosidad de los cauces. El principal mecanismo de migración del sistema canalizado es por avulsión, posiblemente en momentos de alta descarga acuosa y de sedimentos. Las paleocorrientes varían desde noreste (62º) en la sección basal a sureste (174º) y este-sureste (110º) en las secciones media y superior del Miembro Inferior.

En el Miembro Medio se reconocen algunos cuerpos con características de sistemas meandriformes, pero numerosos cuerpos no presentan evidencias concluyentes. Hacia la parte alta del Miembro Medio se reconocen depósitos fluviales afectados por corrientes oscilatorias, lo que indica la proximidad de la zona litoral costera. Los sedimentos lacustres de la Fm Pozo D-129 se interdigitan con los del Miembro Medio de la Fm Matasiete en afloramientos ubicados al Sur del Cañadón Matasiete.

Se reconocen allí dos ciclos somerizantes del sistema lacustre, con facies fluviales intercaladas y la progradación final del Miembro Superior de la Fm Matasiete. La evidencia sedimentológica indica para el Miembro Superior de la Fm Matasiete la existencia de sistemas fluviales de diferentes características. En algunos casos se puede interpretar un ambiente fluvial meandriforme de moderada energía. Otros cuerpos del Miembro Superior indican la presencia de eventos de muy alta descarga acuosa que generan depósitos mantiformes de gravas y areniscas conglomerádicas, asimilables a un sistema fluvial multicanal comparable con un sistema entrelazado.

Agradecimientos: Agradecemos al Sr. Hugo Neme por permitir el acceso a los afloramientos y al Sr. Cristian Palavicino (Fac. de Ciencias Naturales, UNPSJB) por la preparación de las secciones delgadas descritas en el texto. Se agradece a la Gerencia de Exploración de REPSOL-YPF (Comodoro Rivadavia) por permitir la lectura del informe inédito citado. El Editor, Dr. Gerardo Perillo, así como los árbitros Dres. Eduardo Bellosi y Carlos Zabala, contribuyeron con enriquecedores comentarios y oportunas sugerencias, y mejoraron la versión final del manuscrito. Este trabajo es una contribución para el proyecto IGCP Nº 436.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

1. Allen, J. R. L., 1983. Gravel overpassing on humpback bars supplied with mixed sediment: examples from the lower Old Red Sandstone, southern Britain. Sedimentology 30:285-294.         [ Links ]

2. Archangelsky, S. y J. Seiler, 1980. Algunos resultados palinológicos de la perforación UN Oil OS-1 del SO de la Provincia del Chubut, Argentina. 2º Congreso Argentino de Paleontología y Bioestratigrafía, Actas 5:215-225.         [ Links ]

3. Archangelsky, S., A. Baldón, J. C. Gamerro y J. Séller, 1984. Palinología estratigráfica del Cretácico de Argentina Austral. III. Distribución de las especies y conclusiones. Ameghiniana 21:15- 33.         [ Links ]

4. Barcat, C., J. S. Cortiñas, V. A. Nevistic, N. H. Stach y H. E. Zucchi, 1984. Geología de la región comprendida entre los lagos Musters-Colhue Huapi y la Sierra Cuadrada, Departamentos Sarmiento y Paso de Indios, Provincia del Chubut. 9° Congreso Geológico Argentino, Actas 2:263-282, San Carlos de Bariloche.         [ Links ]

5. Bellosi, E.S., M. Gonzalez y J. Genise, 2002. Paleosuelos y sedimentación cretácica de la Cuenca San Jorge (Grupo Chubut) en la Sierra de San Bernardo, Patagonia Central. 15° Congreso Geológico Argentino, Actas 2:747-753. Calafate.         [ Links ]

6. Bridge, J. S. y M. R. Leeder, 1979. A simulation model of alluvial stratigraphy. Sedimentology 26:499- 541.         [ Links ]

7. Bridge, J. S., G. A. Jalfin y S. M. Georgieff, 2000. Geometry, lithofacies, and spatial distribution of Cretaceous fluvial sandstone bodies, San Jorge Basin, Argentine: outcrops analog for the hidrocarbon-bearing Chubut Group. Journal of Sedimentary Research 70:319-337.         [ Links ]

8. Carling, P. A., 1990. Particle over-passing on depth-limited gravel bars. Sedimentology 37:345-355.         [ Links ]

9. Carling, P. A. y M. S.Glaister, 1987. Rapid deposition of sand and gravel mixtures downstream of a negative step: the role of matrix-infilling and particle-overpassing in the process of bar-front accretion. Journal of the Geological Society of London 144:543-551.         [ Links ]

10. Cladera, G., R. Andreis, S. Archangelsky y R. Cuneo, 2002. Estratigrafía del Grupo Baqueró, Patagonia (provincia de Santa Cruz, Argentina). Ameghiniana 39:3-20.         [ Links ]

11. Clavijo, R., 1986. Estratigrafía del cretácico inferior en el sector occidental de la Cuenca Golfo San Jorge. Boletín de Informaciones Petroleras 9:15-32.         [ Links ]

12. Cortiñas, J. S. y H. A. Arbe, 1981. El Cretácico continental de la región comprendida entre los cerros Guadal y Ferrarotti, Departamento Tehuelches, Provincia del Chubut. 8º Congreso Geológico Argentino, Actas 3:359-372.         [ Links ]

13. Ethridge, F. G., L. J. Wood y S. A. Schumm, 1998. Cyclic variables controlling fluvial sequence development: problems and perspectives. En Shanley K.W. y McCabe, P.J. (Eds.): Relative role of Eustasy, Climate and Tectoninc in Continental Rocks. SEPM Special Publication 59:17-29.         [ Links ]

14. Feruglio, E., 1949. Descripción Geológica de la Patagonia. Yacimientos Petrolíferos Fiscales 1:1-334.         [ Links ]

15. Figari, E., E. Strelkov, G. Laffife, M. Cid de la Paz, S. Courtade, J. Celaya, A. Vottero, S. Lafourcade, R. Martinez y H. Villar,1999. Los sistemas petroleros de la Cuenca del Golfo San Jorge: Síntesis estructural, estratigráfica y geoquímica. 4° Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos, Actas 197-237, Buenos Aires.         [ Links ]

16. Fitzgerald, M. G., R. M. Mitchum, M. A. Uliana y K. T. Biddle, 1990. Evolution of the San Jorge Basin, Argentina. American Association Petroleum Geology Bulletin 74:879-920.         [ Links ]

17. Friend, P. F., 1983. Toward the field classification of alluvial architecture or sequence. En J. D. Collinson y J. Lewin (Eds.) Modern and Ancient Fluvial Systems. IAS Special Publication 6:354-354.         [ Links ]

18. Gawthorpe, R. L. y M. R. Leeder, 2000. Tectono-sedimentary evolution of active extensional basins. Basin Research 12:195-218.         [ Links ]

19. Hechem J. J. y E. E. Strelkov, 2002. Secuencia sedimentaria mesozoica del Golfo San Jorge. En: Haller, J.M. (Ed) Geología y recursos Naturales de Santa Cruz. Relatorio del XV Congreso Geológico Argentino, Actas 1:129-147, Buenos Aires.         [ Links ]

20. Hechem, J. J., R. Clavijo, E. G. Figari y J. F. Homovc, 1987a. La formación Pozo D-129 en la sierra de San Bernardo, Cuenca del Golfo de San Jorge, provincia del Chubut. Informe inédito YPF.         [ Links ]

21. Hechem, J. J., E. G. Figari y E. A. Musacchio, 1987b. Hallazgo de la Formación Pozo D-129. Petrotecnia 18 (11):13-15.         [ Links ]

22. Hechem, J. J., J. F. Homovc y E. G. Figari, 1990. Estratigrafía del Chubutiano (Cretácico) en la Sierra de San Bernardo, cuenca del Golfo San Jorge, Argentina. 11° Congreso Geológico Argentino, Actas 3:173-176, San Juan.         [ Links ]

23. Homovc, J. F., G. A. Conforto, P. A. Lafourcade y L. A. Chelotti, 1995. Fold belt in the San Jorge Basin, Argentine: an example of tectonic inversion. En J. G. Buchanan y P. G. Buchanan (Eds.) Basin Inversion. Geological Society of America Special Publication 88:235-248.         [ Links ]

24. Laffitte, G. A. y H. J. Villar, 1982. Poder reflector de la vitrinita y madurez térmica: Aplicación en el sector NO de la Cuenca del Golfo San Jorge. Primer Congreso de Hidrocarburos, Petróleo y Gas, Trabajos Técnicos Exploración 171-182.         [ Links ]

25. Leeder, M. R. y R. L. Gawthorpe, 1987. Sedimentary models for extensional tilt-block/half-graben basins. En Coward, M y Hancock, J (Eds.) Continental Extensional tectonics. Geological Society of America Special Publication 28:366- 374.         [ Links ]

26. Leeder, M. R. y M. Steward, 1996. Fluvial incision and sequence stratigraphy: alluvial response to relative base level fall and their detection in the geological record. En S.P. Hesselbo y D. N. Parkinson (Eds.) Sequence stratigraphy in British Geology. Geological Society of London Special Publication 103:47-61.         [ Links ]

27. Legarreta, L., M. Uliana, C. A. Larotonda y G. Meconi, 1993. Approaches to nonmarine sequence stratigraphy - Theoretical models and examples from Argentine basins. En Eschard, R y Doligez, B. (Eds.) Subsurface Reservoir Characterization from Outcrops Observations. Ediciones Technip 125-143, Paris.         [ Links ]

28. Legarreta, L., M. Uliana y M. Torres, 1990. Secuencias deposicionales cenozoicas de Patagonia Central: sus relaciones con las asociaciones de mamíferos terrestres y episodios marinos epicontinentales. 3° Simposio del Terciario de Chile Actas 135-176, Concepción.         [ Links ]

29. Lesta, P. J., R. Ferello y G. Chebli, 1980. Chubut Extraandino. En Turner J.C. (Coord) Segundo Simposio de Geología Regional Argentina. Academia Nacional de Ciencias II:1307-1387, Córdoba.         [ Links ]

30. Lesta, P. y R. Ferello, 1972. Región Extraandina del Chubut y norte de Santa Cruz. En Geología Regional Argentina, Academia Nacional de Ciencias 601-654, Córdoba.         [ Links ]

31. McCabe, P. J. y J. T. Parrish, 1992. Tectonic and climatic controls on the distribution and quality of Cretaceous coals. En P. J. McCabe y J. T. Parrish (Eds.) Controls on the distribution and quality of Cretaceous coals. Geological Society of America Special Publication Special Paper 267:1-15.         [ Links ]

32. Meconi, G., 1990. Facies, arquitectura fluvial y paleoambientes del Grupo Chubut en el Codo del Río Senguer, límite provincial de Chubut- Santa Cruz. 3º Reunión Argentina de Sedimentología Actas 193-196, San Juan.         [ Links ]

33. Miall, A. D., 1996. The geology of fluvial deposits. Springer-Verlag 582 pp., Berlín.         [ Links ]

34. Peroni, G., A. Hegedus, J. Cerdan, L. Legarreta, M. Uliana y G. Laffite, 1995. Hydrocarbon accumulation in an inverted segment of the Andean Foreland: San Bernardo Belt, Central Patagonia. En A. Tankard, R. Suarez y H. Welsink (Eds.) Petroleum basins of South America. American Association Petroleum Geology Memoir 62:403-419.         [ Links ]

35. Posamentier H. W. y G. P. Allen, 1999. Siliciclastic Sequence Stratigraphy: Concepts and Applications. SEPM Concepts in Sedimentology and Paleontology 7, 210 pp.         [ Links ]

36. Ramos, V. A., 1988. La estructura de la Cordillera Patagónica (47º-49º lat. sur) de Argentina y Chile. 5º Congreso Geológico Chileno I:101- 114.         [ Links ]

37. Retallack, G. J., 1988. Field recognition of paleosols. En J. Reinhardt y W. R. Sigleo (Eds.) Paleosols and weathering through geologic time: Principles and Applications. Geological Society of America Special Paper 216:1-20.         [ Links ]

38. Rodriguez, J. F., 1992. Interpretación paleoambiental de la Formación Bajo Barreal (Cretácico tardío) en Estancia Ocho Hermanos, Chubut. 4º Reunión Argentina de Sedimentología Actas 2:81-88, La Plata.         [ Links ]

39. Rodriguez, J. F. and R. Littke, 2001. Petroleum generation and accumulation in the Golfo San Jorge Basin, Argentina: a basin modeling study. Marine and Petroleum Geology 18:995-1028.         [ Links ]

40. Sciutto, J. C., 1981. Geología del Codo del Río Senguerr, Chubut, Argentina. 8° Congreso Geológico Argentino Actas 3:203-219, San Luis.         [ Links ]

41. Shanley, K.W. and P. J. Mc Cabe, 1994. Perspectives on the sequence stratigraphy of continental strata. American Association Petroleum Geology Bulletin 78:544-568.         [ Links ]

42. Van Nieuwenhuise, D. S. y A. R. Ormiston, 1989. A model for the origin of source-rich lacustrine facies, San Jorge Basin, Argentina. 1º Congreso Nacional de Exploración de Hidrocarburos, Actas 2:853-883.         [ Links ]

43. Wright, V. P y Marriot, S. B., 1993. The sequence stratigraphy of fluvial depositional systems: The role of floodplain sediment storage. Sedimentary Geology 86:203-210.         [ Links ]

44. Ziegler, A. M., A. L. Raymond, T.C. Gierlowski, M. A. Horrell, D. B. Rowley y A. L. Lottes, 1987. Coal, climate and terrestrial productivity: the present and early Cretaceous compared. En A. C. Scott (Ed.) Coal and coal-bearing strata: recent advances. Geological Society of London Special Publication 32:25-49.         [ Links ]