Curso
GEOLOGÍA DE CAMPO
Comodoro Rivadavia – Sierra San Bernardo
Responsable: Juan Carlos Sciutto
(Geólogo e Ingeniero en Petróleo)
Universidad Nacional de la Patagonia “San Juan Bosco”
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
2
CURSO GEOLOGÍA DE CAMPO
CRONOGRAMA
Día 1 (200 km). Salida desde Comodoro Rivadavia
El Trébol: Formaciones Chenque (Patagonia) y Santa Cruz. Estructuras sedimentarias de un medio sedimentario marino, estuarino y fluvial.
Cerro Tortuga: estructuras sedimentarias marinas y continentales. Bancos guías regionales.
Alma Gaucha: diques de roca ígnea básica. Mantos de basalto. Permeabilidad. Relaciones con sedimentos.
Mina Cárdenas Minerales: litologías, minerales, relaciones regionales.
Sarmiento.
Día 2 (150 km). Salida desde Sarmiento
Boliche de Jerez: estructuras tectónicas (pliegues, fallas) en litologías variables. Unidades litológicas de edades cretácicas.
Cañadón Matasiete: formaciones Matasiete, Castillo, Bajo Barreal y Laguna Palacios. Ciclos de sedimentación fluviales y lacustres. Depósitos piroclásticos y epiclásticos.
Sarmiento.
Día 3 (200 km). Salida desde Sarmiento
Cañadón Avilés: paleodrenajes. Estructuras anticlinales y sinclinales en unidades piroclásticas y epiclásticas del Grupo Chubut.
Cerro Colorado: paleosuelos de la Formación Laguna Palacios.
Cerro Colorado de Galveniz: formaciones Bajo Barreal y Laguna Palacios. Depósitos fluviales de alta energía.
Cañadón Puerta del Diablo: Formación Laguna Palacios; paleosuelos; paleovalles; relleno epiclástico-piroclástico; actividad orgánica. Formación Bajo Barreal; areniscas de abanicos aluviales?.
Los Manantiales: depósitos fluviales de baja energía (meandrosos).
Sarmiento.
Día 4 (270 km). Salida desde Sarmiento
Anticlinal Codo del Senguerr y reservorios de las formaciones Matasiete-D 129, Castillo y Bajo Barreal.
Sarmiento.
Cerro Dragón: Depósitos volcaniclásticos (piroclásticos) de alta energía (surges).
Comodoro Rivadavia.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
3
GEOLOGÍA ENTRE LA SIERRA SAN BERNARDO Y COMODORO RIVADAVIA
1. RESUMEN
En esta zona las unidades rocosas, especialmente las más antiguas, sólo se
encuentran en el subsuelo, pero han sido investigadas por miles de pozos que fueron perforados
en búsqueda de hidrocarburos, mientras que otras unidades, las más modernas, se encuentran en
general expuestas a la observación directa, en extensos y muchas veces excelentes afloramientos.
La cuenca del golfo San Jorge es considerada como de génesis intracratónica, ya
que está ubicada entre el Macizo Nordpatagónico en el norte y el Macizo o Nesocratón del
Deseado en el sur, zonas que habrían permanecido relativamente estables durante su relleno. Se
le asigna un origen por procesos extensionales a partir del Jurásico superior, que es cuando se
produce la rotura del continente de Gondwana, apertura del océano Atlántico y la deriva de la
placa Sudamericana hacia el oeste. Se genera así un depocentro importante de sedimentos, sobre
un fondo posiblemente de corteza continental o incipiente oceánica, aunque ningún sondeo en el
centro de la cuenca ha perforado la totalidad de la columna sedimentaria, como para constatar el
tipo de roca subyacente.
Inicialmente la cuenca se forma por un hundimiento escalonado hacia su centro,
ubicado poco al sur del paralelo de 46º de latitud sur. En ella se acumularon varias unidades
estratigráficas, bien diferenciadas entre sí ya sea litológica como ambientalmente.
Sobre el Complejo Marifil o rocas volcánicas más o menos equivalentes (fase
tectónica de rift temprano) o bien sobre rocas más antiguas plutónicas y metamórficas del
basamento cristalino, se acumularon depósitos detríticos lacustres y fluviales correspondientes a
las formaciones Anticlinal Aguada Bandera-1 y Pozo Cerro Guadal-1 (fase tectónica de rift
tardío), del Jurásico superior al Cretácico inferior. Siguen depósitos también lacustres y fluviales
de las unidades Pozo D-129 y Matasiete, con pelitas, calizas oolíticas y tobas (Sag temprano).
Sobre las anteriores se depositaron extensos bancos, fundamentalmente piroclásticos y fluviales,
de la Formación Mina El Carmen y su equivalente Formación Castillo (Sag tardío) del Aptiano-
Albiano. Siguen depósitos piroclásticos y epiclásticos de características fluviales de las
formaciones Comodoro Rivadavia y Yacimiento el Trébol y su equivalente lateral de la
Formación Bajo Barreal inferior y Bajo Barreal superior, respectivamente (Sag tardío) del
Cretácico superior.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
4
Son cubiertas en no concordancia por sedimentitas marinas del Terciario temprano
(Daniano) de la Formación Salamanca. Sobre la misma y transicionalmente se registran las
sedimentitas continentales de las formaciones Río Chico, del Paleoceno superior y Sarmiento,
del Eoceno-Oligoceno. Con esta última unidad litoestratigráfica se aprecia un considerable
aumento en la participación de sedimentos piroclásticos finos.
Continúan las sedimentitas marinas del Oligoceno a Mioceno pertenecientes al
“Patagoniano” o Formación Chenque, las que rellenan una cuenca amplia y muy engolfada,
llegando en su avance final hacia el oeste hasta las primeras estribaciones de la Cordillera de los
Andes.
Transicionalmente se pasa nuevamente a un ambiente continental, fundamentalmente
fluvial, perteneciente a la Formación Santa Cruz, del Mioceno.
En clara discordancia erosiva se deposita el nivel más antiguo de las extensas gravas
fluviales denominadas Rodados Patagónicos o Terraza Pampa del Castillo, del Plioceno. En
forma escalonada descendente aparecen otros niveles terrazados, cada vez más jóvenes,
producidos por corrientes fluviales progresivamente decrecientes en su energía, en general del
Pleistoceno.
Finalmente, durante el Holoceno, se depositan sedimentos fluviales, eólicos, lacustres,
marinos y de remoción en masa.
La tectónica es en general extensional hacia el este, con reactivaciones compresivas hacia
el oeste. Configuran, en general, bloques que hunden escalonadamente a mayor profundidad
hacia el sur. En cada uno de ellos la inclinación regional de los estratos que los cubren son casi
horizontales en el sector oriental, pero en el sector occidental se van acentuando constituyendo
pliegues anticlinales y sinclinales asociados con fallas de distintos tipos. Hacia el naciente, las
fallas que tienen expresión superficial son en su mayoría de rumbo este-oeste y en su sector
costero son eventualmente ut ilizadas por la red drenaje que desagua en el océano Atlántico.
Características geomorfológicas comunes son la presencia de terrazas, principalmente
fluviales y amplias mesetas constituidas por gravas y mantos de rocas ígneas básicas. Son,
además, frecuentes los fenómenos de deslizamientos de faldeo y otros fenómenos de remoción
en masa producidos en un pasado geológico reciente, aunque muy atenuado en la actualidad.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
5
EDADES UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS AMBIENTE SECUENCIAS
HOLOCENO COBERTURA MODERNA Continental y marina
PLEISTO CENO
TERRAZAS FLUVIALES Fluvial
CU
AT
ER
NA
RIO
PLIO-PLEIST. RODADOS PATAGÓNICOS Continental
SANTA CRUZ Continental MIOCENO PATAGONIA Marino
EO-OLIGOC. SARMIENTO RÍO CHICO
Continental
TE
RC
IAR
IO
PALEOCENO SALAMANCA Marino
LAGUNA PALACIOS
YACIM. EL TRÉBOL
SUPERIOR BAJO BARREAL
COMODORO RIVADAVIA
CASTILLO MINA EL CARMEN
Fluvial, Lacustre, Deltaico, Piroclástico
SAG tardío
MATASIETE Fluvial
GRUPO CHUBUT
POZO D-129 Lacustre
SAG temprano
POZO Cº GUADAL-1
CR
ET
ÁC
ICO
INFERIOR
“Neocomiano”
POZO A. A. BANDERA-1
Lacustre, Fandelta
RIFT tardío
SUPERIOR
MARIFIL, GRUPO LONCO TRAPIAL Continental
JUR
Á S
ICO
INFERIOR LIÁSICO Marino y
contiental
RIFT temprano
PALEOZOICO-TRIÁSICO BASAMENTO Granitos, rocas metamórficas
Figura 1: Columna estratigráfia e historia geológica
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
6
2. ESTRATIGRAFÍA
A) Las unidades litoestratigráficas que están presentes dentro de la zona aquí tratada pero
que no afloran y se conocen merced a las numerosas perforaciones realizadas por distintas
compañías petroleras, son las siguientes:
a) Basamento Cristalino
Está constituido por diversos tipos de rocas metamórficas (gneiss, esquistos sericíticos, y
anfibolitas) y rocas graníticas y ha sido alcanzado por varios pozos en zonas próximas al borde
de la cuenca, hacia el flanco septentrional de la misma.
Se le asigna, en general, una edad paleozoica.
b) Liásico
Se lo ha encontrado al norte del lago Colhué Huapí donde está constituido por más de
700 m de espesor de sedimentitas que incluyen limolitas fosilíferas de edad jurásica inferior.
c) Complejo Marifil y equivalentes
Está representado casi en forma exclusiva por mantos lávicos de pórfidos y aglomerados
de similar composición litológica.
Hay evidencias que permiten suponer que su distribución paleogeográfica estaría
condicionada a la configuración morfológica que tenía el Basamento Cristalino en el momento
de su depositación.
Su edad se estima en jurásica media (bayociana-batoniana).
d) Formación Pozo Anticlinal Aguada Bandera-1
Está constituida por lutitas negras y fangolitas gris oscuras con restos carbonosos, con
escasas intercalaciones de areniscas finas, consolidadas.
Sus sedimentitas corresponden a depósitos lacustres y al relleno inicial de la cuenca,
representando una etapa de rift tardío.
Como el espesor de la unidad decrece desde el oeste hacia el este, se considera que la
pendiente y comunicación fue con el océano Pacífico.
Es asignada al Jurásico superior-Cretácico inferior (Oxfordiano-Berriasiano).
e) Formación Pozo Cerro Guadal-1
Está compuesta por areniscas cuarzosas consolidadas con matriz tobácea, pelitas tobáceas
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
7
y tobas de coloraciones claras, con intercalaciones de lutitas negras silicificadas. Sus depósitos
dentro de la cuenca sedimentaria corresponderían a una etapa de rift tardío y también con
pendiente hacia el océano Pacífico.
Fue depositada durante el Cretácico inferior (Neocomiano).
f) Formación Pozo D-129
Está constituida por tobas, escasas areniscas finas, lutitas gris oscuras, fangolitas,
pedernal, delgados niveles de calizas oolíticas, restos orgánicos carbonosos y bituminosos y
pirita, indicativos de ambientes variables entre oxidantes y euxínicos.
Sus depósitos, fundamentalmente de origen lacustre, pasan gradualmente a la Formación
Matasiete, de origen principalmente fluvial, con la que se intercala.
Al norte de la Sierra Silva, existen afloramientos de esta unidad en el núcleo del anticlinal
allí presente.
Se consideran pertenecientes al Cretácico inferior (Barremiano-Aptiano).
g) Formación Mina El Carmen
Esta unidad se caracteriza por la primacía de los depósitos piroclásticos especialmente en
los niveles superiores, tales como tobas y tufitas varicolores, a veces alterado en materiales
arcillosos y con ceolitas de coloración rojiza (heulandita). Intercalan areniscas lenticulares, las
que suelen tener impregnaciones de hidrocarburos e incluso producción de petróleo y gas en
algunos yacimientos.
Lateralmente engrana hacia el oeste y noroeste con la Formación Castillo, unidad que se
encuentra tanto en superficie como en el subsuelo de la cuenca.
Serían depositadas en el entorno del Cretácico inferior a superior (Aptiano-
Cenomaniano).
h) Formación Comodoro Rivadavia
Predominan las areniscas con un 70 %, constituidas por cuarzo, líticos y feldespatos, las
que están separadas por pelitas tobáceas, depositadas en un ambiente del tipo deltaico en una
cuenca con subsidencia activa y donde existieron ingresiones marinas cortas.
Sus areniscas intercaladas en muchos casos son consideradas buenos reservorios y es una
de las unidades que más ha aportado hidrocarburos en la cuenca del Golfo San Jorge.
Lateralmente es, a grandes rasgos, equivalente con el miembro inferior de la Formación
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
8
Bajo Barreal, unidad tanto de subsuelo como de superficie.
En tiempo, también es equivalente a la unidad conocida como Formación Cañadón Seco,
en el flanco sur de la Cuenca del Gofo San Jorge (Figuras 3 y 4).
Se asignan al Cretácico superior (Cenomaniano-Coniaciano).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
9
Figura 3: Formación Cañadón Seco, interpretación ambiental.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
10
Figura 4: Diagrafía F. Cañadón Seco (potencial espontáneo-resitividad)
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
11
i) Formación Yacimiento El Trébol
Está constituida por un predominio de arcilitas varicolores donde se intercalan aislados
bancos areniscosos. Intercalan dos concentraciones de lentes areniscosos destacables, los que han
sido denominados como Miembro Pozo S 83 el inferior y Miembro Valle C el superior.
Hacia el oeste y noroeste se corresponde aproximadamente con el miembro superior de la
Formación Bajo Barreal.
Pertenecen al Cretácico superior (Senoniano).
B) Las unidades litoestratigráficas que afloran en el área, especialmente en la Sierra de
San Bernardo, son las siguientes:
Formación Matasiete
La Formación Matasiete aflora en los núcleos anticlinales del cerro Cachetamán, cerro
Chenque, península Baya, cerro del Castillo, sierra Nevada, cañadón Tronador, anticlinal
Villagra y al este del cerro Ferrarotti.
El máximo espesor medido supera los 650 metros en el cañadón Matasiete, aunque aquí
no está expuesta su base.
La secuencia sedimentaria elemental se inicia con un conglomerado o arenisca, gris o
verdosa, de contacto basal neto y erosivo, gradando a pelitas gris oliva o gris castaña y
rematando en un paleosuelo o en tobas gris claras y gris verdosa de depositación subaérea y en
ocasiones, subácuea. Este ciclo se repite en toda la secuencia con espesores individuales
variables, siendo los más comunes los de 2 a 5 metros. Las areniscas y conglomerados
representan el relleno de cauces fluviales. Tienen una sección lenticular, es decir, una
distribución lateral limitada a pocos cientos de metros y por lo tanto no son confiables como
elementos de correlación, en tanto que como roca reservorio de petróleo o gas tienen una
superficie restringida. En la base de estos cauces es común la preservación de gruesos troncos
fosilizados orientados.
Representa a un medio sedimentario fluvial a lacustre, que bordea a la Cuenca del Golfo
San Jorge de manera tal que su franja más externa está constituida por litologías de un medio
oxidante (capas rojas) y que caracterizan a la Formación Matasiete, mientras que hacia el centro
de la cuenca engrana con la Formación Pozo D-129.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
12
Los cuerpos areniscosos, de geometría lenticular en los afloramientos, se ordenan de
distinta manera, de acuerdo al grado de subsidencia que presenta la cuenca (figura 5).
Figura 5: Canales arenosos y planicie de inundación fangosa relacionados con la velocidad de subsidencia
(Nichols, 1999).
Formación Castillo
Es la más conspicua de las unidades sedimentarias, ya que se destaca con respecto a las
formaciones supra e infrayacentes por sus colores verdosos y mayor consolidación relativa. Esto
hace que sea la entidad que más subsista en los afloramientos al ataque de los agentes exógenos,
especialmente en los numerosos anticlinales de la sierra San Bernardo, conformando lomas
alargadas, preferentemente en dirección norte-sur, o sea, coincidente con la forma de la
estructura. En algunos casos estas lomadas suelen presentar relieves invertidos (núcleos
anticlinales erosionados) donde es posible ver la unidad subyacente (Matasiete).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
13
Foto 1: Miembro superior de la Formación Matasiete, coronado por la Formación Castillo (cañadón Matasiete).
Foto 2: Areniscas de sección lenticular de la Formación Matasiete (cañadón Matasiete).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
14
Foto 3: Cerro testigo de la Formación Matasiete, coronado por un banco verde de toba, perteneciente al primer
estrato de la Formación Castillo (al norte del anticlinal de Sierra Silva).
La Formación Castillo está constituida, fundamentalmente, por tobas y areniscas, aunque
el material piroclástico está siempre presente en cantidades elevadas (Teruggi y Rossetto, 1963).
Las proporciones entre esos dos tipos litológicos varían de acuerdo con el espesor de la
Formación. Así, es preponderantemente tobácea donde su espesor es reducido como, por
ejemplo, en sierra Nevada (230 m), cañadón Matasiete (450 m), cerro Chenque (300 m), cerro
Cachetamán (350 m), cañadón Tronador (10 m). En cambio, la participación de areniscas
aumenta bastante donde incrementa su espesor, o sea, hacia el sur y sureste, llegando a tener, en
el codo del Senguerr, unos 900 metros.
Su contacto inferior es neto cuando se deposita sobre Matasiete, haciéndose más
indefinido cuando lo hace sobre Pozo D-129.
La característica coloración verdosa es debida a la abundante alteración clorítica y la
subordinada coloración rojiza a la presencia de óxidos de hierro.
Esta unidad representa uno de los momentos de mayor intensidad en la sedimentación
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
15
piroclástica de la cuenca, donde su miembro inferior tiene, en gran parte, características
lacustres, mientras que en el miembro superior predominan los depósitos fluviales.
Foto 4: Formación Castillo, miembro superior (Puerta del Diablo).
Formación Bajo Barreal
Tiene una amplia distribución tanto en la sierra de San Bernardo como en el resto de la
cuenca. Se presenta conformando lomadas redondeadas, a veces del tipo bad lands, en bancos
medianos a gruesos, bien estratificados y semicubiertos por derrubios basálticos o por mineral
arcilloso hidratable, producido por meteorización de materiales primariamente piroclásticos.
Su espesor es variable desde unos 150 metros al norte de laguna Palacios hasta más de
1.000 metros en el Codo del Senguerr.
Dada su menor consolidación con respecto a Castillo no aflora en los núcleos de los
anticlinales, sino más bien en sus flancos o en los sinclinales y debajo de mantos basálticos.
Dentro del Codo del Río Senguerr el pase de Castillo a Bajo Barreal es gradual,
coincidente con la aparición de las primeras tobas blanquecinas. En el subsuelo, esta transición
entre las dos unidades es observable en el perfil de inducción por una paulatina disminución en
los valores de resistividad de la línea base de las arcillas, desde abajo hacia arriba.
Tanto en superficie como en subsuelo pueden diferenciarse dos miembros principales. El
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
16
inferior está constituido por una alternancia de tobas grises y areniscas verdosas. Las areniscas
van aumentando gradualmente su proporción hasta llegar a predominar en el techo del miembro,
este incremento de las areniscas para esta sección superior del miembro inferior es una
característica común en la mayoría de los afloramientos, siendo más notable en los asomos
occidentales de la sierra de San Bernardo y a lo largo de la margen izquierda del río Senguerr. El
ciclo sedimentario más frecuente es el siguiente: areniscas gradadas, de base erosiva que,
transicionalmente, pasan a areniscas tobáceas y luego a tobas; sobre éstas se desarrolla un
paleosuelo que suele ser cubierto por laminados bancos tobáceos blanquecinos silicificados.
De los estudios realizados en los afloramientos de la Sierra San Bernardo (Hechem, 1994
y Hechem, et al. 1990), el miembro inferior de la unidad se considera depositado en medios
lacustres someros, con retrabajo de olas y en barreales, con desarrollo de abanicos aluviales y
cursos fluviales entrelazados y efímeros, canalizados y no canalizados, con abundante carga y
densidad, en partes por torrentes de barro o flujos gravitacionales mal seleccionados, con
momentos de alta acumulación gruesa, alternando con otros con sedimentación fina y generación
de paleosuelos. Así, estos autores reconocen facies masivas de lóbulos, de techos convexos de un
sistema fluvial efímero, facies de mantos masivos, alternando con otros de alto régimen de flujo
de crecientes, facies de base erosiva y entrecruzadas de canales y facies de cuerpos lenticulares
amalgamados. Todo esto desarrollado en un ambiente donde era importante el aporte debido a la
actividad volcánica explosiva, en general bastante finos, donde debieron ser frecuentes los flujos
piroclásticos, lahares, torrentes de barro y de detritos, alternando con corrientes tractivas
normales.
El miembro superior es aún de menor consolidación relativa. En los afloramientos
aparece normalmente cubierta por una costra de meteorización arcillosa, mientras que en los
perfiles eléctricos de subsuelo aparece con baja resistividad. El material piroclástico es
progresivamente reemplazado por sedimentos cada vez más fangolíticos. Corresponden a
depósitos fluviales meandrosos, como puede observarse en el cañadón Avilés (figuras 6 y 7).
A medida que nos apartamos hacia el este y sudeste de la zona de afloramientos los
constituyentes de esta Formación se van haciendo cada vez más epiclásticos, con predominio de
areniscas y pelitas y ausencia casi total de tobas.
En los afloramientos, los restos de dinosaurios son los vertebrados fósiles más
significativos de esta entidad. La presencia de dinosaurios saurópodos indica una edad senoniana
(Bonaparte y Gasparini, 1979).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
17
Figura 6: Depósitos de areniscas de acreción lateral (barras de meandro) con límites internos indicados por los
números (Miall, 1996).
Figura 7: Barras de meandro separadas por superficies de reactivación (Díaz Molina, 1979).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
18
Foto 5: Tobas blancas del miembro inferior de la Formación Bajo Barreal (cañadón Matasiete).
Foto 6: Formación Bajo Barreal, miembro superior (al este de Pampa de los Guanacos).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
19
Formación Laguna Palacios
Es la Formación de extensión areal más restringida comparándola con las anteriores. Sólo
se desarrolla en el borde de cuenca, ya sea aflorando o en el subsuelo, con espesores más bien
reducidos, variando entre 0 y 300 metros y siguiendo, a grandes rasgos, un paralelismo con el
recorrido del río Senguerr y costa occidental del lago Musters.
Está constituida por tobas gris clara y blanquecinas, tufitas, areniscas y fangolitas gris
amarillentas. Se caracteriza por la presencia de paleosuelos conspicuos, que sobresalen del
relieve a manera de cornisa con coloraciones amarillentas y anaranjadas, con estructura interna
ondulante y abundantes cutanes en láminas y gránulos (Teruggi, 1962, 1971). Se puede dividir
en tres miembros, donde el del medio es el que contiene una concentración mayor de
paleosuelos.
Foto 7: Formación Laguna Palacios (Cerro Colorado).
Esta unidad se desarrolla exclusivamente donde el Grupo Chubut se reduce de espesor, o
sea en las áreas más levantadas de acumulación, por lo tanto, en cualquier lugar donde se
observen sus afloramientos tendremos una menor columna sedimentaria de Castillo, más Bajo
Barreal, más Laguna Palacios que donde esta última no exista por no depositación.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
20
Foto 8: Formación Laguna Palacios y sus paleosuelos conformando cornisas (Puerta del diablo).
Foto 9: Meandro abandonado en el miembro superior de la Formación Laguna Palacios (Cañadón Puerta del
Diablo).
Es una unidad que se interdigita con la sección superior de la Formación Bajo Barreal,
siendo una variación facial de la sección cuspidal de Bajo Barreal y se incluye, por lo tanto,
dentro del Cretácico superior (Senoniano).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
21
Formación Salamanca (Paleoceno)
Esta unidad marina tiene un espesor bastante uniforme y se va incrementando
suavemente desde el oeste (Codo del Senguerr) hasta alcanzar los 300 metros en el golfo San
Jorge. Bordea por el este y sur a la sierra San Bernardo pero no ha sido detectada dentro de la
misma. Esto indicaría que esta serranía era un alto topográfico al principio del Terciario.
Está compuesta fundamentalmente por areniscas y coquinas verdosas en su base,
fangolitas gris verdosas en los términos medios y areniscas verde oliva y fangolitas en su tope.
En general, sus depósitos se consideran pertenecientes a un ambiente marino proximal,
poco profundo y en su mayoría de elevada energía, especialmente hacia el oeste donde se
incrementa considerablemente la proporción areniscosa. Aunque en su tope también se han
descripto depósitos de baja energía, del tipo albuféricos.
Las areniscas glauconíticas inferiores (Miembro Glauconítico) representan a un ambiente
marino proximal de barras costeras, producidas durante la transgresión marina cretácica-
terciaria, con un marcado diacronismo, siendo progresivamente más jóvenes hacia el oeste.
En los niveles superiores es común encontrar restos de ostreas, pecten, briozoarios,
cangrejos, etc., los que son cubiertos por areniscas verdosas y amarillentas que engloban madera
petrificada.
Feruglio (1949), ya reconoce que sus sedimentos constituyen originalmente un manto
continuo, cuyo espesor decrece progresivamente hacia el oeste y transgrediendo sobre una
superficie de erosión, en general, sobre el Grupo Chubut, pero guardando con él un cierto
paralelismo, por lo menos en cortas distancias. En el valle superior del Río Chico la unidad se
apoya sobre una colada basáltica.
Formación Río Chico (Paleoceno)
Se pasa transicionalmente desde la Formación Salamanca (marina) a la Formación Río
Chico (continental) o bien en discordancia sobre Laguna Palacios o Bajo Barreal
Está constituida fundamentalmente por areniscas, conglomerados, tobas y arcilitas
varicolores. Es común que hacia el techo grade a una sección más consolidada, piroclástica y
silicificada, con abundantes inclusiones de nódulos limoníticos, que en la literatura geológica
local es conocida como "Tobas de Koluel Kaike"; están bien representadas en la barranca sur del
lago Colhué Huapí, en proximidades de Parada 162 y en el Valle Hermoso.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
22
Al norte del brazo norte del lago Colhué Huapí su espesor llega a tener 180 metros, sin
grandes variaciones dentro del área, mientras que en la zona de Cerro Blanco tiene unos 200
metros.
En el subsuelo de la zona de Cañadón Perdido, mediante la perforación de pozos
petrolíferos, se han logrado medir unos 250 metros de espesor.
En general se les asigna un origen fluvial, donde en partes tienen caractrísticas de un
medio sedimentario del tipo entrelazado (braided) y en otras de un medio meandroso (Andreis,
1977), donde los niveles de coloración rojiza son interpretados como paleosuelos desarrollados a
partir de planicies de inundación.
El banco negro inferior, que lo separa de la Formación Salamanca, de acuerdo a Feruglio
(1949) y otros autores, constituiría un depósito de marisma y albufera de un mar regresivo.
Foto 10: Banco Negro y encima Formación Río Chico (yacimiento de petróleo Cerro Tortuga, Pan Ame rican
Energy).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
23
Formación Sarmiento o Grupo Sarmiento (Eoceno-Oligoceno)
Es una unidad continental y, fundamentalmente, piroclástica que ha provisto una
interesante fauna de mamíferos que ha permitido diferenciar varias zonas paleontológicas
(Pascual y O. Rivas, 1971).
En general está constituida por bancos espesos de rocas tobáceas blanquecinas,
amarillentas, castañas y rosadas, poco consolidadas, terrosas, con intercalaciones de tobas
arcillosas y areniscas con clásticos de tobas, concreciones de calcedonia y, muchas veces,
conformando relieves del tipo bad lands.
El Grupo Sarmiento se caracteriza por su gran homogeneidad composicional en todo su
espesor.
Es común encontrar incluido en sus sedimentos, nódulos silíceos y secreciones de ópalo o
calcedonia en forma de geodas, de varios centímetros de diámetro, que suelen estar tapizadas por
cristales de cuarzo. Esta característica también es frecuente en la costa atlántica.
Son consideradas como caídas de tefras plinianas distales, provenientes de un arco
magmático, muy importantes durante el Eoceno, pero de actividad decreciente hacia el
Oligoceno (Mazzoni, 1985).
Su espesor es variable entre 50 y 200 metros debido a superficies erosivas internas y al
biselamiento cuspidal, especialmente en los afloramientos del norte.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
24
Foto 11: “Bad lands” gris blanquecinos de la Formación Sarmiento. En su tope una colada básica negruzca de
sección lenticular, la que es cubierta por la F. Patagonia (Alma Gaucha).
Formación Chenque o Patagonia (Oligoceno-Mioceno)
Esta unidad marina, bastante tabular, tampoco alcanza a cubrir la sierra San Bernardo,
sino que la rodea por el este, sur y oeste, aunque su transgresión es mucho más amplia que la del
mar que depositó a la Formación Salamanca, encontrándosela dentro del Codo del Senguerr
(González, 1971).
Está compuesta por areniscas amarillentas verdosas a gris amarillentas, medianas,
macizas, pelitas de la misma tonalidad y coquinas tabulares.
Existen buenos afloramientos de depósitos relacionados con mareas (wavy, flaser,
lenticular bedding) e incluso de canales mareales constituidos por unos 4 m de arenas, donde
sobre una superficie erosiva pueden distinguirse depósitos de lag (líticos y ostreas), herringbone
(hueso de arenque), flaser, megaflaser, y rematando en 2 m de wavy bedding (ondulante).
Los depósitos que constituyen esta unidad, tanto en el sector sudeste de la provincia del
Chubut como en el extremo norte de Santa Cruz, han sido agrupados en la Formación Chenque
(Bellosi, 1987, 1990), formando 5 secuencias de granulometría granocrecientes y que llegan a
reunir unos 500 metros de espesor máximo.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
25
Son depósitos marinos, originados por una estrecha transgresión del Golfo San Jorge
hacia el oeste.
De acuerdo a Bellosi (op. cit.) la sedimentación se llevó a cabo sobre una plataforma
levemente inclinada, comprendiendo profundidades de agua desde intermareales hasta no
mayores de 50 metros, sobre una plataforma pelítica. En la plataforma interior dominarían las
corrientes de mareas, responsables de la formación de complejos de ondas de arena y los eventos
de tormenta, que originaron diferentes discontinuidades menores y cambios en el fondo marino
que afectaron a las comunidades bentónicas. Las facies de transición se dan en el tope de la
unidad y en el tope de algunas de las secuencias que lo constituyen, a manera de depósitos
estuárico-mareales.
Su base es erosiva, mientras que su tope es transicional a las sedimentitas continentales
de la Formación Santa Cruz.
Figura 8: isopáquico de la Formación Patagonia.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
26
Figura 9: Diagrafía de la Formación Patagonia (potencial espontáneo-resistividad)
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
27
Foto 11: Formación Patagonia o Chenque (Punta Delgada).
Foto 12: Dunas “fósiles” en la Formación Patagonia o Chenque (El Trébol).
Formación Santa Cruz (Mioceno)
Es una unidad de origen continental, con areniscas de origen fluviales y eólicas, arcilitas,
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
28
tobas y paleosuelos. Representa al medio que colmata a la unidad anterior y tampoco alcanza a
cubrir la sierra San Bernardo.
Las areniscas son grises y amarillentas, finas a gruesas, alternando con lentes
conglomerádicos macizos y entrecruzados, de base neta y erosiva, con intraclastos de los niveles
inferiores, numerosos troncos y fragmentos de madera petrificada, representando el depósito en
canales fluviales. Intercalan tobas cineríticas grises, blanquecinas, verdosas amarillentas, gris
oscuro por contenido de materia orgánica. Alternan con sedimentitas finas, depositadas en aguas
tranquilas mediante los desbordes de las corrientes fluviales en pantanos extensos (Feruglio,
1949).
Su espesor es variable ya que su tope está erosionado por una superficie de denudación
regional, producida por la unidad que la cubre (Rodados Patagónicos).
Fuera del área llega a tener hasta 250 m de espesor, pero aquí está notoriamente reducida
por este corte a bisel y planar y que tiene leve pendiente hacia el noreste. Sin embargo alcanza
los 200 m de espesor en los Cañadones El Trébol, Tordillo, de las Quintas o Berger, Pampa del
Castillo (Bellosi, 1995).
En forma progresiva su espesor va diminuyendo hacia el noroeste hasta desaparecer por
erosión y/o no depositación.
La acumulación de esta sedimentación continental se produce luego de un progresivo
retroceso del mar atlántico, durante el Mioceno temprano.
La sedimentación comienza con depósitos realizados en estuarios controlados por mareas
(Bellosi, 1998), haciéndose progresivamente más fluviales y eólicas.
Las paleocorrientes de los cursos fluviales, posiblemente de régimen permanente, indican
un flujo predominante hacia el este.
Los depósitos arenosos entrecruzados, de características eólicas, en su techo pierden esas
estructuras debido a la bioturbación producida por las raíces y la generación de paleosuelos poco
maduros. Estos médanos fósiles se apoyan, a veces, sobre materiales finos de una probable
planicie de inundación. Estas arenas eólicas suelen rellenar un terreno irregular, previamente
erosionado, generando claros contrastes litológicos, claramente visibles en las rutas nacionales 3
y 26, en la Pampa del Castillo.
Existe una relación de concordancia entre esta unidad y la anterior, ya que se pasa
transicionalmente desde la F. Patagonia (o Chenque) a la F. Santa Cruz, mientras que su techo se
encuentra erosionado por los Rodados Patagónicos.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
29
Figura 10: entrecruzamientos comunes en la Formación Santa Cruz.
Foto 13: Entrecruzamientos grandes y planares de la Formación Santa Cruz, miembro inferior (El Trébol).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
30
Foto 14: Barra de meandro de la Formación Santa Cruz, miembro superior (El Trébol).
Rodados Patagónicos o Terraza Pampa del Castillo (Planicies fluvioglaciarias del
Plioceno)
En general, son mantos de gravas texturalmente maduros, que conforman extensas mesetas
o pampas, constituidos por rodados finos, medianos y gruesos, polimícticos y con escasos clastos de
las formaciones terciarias y cretácicas infrayacentes. Abundan los rodados de vulcanitas ácidas
(riolitas), tobas silicificadas, ignimbritas, cuarzo, vulcanitas gris oscuras duras, pocos basaltos y
areniscas y restos de troncos silicificados de formaciones subyacentes. La mayoría son redondeados
y equidimensionales y generan afloramientos conspicuos.
Se les asigna un origen fluvioglacial, debido a la fuerte escorrentía producida por la fusión
del hielo cordillerano y la redistribución del material morénico.
La composición de los rodados es principalmente de rocas volcánicas porfíricas, que
habrían provenido desde la zona cordillerana del noroeste del macizo del Deseado, donde los
afloramientos de esas rocas del Jurásico superior están ampliamente distribuidos (Césari et al.,
1986).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
31
Aparentemente es el nivel terrazado de mayor espesor, llegando a tener hasta 20 metros.
Se acuñan hacia los altos estructurales del Cretácico y Terciario, de tal manera que
prácticamente no se registran depósitos de gravas en los bajos topográficos que se generan en
ellos por inversión del relieve.
La topografía actual de esta amplia planicie sobreelvada se encuentra invertida, debido a
que ese manto espeso de gravas ha actuado como coraza protectora de los agentes erosivos, los
que actuaron con más facilidad sobre las sedimentitas de edad cretácica y terciaria aledañas. Esta
situación de inversión del relieve es un rasgo común en las provincias de Chubut y Santa Cruz,
rasgo que además de los bancos de gravas, son también producidos por coladas de rocas ígneas y
bancos horizontales o casi de rocas sedimentarias consolidadas (coquinas, bancos de ostreas,
etc.).
Figura 11: Estructuras entrecruzadas generadas por migración de barras de gravas arenosas (Allen, 1983)
Basaltos e intrusivos básicos
Las rocas eruptivas de composición básica tienen amplia distribución en la Patagonia
extraandina.
Las descripciones petrográficas de los cortes delgados realizados sobre numerosas
muestras obtenidas dentro del área (Vietto, 2000), definen e estas rocas, en la mayoría de los
casos, como gabros alcalinos para los cuerpos subvolcánicos (intrusivos) y como basaltos
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
32
alcalinos para las coladas (mantos).
Cuerpos ígneos como los del Cº Negro y otros ubicados hacia el noroeste, en general, son
descriptos como teschenitas (Pezzutti y Villar, 1978).
Foto 15: Basalto pre-Salamanqueano sobre una superficie discordante labrada en el miembro superior de la F. Bajo
Barreal (nacientes del Río Chico).
En las nacientes del Río Chico el llamado “basalto presalamanquense” tiene unos 5
metros de espesor, aunque en la barranca sur se apoya sobre una superficie muy irregular,
previamente erosionada y llegando a tener en algunos lugares hasta 20 metros de espesor.
Se presenta en forma de intrusivos aislados, diques, diques anulares y de mantos, muchas
veces en forma contemporánea con la parte superior de la Formación Sarmiento, pero también
los hay más jóvenes y más viejos.
Las coladas se apoyan sobre una superficie de erosión y sobre diferentes unidades,
ocupando en general, posiciones estructurales bajas o en sinclinales y ausente en los anticlinales,
circunstancia que favorece la frecuente inversión del relieve topográfico.
Cuando la colada lávica se ubica entre las formaciones Sarmiento y Patagonia como
sucede en las nacientes del cañadón Hondo y Valle Hermoso, su edad está bien determinada por
su relación estratigráfica y es conocido como “basalto prepatagoniano”. En tanto, las coladas
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
33
interpuestas entre la F. Bajo Barreal y la F. Salamanca se conocen como “basalto
presalamanquense”.
Las coladas suelen asociarse con eyectos piroclásticos (volcaniclásticos) de alto régimen
de flujo (foto ).
Foto 16: Basalto cubriendo depresiones erosionadas en la Formación Sarmiento (Alma Gaucha).
Foto 17: Dique básico intruyendo el tope de la Formación Río Chico (Alma Gaucha).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
34
Foto 18: Rocas piroclásticas de alto régimen de flujo (surge), asociadas con coladas basálticas (Cerro Dragón).
Depósitos sobre Pedimentos
Estos planos de erosión, con pendiente hacia el Valle Hermoso, Río Chico y otros bajos
topográficos, están labrados sobre las sedimentitas de las formaciones Santa Cruz, Patagonia,
Sarmiento, Río Chico, Salamanca y Grupo Chubut, tienen una delgada (aunque localmente suele
ser espesa) cubierta de gravas arenosas, redepósitos provenientes del primer nivel de terrazas.
Predominan las que tienen pendiente hacia el Valle Hermoso y el valle del Río Chico.
Basaltos deslizados
Alrededor de las mesetas basálticas generalmente hay una franja de bloques de estas
rocas, producto de los deslizamientos rotacionales. Los trozos más grandes y mejor conservados
corresponden a los deslizamientos más recientes, contra la meseta. Al alejarse del borde,
disminuye el tamaño y conservación de los bloques, pasando a escombreras semicubiertas por
depósitos eólicos.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
35
Cuanto mayor es la diferencia topográfica entre las mesetas coronadas por rocas
volcánicas básicas y el relieve al pie del mismo, mejor desarrollado se encuentran los
deslizamientos.
Abanicos aluviales
El río Senguer, luego de ser capturado al sur de la sierra de San Bernardo, irrumpe en el
bajo de Sarmiento, formando un amplio abanico de gravas arenosas, cuyo desarrollo fue
simultáneo con el llenado de la cuenca lacustre, lo que explica la presencia relativamente
abundante de limos y arcillas en la parte superior del perfil de los sedimentos del abanico. Es un
episodio importante de sedimentación, llegando a tener hasta 10 metros de espesor en su zona
central.
En superficie, predominan los depósitos arcillosos lacustres, sobreimpuestos a los
clásticos gruesos anteriores descriptos, dado que este abanico quedó sumergido en la época de
expansión de los lagos Musters y Colhué Huapí.
Tiene una superficie que supera los 200 km2 y sus depósitos se apoyan sobre sedimentitas
de las formaciones Río Chico, Salamanca y Bajo Barreal.
Existen, además, otros abanicos de mucha menor magnitud, pero también indicativos de
una escorrentía acuosa superior en el pasado no muy lejano.
Derrubios de basaltos
Están constituidos por fragmentos de menor tamaño de rocas volcánicas que los
deslizados y se exponen en la franja más externa que bordea las mesetas de coladas basálticas. El
material está más alterado que en el caso de los basaltos deslizados, y se presenta como
escombreras informes, donde se mezclan, en muchos casos, los basaltos de deslizamientos
antiguos con aquellos más modernos, acarreados por los torrentes que bajan de las mesetas
basálticas.
Sedimentos lacustres
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
36
Son depósitos de granulometría variable constituidos por arcillas, limos, arenas y gravas,
indicativos de una energía creciente en ese sentido, y que se observan especialmente en las
retracciones del lago Colhué Huapí. En la margen occidental de este lago es común observar
como bancos de arena grises, de uno a dos metros de espesor van gradando en la vertical a
granulometrías cada vez más finas hasta arcillosas y rematando en un nivel gris oscuro a negro,
debido a la actividad de los juncos (peat), indicativos del retroceso progresivo del lago.
Plumas eólicas
Tanto en las fotografías aéreas como en las imágenes satelitales las plumas eólicas son
rasgos geomorfológicos muy comunes de observar. Tienen una orientación este-oeste y se
originan generalmente a partir de bajos topográficos, muchas veces endorreicos, o de planicies
aluviales.
Depósitos aluviales y coluviales
Son materiales arrancados y depositados por las aguas corrientes después de las avenidas
de los ríos y también por descenso lateral. Corresponden a depósitos recientes producidos por la
meteorización de las rocas de edad terciaria, distribuidos por la arroyada temporaria. Su
composición es variada entre gravas, arenas, limos y arcillas, entremezclados en proporciones
variables.
Se da normalmente en los bajos topográficos, muchas veces endorreicos, donde la erosión
y sedimentación coetáneas se producen por una interacción eólica-hídrica.
En los frentes de mesetas, especialmente en las de gravas, los materiales coluviales
enmascaran las sedimentitas de las unidades terciarias y cretácicas.
3. TECTÓNICA
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
37
A la cuenca sedimentaria del Golfo San Jorge se le asigna una génesis intracratónica o de
retroarco, posiblemente con corteza continental en su fondo. Está ubicada entre el Macizo
Nordpatagónico en el norte y el Nesocratón del Deseado en el sur, zonas que habrían
permanecido relativamente estables durante su formación y colmatación.
Inicialmente la cuenca se genera por un hundimiento escalonado hacia su centro, ubicado
poco al sur del paralelo de 46º. La tectónica que afectó al basamento, posiblemente se debió a un
enfriamiento del sustrato, lo cual originó un descenso gravitacional en bloques (Bianchi,1989).
Durante el Terciario se sobreimponen sobre este escalonamiento extensional
movimientos con desplazamientos de rumbo que generan fallas del tipo transpresivos y
transtensivos, que a su vez son responsables de fallas inversas de rumbo norte-sur, pero de forma
tal que algunas fallas, primariamente tensionales y de orientación norte-sur, sufrieron
movimientos compresivos y formaron anticlinales y sinclinales, constituyendo un definido
modelo de inversión tectónica. Posiblemente, esta inversión tectónica es activa desde el Mioceno
medio.
Dentro de la sierra de San Bernardo como fuera de ella hacia el sureste y sur de la misma,
existe un marcado plegamiento, con anticlinales y sinclinales alargados en dirección meridional.
Los anticlinales se presentan generalmente con un radio de curvatura pequeño, mientras que los
sinclinales son amplios y suaves. Comunes son las fallas transversales a la estructura, las que
producen desplazamientos laterales de los bloques y de los ejes de los pliegues.
A veces la forma topográfica es similar a la estructural constituyendo montañas de
plegamiento, ya que las lomas alargadas coinciden con los anticlinales, como el anticlinal del
cerro Chenque (Sierra Silva), mientras que algunos bajos se corresponden con sinclinales. Este
anticlinal, ubicado al oeste del brazo norte del lago Colhué Huapí, es claramente asímétrico con
inclinaciones superiores en el flanco occidental, superando en muchos casos los 50º, mientras
que el flanco oriental, tiene pendientes más suaves, normalmente entre 10 y 15º. Aquí el eje de
la estructura se encuentra cortado por fallas transversales, las que delimitan diferentes bloques.
Los mantos o coladas de rocas básicas se disponen, en general, en las zonas
tectónicamente deprimidas (sinclinales).
La zona más afectada tectónicamente es la occidental tanto en la conformación de
pliegues como fallas. Así, la Península Grande en el lago Colhué Huapí es una morfología
positiva generada por un anticlinal suave, mientras que las áreas deprimidas del lago tanto al
oeste como al este se deben a sinclinales también suaves. Algo similar ocurre con la península
Baya en el lago Musters. En general, los grandes cuerpos de agua al igual que las coladas de
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
38
rocas volcánicas se ubican en zonas tectónicamente deprimidas (sinclinales).
El área oriental es tectónicamente más tranquila y los estratos inclinan suavemente, en
general con buzamientos entre 1 y 2º hacia el sur con suaves ondulaciones, en dirección al
depocentro de la cuenca, de manera tal que la base de la F. Salamanca, que aflora en cotas
próximas a los 300 ms.n.m. en el valle del río Chico, llega a ubicarse a varios cientos de metros
debajo del nivel del mar actual, en Comodoro Rivadavia.
En base a estudios geofísicos y perforaciones que alcanzaron el basamento cristalino, se
habría demostrado que éste se encuentra fracturado escalonadamente y que ha tenido influencia
capital sobre la cubierta sedimentaria.
De haberse depositado los terrenos en forma normal, sin subsidencia intermitente a lo
largo de planos de fallas, el incremento de espesores sería regular y progresivo hacia el centro de
la cuenca. Esto no sucede así, ya que hay evidencias de subsuelo que indican que las
dislocaciones fueron reactivadas contemporáneamente con el período de depositación. De
manera que donde existe un incremento notable de la potencia de los estratos, corresponde o
hace sospechar a una zona de fallas del basamento con grandes rechazos.
Lombard y Ferello (1965), analizan un perfil de refracción registrado en Pampa de
Salamanca y asignan a las rocas cuyas velocidades de transmisión de ondas superan a los 5.500
m/seg al basamento cristalino. Ven que sobre este basamento hay secciones estratigráficas con
velocidades menores y que se acuñan contra las partes elevadas del escalonamiento. También en
las líneas sísmicas de reflexión se diferencia la columna sedimentaria apoyada sobre una
discordancia elaborada sobre el basamento, el cual es irregular, con altos locales y abruptos
escalonamientos descendentes hacia el sur a lo largo de fallas importantes.
Al frente de estos escalones, en general levemente basculados, los sedimentos se acuñan
y curvan en forma cóncava hacia arriba dado que las fallas principales directas, de orientación
preferencial este-oeste a noroeste-sudeste, han sufrido reactivaciones en el tiempo y generaron
otras subsidiarias y antitéticas que han favorecido el plegamiento estratal en los yacimientos de
petróleo y gas en el llamado “Flanco Norte” de la cuenca del Golfo San Jorge.
Estos movimientos tectónicos descendentes y diferenciales a lo largo de fallas
tensionales, generaron áreas deprimidas o fosas (grabens) y bloques o pilares sobreelevados
(horts) y que las sucesivas reactivaciones, que en algunos casos llegan a manifestarse sobre el
relieve actual, indican que su actividad, aunque tenue, aún continúa.
En profundidad, estas fallas llegan a tener un rechazo que supera los 500 metros, valor
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
39
que va progresivamente disminuyendo hacia los términos estratigráficos más jóvenes, de manera
tal que los movimientos principales se produjeron durante el inicio de la cuenca, con fuertes
escalonamientos de basamento y de las rocas volcánicas del Jurásico, disminuyendo su actividad
intermitente paulatinamente hasta la actualidad.
Es durante el Terciario cuando se sobreimpone sobre este escalonamiento tensional
movimientos laterales, de rumbo, que hacia el oeste se resuelven en fallas inversas, muchas de
ellas de rumbo dominante norte-sur, ya que esta dirección es la más favorable para su formación.
En la Sierra Silva, Codo del Senguerr, Papelía y otros anticlinales son claros los movimientos
compresivos, originados casi ortogonalmente a las fallas con desplazamiento de rumbo.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
40
Figura 12: Anticlinal de Sierra Silva (Peroni et al., 1995).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
41
Figura 13: Corte regional este-oeste (Peroni et al., 1995).
Figura 14: inversión tectónica, hacia el oeste de la Cuenca del Golfo San Jorge.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
42
4. HIDROCARBUROS
El área es una importante productora de hidrocarburos, especialmente en su sector sur, ya
que de allí se extrae la mayor parte del petróleo producido por la provincia del Chubut.
El pozo descubridor de petróleo se perforó en 1907 en General Mosconi (Km 3),
inmediatamente al norte de la ciudad de Comodoro Rivadavia. Desde esa fecha, más de 25.000
pozos se perforaron en la cuenca, de los cuales un porcentaje importante se ubicó dentro de esta
zona.
La producción de petróleo se ha ido incrementando a través del tiempo y a pesar de ser la
primera zona en ponerse en explotación y de haber sido la más intensamente explotada, todavía
queda un importante remanente por extraer, ya sea por producción primaria, secundaria o
asistida.
La producción principal ha sido la de hidrocarburos líquidos (petróleo) de varios tipos,
pesados, medianos y livianos, en general de base parafínica. Su extracción se realiza
normalmente mediante aparatos de bombeo, ya que son pocos los pozos surgentes a lo largo del
tiempo.
En menor escala, especialmente en los campos periféricos, ha sido de interés la
explotación del gas, aunque últimamente ha habido un aporte importante desde los yacimientos
occidentales de la empresa Pan American Energy.
En general, el hidrocarburo ha sido extraído de profundidades variables entre
aproximadamente 500 metros a poco más de 3.000 metros bajo el nivel del mar.
Este hidrocarburo se ha alojado mayoritariamente en unidades estratigráficas con edades
que van desde el Cretácico inferior al Paleoceno, comprendiendo a las formaciones Mina El
Carmen, Comodoro Rivadavia, Yacimiento El Trébol, y Salamanca.
Los reservorios más comunes son estratos de areniscas, con espesores individuales muy
variables, pero que en general oscilan entre 2 y 10 metros. Su porosidad también es variable y
decreciente con la profundidad, desde 25% los más someros hasta 15% los más profundos,
siendo primaria para los niveles superiores y secundaria para los inferiores. También su
permeabilidad es bastante disímil y amplia pero que en general fluctúa alrededor de los 100
milidarcys.
Las trampas son en su mayoría combinadas, ya que existe una importante componente
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
43
deposicional o sedimentaria, asociada a otra estructural (fallas y pliegues).
Dentro del denominado flanco norte de la cuenca y específicamente en el yacimiento
petrolero de El Tordillo, Chelotti et al. (1999), mediante la interpretación de líneas sísmicas 3D y
del análisis de cientos de pozos perforados, elaboraron un modelo estructural local que
representa la historia tectónica del área. La estructura allí es esencialmente extensional, de rumbo
estesureste, donde un corte norte-sur muestra una falla principal o maestra y desarrollo de otras
sintéticas y antitéticas. Aquí los mejores reservorios de petróleo están en areniscas de las
formaciones Comodoro Rivadavia y Yacimiento El Trébol. También suele haber buenas
producciones en los miembros medio y superior de la Formación Mina El Carmen. En este
yacimiento la intensa fracturación, asociada con una importante disolución de minerales
producido por la circulación de fluidos, generaron buenos reservorios de hidrocarburos
(porosidad secundaria).
Las formaciones Yacimiento El Trébol y Salamanca producen (o han producido) en los
yacimientos de El Trébol, Diadema, Campamento Central, Escalante, Cañadón Perdido, Caleta
Córdova, Restinga Alí. La Formación Comodoro Rivadavia produce en la mayoría de los
yacimientos del flanco norte, mientras que la Formación Mina El Carmen tiene buenas
producciones en areniscas lenticulares en los yacimientos de El Trébol, El Tordillo y Escalante.
Como sello de los reservorios areniscosos actúan los materiales pelíticos, de gran
distribución dentro de la cuenca del Golfo San Jorge y que se van haciendo progresivamente más
piroclásticos hacia el oeste y noroeste.
La Formación Pozo D-129 se considera como la principal roca generadora de
hidrocarburos de la cuenca del Golfo San Jorge, especialmente los estratos de pelitas negras, de
origen lacustre, con alto contenido de materia orgánica. Hacia el borde norte y noroeste de
cuenca, esta unidad grada a depósitos más oxidantes de la Formación Matasiete, Miembro Los
Alazanes, etc., con aumento en el contenido de material piroclástico.
También se estima que hubo generación en las pelitas gris oscuras, con materia orgánica
lacustre, de la Formación Anticlinal Aguada Bandera-1, aunque este petróleo sólo estaría
presente en el sector oeste.
Los petróleos de los distintos yacimientos tienen densidades variables entre livianos y
pesados (densidades API entre 15-35º), siendo los medianos a pesados los más comunes. En
general, las densidades y las alteraciones van disminuyendo hacia el centro de la cuenca y hacia
las profundidades. Así, los acumulados en la Formación Mina El Carmen son más livianos que
los de la Formación Comodoro Rivadavia. La mayoría son de base parafínica, parafínica-
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
44
nafténica y parafínica-asfáltica, con distintos grados de biodegradación, quizás debido a las
frecuentes remigraciones.
Las estructuras donde el petróleo y gas se acumularon son del tipo extensional en el este,
con bloques descendentes a lo largo de fallas regionales lístricas, asociadas con otras menores
contraregionales (antitéticas y rollover), o bien conformando fosas y pilares tectónicos (grabens
y horts). Hacia el oeste aparecen yacimientos asociados a anticlinales fallados (Anticlinal
Grande, Río Chico, Cº Blanco, etc.).
Figura 15: Tectónica en el yacimiento El Tordillo (modificado de Chelotti et al., 1999).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
45
5. BIBLIOGRAFÍA
Andreis, R.R., 1977. Geología del área de Cañadón Hondo, Dpto. Escalante, provincia de
Chubut, República Argentina. Obra del Centenario del Museo de La Plata, 4(Geología): 77-102.
La Plata.
Bellosi, E.S., 1987. Litoestratigrafía y sedimentación del “Patagoniano” en la Cuenca San
Jorge. Terciario de las provincias de Chubut y Santa Cruz, Argentina. Tesis doctoral nº 2072.
Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad de Buenos Aires: 1-268. Inédito.
Bellosi, E.S., 1990. Formación Chenque: registro de la transgresión patagoniana en la
Cuenca San Jorge. 11º Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 57-60. San Juan.
Bellosi, E.S., 1995. Paleogeografía y cambios ambientales de la Patagonia Central
durante el Terciario medio. Boletín de Informaciones Petroleras Nº 44: 50-83. Buenos Aires.
Bellosi, E.S., 1998. Depósitos progradantes de la Formación Santa Cruz, Mioceno de la
Cuenca San Jorge. 7º Reunión Argentina de Sedimentología: 110-112. Salta.
Bianchi, J.L., 1989. Propuesta para un modelo paleoambiental correspondiente al sector
norte de la Cuenca Golfo San Jorge. 1º Congreso Nacional de Exploración de Hidrocarburos,
Mar del Plata, 1: 105-132. Buenos Aires.
Bonaparte, J.F. y Z. De Gasparini, 1978. Los Saurópodos de los Grupos Neuquen y
Chubut y sus relaciones cronológicas. Séptimo Congreso Geológico Argentino. Actas II: 393-
406. Neuquen.
Césari, O. y A. Simeoni, 1994. Planicies fluvioglaciales terrazadas y bajos eólicos de
Patagonia Central, Argentina. Zbl. Geol. Paläont. Teil I(H. ½): 155-164. Stuttgart.
Chelotti, L.A., 1997. Evolución Tectónica de la Cuenca Golfo San Jorge en el Cretácico y
Terciario: algunas observaciones desde la interpretación sísmica. Boletín de Informaciones
Petroleras, 49: 62-82. Buenos Aires.
Chelotti, L.A., R. Czeplowodzki, G. Fortunato, S. Cersósimo y E. Trinchero, 1999.
Tectónica del Flanco Norte de la Cuenca Golfo San Jorge, Argentina: el yacimiento El Tordillo
desde la sísmica 3D. 14º Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 235-238. Salta.
Feruglio, E., 1949. Descripción Geológica de la Patagonia. Dirección General de
Yacimientos Petrolíferos Fiscales. Volumen II: 1-349. Buenos Aires.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
46
Fitzgerald, M., M. Mitchum, M. Uliana y K. Biddle, 1990. Evolution of the San Jorge
Basin, Argentina. The American Association of Petroleum Geologists, Bulletin, 74: (6): 879-
920. Texas, U.S.A.
González, R., 1971. Descripción Geológica de la Hoja 49 C, “Sierra San Bernardo”.
Dirección Nacional de Geología y Minería. Bol. 112. Buenos Aires.
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. 11º Congreso Geológico
Argentino, Actas 3: 173-176. San Juan.
Homovc, J.F., G.A. Conforto, P.A. Lafourcade y L.A. Chelotti, 1995. Fold beld in the
San Jorge Basin, Argentina: an example of tectonic inversión. From Buchanan J.G. and
Buchanan, P.G. (eds.), Basin Inversion, Geological Society Special Publication Nº 88: 235-248.
Oxford.
Lombard, E. y R. Ferello, 1965. Evidencias de escalonamientos en el zócalo cristalino y
su influencia sobre la cubierta sedimentaria al norte de Comodoro Rivadavia según sísmica de
reflexión y refracción. Acta Geológica Lilloana, 7: 271-284. Tucumán.
Mazzoni, M.M., 1985. La Formación Sarmiento y el vulcanismo paleógeno. Revista de la
Asociación Geológica Argentina, 40: 60-80. Buenos Aires.
Pascual, R. y O. Odreman Rivas, 1971. Evolución de las comunidades de los vertebrados
del Terciario Argentino. Los aspectos paleozoogeográficos y paleoclimáticos relacionados.
Ameghiniana, VIII (3-4): 372-402. Buenos Aires.
Peroni, G.O., A.G. Hegedus, J. Cerdan, L. Legarreta, M.A. Uliana and G. Laffitte, 1995.
Hydrocarbon Accumulation in an Inverted Segment of the Andean Foreland: San Bernardo Belt,
Central Patagonia, in A.J. Tankard, R. Suárez Soruco y H.J. Welsink: Petroleum Basins of South
America, AAPG Memoir 62, 403-419, U.S.A.
Pezzutti, N.E. y L.M. Villar, 1978. Los complejos alcalinos en la zona de Sarmiento,
provincia del Chubut. 7º Congreso Geológico Argentino. Actas 2: 511-520. Buenos Aires.
Sciutto, J.C., 1981. Geología del Codo del Río Senguerr, Chubut, Argentina. VIII
Congreso Geológico Argentino. Actas III: 203-219. San Luis.
Sciutto, J.C., 1995. Origen y migración de los hidrocarburos en la cuenca del Golfo San
Jorge, sur del Chubut y norte de Santa Cruz, Argentina. Naturalia Patagónica, Ciencias de la
Tierra 3: 1-23. Comodoro Rivadavia.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
47
Teruggi, M., 1962. Sobre la presencia de analcima sedimentaria en el Chubutiano del
Codo del Río Senguerr. Museo de la Plata. Sección Geología, Tomo V: 193-217. La Plata.
Teruggi, M., 1971. Criterios para el reconocimiento y estudio de Paleosuelos. Revista
Asociación Geológica Argentina, XXVI, 4: 485-490. Buenos Aires.
Teruggi, M. y H. Rosetto, 1963. Petrología del Chubutiano del Codo del Río Senguerr.
Boletín de Informaciones Petroleras, 354: 18-35. Buenos Aires.
Uliana, M.A., L. Legarreta, G.A. Laffite y H. Villar, 1999. Estratigrafía y Geoquímica de
las facies generadoras de hidrocarburos de las cuencas petrolíferas de Argentina. 4º Congreso de
Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos. Mar del Plata. Actas 1: 1-61. Buenos Aires.
Vietto, M.E., 2000. Informe petrográfico de muestras de rocas volcánicas y subvolcánicas
del área de la hoja geológica “Escalante”. U.N.P.S.J.B., Informe interno: 1-20. Comodoro
Rivadavia.
Bibliografía adicional
Allen, J.R.L., 1983. Studies in fluviatile sedimentation: bars, bar-complexes and
sandstone sheets (low sinuosity braided streams) in the Brownstones (L. Devonian), Welsh
Borders. Sediment Geol 33: 237-293.
Díaz Molina, M., 1984. Sedimentación Fluvial. En: Ciclo de Seminarios de
Sedimentología, Instituto Geológico y Minero de España, Volumen 1: 27-92, Madrid.
Einsele, G., 2000. Sedimentary Basins: Evolution, Facies, and Sediment Budget.
Springer-Verlag, 792 p., Berlin.
Galloway, W.E., W.K. Hobday, 1996. Terrigenous clastic depositional systems, 2nd edn.,
491 p., Springer, Berlin Heidelberg.
Miall, A.D., 1977. A review of the braided river depositional environment. Earth Science
Rev., 13: 1-62.
Miall, A.D., 1985. Architectural element analysis: a new method of facies analysis
applied to fluvial deposits. Earth Sci. Rev. 22: 261-308.
Miall, A.D., 1996. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis,
and Petroleum Geology. Springer-Verlag, 582 p., Berlin.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
48
Nichols, G., 1999. Sedimentology and Stratigraphy. Blackwell Science Ltd., 355 p.,
Oxford.
Reineck, H.E. and I.B. Singh, 1975. Depositional Sedimentary Environments: With
Reference to Terrigenous Clastics. Springer-Verlag, 439 p., Berlin.
Scasso, R.A. y C.O. Limarino, 1997. Petrología y Diagénesis de Rocas Clásticas.
Publicación Especial Nº 1 de la Asociación Argentina de Sedimentología, 258 p., Buenos Aires.
Spalletti, L.A., 1986. Nociones sobre Transporte y Depositación de Sedimentos Clásticos.
Serie Técnica y Didáctica Nº 13. Universidad Nacional de La Plata, Facultad de Ciencias
Naturales y Museo, 102 p., La Plata.
Tucker, M.E., 1991. Sedimentary Petrology An Introduction. Blackwell Scientific
Publication, 260 p., Oxford.
Vera Torres, J.A., 1994. Estratigrafía. Principios y Métodos. Editorial Rueda, 806 p.,
Madrid.
Walker, R.G. and N.P. James (Edits.), 1992. Facies Models: Response to Sea Level
Change. Geological Association of Canada, 454 p., Ontario.
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
49
Curso GEOLOGÍA DE CAMPO
Comodoro Rivadavia – Sierra San Bernardo
Universidad Nacional de la Patagonia S. J. B.
ADJUNTOS
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
50
Figura 16: Principales tipos de ríos (Miall, 1977).
Figura 17: Sistema de canal anastomosado, con crecimiento lateral (perfil A) y crecimiento simétrico (perfil B).
(Galloway, W.E., Hobday, D.K., 1996).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
51
Figura 18: Canales braided (entrelazados). (Galloway, W.E., Hobday, D.K., 1996).
Figura 19: Canal meandroso con barras de chute (Galloway, W.E., Hobday, D.K., 1996).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
52
Figura 20: Canal meandroso, de alta sinuosidad, con buen desarrollo de barras de meandro (point bar). (Galloway,
W.E., Hobday, D.K., 1996).
Figura 21: Dunas de crestas rectas. Relación entre su forma superficial y la estructura entrecruzada generada (Miall,
1996).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
53
Figura 22: Entrecruzamientos tangenciales en la base. Pueden producirse por ripples que migran a contracorriente en
dunas subacuáticas (Nichols, 1999).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
54
Figura 23: El buzamiento verdadero de un entrecruzamiento planar no se puede determinar mediante una simple
cara vertical de un afloramiento. Pero puede medirse directamente de una superficie horizontal (T), o bien puede
calcularse mediante dos buzamientos aparentes (A y B) (Tucker, 1991).
Figura 24: Coset de estratificación entrecruzada planar, con superficies límites de primer orden entre los distintos
sets (Miall, 1996).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
55
Figura 25: La migración de ripples (ondulas) y dunas (megaóndulas) de crestas rectas forman entrecruzamientos
planos. Crestas sinuosas o aisladas de ripples y dunas producen la estratificación en artesa (trough). (Tucker, 1991).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
56
Figura 26: Sets y co-sets en la estratificación entrecruzada (Nichols, 1999).
Figura 27: Estratificación lenticular. La parte superior originada por ripples de corrientes y la inferior por ripples de
oscilación (oleaje). (Reineck and Singh, 1975).
U.N.P.S.J.B. - Facultad de Ciencias Naturales - Departamento de Geología - Cátedra de Sedimentología
57
Figura 28: Estratificación lenticular con aislados lentes de arena (Reineck and Sing, 1975).
Figura 29: Varios tipos de estratificación flaser, a) estratificación flaser asociada con ripples de corriente de crestas
rectas, b) asociada con ripples de crestas sinuosas y c) asociada con ripples de oscilación (Reineck and Singh, 1975).