CUENCA DEL GOLFO SAN JORGE

VIII Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos Simposio Cuencas Argentinas: visión actual

CUENCA DEL GOLFO SAN JORGE Claudio Sylwan1, Carolina Droeven2, Juan Iñigo2, Francisco Mussel2, Diego Padva1 1: Pan American Energy L.L.C., Exploración, Buenos Aires. 2: Pan American Energy L.L.C., Desarrollo de Reservas, Buenos Aires.

ABSTRACT The Golfo San Jorge basin is located in central Patagonia, between latitude 44º and 47ºS, covering a surface of approximately 170,000 km2. Regarding hydrocarbon production the basin presents the highest cumulative value in Argentina, and its present production rate is second to the Neuquina basin. This intracratonic basin is predominantly extensional, trending roughly in an East-West direction, from the Andean belt to the Atlantic Ocean. The technical basement of the basin consists of a sedimentary-volcanic complex associated to a rift process of Middle to Upper Jurassic age. These deposits cover almost the entire Patagonia. Subsequently, the Neocomian sedimentary cycle took place under late rift conditions, synsedimentary filling grabens and half grabens, mostly continental but with some marine Pacific transgressions. After a regional tilt of the main axis of the basin, the Chubutian sedimentary cycle starts. The Pozo D-129 Formation (Barremian-Aptian) of mainly lacustrine origin, with moderate organic content, is the most important source rock of the basin. Overlying it, a group of fluvial-shallow lacustrine units were deposited under late sag conditions. These units contain the reservoirs that host the bulk hydrocarbon accumulations of the basin. During the Tertiary, the basin shows an alternation of marine and continental deposits. The main phase of compression uplifts the N-S trending San Bernardo foldbelt by reactivating previous normal faults. The Quaternary deposits, very widespread in the whole Patagonia, represents drastic climatic changes, such as glaciations, and the consequent sea level fall. Volcanic activity throughout the history of the basin is expressed in the high tuffaceous content of the entire column, affecting the quality of the reservoirs. Hydrocarbon generation and expulsion is thought to have begun at 50-80 Ma. After migrating through a network of faults and pathways, the oil is trapped in both extensional and compressional structures.

palabras previas Este trabajo se realiza como una “puesta al día” del trabajo de síntesis que el primer autor escribiera hace diez años (Sylwan, 2001). La implementación, casi rutinaria de programas sísmicos 3D, así como también la utilización de las nuevas tecnologías, tanto analíticas como aplicadas a los registros eléctricos de pozo, y las renovadas interpretaciones surgidas de estudios de afloramientos, han permitido al geólogo reformular muchos aspectos de la geología de la cuenca. Estos avances en el conocimiento han sido el fundamento principal que ha permitido llevar a cabo exitosamente nuevas ideas exploratorias. A modo de ejemplo se puede citar la

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incorporación de reservorios no convencionales al conjunto de formaciones productivas y, como nuevo desafío, las campañas de exploración en el sector costa afuera, que desde hace unos pocos años se vienen ejecutando.

INTRODUCCIÓN La Cuenca del Golfo San Jorge se encuentra ubicada en la Patagonia central, entre los 44 y los 47° de latitud Sur y entre los 66 y 71° de longitud Oeste (Figura 1). Cubre una superficie de aproximadamente 170.000 km2, de los cuales una tercera parte corresponde al sector de costa afuera. Políticamente, se ubica en territorios que pertenecen a las provincias del Chubut y de Santa Cruz. La cuenca se encuentra limitada por el Macizo Norpatagónico o de Somuncurá por el Norte, por el Macizo del Deseado por el Sur, por la Cordillera de los Andes por el Oeste y por el margen continental del Océano Atlántico por el Este. Si bien la cuenca muestra, como resultado de una dominante tectónica extensional, rasgos estructurales principales en sentido E-W, la faja plegada de San Bernardo se extiende en sentido N-S, dividiéndola en dos sectores: Este y Oeste. A su vez, en el sector Este se reconocen las zonas de Flanco Norte, Flanco Sur, Centro de Cuenca y Costa Afuera (Figura 1).

Figura 1: Ubicación geográfica de la Cuenca del Golfo San Jorge, con las localidades citadas en el texto: 1- Pozo O-110 , 2- Pozo O-120, 3- Pozo EH.xp.307, 4- Pozo Ca.es-1, 5- Pozo CPB.es-1, 6- Pozos LA-1, LA.x-2 & PO.x-2, 7- Lago Fontana, 8Lago Colhué Huapi, 9- Pozo AAB.x-1, 10- Pozo SRD.es-1, 11- Pozo LE.x-1, 12- Yacimiento Cañadón León, 13- Yacimiento Cerro Dragón, 14- Pozo MMO.xp-7, 15- Pozo CRM.x-1, 16- Pozo RChN.x-1, 17- Pozo AdP.es-1, 18- Pozo CGu.es-1, 19Sector Cerro Guadal-Ferrarotti, 20- Pozo EZ.x-1, 21- Pozo CDS.x-1 & afloramiento Codo del Senguerr, 22- Pozo D-129, 23Cerro Chenque, 24- Pozo CEP.es-1, 25- Pozo UO.Simms-1, 26- Cerro Ballena, 27- Cerro Colorado de Galveniz, 28- Pozo Albatros, 29- Yacimiento El Tordillo, 30- Pozos Pan de Azúcar x-1 y Lomita de la Costa es-1, 31- Pozos Aurora x-1, Elisabet x-1 y Silviax-1, 32- Pozo Alicia x-1, 33-Pozos Marta x-1 y x-2, 34- Pozo Kaikén x-1, 35- Pozo Petrel x-1, 36- Pozo Belinda x-1.

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El basamento técnico de la cuenca está dado por el denominado Complejo VolcánicoSedimentario Jurásico Superior (Clavijo, 1986), de edad jurásica media a superior. Esta es la más extensa unidad, aunque no la única, que subyace la columna sedimentaria. Dependiendo de la ubicación en la cuenca subyacen también rocas ígneas desde precámbricas hasta eomesozoicas, así como también unidades sedimentarias neopaleozoicas y mesozoicas. La columna sedimentaria adquiere un espesor máximo de 8.000 metros en el centro de la cuenca y es, en general, dominada por sedimentos continentales del Cretácico y del Terciario. El 13 de diciembre de 1907 se realiza el descubrimiento de petróleo en cercanías de la entonces incipiente ciudad de Comodoro Rivadavia. Desde ese entonces se llevan perforados más de 37.000 pozos. Debido a su producción acumulada, la Cuenca del Golfo San Jorge es la más prolífica de la Argentina. Desde los inicios de la actividad se llevan producidos 650 x 106 m3 (4.088 x 106 barriles) de petróleo y 86 x 109 m3 (3,05 tcf) de gas. En la actualidad, la producción diaria en toda la cuenca se ubica en un promedio de 45.000 m3 (280.000 barriles) de petróleo y alrededor de 15 x 106 m3 (0,5 bcf) de gas. Respecto a las reservas probadas remanentes, al término del año 2009 (Secretaría de Energía, 2011), se informaba un valor de 244 x 106 m3 (1530 x 106 barriles) de petróleo y 43,6 x 109 m3 (1,5 tcf) de gas. En términos de reservas de hidrocarburos, la Cuenca del Golfo San Jorge ocupa el segundo lugar en la Argentina, luego de la cuenca Neuquina.

ENTORNO REGIONAL Geotectónicamente, la cuenca se encuentra ubicada en el extremo sur de la Placa Sudamericana, la que en su movimiento hacia el Oeste converge contra las placas de Nazca y la Antártica (Figura 2). Sobre la base de hallazgos de fósiles carboníferos y pérmicos en varias localidades patagónicas, una vinculación paleogeográfica con las Islas Malvinas en tiempos del Gondwana ha sido postulada (Suero, 1962; Lesta et al., 1980). En adición, la mayoría de los autores coinciden en la participación de la Patagonia en el Supercontinente Gondwana (i.e., Fitzgerald et al., 1990; Peroni et al., 1995). Por otro lado, Ramos (1984, 1996), basado en evidencias estructurales y magmáticas, propuso que la Patagonia, y quizás la Península Antártica y otros fragmentos menores, puedan haberse acrecionado a Gondwana a lo largo de una zona de subducción hacia el norte, durante el Pérmico medio a Superior. Estudios más recientes, llevados a cabo con dataciones de U-Pb en circón, geoquímica y análisis isotópicos brindan un nuevo modelo para la colisión del Paleozoico Superior (Pankhurst et al., 2006). Estos autores, a su vez, asocian la formación de la cuenca a la colisión entre los macizos del Deseado y Somuncurá a los 320-310 Ma (Carbonífero).

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El primer evento sedimentario registrado en la región, es probablemente el asociado al depocentro de lineamiento NNW-SSE, originado durante el Carbonífero-Pérmico (Ugarte, 1966; Lesta et al., 1980), que se interpreta como relacionado a la evolución del margen Pacífico (Forsythe, 1982). Urien et al. (1995) consideran a este período con características transtensivas, las que habrían perdurado hasta el Pérmico-Triásico, favoreciendo las condiciones que permitieron las intrusiones graníticas en los macizos del Deseado y Somuncurá, y la generación de la pequeña Cuenca El Tranquilo al sur de la Cuenca del Golfo San Jorge. Durante el Lías, una cuenca marina de lineamiento NNW-SSE se desarrolló hacia el Pacífico. Algunos depósitos continentales de la misma edad han sido también reportados, en zonas más marginales. Subsecuentemente, el Dogger registra un período de un generalizado proceso extensional en toda la Patagonia, siendo los depocentros, en general con geometrías de hemigrábenes, rellenados con material volcaniclástico y sedimentos lacustres y marinos, representando un estadio tectónico de rift. Estos hemigrábenes, de orientación diversa (aunque predominantemente NW-SE en el sector Oeste) representan el marco depositacional típico de los sedimentos neocomianos, los que corresponden en el contexto tectosedimentario a un estadio

Figura 2: Mapa macrogeotectónico de la región. Modificado de Biddle et al. (1996).

de rift tardío. En la Sierra de San Bernardo hay una zona de fallamiento extensional de dirección N-S desarrollada en ése período. Estas fallas fueron afectadas por la tectónica compresiva andina durante el Terciario, observándose una clara inversión tectónica, que erigió la actual faja plegada. En el sector Este de la cuenca se desarrollaron fallas extensionales de sentido preponderante E-W. Este fallamiento culminó entre 120 y 130 Ma, cuando la corteza oceánica comenzó a formar el Océano Atlántico (Fitzgerald et al., 1990).

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La fase tectónica Patagonídica inicial es interpretada como la responsable del evento erosivo que subsecuentemente afectó a la totalidad de la cuenca, probablemente causado por una aceleración de la Placa de Nazca (Barcat et al., 1989; Chelotti, 1997). Este evento creó no sólo espacio, sino también el volumen de material sedimentario disponible para dar comienzo a un nuevo ciclo, conocido con el nombre de Chubutiano (formalmente Gr. Chubut; Lesta, 1968). Este ciclo sedimentario se deposita sobre una discordancia angular, con su depocentro localizado más al E, con respecto al depocentro principal del ciclo sedimentario anterior (Figari et al., 1999). La orientación prevaleciente de este nuevo ciclo sedimentario es en forma marcada E-W. De acuerdo a Fitzgerald et al. (1990) este ciclo representa la fase de subsidencia termal (sag) de la cuenca. Por otro lado, Figari et al. (1999) interpretan a este ciclo como el resultado de esfuerzos extensionales y transtensionales diferentes a aquellos del ciclo anterior. Estos esfuerzos habrían actuado desde el Cretácico Inferior más tardío hasta el Paleógeno, en condiciones de retroarco. Durante el Maastrichtiano la geometría de las placas atlánticas cambió radicalmente (Chelotti, 1997). Esto tomó lugar en coincidencia con una aceleración en la tasa de subsidencia de la cuenca (Nocioni, 1993), vinculado a la ingresión representada por la Fm. Salamanca (Paleoceno), y con ello la iniciación de un nuevo ciclo sedimentario de edad terciaria. Durante el Mioceno, estas condiciones extensionales cambiaron, siendo el levantamiento de la faja plegada de San Bernardo, de orientación N-S, el resultado de transpresión e inversión tectónica (Chelotti, 1997) vinculados

Figura 3: Cortes regionales compuestos de la Cuenca del Golfo San Jorge, esquematizados a partir de información sísmica. A: modificado de Figari et al. (1999), B: interpretación de los autores, Pz: Paleozoico, LI: Lias, CVS: Complejo Volcánico Sedimentario, NC: Neocomiano, D129: Fm. Pozo D-129, MS: Fm. Matasiete, MC: Fm. Mina del Carmen, CT: Fm. Castillo, CS: Fm. Cañadón Seco, CR: Fm. Comodoro Rivadavia, ME: Fm. Meseta Espinosa, ET: Fm. Yacimiento el Trébol y TC: Terciario.

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al desarrollo de la Cordillera de los Andes. Peroni et al. (1995) interpretan a esta faja plegada como formada por una onda de deformación unidireccional resultando en una deformación por colapso regional a modo de “acordeón”. La morfología actual de la Cuenca del Golfo San Jorge se puede apreciar en los cortes regionales de la Figura 3.

ESTRATIGRAFÍA Como consecuencia del descubrimiento de petróleo en el Flanco Norte en 1907, los estudios geológicos de la cuenca fueron promovidos por el Estado argentino. Las descripciones y correlaciones de las unidades estratigráficas comenzaron a realizarse tanto a nivel de afloramiento como de pozo. Posteriormente, la exploración en otros sectores de la cuenca (Flanco Sur, zona Oeste), dio como resultado descripciones de “nuevas” unidades litoestratigráficas, y muchas de ellas, una vez revisadas, fueron correlacionadas con las anteriores. Este proceso dio como resultado una nomenclatura estratigráfica que no es homogénea para toda la cuenca. Sin embargo, algunas de las unidades más importantes son reconocidas con el mismo nombre regionalmente. La Figura 3 muestra una síntesis de la nomenclatura estratigráfica de la cuenca de acuerdo a las distintas regiones geográficas. Este artículo seguirá la subdivisión estratigráfica usada por Figari et al. (1999) basada sobre el concepto de megasecuencias (Hubbard, 1988). Esta subdivisión es de utilidad ya que, por un lado, las megasecuencias representan fases evolutivas de la cuenca delimitadas por discordancias regionales, y por otro lado, pueden ser divididas en secuencias que coinciden bastante bien con las unidades litoestratigráficas o formaciones. De esta forma, de acuerdo a Figari et al. (1999), la siguiente nomenclatura será usada: Basamento técnico (Megasecuencia 0), constituye el primer estadio de rift mesozoico representado por los depósitos de Complejo Volcánico Sedimentario Jurásico Superior. El Ciclo Neocomiano (Megasecuencia I), un estadio de hemigrábenes maduros, asociados a cuencas hambrientas típicas (Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera; Brown et al., 1982) seguidas subsecuentemente por un episodio de máxima inundación del Océano Pacífico (Fm. Pozo Cerro Guadal; Barcat et al., 1989; Figari et al., 1999). De acurdo a Fitzgerald et al. (1990), esto representa el estadio de rift tardío de la cuenca. El ciclo Chubutiano (Megasecuencia II), sobreyaciendo una discordancia angular regional, representa una inclinación hacia el Este del eje principal de la cuenca. Este cambio es observado en la distribución de espesores de la Fm. Pozo D-129 y parcialmente en la Fm. Castillo; para las unidades suprayacientes, el volumen ocupado parece ser generado por subsidencia termal. El siguiente ciclo es el Terciario (Megasecuencia III), que representa un período de eventos extensivos (con la excepción de

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la faja plegada de San Bernardo) el que juntamente con oscilaciones eustáticas causa una serie de transgresiones y regresiones. Finalmente, el Ciclo Cuaternario (Megasecuencia IV) que representa un período post tectónico durante el cual los mecanismos de depositación fueron impulsados por drásticos cambios climáticos y caídas en el nivel del mar asociados a las glaciaciones del Pleistoceno. La Figura 4 muestra la columna estratigráfica para todos los sectores de la cuenca del Golfo San Jorge. Basamento Pre-Cretácico La Cuenca del Golfo San Jorge es de tipo intracratónico, ubicada entre dos altos estructurales: el Macizo de Somuncurá (también conocido como Macizo Norpatagónico) hacia el Norte y el Macizo del Deseado, hacia el Sur (Figura 1). Estos elementos positivos representan el basamento pre-Cretácico de la cuenca. Litológicamente, están compuestos por un grupo heterogéneo de rocas que incluyen metamorfitas e intrusivos (Paleozoico Inferior-Precámbrico), granitos y esquistos (Devónico), unidades sedimentarias (Carbonífero-Pérmico), rocas ígneas (PérmicoTriásico), pelitas, psamitas y piroclastitas (Triásico), sedimentitas y rocas volcanoclásticas, marinas y sus equivalentes continentales (Lías) y las rocas del Complejo Volcánico Sedimentario (Jurásico Medio a Superior). Muchos autores han llevado a cabo exhaustivos estudios sobre estas unidades pre-cretácicas. Lesta y Ferello (1972), De Giusto et al. (1980), Lesta et al. (1980), Mazzoni et al. (1981), Gabaldón y Lizuain (1982), González (1984), Clavijo (1986), Homovc et al. (1996) entre otros, han publicado los trabajos más completos. A pesar de las litologías y edades tan diversas que componen el basamento Pre-Cretácico, es de importancia analizar con mayor detalle al Complejo Volcánico Sedimentario, ya que se encuentra íntimamente relacionado con los sedimentos cretácicos suprayacientes, y es por esto que es considerado el “basamento técnico” de la cuenca. Basamento Técnico El Complejo Volcánico Sedimentario Jurásico Superior (generalmente llamado Complejo Volcánico Sedimentario o simplemente CVS) es una unidad propuesta por Clavijo (1986). Este consiste principalmente en vulcanitas, volcaniclásticos y, en menor medida, sedimentitas del Jurásico Medio a Superior. Regionalmente, este complejo se halla interdigitado con sedimentos marinos al Oeste, mientras que acentúa su carácter continental hacia el Este (Scasso, 1989). Este complejo incluye diferentes unidades litoestratigráficas que han sido estudiadas en diversos sectores de la cuenca, por ejemplo Fm. Lago La Plata (sector Oeste; Ramos, 1976), Gr. Lonco Trapial (Flanco Norte; Lesta y Ferello, 1972), Gr. Bahía Laura (Flanco Sur; Feruglio, 1949),

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grupo que a su vez fue dividido por Stipanicic (1957) en las Formaciones Chon Aike y La Matilde. Lesta et al. (1980) describen a estos depósitos y su distribución en la cuenca detalladamente. Están presentes en toda la Patagonia, desde los 42° hasta los 55° de latitud Sur, con excepción de ciertas “ventanas” donde sedimentos cretácicos yacen directamente sobre unidades más antiguas, probablemente paleo-altos topográficos. Esta ausencia es observada en los pozos O-110 (El Valle; #1 en Figura 1), O-120 (El Destino; #2 en Figura 1) y EH.xp-307 (El Huemul; #3 en Figura 1) donde rocas ígneas y metamórficas subyacen a depósitos cretácicos (Lesta et al., 1980), en los pozos Ca.es-1 (Cayelli; #4 en Figura 1) donde el Lías se encuentra por debajo de sedimentos neocomianos, y en el pozo CPB.es-1 (Cañadón Pastos Blancos; #5 en Figura1) donde el Neocomiano apoya directamente sobre depósitos del Carbonífero (Clavijo, 1986). En el Flanco Norte, en los pozos Los Alazanes (#6 en Figura 1), la Fm. Pozo D-129 apoya en discordancia sobre un granito de edad pérmica (pozo LA.x-2, edad: 263±10 Ma; Linares y González, 1990). Litológicamente, la Fm. Chon Aike y sus unidades equivalentes en el Flanco Norte están compuestas principalmente por tobas, riolitas, ignimbritas y aglomerados porfíricos, todos ellos derivados de magmas ácidos. Por otro lado, la Fm. La Matilde se compone de estratos de conglomerados, tobas y areniscas, con abundante contenido fósil, grada lateralmente y también sobreyace a la Fm. Chon Aike. El Gr. Lonco Trapial, hacia el norte, presenta litologías de composición mesosilícica a básica (frecuentemente basaltos; Lesta et al., 1980). Clavijo (1986) reconoce un cambio composicional en las rocas volcánicas y volcanoclásticas de esta unidad, la que es aparentemente más ácida y explosiva hacia el Sur y hacia el Este, que hacia el Oeste y Norte. Con respecto a la edad de esta unidad, existen tanto datos paleontológicos como radimétricos que confirman una edad del Jurásico Medio a Superior. Stipanicic y Bonetti (1970) encontraron flora calloviana en la Fm. La Matilde, mientras que Spalletti et al. (1982) obtuvieron dataciones K-Ar correspondiente al Bathoniano-Kimmeridgiano para el Gr. Bahía Laura en el Bajo de San Julián. El Complejo Volcánico Sedimentario Jurásico Superior es similar en edad y composición a la Serie Tobífera de la Cuenca Austral o de Magallanes (Fitzgerald et al., 1990). A este respecto, Scasso (1989) sugiere que estas dos cuencas pueden haber estado conectadas por un pasaje que se hallaría ubicado en la actualidad en territorio chileno. Ciclo Neocomiano Las primeras menciones de sedimentos de edad neocomiana en la cuenca provienen de las observaciones de Brandmayr, las que fueron posteriormente dados a conocer por Feruglio (1949). Los afloramientos neocomianos más importantes se ubican en el sector Oeste, en la Subcuenca Paso Río Mayo. Russo y Flores (1953, informe inédito, en Ploszkiewicz y Ramos, 1977) estiman para estos depósitos un espesor mínimo de 1.200 m., en la zona de Tres Lagunas.

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Figura 4: Columna estratigráfica de la Cuenca del Golfo San Jorge. Megasecuencias de acuerdo a Figari et al. (1999), Eventos según Fitzgerald et al. (1990), Escala temporal (de “Decade of North American Geology, 1983”) en Linares y González (1990).

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El Neocomiano está representado por sedimentos que rellenan grábenes y hemigrábenes que comenzaron su desarrollo durante la megasecuencia anterior. Figari et al. (1990, 2002) interpretan a este ciclo como un estadio de hemigrábenes bajo condiciones de cuenca hambrienta, mientras que Fitzgerald et al. (1990) lo asocian a un estadio de rift tardío. Una típica característica de estos depósitos es que rellenan grábenes y hemigrábenes en forma sintectónica. Estos depósitos presentan un máximo espesor en el Sector Oeste de la Cuenca, mientras que son de menor espesor y más dispersos hacia el Este (Figura 3). Es importante mencionar que existen pocos pozos que penetren estos depósitos y aparte de los afloramientos en la Subcuenca Paso Río Mayo, mucha de la información en el sector oriental de la cuenca, proviene de interpretaciones sísmicas. En la zona oriental de la cuenca, el Ciclo Neocomiano está representado por dos unidades litoestratigráficas: la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera (Lesta, et al., 1980) y la Fm. Pozo Cerro Guadal (Ferello y Lesta, 1973). Originalmente, Lesta et al. (1980) incluyeron a estas formaciones junto con la Fm. Pozo D-129 dentro del Gr. Las Heras. Clavijo (1986), reconoce dos ciclos sedimentarios distintos con diferentes características litológicas, las que a su vez, se hallan separadas por una discordancia erosiva regional. Por esa razón, este autor propone excluir a la Fm. Pozo D-129 del Gr. Las Heras. Esta propuesta ha sido aceptada por la mayoría de los especialistas, y se coincide en incluir a la Fm. Pozo D-129 en el Gr. Chubut (i.e. Chelotti, 1997) o en el Chubutiano (Figari et al., 1997; 1999; Hechem, 1998). El Neocomiano está también representado en otros sectores de la cuenca con distintas nomenclaturas formacionales, aunque su descripción detallada escapa a los objetivos del presente trabajo, i.e. Fm. Pozo Paso Rio Mayo (Clavijo, 1986), formaciones Tres Lagunas (Ploszkiewicz y Ramos, 1977), Katterfeld (Ramos, 1976), Apeleg (Ploszkiewicz y Ramos, 1977) en cercanías del Lago Fontana, (#7 en Figura 1) en la Subcuenca de Paso Río Mayo y Sector Oeste; Pelitas Laminares en Centro de Cuenca (Ferello y Lesta, 1973) y Sección Pelítica Basal (Barcat et al., 1989), en cercanías del Lago Colhué Huapi (#8 en Figura 1). Formación Pozo Anticlinal Aguada Bandera La unidad más antigua del Ciclo Neocomiano es la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera. La misma está compuesta principalmente por areniscas grises finas, con matriz tobácea, intercaladas con pelitas negras laminadas, limolitas y fangolitas oscuras hacia la base. La sección intermedia es más rica en arcillas negras y fangolitas oscuras, mientras que hacia su techo se incrementa la presencia de areniscas conglomerádicas, conglomerados y fangolitas (Barcat et al., 1989). Originalmente, esta unidad fue descripta en su sección tipo en el pozo YPF.SC.AAB.x-1 (Anticlinal Aguada Bandera; #9 en Figura 1), donde tiene un espesor mayor de 1.360 m., sin haberse llegado a la base (Lesta et al., 1980). Fitzgerald et al. (1990) mapearon sísmicamente una secuencia que interpretaron como equivalente a la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera.

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Encontraron que su máximo desarrollo se encuentra en el sector SW de la cuenca, en el llamado Graben del Deseado, donde se perforó el pozo YPF.SC.SRD.es-1 (Sur Río Deseado; #10 en Figura 1). Allí, su espesor ha sido calculado en aproximadamente 5.000 m., mientras que en otros sectores de la cuenca varía entre 600 y 1.200 m. Esta unidad se encuentra depositada en el interior de los hemigrábenes, en donde las pelitas se interdigitan con areniscas finas de tipo agradacional cuya proveniencia se relaciona con el margen no fallado del rift (margen pasivo; Figura 5) y con clásticos gruesos que forman abanicos aluviales asociados al margen fallado (margen activo; Figura 5). Figari et al. (1997) mostraron un modelo detallado para los hemigrábenes en la Subcuenca de Paso Río Mayo, siendo éstos de mayor tamaño y de mayor profundidad que los existentes en otros sectores de la cuenca (con excepción del Graben del Deseado), por ejemplo el pozo BS.SC.LE.x-1 (La Emilia; Sylwan et al., 1998; #11 en Figura 1 y Figura 6), Cañadón León (Vela y Hechem, 1997; #12 en Figura 1) así como también en el Flanco Norte, en la zona de Cerro Dragón (#13 en Figura 1). Si bien la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera es principalmente de origen lacustre, hacia el Oeste el Neocomiano inferior muestra evidencias de sedimentación marina. Laffitte y Villar (1982) reportaron la presencia de microfauna de foraminíferos del Jurásico Superior en el pozo YPF.SC.AAB.es-1 (Anticlinal Aguada Bandera; #9 en Figura 1), probablemente relacionado a una transgresión marina desde el Oeste. Vela y Hechem (1997) reportaron microplancton marino en los niveles superiores de la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera en el pozo YPF.Ch.MMO. xp-7 (Mata Magallanes Oeste; #14 en Figura 1). Rodrigo Gainza et al. (1984) describen “niveles claramente marinos” en los pozos YPF.Ch.CPB.x-1 (Cañadón Pastos Blancos, #5 en Figura 1) e YPF.CRM.x-1 (Confluencia Río Mayo; #15 en Figura 1). En la zona de Lago Fontana (#7 en Figura 1), Hechem et al. (1993) describieron las secuencias depositacionales neocomianas. En 1996, el pozo OXY.Ch.RChN.x-1 (Río Chico Norte), en el Flanco Norte de la cuenca (#16 en Figura1) proveyó información sobre la presencia de una asociación de elementos marinos de ambiente de plataforma externa (Seiler & Viña, 1997) con la siguiente biota identificada: Gonyaulacysta sp.cf.G. jurassica, Microdinium sp.A, Pareodinia cf. ceratophora, Epistomina sp.A y Epistomina sp.B., asignando a esta asociación una edad del Malm (Kimmeridgiano?). De acuerdo a Seiler y Viña (1997), asociaciones similares fueron también descriptas en los pozos YPF.SC.AAB.x-1 (Anticlinal Aguada Bandera; #9 en Figura 1) e YPF.Ch.AdP.es-1 (Anticlinal de Papelía; #17 en Figura 1) en niveles de la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera. En el pozo Río Chico Norte, esta biota fue encontrada en el intervalo 2.733-2.827 m. Este intervalo ha sido correlacionado con el pozo YPF.Ch.PO.x-2 (Pico Oneto, #6 en Figura 1) por medio de perfiles eléctricos y sísmica, y se ha llegado a la conclusión que es equivalente a la “Sección Pelítica Basal”, unidad informal, la cual es comúnmente aceptada como perteneciente al Neocomiano s.l. (Figura 7). Esta evidencia de elementos marinos en la zona indica, hasta el momento, el punto más oriental registrado que alcanzó el mar “neocomiano” durante el Jurásico Superior.

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Figura 5: Paleogeografía y modelo sedimentario postulado para los hemigrábenes neocomianos. Se observa el desarrollo de las facies de roca madre (Pozo Anticlinal Aguada Bandera facies) y la formación de los potenciales reservorios (abanicos y deltas). Dibujo modificado de Banks et al. (1995).

El Neocomiano temprano, o la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera o sus equivalentes, han provisto registros de biota del Jurásico Superior y del Neocomiano Inferior, por ejemplo, foraminíferos (Laffitte y Villar, 1982), elementos marinos del Tithoniano-Berriasiano en la Fm. Tres Lagunas (en Barcat et al., 1989), así también como palinomorfos de edad cretácica temprana (Archangelsky et al., 1984). Sobre la base de ostrácodos no marinos y carofitas, Masiuk y Viña (en Barcat et al., 1989) asignan esta unidad al Berriasiano Inferior-Valanginiano Inferior. Teniendo en cuenta la curva eustática de Haq et al. (1987), Fitzgerald et al. (1990) ubican a esta unidad en el intervalo Berriasiano-Valanginiano. La Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera es una roca madre cuyo potencial de generación ha sido probado en el sector Oeste (Figari et al., 1999) y en otros sectores de la cuenca (en especial Flanco Norte; Bellosi et al., 2002; Sylwan et al., 2008). Buenas características geoquímicas, pero en un estado aún inmaduro, han sido halladas para esta unidad en el Flanco Sur de la cuenca (Sylwan et al., 1998). Pelitas lacustres mostrando buenas características oleogenéticas han sido en muchas oportunidades encontradas en asociación con la cianobacteria Celiphus rallus (Barreda et al., 2003) en distintos sectores de la cuenca.

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Formación Pozo Cerro Guadal Sobreyaciendo a la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera, se encuentra la Fm. Pozo Cerro Guadal (Ferello y Lesta, 1973). El contacto entre ambas unidades es una discordancia. Este hecho fue primeramente analizado por Ferello y Lesta (1973) quienes sobre la base de perfiles eléctricos de buzamiento sugieren la presencia de una discordancia angular. Esta discordancia es interpretada por Barcat et al. (1989) como representando la fase diastrófica Intra-Valanginiana. En relación con la tasa de subsidencia, se observa una disminución en la misma, en comparación con la tasa que muestra la unidad infrayaciente. La sección tipo de esta unidad fue descripta en el pozo YPF.SC.CGu.es-1 (Cerro Guadal, #18 en Figura 1), donde la totalidad de la formación fue perforada (560 m). Allí, la unidad está litológicamente caracterizada por areniscas cuarzosas, duras y compactas, con matriz tobácea, limolitas tobáceas, tobas de colores claros y pelitas negras silicificadas.

Figura 6: Línea sísmica mostrando la estructura de un hemigraben en el flanco sur de la cuenca. SO (46°57’S, 68°20’W) NE (46°53’S, 68°15’W). D-129=Fm. Pozo D-129, CG=Fm. Pozo Cerro Guadal, AB=Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera, CVS=Complejo Volcánico Sedimentario.

La depositación sintectónica que mostraba la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera, rellenando grábenes y hemigrábenes, continúa durante la depositación de la Fm. Pozo Cerro Guadal. Sin embargo, de acuerdo a Barcat et al. (1989) y a Figari et al. (1999) esta unidad representa un estadio de máxima inundación con influencia marina del Pacífico. La distribución geográfica de esta unidad se relaciona con la distribución de los grábenes y hemigrábenes, los que presentan un lineamiento NW, mostrando su máximo desarrollo en el sector Oeste. Fitzgerald et al. (1990)

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publicaron un mapa isopáquico de esta unidad en el cual puede observarse un espesor medio de 300 m., con un máximo en el Graben del Deseado (#10 en Figura 1). La Fm. Pozo Cerro Guadal se depositó en un ambiente lacustre somero, o al menos en aguas más someras que aquellas de la Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera. Con respecto a esto Peroni et al. (1995) sugieren un cambio en los regímenes de preservación y productividad. De esta forma, los depósitos del Neocomiano inferior (Fm. Pozo Anticlinal Aguada Bandera) presentan acumulaciones de gran riqueza orgánica en un ambiente anóxico de aguas profundas en condiciones de salobridad media y clima húmedo, mientras que en los depósitos del Neocomiano superior (Fm. Pozo Cerro Guadal) las facies orgánicas son menos prolíficas y representan lagos someros de aguas salobres a salinas (alcalinas) relacionadas con un clima semi-árido (Peroni et al., 1995). Hacia el Norte, en la zona de Ferraroti-Cerro Guadal (#19 en Figura 1), Cortiñas y Arbe (1981) reconocieron paeoambientes lacustres y fluviales con episodios de progradaciones fluviodeltaicas, y la presencia de ostrácodos no marinos. El registro bioestratigráfico de esta unidad es escaso, en parte porque pocos pozos han perforado este intervalo y en parte porque la mayoría de las muestran son estériles. La edad de esta unidad es controversial como puede ser apreciado de las siguientes dataciones: - Los afloramientos del sector Oeste, Subcuenca de Paso Río Mayo, presentan una fauna marina del Valanginiano-Hauteriviano (Barcat et al., 1989). - Fitzgerald et al. (1990) sobre la base del hecho que la Fm. Pozo Cerro Guadal infrayace secuencias del Hauteriviano-Barremiano interpretan a esta unidad de edad valanginiana. - La biota identificada en el pozo OXY.Ch.EZ.x-1 (El Zanjón, #20 en Figura 1) es la siguiente: palinomorfos (3.019-3.196 mbbp): Coptospora striata, Cyclusphaera psilata, Cicatricosisporites australiensis, también el fósil calcáreo Candona sp.1 y Candona sp.2 (Seiler y Viña, 1996). Esta asociación ha sido también encontrada en los pozos YPF.SC.AAB.x-1 (Anticlinal Aguada Bandera; #9 en Figura 1), YPF.Ch.AdP.es-1 (Anticlinal de Papelía; #17 en Figura 1) e YPF.Ch.CDS.x-1 (Codo del Senguerr; #21 en Figura 1), lo que otorga a estos depósitos una edad berriasiana (Seiler y Viña, 1996). La presencia de la cianobacteria Celiphus rallus (Barreda et al., 2003) ha sido informada en el pozo OXY.Ch.RChN.x-1 (Río Chico Norte; #16 en Figura 1), siendo esto de importancia desde el punto de vista oleogenético (Peroni, et al., 1995; Figari et al., 1999; Uliana et al., 1999). Los depósitos neocomianos muestran un adelgazamiento y un carácter marginal hacia el Este (Fitzgerald et al., 1990; Figari et al., 1999). Sin embargo, Brown et al. (1982) reportan la presencia de progradaciones oblicuas (de tipo onlap) interpretadas como abanicos deltaicos generados a partir de sistemas fluviales anastomosados en el extremo Este del sector continental de la cuenca. Para el sector costa afuera de la cuenca, Baldi y Nevistic (1996) identifican una importante columna sedimentaria infrayaciendo a la Fm. Pozo D-129, estimando el espesor de los depósitos neocomianos en aproximadamente 800 m.

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Figura 7: Corte estratigráfico esquemático de sentido NE-SO, nivelado a la base de la Formación Pozo D-129, en cercanías al lago Colhué Huapi. Correlación entre los pozos EZ.x-1 (El Zanjón), RCh-1000 (Río Chico), RChN.x-1 (Río Chico Norte), PO.x-2 (Pico Oneto) y LA-1 (Los Alazanes).

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Ciclo Chubutiano Este ciclo está representado por cuatro unidades litoestratigráficas, ellas son: las formaciones Pozo D-129 (equivalente a la Fm. Matasiete en el sector Oeste), Mina del Carmen (equivalente a la Fm. Castillo, en el sector Oeste), Comodoro Rivadavia-Cañadón Seco (equivalente a la Fm. Bajo Barreal, Mb. Inferior, en el sector Oeste) y Yacimiento El Trébol-Meseta Espinosa (equivalente a la Fm. Bajo Barreal, Mb. Superior, en el sector Oeste; Figuras 3 y 4). El conjunto de estas formaciones constituye el Gr. Chubut. El ciclo Chubutiano representa el primer estadio de subsidencia termal (sag) en la evolución de la cuenca (Fitzgerald et al., 1990), que coincide con la basculación del eje de la cuenca y el subsecuente desplazamiento del principal depocentro hacia el Este (Hechem et al., 1990; Figari et al., 1999, 2002). Los reservorios de este ciclo albergan la casi totalidad de los hidrocarburos descubiertos en la cuenca hasta el presente. Contribuciones de detalle respecto a los reservorios del Gr. Chubut en los distintos sectores de la cuenca han sido publicados por González et al. (2002), Salomone et al. (2002) y Sanagua et al. (2002). Asimismo, estudios sobre la proveniencia de las areniscas del Gr. Chubut, han sido presentados por Tunik et al. (2004) y Umazano et al. (2009). Formaciones Pozo D-129 y Matasiete La Formación Pozo D-129 (Lesta, 1968) es la unidad más antigua de este ciclo. Como ya ha sido mencionado, fue originalmente incluida en el Gr. Las Heras pero debido a su relación estratigráfica se la incluye actualmente dentro del Gr. Chubut. La base de la unidad es una discordancia angular regional. Esta interpretación esta basada en los rápidos cambios faciales y de espesor que se observan en la base de la formación (Gómez Omil et al., 1990 en Figari et al., 1999). El carácter erosivo de la base de la Fm. Pozo D-129 es clara en el Flanco Norte (Figura 7) o en el sector Oeste de la cuenca donde frecuentemente la Fm. Pozo Cerro Guadal está erosionada (Clavijo, 1986). La sección tipo de esta unidad está entre los 2.305 y 3.020 mbbp del pozo 129 del yacimiento Diadema, perforado en 1954. Esta unidad está dominada por pelitas con una importante contribución de componentes piroclásticos y escasos carbonatos, los cuales se presentan principalmente en forma de oolitas. El ambiente depositacional grada de lacustre profundo a fluvial y de ahí, las variaciones litológicas. El ambiente lacustre profundo está representado por lutitas y fangolitas negras con algún contenido piroclástico fino y con pirita. Estas litologías tienen un contenido orgánico alto y son la roca madre más importante para la generación de hidrocarburos en la cuenca. Los ambientes poco profundos están representados por limos, areniscas tobáceas, areniscas, arcilitas y calizas cuyos colores varían del gris al verde. Las calizas son en general oolíticas o pisolíticas, raramente coquinas. La matriz de estas rocas es por lo general tobácea y los cementos

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más frecuentes son ceolitas y calcita. Al pasar hacia ambientes subaéreos son más comunes las areniscas, fangolitas tobáceas y areniscas conglomerádicas de colores castaño rojizos asociados a ambientes fluviales y deltaicos. La Formación Pozo D-129 está presente en toda la cuenca, con espesores que varían desde más de 1.500 m. en el centro de cuenca a algunos centenares de metros en las posiciones de margen. Durante muchos años se creyó que esta unidad era únicamente de subsuperficie hasta que Hechem et al. (1987) reconocieron afloramientos de esta formación al Noroeste del lago Colhué Huapi en la localidad de Cerro Chenque (#23 en Figura 1). Estos afloramientos se interpretaron como intercalaciones dentro de la Fm. Matasiete representando estadios de expansión del lago. En la base de la Fm. Pozo D-129 frecuentemente se observa una sección arenosa. Esta facies, relacionada probablemente con la discordancia entre esta unidad y el infrayaciente Neocomiano fueron descriptas por Vela y Hechem (1997) para el Flanco Sur. Esto también se ve en el Flanco Norte. La Figura 7 muestra un corte aproximadamente NE-SW con el desarrollo de un cuerpo arenoso en la base de la Fm. Pozo D-129. Pezzi y Medori (1972, en Barcat et al., 1989) lo identificaron como un miembro de la Fm. Pozo D-129 nombrándolo Mb. Los Alazanes con su sección tipo en el pozo UE.LA-1 (Los Alazanes), (#6 en Figura 1 y Figura 6). Posteriormente, Barcat et al. (1984) correlacionaron el pozo UE.LA-1 con dos secciones sísmicas separadas 30 km. del pozo y propusieron darle a Los Alazanes la categoría de formación, equivalente de la Fm. Pozo Cerro Guadal. Estudios paleontológicos realizados en el pozo OXY.RChN.x-1 (Río Chico Norte) permitieron reconocer las siguientes especies: Cyclusphaera psilata, Balmeiopsis limbatus, Callialasporites trilobatus, Taurocusporites segmentatus y Candona sp (Seiler y Viña, 1997). Esta biota se encontró en el intervalo 2.505-2.665 mbbp (Figura 7) junto con oolitas alfaesféricas y concéntricas, ocasionalmente con ostrácodos en su núcleo indicando un ambiente lacustre poco profundo con aguas claras y cálidas. Seiler y Viña (1997) correlacionan este intervalo con la Fm. Pozo D-129 presente en los pozos YPFmSC.AAB.x-1 (Anticlinal Aguada Bandera), YPFmCh.AdP.es-1 (Anticlinal de Papelía), YPFmCh.CDS.x-1 (Codo del Senguerr), e YPFmCh.CEP.es-1 (Cordón El Pluma) (#9, #17, #21 y #24 en Figura 1). Basados en la evidencia paleontológica, la presencia de oolitas en todos los pozos incluidos en el corte (Figura 7) y la correlación de perfiles sugieren que se mantenga al Mb. Los Alazanes como fue propuesto originalmente por Pezzi y Medori (1972), en la sección basal de la Fm. Pozo D-129. En su sección tipo está compuesta por areniscas grises y verdes finas a gruesas, escasos conglomerados y tobas de color rojo, gris y verde con contenido variable de material clástico arenoso. En la base hay un conglomerado de 12 m. de espesor con clastos micáceos producto de la alteración del granito infrayacente (Figura 7). Se considera que la edad de la Fm. Pozo D-129 es Barremiana a Aptiana de acuerdo a

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los estudios paleontológicos llevados a cabo por varios autores (Archangelsky y Seiler, 1980; Archangelsky et al., 1981; Cortiñas y Arbe, 1981; Laffite y Villar, 1982; Hechem et al., 1987). Desde un punto de vista económico, la Fm. Pozo D-129 representa la roca responsable de la generación del grueso de las reservas de la cuenca. Varios autores coinciden en la buena capacidad de generación de petróleo de esta unidad (Yllañez et al., 1989; Fitzgerald et al., 1990; Peroni et al., 1995; Villar et al., 1996). Un promedio general de la cuenca permite asignar un contenido total de materia orgánica (TOC) en un 1% aunque valores de 3% no son infrecuentes. Los querógenos son del tipo (I)-II to II-III determinados mediante pirólisis Rock-Eval y evidencian abundante material amorfo (Uliana et al., 1999; Figari et al., 1999). Sylwan et al. (2008) calcularon para esta formación un valor de eficiencia de generación-acumulación (GAE, del inglés generationaccumulation efficiency) de 1,26%. Hacia el Oeste, a la altura de la Faja Plegada de San Bernardo, los sedimentos lacustres de la Fm. Pozo D-129 gradan lateralmente a las sedimentitas fluviales de la Formación Matasiete (Ferello y Tealdi, 1950, en Lesta y Ferello, 1972) que en su localidad tipo presenta 650 m. de depósitos piroclásticos y siliciclásticos. Paredes et al. (2003, 2007) han estudiado esta unidad en detalle, identificando facies de canales fluviales individuales, canales fluviales episódicos, llanuras de inundación proximales y distales, así también como depósitos piroclásticos. En el sector de la subcuenca de Paso Río Mayo, los depósitos de la Formación Matasiete estarían vinculados lateralmente con las vulcanitas del Gr. Divisadero, identificadas por Heim (1940), quién las denominó Serie del Divisadero (lavas, ignimbritas y diques de composición andesítica). Ramos (1979) analizó su relación con el Gr. Chubut y a su vez presentó para esta unidad una edad K/Ar de 115±7 Ma, lo que la ubicaría en el Barremiano-Aptiano. Posteriormente, Folguera (2002) y Folguera e Iannizzotto (2004) dividen a este grupo en tres unidades: Fm. Catedral, Fm. Don Rueda y Fm. Kozlowski, en orden cronológico. Formaciones Mina del Carmen y Castillo La Formación Mina del Carmen1* fue definida por Lesta (1968) como una unidad de subsuelo, caracterizada en sus sectores centrales por depósitos piroclásticos, mayormente tobas verdes grisáceas, y lutitas, con pocas areniscas tobáceas intercaladas. Hacia los flancos de la cuenca, la unidad está dominada por areniscas correspondientes a ambientes de depositación fluvio-deltaicos de poco espesor, que muestran una distribución

1* En numerosas contribuciones se ha usado, erróneamente, el nombre Mina El Carmen para denominar a esta formación. La misma debe ser llamada Fm. Mina del Carmen, ya que así ha sido definida originalmente por su autor.

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un tanto irregular. Lóbulos aluviales han sido interpretados en áreas proximales de los flancos, mientras que se presume el desarrollo de fajas de meandros y lagos efímeros en la parte distal de la cuenca (Vela y Hechem, 1997). En el sector Oeste y en la Sierra de San Bernardo, esta unidad esta expuesta y alli es descripta como la Formación Castillo (Ferrello y Tealdi, 1950, en Lesta y Ferello,1972). La litología es muy homogénea y monótona: consiste en tobas líticas verdes y amarillas, areniscas tobáceas marrones, amarillas y de colores rosados. Los horizontes de areniscas son en general finos y discontinuos pero se tornan más frecuentes al techo de la unidad (Figari et al., 2002). Mediante perfiles levantados a lo largo de la Sierra de San Bernardo en cuatro localidades con sentido N-S, Parededes et al. (2010) midieron potencias de afloramientos de la Fm. Castillo desde 30 hasta 800 m., asociados a distintos grados de subsidencia. Estos mismos autores dividen a esta unidad en 15 litofacies, a las cuales agrupan en seis asociaciones de litofacies principales: a) depósitos de planicie subaérea y lagunares, b) depósitos de planicie proximal, c) canales de baja sinuosidad y de tipo braided, d) depósitos subaéreos finos, e) depósitos asociados a procesos de sheet-flood y f) depósitos de caída retrabajados. Propone que la compleja arquitectura aluvial está principalmente condicionada al aporte episódico o estacional de agua y material piroclástico en redes de drenaje locales o regionales asociadas a cambios en la subsidencia local contemporánea. Todas estos depósitos se presentan bien estratificados, mostrando una clara alternancia de niveles de rocas friables y duras. Asociadas a las tobas hay algunos horizontes de arenas y conglomerados, siempre con carácter tobáceo. En general rellenan canales fluviales mostrando estructuras como laminación cruzada y bases erosivas. Regionalmente estas arenas varían en distribución desde casi ausentes a abundantes. El espesor de esta unidad es de 220-300 m. en las zonas marginales a aproximadamente 1.600 a 2.000 metros en el centro de la Cuenca. Las superficies de techo y base de esta formación han sido descriptas como discordancias (Barcat et al., 1984). Con un enfoque tendiente a cuantificar el riesgo petrolero de esta formación para el yacimiento Cerro Dragón (#13 en Figura 1), Acuña et al. (2011) aplican el análisis realizado por Paredes et al. (2010) en afloramientos de la Sierra de San Bernardo, a las coronas pertenecientes a la Fm. Mina del Carmen. Allí identificaron asociaciones de facies similares corroborando la continuidad paleoambiental entre los afloramientos y el subsuelo. A través del análisis de perfiles eléctricos de pozo Acuña et al. (2011) caracterizaron tres facies que les permiten condensar estas asociaciones de facies en tres sub-ambientes sedimentológicos: canales, planicie aluvial y lagunas efímeras con paleosuelos. Foster e Iovine (2008) analizaron en el Flanco Sur los aspectos geomorfológicos principales de los sistemas fluviales y evaluaron la arquitectura fluvial sobre dos secciones: la Fm. Castillo (sección media e inferior) y , por otro lado, la sección superior de Fm. Castillo

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Figura 8: Ejemplos de visualización de canales con atributos sísmicos para la Fm. Mina del Carmen en el yacimiento Cerro Dragón. (a) Horizontalización del cubo sísmico 3D, (b) Extracción de amplitudes RMS (Root Mean Square) por ventanas, (c) Cubo de coherencia y (d) Superposición RGB (Red Green Black) de descomposición espectral.

y toda la sección tobácea (sección cuspidal). En ambas secciones se calcularon parámetros de sinuosidad de 1,25 para la Fm. Castillo y 1,35 en la sección tobácea, anchos de canal de 180 metros para Fm. Castillo y de 250 m. para la sección tobácea, espesores promedio en ambas inferiores a los 15 metros y direcciones de paleocorrientes generales de dirección NW-SE, longitudinales a las fallas extensionales principales de dirección WNW-ESE, con la distinción de pequeñas variaciones de rumbo relacionados a altos estructurales que los orientan en dirección N-S atravesando las fallas normales en forma transversal y generando mejores trampas.

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El estudio sobre el sistema fluvial realizado por Cayo et al. (2011) está acompañado por una estadística en cada una de las sub-unidades identificadas, donde se midieron los índices de sinuosidad de los canales con un rango entre 1,1 y 1,3, identificando cauces ligeramente sinuosos y mostrando un rango análogo al relevado por Foster e Iovine (2008). Concluyen, sobre la base del índice de ocupación de canales, que la proporción de canales es mayor en la base de la unidad y disminuye hacia el techo y en la sección tobácea vuelve a ser mayor, coincidiendo con la enunciado por Figari et al. (2002). En el Flanco Norte, en el yacimiento Cerro Dragón (#13 en Figura 1), Cayo et al. (2011) analizaron la arquitectura aluvial sobre la base de un estudio sísmico de detalle en el cual caracterizaron los canales identificados a través de distintas técnicas geofísicas (Figura 8) y dividen a la Fm. Mina del Carmen en cuatro sub-unidades de acuerdo a sus características sísmicas (amplitudes y continuidad de los reflectores). Al analizar la cinemática de las fallas en cada intervalo, identificaron además, actividad sintectónica en los tramos superiores de la Fm. Pozo D-129, y en los dos tramos basales de la Fm. Mina del Carmen, dejando las fallas de ser activas en los otros dos tramos superiores, coincidiendo con lo postulado por (Figari et al., 1999). Con respecto a la actividad petrolífera en la cuenca, esta unidad representa un importante reservorio, siendo productiva en la mayoría de los campos petroleros. La edad de estas unidades no ha sido aún bien determinada pero es considerada como correspondiente al Albiano (Barcat et al.,1989; Figari et al., 1999). Fitzgerald et al. (1990) asignan a estas formaciones al Aptiano-Albiano. Edades Ar-Ar obtenidas a partir de tobas del Codo del Senguerr (#21 en Figura 1) arrojan edades entre 104,8 y 94,2 Ma (Jalfin et al., 1999; Bridge et al., 2000). Formaciones Comodoro Rivadavia, Cañadón Seco y Bajo Barreal Miembro Inferior La Fm. Comodoro Rivadavia es una unidad de subsuelo descripta por Lesta (1968) en el Flanco Norte de la cuenca. Su equivalente de subsuelo en el Flanco Sur es la Fm. Cañadón Seco (Lesta, 1968). Esta unidad aflora en la Sierra de San Bernardo donde fue denominada como Mb. Inferior de la Fm. Bajo Barreal (Ferello y Tealdi, 1950, en Lesta y Ferello, 1972). Su composición litológica está caracterizada por la presencia de tobas líticas blancas, estratificadas en bancos delgados, areniscas blanco grisáceas y conglomerados, bien redondeados, con clastos volcánicos y cuarzo, areniscas tobáceas y pelitas de colores rojizos y amarillentos que suelen contener lentes de areniscas gruesas. En el Flanco Norte los bancos de areniscas son de mayor espesor y su desarrollo es más frecuente que en el Flanco Sur, lo que sugiere un comportamiento más activo y una tasa de subsidencia mayor (Lesta, 1968). Las tasas de subsidencia han sido estudiadas por Nocioni (1993) para distintos sectores de la cuenca.

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En general, se puede afirmar que la característica principal de estas unidades es la de presentar un volumen de arenas mayor que las unidades subyacientes del ciclo Chubutiano. Como en el resto de la unidades de este ciclo, la depositación de arenas se encuentra en gran medida controlada por fallas. La mayoría de los cuerpos arenosos han sido depositados en ambientes de sistemas fluviales efímeros. Hechem (1998) identificó en afloramientos capas arenosas con arquitectura lobulada y mantiforme, internamente masivas o con estructuras de alto régimen de flujo, así como cuerpos lenticulares con entrecruzamientos. El mismo autor interpreta que las primeras se han depositado al pie de taludes, controlados por fallas extensionales activas durante la sedimentación, por pérdida de carga de corrientes hiperconcentradas y no canalizadas, mientras que los cuerpos lenticulares registran la presencia de corrientes tractivas canalizadas. Con respecto al drenaje, este autor interpreta que el sistema fluvial habría sido transversal en el Flanco Norte, mientras que longitudinal en el Flanco Sur y Sector Oeste. Bellosi et al. (1997) describen la presencia de un sistema fluvial multicanalizado arenoso con moderada sinuosidad y depósitos de llanura de inundación bien desarrollados en el Mb. Caleta Olivia de la Fm. Cañadón Seco. La típica geometría de estos depósitos muestra un incremento en sus volúmenes tanto en el sentido vertical, debido a su carácter multiepisódico, como en el sentido lateral, debido a amalgamamientos (Figura 9). Bridge et al. (2000) analizaron la distribución espacial de la Fm. Bajo Barreal en diferentes afloramientos (Codo del Senguerr, Cerro Ballena y Cerro Colorado de Galveniz; #21, #26 y #27 en Figura 1), llegando a concluir que el ancho promedio de los canales individuales estaba en el orden de las decenas de metros (de 35 a 65 m.) y las profundidades en el orden de los 2 a 6 metros. Estos datos los llevaron a concluir que las extensiones laterales de los cuerpos arenosos de subsuelo estimados a partir de correlaciones entre pozos son, en general, sobrevalorados.

Figura 9: Geometría de los cuerpos arenosos de origen fluvial de los depósitos Chubutianos.

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Regionalmente esta unidad presenta espesores entre 200 y 300 m. en posiciones de flanco, y hasta 1000-1200 m. en sectores de centro de cuenca. La edad de la unidad no está definida con precisión. Fitzgerald et al. (1990) reportan edades obtenidas en el pozo Albatros (sector costa afuera, #28 en Figura 1) del Cenomaniano-Coniaciano. Bellosi et al. (1997), sobre la base de estudios palinológicos, asignan a la Fm. Cañadón Seco al Albiano tardío-Cenomaniano, agregando que los niveles superiores podrían ser del Turoniano temprano. Estos estudios estarían indicando para el Cretácico medio un clima continental húmedo, templado a cálido. Desde el punto de vista económico, estas formaciones son las que albergan los reservorios más importantes de la cuenca, participando en la producción de petróleo en casi todos los yacimientos. Formaciones Yacimiento El Trébol, Meseta Espinosa y Bajo Barreal Miembro Superior Una reactivación en la tasa de subsidencia y un episodio de expansión es observado para el Cretácico Superior, registrado en facies más finas que en los depósitos infrayacientes. Desde el punto de vista formacional este evento está representado por las formaciones Yacimiento El Trébol (Flanco Norte), Meseta Espinosa (Flanco Sur; Lesta, 1968) y Bajo Barreal Mb. Superior (Sector Oeste; Lesta y Ferello, 1972). Estas unidades representan la finalización del proceso de subsidencia termal (sag) de la cuenca. Los depósitos son predominantemente pelíticos, que en posiciones distales presentan coloraciones rojas, verdes y grises, con escasa participación de areniscas, probablemente depositadas como turbiditas de aguas someras (Brown et al., 1982). En el Flanco Norte, el Mb. Pozo S-83 (Lesta, 1968) compuesto por abundantes arenas, es interpretado como depósito de abanico deltaico. Hacia el Oeste, donde se encuentra la localidad tipo de la Fm. Bajo Barreal, su Mb. Superior presenta limolitas y fangolitas de colores grisáceos y pardos rojizos, con escasa participación de arenas en bancos delgados y variable participación de piroclásticos, indicando un ambiente palustre y de llanura aluvial con escasa facies fluvial canalizada (Barcat et al., 1989). Hacia el Oeste hay sectores en los que estos depósitos se encuentran erosionados por la discordancia de la base del Terciario, en tanto que en sectores marginales de la cuenca, esta unidad pasa en engranaje lateral a la Fm. Laguna Palacios (Flores, 1955 en Lesta y Ferello, 1972) constituida por una monótona sucesión de tobas, tobas arenosas y areniscas conglomerádicas de colores amarillento, rosado y castaño claro, donde el desarrollo de paleosuelos es muy común. Estas formaciones están muy bien representadas en la cuenca, alcanzando espesores que van desde 100-200 m. en zonas marginales, hasta 700-800 m. en las zonas más distales. Estas unidades son asignadas al Coniaciano-Maastrichtiano. Fitzgerald et al. (1990), por comparación con la curva de variaciones eustáticas del nivel del mar (Haq et al., 1987) les asignan esta edad, en total correspondencia con la edad del Senoniano atribuida a los saurópodos hallados

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en la parte cuspidal del Gr. Chubut (Bonaparte y Gasparini, 1978). El techo de este intervalo sedimentario muestra una discordancia erosiva, relacionada con la Fase Larámica (Lesta, 1968). La misma es muy clara en los sectores marginales, donde los depósitos han sido erosionados, mientras que hacia sectores más distales la relación es de paraconcordancia. Si bien no son de gran importancia, alguna producción de hidrocarburos es explotada de estos niveles. Ciclo Terciario Una columna sedimentaria de entre 500 y 1300 m. representa al Ciclo Terciario en la cuenca. Se compone, en líneas generales, de arcillas y tobas, con ocasionales intercalaciones de areniscas continentales, alternando con lenguas de depósitos marinos someros de transgresiones Atlánticas episódicas. Formalmente, cinco unidades representan a este ciclo: son las formaciones Salamanca, Río Chico, Sarmiento, Patagonia y Santa Cruz. Formación Salamanca Esta unidad representa la primera ingresión marina desde el Océano Atlántico en la Cuenca del Golfo San Jorge. Fue inicialmente descripta por Ihering (1903 en Feruglio, 1949), y por Windhausen (1924), Pianitsky (1933) quién la denominó “Salamanqueano”, siendo Lesta y Ferello (1972) quienes formalizaron su nombre actual. Litológicamente, estos depósitos consisten en pelitas, areniscas y conglomerados. Lesta et al. (1980) señalan que las características litológicas de estos depósitos varían ampliamente dependiendo de la posición de la línea de costa al momento de la depositación. Así, hacia el Oeste, intercalando con conglomerados, prevalecen las areniscas y las arcilitas tobáceas, mientras que hacia el Este, son más comunes las arenas y limolitas, con intercalaciones de conglomerados y bancos coquinoideos. El abundante material fósil indica una edad del Paleoceno para esta unidad (Daniano, Lesta et al., 1980). Sobre la base de la presencia de Arkhangelskiella cymbiformis, y otros nanofósiles calcáreos, Barcat et al. (1980) asignan a la base de esta unidad al Maastrichtiano. Estudios paleoambientales de detalle sobre afloramientos en la zona de Pampa María Santísima (10 km. al E de #17 en Figura 1) han sido publicados por Martínez (1992). La base de esta formación presenta bancos de areniscas glauconíticas de gran extensión regional (Mb. Glauconítico). Estos revisten cierta importancia económica ya que son productores de hidrocarburos en el Flanco Norte y son, además, un potencial yacimiento de potasio con importancia por su utilización como fertilizante (Castro et al., 2010).

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Formación Río Chico La Fm. Río Chico (Simpson, 1933) apoya en forma concordante y con carácter gradual (Feruglio, 1949) sobre la Fm. Salamanca, lo que hace que la identificación precisa del límite entre una y otra formación sea dificultoso. En vista de esta dificultad, es en la actualidad aceptado que el límite formacional en la base de la unidad es el llamado “Banco Negro”, compuesto por arcilitas negras, que sobreyace las psamitas glauconíticas de la Fm. Salamanca. Los depósitos continentales de la Fm. Río Chico cubren una vasta área de la cuenca del Golfo San Jorge. Está compuesta, principalmente, por pelitas multicolores, tobas finas, areniscas tobáceas y conglomerados, todos con gran friabilidad. Su espesor varía entre 150 y 250 m. Sobre la base de de criterios faunísticos, Pascual y Odreman (1973) ubican a la Fm. Río Chico en el Paleoceno Superior. Formación Sarmiento La Fm. Sarmiento (Lesta et al., 1980; previamente “Tobas Sarmiento” de Feruglio, 1949) es conocida tanto en afloramiento como en subsuelo en la zona central y oriental de la provincia del Chubut, así también como en el Norte de la provincia de Santa Cruz. La base de esta unidad representa una discordancia erosiva. Litológicamente, está compuesta principalmente por tobas finas de colores blanco, rosado, amarillo y castaño claro, a veces cineritas, bien estratificadas. En ocasiones, lentes de bentonita y algunos conglomerados friables se encuentran intercalados regularmente. Además, hasta seis coladas de basaltos apilados son encontrados con frecuencia. El espesor de esta unidad varía entre 200 y 300 m. En el campo es fácilmente reconocible por su típico aspecto de “tubos de órgano”. La abundancia de flora y fauna en estos estratos ha brindado a los paleontólogos un extenso campo de investigación para el Paleógeno tardío. Cuatro estadios de evolución han sido identificados, coincidiendo respectivamente, con cuatro edades mamífero, como siguen: Casamayorense, Musterense, Deseadense y Colhuehuapense (Pascual y Odreman, 1973). Determinaciones de edad ubican a esta unidad en el intervalo Eoceno-Oligoceno. Formación Patagonia La Fm. Patagonia (Zambrano y Urien, 1970) incluye a los depósitos de una nueva transgresión del Atlántico. La misma tuvo desarrollo en una amplia zona de la cuenca del Golfo San Jorge. Refiriéndose a la transgresión del “Patagoniano”, Ameghino (1906), distinguió tres pisos marinos, a saber: “Juliense”, “Leonense” y “Suprapatagoniense”. Bellosi (1987, en Bellosi, 1990) agrupó a los depósitos

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“Patagonianos”, desarrollados en el SE del Chubut y NE de Santa Cruz en la Fm. Chenque, la que consiste en cinco secuencias granocrecientes, de una potencia total de aproximadamente 500 m. La base de la Fm. Patagonia se dispone en una relación discordante sobre la Fm. Río Chico. Los depósitos de la Fm. Patagonia indican un ambiente nerítico y marino litoral. Las evidencias son los abundantes restos de organismos marinos diseminados en los sedimentos, tales como coquinas y bancos de glauconita. Los estratos con fósiles retrabajados y el arreglo de los sedimentos clásticos indican una posición dentro de la zona de acción de ola. Los niveles tobáceos así como los arenosos conteniendo material piroclástico registran episodios volcánicos contemporáneos a la depositación de esta unidad. La edad de esta unidad está ubicada en el intervalo Oligoceno Superior-Mioceno Inferior (Bellosi, 1990). Formación Santa Cruz La Fm. Santa Cruz (Zambrano y Urien, 1970), primeramente estudiada por Feruglio (1949) bajo la denominación “Santacruciano”, está compuesta por un grupo de sedimentitas continentales y priroclásticas, muy bien desarrollados en la zona de Pampa del Castillo, cercano a la localidad de Las Heras y al Norte del Lago Musters, donde la potencia puede alcanzar los 200 m. Su base es concordante con la infrayaciente Fm. Patagonia (Bellosi, 1995). Esta unidad está constituida principalmente por areniscas friables de colores azul verdoso, conglomerados, tobas y pelitas tobáceas de variados colores. La presencia de paleosuelos con contenido fosilífero es frecuente. El ambiente depositacional de estas sucesiones varía desde dunas eólicas a sistemas fluviales de alta sinuosidad en extensas llanuras aluviales, pequeños lagos y costas de estuarios. La edad de esta unidad está dada por el hallazgo de Astrapotherium (Feruglio, 1949), de indudable edad correspondiente al Mioceno. Ciclo Cuaternario Con la finalización del Ciclo Terciario, la cuenca del Golfo San Jorge entra en un periodo de post-tectonismo. El registro sedimentario cuaternario está representado por depósitos marinos y continentales. Los marinos, correspondientes al Pleistoceno y al Holoceno y se encuentran pobremente desarrollados en la cuenca. Los continentales, por el contrario, registran drásticos cambios climáticos que produjeron enormes glaciaciones en vastos sectores del continente, y su consecuente caída del nivel del mar. La Fm. Rodados Patagónicos (Windhausen, 1914) es un depósito desarrollado en toda la extensión de la Patagonia. Se compone de rodados (en general tamaño guija y guijarro, raramente guijón) que muestran superficies pulidas, lo que denota un transporte de largas distancias. Composicional-

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mente, los rodados son en su mayor parte vulcanitas y pórfiros de variados colores, provenientes de la Cordillera de los Andes. En general, presentan una matriz arenosa y cemento calcáreo. Su espesor suele variar entre 2 y 20 m., aunque en algunos lugares (por ejemplo: Valle Hermoso) puede alcanzar potencias de 150 m. (González, 1971). Su origen no ha sido establecido con claridad hasta el presente, pero la mayoría de los autores aceptan un origen fluvioglacial combinado con posteriores redepositaciones. Teniendo en cuenta que la Gran Glaciación Patagónica ocurrió entre 1,01 y 1,17 Ma (Ton-Taht et al., 1999), la edad de la formación corresponde al Pleistoceno. Otros depósitos cuaternarios, de extensión más restringida, están asociados al incremento de la actividad fluvial que tuvo lugar inmediatamente después de la retirada de los hielos, tales como depósitos aluviales tanto aterrazados como no aterrazados, a lo largo de los ríos más importantes de la Patagonia.

EVOLUCIÓN TECTÓNICA Y ESTRUCTURA La morfología estructural actual de la Cuenca del Golfo San Jorge puede entenderse a partir de su evolución, asociada a eventos tectónicos regionales que se sucedieron a partir del Jurásico medio. El primero de estos eventos corresponde a una etapa extensional desarrollada durante el Jurásico Medio-Cretácico Inferior, que favoreció la generación de hemigrábenes de rumbo NW-SE y controló la depositación del Complejo Volcánico Sedimentario (basamento técnico de la cuenca) y del Ciclo Neocomiano. Las fallas normales que caracterizan este período poseen rumbos preferenciales NW, EW y NS y alcanzan decenas de kilómetros de longitud. La presencia de orientaciones variadas para las fallas sugiere extensión bidireccional, debido a la existencia de zonas de debilidad previa y un campo de estrés tal que la dirección de máxima tensión (σ3) presenta una orientación cercana a N-S, y σ2 representa una dirección de tensión secundaria con orientación E-W (Pérez et al., 2008). A esta primera etapa evolutiva se superpone un segundo ciclo estructural extensional-transtensional. El mismo, es interpretado por Figari et al. (1999) como un segundo estadio de rift asociado a la depositación del ciclo Chubutiano (Figura 4), desarrollado desde el Cretácico Inferior al Paleoceno y ligado al desacople relativo entre los macizos del Deseado y Somuncurá durante la apertura del Atlántico. Fitzgerald et al.(1990), por otro lado, asocian la depositación del Chubutiano a una etapa de sag relacionado al rift Jurásico y definen un segundo período transtensional para el Cretácico tardío y Terciario temprano. Las fallas normales post-neocomianas presentan orientación principalmente WNW-ESE y su desarrollo estaría asociado a la presencia de un campo de estrés con la máxima tensión (σ3) en dirección NNE-SSW. Este segundo evento tectónico afectó además a las fallas neocomianas, reactivando algunas de éstas y favoreciendo su propagación con rumbo oblicuo respecto de su orientación original, tanto vertical como horizontalmente.

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Finalmente, un estadio de acortamiento tectónico ligado a la estructuración andina favoreció el desarrollo de estructuras asociadas a esfuerzos compresivos y la generación de la faja plegada y corrida de San Bernardo. Este sistema involucra tanto la generación de fallas inversas como la inversión de fallas directas con orientaciones favorables respecto del campo de estrés andino, donde σ1 presenta una dirección E-W. Asimismo, la paleotopografía juega un papel preponderante en la geometría estructural resultante debido a la presencia de escalones de basamento que favorecieron el nucleamiento de corrimientos de tipo atajo y la generación de retrocorrimientos. La presencia de escalones de basamento orientados de forma oblicua o paralela a la distribución de esfuerzos generó además la presencia de estructuras de tipo transpresivas y transtensivas, asociadas a rampas oblicuas laterales (Pérez et al., 2008). Los eventos tectónicos previamente caracterizados definen entonces el actual estilo estructural de la cuenca, el cual varía de acuerdo a la zona que se analice. Históricamente se definen en la cuenca tres sectores estructurales (Barcat et al., 1989; Fitzgerald et al., 1990; Figari et al., 1999): un sector oriental caracterizado por estructuras asociadas a extensión, relacionado con fallas normales conjugadas de rumbo WNW-ESE, con inclinaciones entre 60° y 65° y sincrónicas con la depositación Chubutiana, evidenciado por el incremento del rechazo registrado en profundidades mayores. Dentro de este sector pueden diferenciarse la zona continental y costa afuera; en ambas se reconocen un Flanco Norte más abrupto, una región central y un Flanco Sur tendido que definen una geometría asimétrica en dirección N-S (Figari et al., 1999). Una segunda región está dada por el sistema de San Bernardo, constituido por una faja plegada y corrida de rumbo NNW-SSE, de 600 km. de longitud y alrededor de 100 km. de ancho (Perez et al., 2008). Como se mencionó previamente la estructuración de esta faja está fuertemente influenciada por la paleotopografía y la distribución de fallas extensionales previas, invertidas durante el Mioceno medio (Chelloti, 1997), aunque algunos autores consideran que este proceso podría ser más antiguo (Barcat et al., 1989; Pérez et al., 2008). El sistema de fallas responde a fallas de geometría lístrica en profundidad que se verticalizan hacia superficie (Figari et al., 1999). Los anticlinales asociados a estas fallas alternan vergencia oriental y occidental, y sus flancos están usualmente cortados por retrocorrimientos definiendo estructuras tipo cajón, de orientación axial prácticamente N-S (Peroni et al., 1995). La fluctuación de vergencia en las estructuras a lo largo del rumbo, es resuelta mediante zonas de transferencia que concentran un alto grado de deformación. En planta estas estructuras definen un arreglo sutil en echelón (Fitzgerald et al., 1990).

Finalmente el sector occidental de la cuenca presenta nuevamente un arreglo extensional

con fallas de orientación NW-SE que fueron poco afectadas por la orogenia andina. Debido a su orientación oblicua respecto al máximo esfuerzo andino, éstas se reactivaron transcurrentemente, descomponiendo el esfuerzo compresivo pero al mismo tiempo transfiriéndolo hasta la faja plegada y corrida de San Bernardo. Cada uno de los contextos tectónicos mencionados presenta una diversidad de entrampamien-

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tos que pueden almacenar hidrocarburos. Es así como en los sectores afectados por extensión se reconocen cinco tipos de trampas donde la componente estructural representa el mecanismo principal de entrampamiento (Figura 10): trampas generadas por fallas que interrumpen las unidades reservorio; su capacidad de entrampamiento está asociada tanto a la yuxtaposición de capas reservorio con capas impermeables que actúen como sello, como a la capacidad sellante de las fallas por sí misma relacionada a procesos de cataclasis (Figura 10-1); trampas asociadas a roll over en bloque colgante de dos fallas antitéticas convergentes en profundidad, y dadas por el basculamiento hacia abajo de las capas para acomodarse a la geometría curva de fallas lístricas (Figura 10-2); trampas tipo “drag fold” en bloque colgante, asociadas a estructuras monoclinales sintectónicas, posteriormente falladas (Figura 10-3; son poco comunes y parecen restringidas a profundidades cercanas al techo de la Fm. Pozo D-129); trampas tipo anticlinal con cierre estructural en las cuatro direcciones, relacionadas a compactación diferencial sobre altos de basamento (Figura 10-4; son poco comunes pero han sido reconocidas en niveles profundos del sector costa afuera) y trampas en estructuras tipo horst limitadas por fallas directas con inclinación y cizalla opuesta (Figura 10-5). En las zonas afectadas por compresión la inversión de fallas directas, la generación de pliegues asociados a fallas de propagación y la generación de pliegues por despegue controlan las principales

Figura 10: Geometría de las estructuras más comunes en la Cuenca del Golfo San Jorge. (1) Trampas por yuxtaposición de capas reservorio en bloque yaciente, con capas impermeables que actúen como sello, (2) Trampas asociadas a roll over en bloque colgante de dos fallas antitéticas, (3) Trampas tipo “drag fold” en bloque colgante, (4) Trampas tipo anticlinal con cierre estructural en las cuatro direcciones, (5) Trampas asociadas a estructuras tipo horst, (6) Trampas asociadas a roll overs invertidos, (7) Trampas anticlinales relacionadas a fallas directas invertidas y (8) Trampas anticlinales por fallamiento inverso de bajo ángulo.

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estructuras. Los entrampamientos están dado por roll over invertidos (Figura 10-6; Jalfin et al., 2005) y anticlinales relacionados a fallas directas invertidas (Figura 10-7), o a fallas inversas de bajo ángulo (Figura 10-8). Como se mencionó previamente la paleotopografía juega un papel preponderante en el tipo de estructuras desarrolladas, no sólo en la reactivación de fallas directas antiguas, sino también favoreciendo la nucleación de corrimientos. Dos tipos de entrampamientos, poco estudiados a la fecha, estarían dados por reservorios concentrados en zonas fuertemente deformadas. El primero está asociado a rampas de relevo, que transmiten el desplazamiento de segmentos de falla contiguos en regiones afectadas por extensión (Perez et al., 2008). El segundo tipo corresponde a los denominados reservorios no convencionales (Boll et al., 2000; Condat, 2005) donde las acumulaciones se encuentran asociadas a areniscas tobáceas y tobas diagenizadas y fracturadas en cercanía a una falla maestra. Cabe destacar también la presencia de trampas de carácter estratigráfico asociadas a la discontinuidad de las facies de reservorio, que resultan independientes de los controles estructurales.

SECTOR COSTA AFUERA Puede decirse que el estudio de la porción sumergida de la Cuenca del Golfo San Jorge se inicia conjuntamente con las actividades de exploración hidrocarburífera en el año 1968. Desde entonces, se han registrado 25.084 km. de información sísmica 2D, 2.326 km2 de información sísmica 3D y se han perforado 30 pozos, todos exploratorios, aún sin éxito en términos económicos. El análisis de la información adquirida permitió establecer que esta porción de la cuenca comparte con el sector emergido tanto sus características estratigráficas y sedimentológicas, como su evolución tectónica y estilo estructural. Sin embargo, ya con anterioridad, la orientación del depocentro y la distribución de espesores determinados en continente sugería que la cuenca debía continuarse bajo el Atlántico. El objetivo de esta sección es dar a conocer la cantidad, tipo y ubicación de los datos de subsuelo existentes en la porción costa afuera, sintetizar los resultados obtenidos por los pozos perforados con posterioridad a la contribución de Baldi y Nevistic (1996) y plantear particularidades de la evolución y relleno de la cuenca en este sector. En otras secciones de esta contribución se establecen el desarrollo estratigráfico y las características estructurales de la cuenca, las que, como se sugirió previamente, son aplicables para el sector costa afuera en rasgos generales. Información existente La información sísmica 2D registrada en la porción sumergida de la cuenca puede subdividirse en tres grupos (Figura 11). El primero corresponde a 413 líneas que totalizan 21.410 km, registradas entre los años 1968 y 1980 durante seis campañas llevadas a cabo por diferentes compañías. Se trata

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Figura 11: Mapa de ubicación del sector Costa Afuera de la Cuenca del Golfo San Jorge, mostrando la ubicación de los pozos, la información sísmica y la traza del corte de la Figura 12.

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de líneas de calidad baja a regular, con las que se obtuvo una cobertura prácticamente total de la cuenca, permitiendo delinear los depocentros menores en que se subdivide hacia el Este y su acuñamiento definitivo en el mismo sentido. Durante el año 1998 se registró el segundo grupo de información sísmica 2D, consistente en 57 líneas que totalizan 3.674 km. Esta información, de buena calidad, se enfocó en el sector occidental de la porción costa afuera de la cuenca, donde existe desarrollo de roca madre. Además, los flancos Sur y Norte presentan características geológicas similares a las de la porción emergida. Varias de estas líneas, de más de 110 km. de longitud, atraviesan la cuenca de Sur a Norte, por lo que representan una oportunidad de incrementar el entendimiento acerca de la génesis de la cuenca y correlacionar sismoestratigráficamente las unidades de ambos flancos. Finalmente, en el año 2008, se registraron 2 líneas de extensión regional como parte de una campaña que abarcó varias cuencas de la plataforma continental argentina. Por su ubicación y extensión, permiten vincular a la cuenca con el margen pasivo atlántico y las áreas estables al Norte y Sur. Su extensión no está considerada en la longitud total de información 2D mencionada previamente. En tres campañas, llevadas a cabo entre 1998 y 2009, se registraron en el sector costa afuera de la cuenca 2.326 km2 de sísmica 3D. Los tres cubos se integran en un único polígono de forma irregular, emplazado en ámbitos de flanco norte y centro de cuenca (Figura 11). Baldi y Nevistic (1996) sintetizaron los resultados obtenidos y la estratigrafía atravesada por los 26 pozos perforados en este sector de la cuenca hasta el año 1981. Recién en el año 2008 se reinició la perforación costa afuera, realizándose 4 sondeos entre ese año y el siguiente. A continuación se resumen los resultados obtenidos por los mismos. Síntesis de los resultados obtenidos durante la campaña de perforación 2008-2009 Tres de los pozos perforados entre 2008 y 2009 se concentran en el ámbito tectónico de Flanco Norte (Aurora x-1, Elisabet x-1 y Silvia x-1; #31 en Figura 1). Los pozos evaluaron los reservorios del Gr. Chubut usualmente explotados en continente (formaciones Yacimiento El Trébol a Mina del Carmen), en contexto de madurez de roca madre asimilable al que presentan los yacimientos de mejor productividad en tierra, ubicados en las concesiones El Tordillo y Campamento Central. El pozo restante, Alicia x-1 (#32 en Figura 1), se perforó fuera del área con información sísmica 3D. Investigó la cuenca en una posición muy próxima al centro o eje de la misma, donde éste presenta una marcada pendiente ascendente hacia el Este. Aurora x-1 alcanzó los 2.201 m. de profundidad, atravesando parcialmente la Fm. Mina del Carmen. Sobre la base de los resultados obtenidos durante el control geológico de la perforación y el perfilaje eléctrico, se definieron ocho intervalos estratigráficos con perspectivas productivas, distribuidos entre los 1.640 y los 2.200 metros de profundidad, dentro de las formaciones Comodoro Rivadavia y Mina del Carmen. Fueron evaluados en conjunto, obteniéndose una producción equi-

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valente de 430 m3/día de fluido (7% de petróleo). No obstante, existen razones para suponer que este ensayo no es concluyente del potencial de producción de petróleo para esta posición de la cuenca. El pozo Elisabet x-1 (2.500 m. de profundidad final) alcanzó la Fm. Mina del Carmen y fue abandonado sobre la base de la evaluación petrofísica, sin realizarse ensayo alguno. Lo mismo ocurrió con el pozo Silvia x-1, perforado hasta los 1.430 m. de profundidad final (470 m. menos que los programados). Durante las operaciones de perfilaje de estos dos pozos existieron numerosos problemas operativos. El pozo Alicia x-1 fue perforado hasta los 2.385 m. (Fm. Mina del Carmen), abandonándose por ser considerado “Estéril”. Características estructurales y estratigráficas del sector costa afuera La mitad occidental de la porción sumergida de la cuenca comparte con el sector oriental emergido su configuración tectónica y desarrollo estratigráfico. Las estructuras más relevantes en ambos sectores son fallas directas de geometría lístrica e inclinación sur, las que proveyeron el espacio de acomodación para las cuñas sintectónicas (depósitos neocomianos) y se propagaron con rechazo decreciente estratigrafía arriba, a través del Gr. Chubut y unidades suprayacientes, proveyendo proporciones sucesivamente menores del espacio de acomodación. A dichas fallas, denominadas “principales”, se asocian fallas “secundarias”, que acomodan el colapso que se produce en el bloque colgante de las primeras. Desde el Flanco Norte, dos a tres sistemas de fallas principales generan hemigrábenes sucesivamente más profundos en términos estructurales, hasta la definición del eje o centro de cuenca. De allí y hacia el Sur, si bien las fallas principales mantienen el sentido de inclinación, el rechazo estructural no se sobreimpone a las componentes de subsidencia con efecto regional, por lo que se define un Flanco Sur con inclinación al Norte. Fallas “principales” pero con inclinación norte son poco comunes y se desarrollan ocasionalmente en este sector de la porción costa afuera (por ej., véase el margen norte de la Figura 12). En la Figura 12 se interpretan las cuatro megasecuencias, definidas en base a su edad relativa a los procesos que generaron subsidencia y espacio de acomodación en la cuenca. Dentro de las cuñas asignadas a la etapa de rift temprano se agrupan las facies equivalentes al ciclo del CVS (Megasecuencia 0). Para los depósitos correspondientes a la etapa de rift tardío del ciclo Neocomiano (Megasecuencia I) y subsiguientes, se define un basamento técnico, que abarca tanto rocas ígneas y metamórficas de edad paleozoica, como niveles volcánicos y piroclásticos del CVS depositados durante la extensión jurásica y documentados en varios pozos que perforaron este tipo de configuración estructural. La Megasecuencia post-tectónica (Megasecuencia II), agrupa a las cuatro formaciones del Gr. Chubut. El carácter discordante del límite entre esta megasecuencia y la de rift tardío en la porción costa afuera de la cuenca se define claramente en líneas sísmica de orientación E-W, no siendo en

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general evidente en las de orientación N-S. Puede suponerse entonces que la geometría de las cuñas del rift tardío respondería a tramos de los planos de falla de orientación oblicua respecto a los tramos que afectan la Megasecuencia II. Esto avala la hipótesis planteada por Fígari et al. (1999), quienes sostienen que dicha unidad no representaría la fase de subsidencia termal (sag) de un rift previo, sino el registro de otro mecanismo de subsidencia extensional, desarrollado en condiciones de retroarco y sincrónico al inicio de la apertura atlántica, pero asociado a movimientos de rotación diferencial entre los macizos del Deseado y de Somuncurá. De ser así, los mecanismos de subsidencia durante este período habrían sido múltiples, incluyendo tanto actividad tectónica y recuperación del límite elástico de la litósfera, como también carga sedimentaria y compactación. La actitud estructural de los estratos (incluyendo la de los niveles basales de la Fm. Pozo D-129) junto al tipo y orientación de las facies desarrolladas en el Gr. Chubut indican que la propagación vertical de las fallas no cortaba nunca hasta superficie. La Megasecuencia III (de margen pasivo) se inicia con la primer transgresión atlántica dentro de la cuenca, documentada en los depósitos marinos de la Fm. Salamanca. Su geometría interna está condicionada por las variaciones eustáticas que se suceden desde entonces en el margen pasivo atlántico. El eje o depocentro de la megasecuencia post-tectónica presenta en el sector aledaño a la costa su punto estructuralmente más profundo. Desde allí y hacia el Este desarrolla pendiente ascendente, mientras que en el mismo sentido el rumbo predominante del Flanco Sur varía de E-W a NE-SW. Al Este de los 66°W (aproximadamente entre los pozos Kaiken x-1 y Petrel x-1; #34 y #35 en Figura 1) la variación en la configuración estructural de la cuenca se incrementa a medida que las fallas pierden rechazo, se someriza la posición estructural de toda la secuencia y se adelgazan las unidades de las megasecuencias I y II. El depocentro único de la cuenca de desintegra en depocentros menores y los planos de fallas principales comienzan a mostrar inclinaciones al norte en algunos casos. El mapa presentado por Baldi y Nevistic (1996; en la Figura 8 de su trabajo) ilustra la disposición de al menos tres de estos depocentros menores. Esta “desintegración” de cuencas extensionales en depocentros menores hacia sus extremos puede ser vista en varias cuencas de este tipo (Gawthorpe y Leeder, 2000). Representaría estadios primitivos que no evolucionaron, a diferencia de los que sucedió en sectores centrales, hacia la configuración de un depocentro único. La columna estratigráfica atravesada por los pozos perforados en el sector costa afuera de la cuenca es, como ya se señalara, asimilable a la definida en la porción emergida de la cuenca, mostrando las mismas variaciones que allí se observan según la ubicación relativa al centro de cuenca. No obstante, merecen mención algunas particularidades. La primera es la existencia de depósitos de origen marino en niveles temporalmente coincidentes con la sección superior de la Fm. Yacimiento El Trébol. Estos han sido identificados en el pozo Marta x-1 (Lesta, 1970; #33 en Figura 1) en base a su contenido paleontológico (foraminíferos correspondientes al Maastrichtiano-Daniano). También los valores de resistividad de los niveles pelíticos de dicha sección están en línea con los

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Figura 12: Corte N-S del sector Costa Afuera de la cuenca del Golfo San Jorge, su ubicación se muestra en la Figura 11. Pz: Paleozoico, LI: Lias, CVS: Complejo Volcánico Sedimentario, NC: Neocomiano, D129: Fm. Pozo D-129, MS: Fm. Matasiete, MC: Fm. Mina del Carmen, CT: Fm. Castillo, CS: Fm. Cañadón Seco, CR: Fm. Comodoro Rivadavia, ME: Fm. Meseta Espinosa, ET: Fm. Yacimiento el Trébol y TC: Terciario.

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observados en la Fm. Salamanca. Este hecho permite extrapolar la existencia de este “intervalo marino” dentro de la Fm. Yacimiento El Trébol a los pozos Marta x-2 y Belinda x-1 (#33 y #36 en Figura 1). El mismo autor (Lesta, 1968) había ya notado la existencia de estas facies en algunos pozos del Flanco Norte en el sector emergido de la cuenca, que en casos eran asignadas a los miembros “Horizonte madre” o “Lignitífero” de la Fm. Salamanca. Otro elemento remarcable es la existencia de sobrepresiones porales en la mitad inferior de la Fm. Mina del Carmen, definidas en pozos perforados en tierra muy cercanos a la costa (Pan de Azúcar x-1 y Lomita de la Costa es-1, #30 en Figura 1, entre otros). Los valores de presión se ubican entre 25 y 40% por encima de la presión hidrostática correspondiente a dicha profundidad. Es de esperar que dicha condición se mantenga en el ámbito contiguo de la porción sumergida de la cuenca. Por último cabe destacarse la litología de niveles correlacionables en edad con la Fm. Pozo D129, atravesados por el pozo Kaiken x-1 (#34 en Figura 1). Numerosas secciones compuestas por limolitas color rojo ladrillo y fragmentos de carbón son indicios de un medio de depositación continental subaéreo con episódicas inundaciones, como podría ser una planicie de inundación de un sistema fluvial o planicie interdistributaria deltaica. Esto sugiere la ubicación de un límite oriental para el desarrollo de facies lacustres profundas con potencial generador para la Formación aludida. Probablemente quedan aún sin definir varias particularidades tanto estratigráficas como estructurales de la porción sumergida de la Cuenca del Golfo San Jorge. Su entendimiento no solo incrementará el conocimiento de esta porción de la cuenca sino de la misma en su conjunto.

HABITAT DE LOS HIDROCARBUROS Los petróleos de la Cuenca del Golfo San Jorge se encuentran en el rango de 15 a 30° API (densidad en unidades del American Petroleum Institute). En general, son de tipo parafínico y presentan un bajo contenido en azufre. Los petróleos se encuentran frecuentemente biodegradados, como ha sido demostrado a través de análisis cromatográficos y de biomarcadores (Villar et al., 1996) en el Flanco Sur, y en la totalidad de la cuenca (Jalfin et al., 1999). Estos procesos ocurren principalmente como resultado de la entrada de agua dulce en los reservorios mineralizados. Los petróleos se encuentran acumulados principalmente en areniscas de origen fluvial, depositadas durante el ciclo Chubutiano. En general, sus calidades petrofísicas son pobres, debido a la presencia de material tobáceo que oblitera la porosidad original. Los reservorios suelen presentar un comportamiento multiepisódico, donde los cuerpos arenosos exhiben un comportamiento discontinuo. Todas estas características sedimentarias (lentes, canales, puntas de barra, etc.) a lo que a veces hay que agregar una complejidad estructural, resulta en un conjunto de capas con contactos agua-hidrocarburo particulares en cada caso. Tanto las fallas normales, con sus sucesivas reactivaciones, como las inversas y aquellas que

174

Simposio Cuencas Argentinas: visión actual

Cuenca del Golfo San Jorge

muestran inversión tectónica, han originado una red de drenaje y migración para los hidrocarburos generados y expulsados por la Fm. Pozo D-129. Como se ha dicho, esta formación es la principal roca madre y responsable por la casi totalidad de las reservas de la cuenca. Estudios respecto a su potencial de generación y su importancia desde el punto de vista de los sistemas petroleros, han sido publicados por varios autores (i.e. Yllañez et al., 1989; Fitzgerald et al., 1990; Rodríguez y Litke, 2001; Figari et al., 2002; Sylwan et al., 2008). La Fm. Pozo D-129 presenta variados estadios de madurez termal a través de la cuenca, que van desde sobremadurez, en zonas de centro de cuenca, hasta inmadurez en sectores marginales. Sin embargo, la zona principal de generación habría comenzado la expulsión de petróleo hace 80 Ma en el Flanco Norte, mientras que en el Flanco Sur, debido a una diferente tasa de subsidencia, lo habría hecho entre 50 y 60 Ma (Villar et al., 1996). Valores de relación gas/petróleo bajos son característicos en la cuenca. De acuerdo a Fitzgerald et al., (1990) esto estaría sugiriendo que la mayor parte de los líquidos habrían sido expulsados de la roca generadora antes de haber alcanzado la expulsión de gas. Wavrek et al. (1997) analizando las composiciones de los petróleos de distintos campos, identificaron fracciones con pesos moleculares correspondientes a condensados, concluyendo que la existencia de éstos en la cuenca podría ser más común que lo pensado anteriormente. Esto podría estar siendo corroborado con la producción de condensados de 44°API en la Fm. Mina del Carmen en el Yacimiento El Tordillo (González et al., 2002). Es importante remarcar que el alto grado de conocimiento acerca de los depósitos del Gr. Chubut está directamente relacionado con las acumulaciones económicas de hidrocarburos. El Gr. Chubut tiene los elementos indispensables para que un sistema petrolero sea efectivo: una roca generadora con importante contenido orgánico, espesores importantes y gran desarrollo areal, rangos amplios de madurez termal, reservorios someros, los que pese a su pobre petrofísica se desarrollan en toda la cuenca y una estructuración que favorece la presencia de una variedad de trampas. Por otro lado, los niveles neocomianos han sido hasta el presente subexplorados, pero su potencial no debería ser subestimado. El Neocomiano tiene una roca madre cuya capacidad de generación ha sido comprobada para la zona Oeste (Figari, et al., 1999), y para el Flanco Norte (Bellosi et al., 2002; Sylwan, et al., 2008), pero su potencial es válido para todos los sectores, donde probablemente su madurez esté mayormente relacionada a acumulaciones de gas. La particularidad de que existan tres unidades formacionales con comprobada capacidad oleogenética, e innumerables reservorios productivos, han llevado a Sylwan et al. (2008), a proponer una clasificación simplificada de los sistemas petroleros de la cuenca, como sigue: Pozo D-129-Gr. Chubut (!), Pozo Cerro Guadal-Gr. Chubut (!) y Anticlinal Aguada Bandera-Gr.Chubut (!).

IAPG • Instituto Argentino del Petróleo y el Gas

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IAPG • Instituto Argentino del Petróleo y el Gas

AGRADECIMIENTOS Los autores quieren dejar expresada su gratitud a las autoridades de Pan American Energy por la autorización y el apoyo obtenidos para la difusión del presente trabajo. Asimismo, se agradece al Comité del Simposio “Cuencas Argentinas: visión actual” del VIII Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos, la invitación para participar del mismo.

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