cuenca can a don as falto

8/15/2019 Cuenca Can a Don as Falto

1/32

CUENCA CAÑADÓN ASFALTO.MODELO TECTOSEDIMENTARIO

José N. Ranalli1, Gustavo O. Peroni 2, Daniel A. Boggetti1, Ricardo Manoni3

1: P&T Consultora

2: Wintershall Energía S.A.

3: YPF S.A.

ABSTRACT

The Cañadón Asfalto Basin, located in the northern half of the Argentine Patagonia, recordsa complex geological history, mostly developed during the Jurassic. However, the tectonic-sedimentary evolution involves relevant Cretaceous and Cenozoic events. The Middle Jurassic toEarly Cretaceous sedimentary record developed in a magmatically active environment dominatedby volcanic, volcaniclastic and alluvial-fan deposits of the Lonco Trapial Group followed by thelacustrine to uvial-lacustrine deposits of Cañadón Asfalto Formation. The accommodation spaceand sedimentary supply was controlled by differential subsidence of fault limited crustal blocks,related to extensional to transtensional tectonism (strike slip) and thermal subsidence.During the Lower Cretaceous, a transpressive tectonic event generated folding and partialreactivation of previous structures, affecting both basin ll and igneous-metamorphic basement.The further deposition of the Chubut Group sediments (Lower to Middle Cretaceous) and also thePaso del Sapo and Le pán stratigraphyc units including lateral equivalent deposits (Maastrichtian-Danian) occurred during a period of thermal subsidence and a change in the regional slope.In the Eocene-Lower Miocene, this part of the Patagonia was affected by compressional tectonicslinked to the uplift of the Andean Cordillera that produced relative movement and partial rotation ofcortical blocks, with widespread reactivation of the main structures, and associated folding.Based on the reactivation of the pre-existing tectonic framework, the main faults were affected bystrike-slip and vertical displacements that governed the nal accommodation of crustal blocks. As aresult a general transpressive structural model was developed in the study area.

INTRODUCCIÓN

Cañadón Asfalto es una cuenca on-shore no productora de hidrocarburos, que se desarrollóesencialmente sobre el basamento del Macizo Norpatagónico y el Chubut preandino duranteel Jurásico, aunque sus rasgos y evolución tecto-sedimentaria comprenden un lapso de tiempomayor que involucra eventos desde el Triásico hasta el Terciario inclusive.

Ocupa un amplio sector del Chubut extraandino (Figura 1), coincidiendo geográcamentecon el borde oriental de los “Bernardides” y precordillera patagónica, una porción norte de la

meseta patagónica y la parte suroccidental del Macizo de Somuncura (Ramos V., 1999). Los

185

VIII Congreso de Exploración y Desarrollo de HidrocarburosSimposio Cuencas Argentinas: visión actual

IAPG • Instituto Argentino del Petróleo y el Gas


2/32


186 Simposio Cuencas Argentinas: visión actual

aoramientos de las vulcanitas y sedimentitas jurásicas están limitados al sur por la Meseta deCanquel, al oeste por la Sierra de Agnia y la Sierra de Lonco Trapial y hacia el noroeste, nortey noreste por aoramientos de basamento, granitoides del macizo norpatagónico y del batolitocentral patagónico. Vulcanitas jurásicas, equivalentes temporales de las anteriores, aoran en elsector centro-oriental de Río Negro y Chubut, desde Valcheta hasta la Bahía Bustamante.

Los primeros estudios de la Cuenca Cañadón Asfalto fueron realizados hace más de 60años (Piatnitzky, 1936; Flores, 1948; Frenguelli, 1949; Feruglio, 1949 y 1950). Estudios y trabajosposteriores han aportado nueva información que contribuye al conocimiento del registroestratigráco y sedimentológico (Stipanicic et al ., 1968; Tasch y Volkheimer, 1970; Nakayama etal ., 1978; Turner, 1983; Nullo, 1983; Homovc et al ., 1993; Figari y Courtade, 1993; Lizuaín y SilvaNieto, 1996; Cabaleri y Armella, 1999; Cabaleri et al ., 2005; Silva Nieto et al ., 2002, 2003 y 2007;

Escapa et al .,2008; Volkheimer et al ., 2008 y 2009; entre otros) y en menor medida se ha avanzadoen la evolución tectónica-sedimentaria y en el conocimiento del contexto geodinámico (Uliana etal ., 1989; Figari y Courtade, 1993; Cortiñas, 1996; Uliana y Legarreta, 1999; Silva Nieto et al ., 2002y 2007; Mpodozis y Ramos, 2008; entre otros).

La Formación Cañadón Asfalto (Stipanicic et al ., 1968) es la unidad más signicativay emblemática de la cuenca y constituye la sección sedimentaria que contiene la mayorconcentración de materia orgánica (COT) de la región, (Flores, 1948; Feruglio, 1949). Eldesarrollo areal y la distribución de facies de los eventos volcánicos y volcaniclásticos de la

Formación Lonco Trapial (Jurásico Medio), los depósitos lacustres y uviales con intercalacionesde niveles volcánicos del Miembro Inferior de la Formación Cañadón Asfalto (Caloviano -Oxfordiano) y los depósitos lacustres, uviales y uvio-deltaicos del Miembro Superior dela Formación Cañadón Asfalto (Tithoniano - Valanginiano), estuvieron controladas por lasubsidencia diferencial de bloques rotados y basculados, vinculados a una tectónica extensionala trastensional (strike-slip).

Luego, ambas unidades y el basamento ígneo-metamórco, fueron afectadas, durante elCretácico Inferior, por un evento tectónico transpresivo que generó plegamiento y reactivación delas estructuras pre-existentes. La depositación del Grupo Chubut (Cretácico Inferior a Medio) y delos depósitos uviales y marinos de las Formaciones Paso del Sapo, Lepán, Roca y equivalentes(Maestrichtiano- DAniano) ocurren durante un período de subsidencia térmica y un cambio en lapendiente regional de la placa continental.

Durante el Terciario, la región soporta los efectos de esfuerzos compresivos que generan inver-sión o reactivación masiva de las estructuras pre-existentes, dando como resultado basculamientoy rotación de bloques con importantes rechazos verticales.

Estos movimientos de bloques responden a un campo de transpresión general vinculada conla tectónica andina.

El contexto geodinámico que soporta este modelo de evolución tecto-sedimentaria de la


3/32

IAPG • Instituto Argentino del Petróleo y el Gas 187

Cuenca Cañadón Asfalto. Modelo tectosedimentario

cuenca de Cañadón Asfalto, no está exento de algunos ingredientes de carácter especulativo,donde se considera la instauración de un arco magmático en el margen occidental de Gondwana,ocurrida luego del rifting inicial Triásico (Uliana et al ., 1989).

Dicho arco magmático dio lugar al desarrollo de un ambiente de retroarco continentalafectado por transcurrencia (Mpodozis y Ramos, 2008; Page et al ., 1999; Giacosa y Márquez, 1999,Rapela et al ., 2005) durante el Jurásico y Cretácico inferior, que luego evolucionó a una cuencade intraplaca en tiempos del Cretácico Medio a Superior, y nalmente desarrolló un modelo deantepais intracontinental fragmentado durante el Terciario.

ESTRATIGRAFÍA

Se describen las unidades que componen o están vinculadas con el desarrollo de la CuencaCañadón Asfalto (Figuras 2 y 3).

Basamento Ígneo-metamórco

Los aoramientos del Basamento en el norte de la Patagonia consisten en dos franjas o

Figura 1: Mapa de ubicación de la región con aoramientos de la Cuenca Cañadón Asfalto (Área analizada).


4/32



cinturones ígneo-metamórcos: uno denominado “Norte” con rumbo aproximado E-O y otro“Occidental” con rumbo aproximado NO-SE (Ramos, 2008 y Cortiñas, 1996).

Figura 2: Columna estratigráca simplicada.

La franja o Cinturón ígneo-metamórco Norte muestra aoramientos a lo largo del valle delRío Limay, y en las regiones de La Esperanza, Yaminué, Valcheta y Sierra Grande.

El complejo Mina Gonzalito (Ramos, 1975), está formado por esquistos y gneises, anbolitas,migmatitas y granitoides leucocráticos. No puede establecerse la relación con el ComplejoYaminué, pero la edad original del protolito sería Proterozoico Superior, registrando un eventotectono-metamórco durante el Cámbrico-Ordovícico (Giacosa, 1999; von Gosen, 2002 y 2003;

Ramos, 2008). La relación con las demás unidades metamórcas no es clara o es tectónica. Esta


5/32



unidad se presenta intruída por granitoides Pérmicos.El Complejo Yaminué (Caminos, 1983) está compuesto por esquistos, mármoles, anbolitas,

gneises, leucogranitos y granodioritas foliadas. Si bien los protolitos pueden ser asignados alProterozoico Superior-Cámbrico, la deformación y metamorsmo principal corresponde allapso Carbonífero superior-Pérmico inferior (Llambías et al ., 2002; von Gosen, 2003). Tambiénpresentan evidencias de un evento tectono-metamórco Cámbrico a Ordovícico. Aquí también larelación con las demás unidades metamórcas no es clara o es tectónica.

Las Formaciones El Jaguelito (Ramos, 1975) y Nahuel Niyeu (Caminos, 1983) del ProterozoicoSuperior a Cámbrico Superior, incluyen pizarras y litas que registran un evento tectono-metamórco pre Silúrico, posiblemente del Cámbrico, en relación a los granitoides del ComplejoPunta Sierra (Ordovícico) y del Complejo Pailemán que las intruyen. Son cubiertas en discordancia

por la Formación Sierra Grande, con la cual comparten la deformación Pérmica.

Figura 3: Mapa Geológico simpli-cado de los principales aoramien-tos de las unidades relacionadascon la Cuenca Cañadón Asfalto. generado a partir de observacionesy mapeo de campo (áreas limitadaspor líneas de puntos) y compi-lación de mapas preexistentes (verbibliografía). Solo se muestran lasfallas principales. No incluye lazona de Paso de Indios.


6/32



Las sedimentitas a metasedimentitas de la Formación Sierra Grande (Müller, 1965) yacen endiscordancia sobre el Complejo Yaminué, las Formaciones Jagüelito- Nahuel Niyeu y el Complejoplutónico de Punta Sierra (Giacosa, 1999; Llambías et al ., 2002; von Gosen, 2003). Son mayormentecuarcitas a ortocuarcitas con intercalaciones menores de limolitas (Zanettini, 1981), portadoras deinvertebrados marinos asignables al Silúrico-Devónico Inferior.

Los granitoides Pérmicos del Complejo Pailemán (Giacosa, 1997) intruyen a las unidadesanteriores, presentando en algunos casos xenolitos o afectando a la foliación principal de lasmetamortas (Giacosa, 1997). Presentan zonas de fajas miloníticas y deformación semifrágil.

Si bien algunas unidades registran estructuras y metamorsmo más antiguos que el Silúrico,un fallamiento y plegamiento asociado con láminas de corrimientos de orientaciones E-O a ONO-ESE y transporte hacia al S a SO afectó a las sucesiones del Complejo Yaminué y a las Formaciones

Jagüelito-Nahuel Niyeu y Sierra Grande (von Gosen, 2003). La tectónica de corrimientos estuvocombinada con la formación de milonitas (fajas importantes que tienen una orientación NO-SE,con transporte hacia el SO) y metamorsmo de grado variable, producto de deformación dúctil enzonas de cizalla más profundas. Dos estadios posteriores de deformación, produjeron estructurasplegadas con orientación NE-SO y NO-SE y fallas inversas con transporte dominante hacia el SE.Los esfuerzos compresivos habrían actuado principalmente en dirección N-S a NE-SO rotandonalmente contra-reloj a NO-SE en uno de los estadíos nales.

V. Gosen (2003), relaciona las estructuras de este sector Norte con el cinturón plegado y corrido

de las Sierras Australes, interpretando el conjunto como resultado de la colisión continental entrela Patagonia extra-andina y el margen de Gondwana ocurrida durante el Pérmico inferior.

La Franja o Cinturón ígneo-metamórco occidental se desarrolla desde la región de SanMartín de los Andes y Bariloche hasta un poco más al sur del Río Chubut, con aoramientos a lolargo del valle del Río Chico, Mamil Choique, en los alrededores de Gastre, El Escorial y Sierrade Taquetrén, y en la Sierra de Pichiñanes. Rocas del Basamento también han sido alcanzadas porperforaciones en la parte norte de la Cuenca del Golfo San Jorge (Cortiñas, 1996).

Las unidades ígneo-metamórcas de la Franja Occidental forman parte del basamento de laregión aorada de la Cuenca Cañadón Asfalto.

La Formación Cushamen (Volkheimer, 1964), comprende litas, cuarcitas, esquistos, gneises,migmatitas y metavolcanitas entre las cuales se intercalan granitos, pegmatitas y aplitas que registrandiferentes relaciones con la foliación principal (von Gosen, 2009). La edad de la deformación ymetamorsmo principal es Pérmico Inferior, pero tanto los protolitos como un evento previoregistran una edad Devónico y parcialmente hasta Paleozoico temprano. La Formación Cushamenes, además, intruída por granitoides del Carbonífero-Pérmico Inferior (tales como Mamil Choique)con los cuales comparte al menos un evento tectono-metamórco y precede a los granitoidesno deformados del Pérmico-Triásico (von Gosen, 2004 y 2009; Pankhurst et al ., 2006; y Ramos,

2008). Si bien no están expuestas, importantes zonas de fallas o fajas miloníticas, las estructuras


7/32



principales tienen orientación NO-SE y E-O, producto de esfuerzos compresivos NE-SO y N-Sprincipalmente (von Gosen, 2008; Dalla Salda et al ., 1994).

La Formación Calcatapul (Proserpio, 1978) está compuesta por varias metapiroclastitas, litasy metaconglomerados, con edad de protolito metamorsmo y deformación principal comparablescon los de la Formación Cushamen. Comparativamente, la deformación es más simple y el gradode metamorsmo es menor. La relación entre ambas unidades no es clara (von Gosen, 2004 y2009). La foliación principal tiene una orientación NO-SE, de acuerdo con esfuerzos compresivosNE-SO.

La Formación Mamil Choique y unidades relacionadas (Ravazzoli & Sesana, 1977; López deLuchi & Cerredo, 1996) son granitos, granodioritas y tonalitas que registran, en mayor o menorgrado, al menos un evento tectono-metamórco y cuyas edades oscilan entre el Carbonífero

Superior y el Pérmico Inferior-Medio (Pankhurst et al , 2006; von Gosen, 2009).Este Basamento Occidental, en base a las estructuras e intrusivos que lo afectan componen,

se relaciona con eventos tectónicos y magmáticos del Pérmico Inferior. Los mismos estaríanasociados a un margen activo de subducción, de carácter compresivo, con posterior colisión entrecontinentes en el borde suroccidental de Gondwana (von Gosen, 2009; Pankhurst, 2006; Ramos,2008).

A diferentes escalas, tanto en la Franja Occidental como en la Franja Norte, se muestran dosorientaciones preferenciales, una NO-SE y la otra E-O a ONO-ESE. En la Franja Occidental

domina la primera (NO-SE). Estas orientaciones se maniestan a través de las suturas colisionalesinferidas, las foliaciones y estructuras principales, las zonas de falla o miloníticas, y/o la alineaciónde fracturas de los cuerpos intrusivos posteriores (complejos ígneos Pérmico-Triásicos).

Otros complejos ígneos y volcánico-sedimentarios del Triásico

Esta diferenciación se debe fundamentalmente a que estas unidades tienen una edad diferente(Rapela et al ., 1992; Pankhurst, 2006) y/o no se observan afectadas por los eventos de deformacióndel Pérmico Inferior. La deformación (cuando está presente) es de carácter frágil o semifrágil (vonGosen, 2004 y 2009) y en muchos casos representa la respuesta de estas rocas al fallamiento ymovimiento de bloques durante el Cretácico Inferior o Terciario. Algunas de las unidades delPérmico estarían relacionadas a un magmatismo post-orogénico. Las unidades Triásicas tienenanidades corticales y características propias de un ambiente de intraplaca (Llambías, 1999) aunquealgunos datos geoquímicos podrían sugerir otro ambiente al menos en el margen occidental(Rapela et al ., 1992).

Los aoramientos de los complejos plutónicos y volcánico-sedimentarios están asociados alos cinturones ígneo-metamórcos Occidental y Norte, y su emplazamiento parece haber sido

controlado por estructuras pre-existentes.


8/32



En el sector Norte, el complejo Navarrete (granitos y granodioritas) no es afectado porla deformación principal (von Gosen, 2003) y su edad (Pérmico) es comparable con la de losintrusivos más antiguos de los Complejos La Esperanza y Dos Lomas (Pankhurst et al ., 2006). Estosúltimos constan de granitos y vulcanitas que se emplazaron en niveles corticales poco profundosy que no están afectados tectónicamente (Llambías, 1999).

El Complejo Los Menucos está conformado por rocas dominantemente volcánicas productode ujos piroclásticos y otras volcaniclastitas como remanentes de calderas volcánicas subsidentes(Llambías, 1999), entre las cuales se intercalan sedimentitas con ora fósil del Triásico Medio aSuperior.

En el sector Occidental, la suite Gastre consiste en granitos y granodioritas que presentandeformación semifrágil y frágil y posiblemente aparecen como enclaves intruídos por la Formación

Lipetrén (von Gosen, 2004). La Formación Lipetrén (Nullo, 1978) está conformada por granitos,pórros y aplitas que intruyen al basamento ígneo-metamórco e infrayacen a la FormaciónGaramilla y unidades más jóvenes. La unidad está afectada por zonas de fracturas, fallas y delgadaszonas de cizalla frágil-dúctil locales, con orientaciones variables entre NO-SE y N-S (von Gosen,2004)

Ambas unidades fueron agrupadas como Batolito Central Patagónico y datadas en el Triásicopor Rapela et al ., (1992). El emplazamiento a nivel somero de estos intrusivos, sugiere que debióexistir un volcanismo coetáneo con el mismo, representado posiblemente por la Formación

Garamilla (Rapela, 2001).La Formación Garamilla (Nullo, 1978), está compuesta de ignimbritas y volcaniclastitas

riolíticas y riodacíticas, con espesores variables, que se apoyan sobre la Formación Lipetrén einfrayacen al Grupo Lonco Trapial. Esta unidad fue originalmente asignada al Triásico Superior,de acuerdo a su posición relativa en la secuencia y al contenido de ora fósil, correlacionándosecon parte del Complejo Los Menucos expuesto más al Norte. Sin embargo, Franzese et al ., (2002)dataron una muestra de ignimbritas riolíticas aorantes al norte de la Sierra de Calcatapul, como

Jurásico Inferior.El rumbo de los aoramientos y la geoquímica de las piroclastitas que llevan intercalada

niveles con ora fósil en parte del Complejo Los Menucos, permiten relacionar a la FormaciónGaramilla y equivalentes con el Batolito Central Patagónico (Rapela, 2001).

El origen de la subsidencia y desarrollo de las cuencas volcano-sedimentarias Triásicas y suambiente tectónico para este sector de la Patagonia, relacionado geográcamente con la CuencaCañadón Asfalto, puede considerarse en parte especulativo. Su evolución tecto-magmática podríainvolucrar procesos asociados al rifting del Gondwana (Uliana et al ., 1989) o procesos de trasarcosobre el margen protopacíco del Gondwana (Spalletti, 2001), entre los cuales existen evidenciasde extensión oblicua regional NNE-SSO a NE-SO, reactivando estructuras pre-existentes (Giacosa

et al ., 2007; ver también Uliana et al ., 1989).


9/32



Formación Las Leoneras

La Formación Las Leoneras (Nakayama, 1972) consiste de una secuencia con predominio defacies conglomerádicas en su tramo basal, con clastos de Basamento (esquistos y granitoides) yareniscas conglomerádicas que hacia el tramo medio-superior interdigitan con limolitas tobáceas,tobas nas y niveles calcáreos. El ambiente de depositación interpretado es uvial y uvial-lagunar.(Lizuain y Silva Nieto, 1996).

Esta unidad se apoya en discordancia angular sobre el Basamento ígneo-metamórco, y escubierta en discordancia erosiva por el Grupo Lonco Trapial. Esta formación es correlacionablecon la Formación Puesto Lizarralde (Chebli, 1973), que incluye piroclastitas y sedimentitascontinentales con ora fósil del Liásico e infrayace al Grupo Lonco Trapial en la zona de Paso de

Indios.Los depósitos liásicos conforman una faja de aoramientos segmentada por fallas de rechazo

variable pero que a gran escala se disponen según el hundimiento hacia el SSW de la Sierra deTaquetrén.

Unidades de similares características, con presencia de elementos calcáreos que infrayacen aequivalentes del Grupo Lonco Trapial, aoran en la sierra de Jalalaubat y sobre el anco occidentalde la continuación norte de la sierra de Lipetrén (Formación Coyueque).

Otros aoramientos de rocas del Jurásico Inferior se distribuyen en una franja de rumbo

NO-SE en el cordón de Tecka y Tepuel y zonas aledañas. Estas sedimentitas, conocidas comoFormación Osta Arena (Herbst, 1966), están constituídas por depósitos clásticos e intercalacionescalcáreas y tufáceas con fósiles marinos. Son intruídas por gabros y diabasas asignadas al JurásicoInferior tardío (Giacosa y Márquez, 1999; Page y Page, 1993 y 1999), e infrayacen a volcaniclastitasequivalentes al Grupo Lonco Trapial. Estas rocas, se desarrollaron en una subcuenca marinarelacionada posiblemente a un arco magmático (cuenca de intra arco según Suárez y Márquez,2007).

En el sector NO de la Cuenca del Golfo, se desarrollan depósitos marinos por debajo de lasvulcanitas del Jurásico Medio. Los mismos han sido atravesados en subsuelo e identicados con ladenominación de Formación Lomas Chatas o Mulanguiñeu. Algunos niveles de origen no marinopueden correlacionarse con La Formación Las Leoneras.

En la zona al Oeste de Paso de Indios, rocas volcánicas y volcaniclásticas andesíticas seintercalan en la secuencia sedimentaria y reciben la denominación de Formación El Córdoba(Robbiano, 1971).

Grupo Lonco Trapial

Esta unidad, conocida también como Formación Lonco Trapial (Lesta y Ferello, 1972) o parte


10/32



del Complejo de la Sierra de Olte (Musacchio, 1995) es denida como Grupo Lonco Trapial(Figari y Courtade, 1993) de acuerdo a las discordancias que la separan de la Formación CañadónAsfalto y de unidades infrayacentes. Su edad, basada en dataciones radimétricas, comprende ellapso Aaleniano a Bathoniano, con algunos valores del Jurásico superior (Page et al ., 1999)

Se compone de un conjunto de rocas volcánicas y volcaniclásticas que incluyen aglomeradosvolcánicos, conglomerados y areniscas, tobas y coladas volcánicas andesíticas, que representandepósitos de abanicos aluviales volcaniclásticos y lavas relacionados al desarrollo y erosión deaparatos volcánicos y sus productos. En algunos casos, se ha observado un regolito del basamentoincluído en la base de la unidad, lo que sugiere la exposición-denudación del Basamento ígneoantes de la depositación.

La unidad presenta variaciones notables de espesor, abruptos cambios de facies y ligeras

discordancias angulares internas.Los mayores espesores expuestos se observan en la Sierra de Lonco Trapial y en la Sierra

de Pichiñanes. Espesores importantes aoran en la zona de Gastre y Gan Gan y en la Sierra deTaquetrén (que podría contener términos más antiguos, correlacionables con la Formación ElCórdoba).

En cuanto a los contactos estratigrácos, la relación de discordancia con el Basamento ígneo-metamórco y Basamento ígneo se observa en la zona de Gan Gan, en la zona de El Escorial, yen la sierra de Pichiñanes. En la Sierra de Taquetrén se apoya en discordancia sobre la Formación

Las Leoneras. En La zona al Oeste de Paso de Indios y en adyacencias a la Sierra de Lonco Trapial,una discordancia la separa de la Formaciones El Córdoba y Osta Arena, aunque en ausencia deésta última, es difícil su identicación.

El Grupo Lonco Trapial está limitado en su parte superior por una truncación erosiva sobre laque se apoya la Formación Cañadón Asfalto, que presenta clara tendencia traslapante, tal como seobserva en la zona Gan Gan – El Escorial y en Cerro Cóndor- Gorro Frigio.

En la zona de Yanquetruz, las vulcanitas del Grupo Lonco Trapial se presentan cubiertastotalmente por la Formación Cañadón Asfalto, que además traslapa sobre granitoides de laFormación Lipetrén. Es cubierta mediante discordancia angular por diferentes niveles del GrupoChubut en la zona Sur y Este de la Sierra de Pichiñanes y en la zona de Cerro Cóndor – GorroFrigio. Este contacto también se observa al SE de El Escorial. En la zona cercana a la localidad dePaso del Sapo, es cubierta por La Formación Paso del Sapo.

Entre los contactos tectónicos, se pueden mencionar relaciones por falla con el Grupo Chubuten la zona al SE del Cerro Gorro Frigio, en la Sierra de la Manea, en la zona Gan Gan - El Escorialy en la zona de Cerro Cóndor. La relación es tectónica con las unidades Paso del Sapo y Roca-Lepán en el anco occidental de la Sierra de Taquetrén hasta Gorro Frigio y en la zona Gan Gan- El Escorial (Figura 6). También existen relaciones de falla con unidades del Basamento ígneo

en la zona de Gan Gan y con el Basamento y la Formación Cañadón Asfalto en la zona Cerro


11/32



Cóndor-Gorro Frigio y Sierra de la Manea, debajo de la discordancia del Grupo Chubut.Es probable que el tectonismo asociado al desarrollo de los depocentros iniciales de la Cuenca

Cañadón Asfalto, originó la pendiente y los sectores de erosión de las unidades volcánicas yvolcaniclásticas andesíticas preexistentes (Formación El Córdoba) o depositándose (derramándose)en ese momento (discordancias dentro del Grupo Lonco Trapial).

Las estructuras preexistentes controlaron la localización del vulcanismo, por lo menos en laparte occidental y en la parte Norte de los bordes de la cuenca.

La composición química de las coladas es indicativa de la presencia de una suite calcoalcalina ycalcoalcalina con enriquecimiento en elementos alcalinos por contaminación cortical (Page y Page,1993) o por mezcla de magmas (Aragón et al ., 2000). Al norte de la Cuenca, en la zona de MamilChoique, enjambres de diques del Jurásico Medio representan una serie magmática subalcalina y

alcalina (Lopez de Luchi y Rapalini, 2002). El vulcanismo Jurásico contiene elementos geoquímicosque permiten ubicarlo tanto en el margen de un arco volcánico y zona de subducción, como enuna zona de extensión intracontinental. Estos datos no descartan otra interpretación, relacionadaa un ambiente trastensivo en una zona de retroarco o intraplaca, asociado a características propiasy/o evolutivas del margen o zona de subducción hacia el Oeste.

Formación Cañadón Asfalto

Esta unidad litoestratigráca ha sido separada en dos miembros, según criterios provenientesde observaciones de las relaciones de campo. Así, se identican: el Miembro Cañadón AsfaltoInferior y el Miembro Cañadón Asfalto Superior.

El Miembro Cañadón Asfalto Inferior es equivalente al Miembro las Chacritas (Silva Nieto etal ., 2003) o parte superior de la Megasecuencia I (Figari y Courtade, 1993): El Miembro CañadónAsfalto Superior es equivalente al Miembro Puesto Almada (Silva Nieto et al ., 2003), parcialmentea la Formación Cañadón Calcáreo (Proserpio, 1987) o Megasecuecia I I (Figari y Courtade, 1993).

La edad de la Formación Cañadón Asfalto comprende el lapso Caloviano- Valanginiano.El Miembro Inferior es dominantemente pelítico y calcáreo, con una tendencia vertical y

lateral transgresiva (Figura 8), está compuesto principalmente por sedimentitas lacustres, que en lazona de Cerro Cóndor intercalan con coladas basálticas en la base.

Las asociaciones de facies identicadas corresponden a los siguientes subambientes: lacustreprofundo, lacustre marginal calcáreo y uvio-deltaico.

Pelitas laminadas, mudstones, bindstones, construcciones biohermales ( framestones o boundstones algales), grainstones, packstones y wackestones-oatstones con restos de ostrácodos, foraminíferos,algas y vertebrados son característicos de los diferentes subambientes (Frenguelli, 1949, Tasch yVolkheimer, 1970; Cabaleri y Armella, 1999; Cabaleri et al ., 2005; Silva Nieto et al ., 2003 y 2007;

Escapa et al ., 2008; Volkheimer et al ., 2008, entre otros.


12/32



Las facies de subambiente lacustre profundo aoran en la zona Gan Gan – El Escorial, enGorro Frigio (sur de la Sierra de Taquetrén), en Yanketruz (SO de Gastre), en la zona de CerroCóndor, y al Norte de la Sierra de Pichiñanes.

Las facies correspondientes al subambiente lacustre marginal calcáreo rodean a las faciesdesarrolladas en posiciones más profundas. Se advierte que muchos contactos entre ambas sontectónicos. Tienen un desarrollo areal más extendido. Esto se debe principalmente a que ocupanuna posición basal (debido al carácter de onlap traslapante) en la secuencia transgresiva y son enmuchos casos las únicas litofacies preservadas (relícticas) luego de haber sido expuestas a la erosión.

Las facies de subambiente uvial-deltaico interdigitan con las anteriores. Generalmente sedisponen en una posición basal o marginal, por encima del Basamento y/o del Grupo LoncoTrapial. En algunos casos se presentan facies aluviales asociadas. Estas facies se observan en el

sector norte de la Sierra de Pichiñanes, al oeste de Cerro Cóndor y en la zona Gan Gan- ElEscorial, con reducido desarrollo areal.

En menor proporción también se observan facies piroclásticas (del tipo ignimbritas y tobassoldadas) en la zona al NE de la Sierra de Pichiñanes y entre Gan Gan y Gastre, éstas últimasintercaladas con depósitos lacustres marginales.

La presencia de cuerpos volcánicos basálticos en la sección basal de la secuencia es caracte-rística del sector aorado en Cerro Cóndor y Sierra de Pichiñanes. El Miembro Superior de laFormación Cañadón Asfalto es principalmente psamítico a conglomerádico, con una tendencia

progradacional, de origen predominantemente uvial e inuencia piroclástica. Su extensión arealen aoramiento es un poco más reducida que aquella que expone el Miembro Inferior.

Las litofacies identicadas corresponden a los subambientes lacustre, uvio-deltaico y uvial.Contienen restos de peces, ostrácodos y de reptiles terrestres.

Las facies lacustres y uvio-deltaicas están restringidas a la sección basal de la unidad, estandocubiertas siempre por las facies uviales, que presentan mayor distribución areal.

Las facies lacustres aoran en la zona de Cerro Cóndor y en la Sierra de la Manea.En la zona al SO de Gastre se plantea la incertidumbre en cuanto a la presencia de facies

uvio-deltaicas, pues es posible que parte de la sección clástica del Miembro Inferior puedan serconsiderados como pertenecientes al Miembro Superior.

Las sedimentitas que aoran debajo de la discordancia del Grupo Chubut al SE de la localidadde Paso de Indios son correlacionadas con la Formación Cañadón Asfalto en general (Cortes,1990; Figari y Courtade, 1993).

Los principales depocentros de la Formación Cañadón Asfalto se reconocieron en las áreasde Cerro Cóndor, Cañadón Calcáreo (en el río Chubut medio), Estancias Fossati y Rechene(zona Gan Gan – El Escorial), Yanketruz (al sur de Gastre) (Silva nieto et al. 2007) y Gorro Frigio,sin embargo hay que tener en cuenta que la geometría actual es relíctica, debido a tectonismo y

erosión durante el Cretácico Inferior y el Terciario.


13/32



Basándose en la geometría y el arreglo de facies del Miembro Inferior, es posible concluir que,independientemente del diacronismo presente en el desarrollo de algunos depocentros (y estopuede deberse a la falta de datos), en algún momento de la evolución de la unidad, la relación entreel espacio de acomodación A y el aporte sedimentario S fue lo sucientemente alta como paragenerar la ampliación de la supercie bajo inuencia del ambiente lacustre y conectar depocentrosanteriormente aislados, conjuntamente con el desarrollo de facies carbonáticas. El aumento dela relación A/S pudo deberse a una subsidencia generalizada de la cuenca, con cambios en lascondiciones hidrogeológicas y uctuaciones climáticas.

La geometría y variaciones laterales de facies observadas en el Miembro Superior permitensoportar un modelo depositacional de cubetas de tamaños menores, con una relación A/Sequilibrada y hasta negativa, lo cual generó la progradación del sistema uvial sobre el ambiente

lacustre. Se interpreta que esta disminución en la relación A/S se debió en parte, al inicio de latectónica del Cretácico Inferior.

Como se expresó anteriormente, la Formación Cañadón Asfalto presenta carácter traslapanteen el desarrollo de su Miembro Inferior, apoyándose en discordancia tanto sobre el Grupo LoncoTrapial como sobre términos del Basamento ígneo.

El Miembro Superior de la unidad se apoya en discordancia erosiva sobre el Miembro Inferior,y en discordancia erosiva a levemente angular sobre el Grupo Lonco Trapial, cuando no estápresente el miembro inferior. Esta última relación, que se observa en la zona Cerro Cóndor-Gorro

Frigio, no descarta que los sistemas uviales-deltaicos del miembro superior engranen lateralmentecon las facies lacustres del Miembro Inferior. De otra manera debería explicarse por la erosión delMiembro Inferior con exposición leve del Grupo Lonco Trapial en zonas localizadas con relaciónA/S negativas.

La relación de discordancia angular entre ambos miembros no es clara, observándose en zonasadyacentes a fallas, lo cual puede implicar una respuesta reológica diferente para cada unidad conrespecto a la deformación.

La Formación Cañadón Asfalto es cubierta en discordancia angular por el Grupo Chubut.La discordancia es muy pronunciada en las zonas adyacentes a las fallas principales (Figura 4).También existe relación de discordancia angular con la Formación Paso del Sapo, observada enla zona al sur y al norte de Gorro Frigio. Las relaciones tectónicas de esta unidad con el GrupoChubut se observan en todas las zonas de falla desde Cerro Cóndor hasta Gorro Frigio, Sierra dela Manea y hasta la zona de Gan Gan- El Escorial (Figuras 5 y 6).

En la zona del anco occidental de la Sierra de Taquetrén y de Gorro Frigio, el contacto estectónico con la unidad Paso del Sapo. Al norte de la Sierra de Pichiñanes y Cerro Cóndor, y en laSierra de la Manea se observan contactos tectónicos con unidades más viejas (Basamento y GrupoLonco Trapial), debajo de la discordancia del Grupo Chubut.


14/32



Grupo Chubut

El Grupo Chubut (Lesta, 1968), también conocido como Chubutiano (Ameghino, 1906)agrupa un conjunto de unidades que rellenan una Cuenca mucho más extensa, con aoramientosen el anco sur y suroriental de la Meseta de Somuncura (Telsen, Bajada del Diablo), hasta más alsur de Las Plumas, y desde la zona de Gastre – Gan Gan hasta la Meseta de Canquel (SE de Pasode Indios, norte del Lago Musters). La unidad forma parte también del relleno en subsuelo de laCuenca del Golfo San Jorge.

Desde el punto de vista regional se considera una edad Barremiano-Campaniano (Cortiñas,1996) para el Grupo Chubut, sin embargo, en el sector aorado de la Cuenca Cañadón Asfalto, esposible que algunos pisos falten por erosión.

La unidad ha sido dividida en dos secciones: Formación Los Adobes (Tasch y Volkheimer,1970) y Formación Cerro Barcino (Nakayama, 1972).

En la zona de Ingeniero Jacobacci y adyacencias, la Formación Angostura Colorada(Volkheimer, 1973) también es asignada al Grupo Chubut.

Las litofacies dominantes de la Formación Los Adobes corresponden a distintos subambien-tes, desde uvial hasta abanico aluvial distal y proximal. Estas facies se observan en casi todas laszonas de aoramientos. Las áreas de aporte varían localmente como así también los espesores. Latendencia retrogradacional indica una relación A/S creciente que continúa vigente en la Forma-

ción Cerro Barcino.Las litofacies de la Formación Cerro Barcino corresponden a subambientes de playa lake ,

lacustre, y uvial, presentando en general alto contenido de material piroclástico. Los espesores nopresentan variaciones muy marcadas. Esta unidad tiene un carácter retrogradacional en su seccióninferior, mientras que su sección superior tiende a ser ligeramente progradacional, indicandouctuaciones en la relación A/S, aunque siempre con valores positivos.

Restos de vertebrados fósiles, tales como saurópodos (Bonaparte & Gasparini, 1978) y troncospetricados son comunes, como así también ostrácodos y carótas (Musacchio y Chebli, 1975).

El evento tectónico del Cretácico inferior, que precede a la depositación del Grupo Chubut,está identicado por una fuerte discordancia erosiva y angular localizada en la base (Figuras 4 y 8).Este episodio condicionó el desarrollo de la sección basal de la unidad (facies aluviales-uviales),originando pequeños depocentros controlados por una paleogeografía irregular. En general, lassecuencias que componen el Grupo Chubut se desarrollaron en una etapa de estabilidad tectónicarelativa o de subsidencia termal, donde las relaciones cambiantes entre el espacio de acomodacióny el aporte de sedimentos A/S controlaron la geometría, distribución de facies y los espesores.

Las sedimentitas del Grupo Chubut se apoyan en discordancia angular y erosiva sobre todaslas unidades más viejas, son cubiertas por las correspondientes a las Formaciones Paso del Sapo,

Lepán, Roca y Salamanca, mediante una relación de discordancia (regional) levemente angular.


15/32



En el sector aorado de la Cuenca Cañadón Asfalto, se observan claras evidencias de erosión devarios niveles del Grupo Chubut y leve angularidad a gran escala, debajo de las sedimentitas de laFormación Paso del Sapo, en la zona de Gorro Frigio.

En el mismo lugar, se observa a la Formación Los Adobes en contacto tectónico con laFormación Paso del Sapo (Figura 7). En la zona Gan Gan- El Escorial, distintos niveles del GrupoChubut están en contacto tectónico con el Grupo Lonco Trapial y la Formación Cañadón Asfalto.Lo mismo ocurre al norte de la Sierra de Pichiñanes, involucrando también niveles del Basamento.En la zona de la Sierra de la Manea y Cañadón del Blanco las fallas principales ponen en contactoniveles de la Formación Cerro Barcino con la Formación Cañadón Asfalto (Figura 5).

Figura 4: Discordancia angular entre la Formación Cañadón Asfalto (capas prácticamente verticales) y el Grupo Chubut, en lazona entre Cerro Cóndor y Gorro Frigio.

Formaciones Paso del Sapo, Lepan y Roca

La Formación Paso del Sapo (Lesta & Ferello, 1972), de edad campaniana a maestrichtiana,está compuesta por areniscas y areniscas conglomerádicas cuarzo-feldespáticas, de origen uvial.Aora entre el Cañadón Santa Máxima y la zona de Gorro Frigio, y presenta buen desarrollo al

noroeste y oeste, especialmente en su localidad tipo. Esta unidad engrana lateral y verticalmente


16/32



con depósitos marinos de linaje atlántico conocidos como Formación Lepán (Feruglio, 1949),compuesta por areniscas y pelitas con fauna de invertebrados marinos: turritélidos, ostreidos,trigonias, etc. y abundante bioturbación; y como Formación Roca (areniscas calcáreas con abun-dancia de fragmentos esqueletales (conchillas, gasterópodos, colonias de briozoos y bioturbación).

Los depósitos marinos, de edad maestrichtiana a daniana (ver Page et al ., 1999), muestranfacies de subambientes estuarinos y mareales, alternando con subambientes costeros- litorales,dominados por olas y tormentas, en una plataforma clástica y clástica-carbonática.

Es de destacar en ambos depósitos el cambio de composición mineralogica de los clastos conrespecto a las sedimentitas del Jurásico y el Cretácico, lo cual evidencia un cambio importante enel área de aporte.

Las secciones marinas aoran tanto en la zona de Paso del Sapo (donde se desarrollan

transicionalmente sobre la sección uvial), como en los alrededores de Gan Gan-El Escorial, y enBajada del Diablo (donde apoyan sobre el Grupo Chubut). Los aoramientos son relícticos, y latransición lateral del dominio uvial de la Formación Paso del Sapo al Oeste al dominio costeroy marino de las Formaciones Roca y La Colonia (Pesce, 1979) más al Este, no se puede visualizaren aoramientos, debido al levantamiento tectónico y erosión vinculados a la tectónica terciariaque afectó a estas unidades.

El modelo paleogeograco para estos depósitos está aún en discusión. En términos generales,se trata una ingresión marina atlántica que alcanza a desarrollarse desde la Cuenca del Golfo de

San Jorge, hasta la Cuenca Neuquina (Grupo Malargüe) y la Cuenca del Colorado (Malumián,1999).

La relación discordante de los depósitos desarrollados sobre el Grupo Chubut, es similar a laobservada en la Cuenca del Golfo San Jorge con parte de la Formación Salamanca. La FormaciónPaso del Sapo también yace en discordancia sobre el Grupo Lonco Trapial y sobre la FormaciónCañadón Asfalto.

Se observan relaciones tectónicas con el Grupo Chubut, Formación Cañadón Asfalto yunidades más antiguas, en las fallas principales de la zona de Gan Gan- El Escorial (Figura 6), alsur de Gorro Frigio y en el anco occidental de la Sierra de Taquetrén.

Vulcanitas terciarias y depósitos asociados

La ocurrencia de rocas subvolcánicas y efusivas relacionadas a centros volcánicos Cenozoicos(Paleoceno a Mioceno superior) es una característica de la Patagonia Central. Una sucesiónpiroclástica continental es coetánea en parte (Eoceno a Mioceno Inferior) con el desarrollo delvulcanismo (Aragón & Mazzoni, 1997; Ardolino et al ., 1999; Paredes et al ., 2008). Puntos calientesen un ambiente de intraplaca y procesos extensionales en el retroarco del arco magmático Andino

(Ardolino et al ., 1999) parecen ser los ambientes tectónicos relacionados a la génesis de estas rocas.


17/32



En el margen occidental de la Cuenca Cañadón Asfalto, se desarrolla el Complejo Volcánicoy Piroclástico del Río Chubut Medio o Faja de Pilcaniyeu, que corresponde a un magmatismobimodal, calcoalcalino, de composiciones basálticas hasta riolíticas (Rapela et al ., 1984), conpredominio de facies ignimbríticas. Son ejemplos las Formaciones Huitrera y Laguna del Hunco.Según Aragón y Mazzoni (1997), este complejo habría evolucionado en forma de caldera, duranteel Eoceno.

El Grupo Sarmiento aora en el margen occidental y en asomos aislados hacia el norte dela Cuenca Cañadón Asfalto, pero con un mejor desarrollo hacia el sur, en la Cuenca del GolfoSan Jorge. Las tobas y demás piroclastitas que lo componen, tuvieron su origen en efusionesque ocurrieron en el intervalo Eoceno a Mioceno Inferior. Son muy fértiles desde el punto devista paleontológico, ya que contienen una amplia y variada fauna de mamíferos (ver Ardolino

et al ., 1999). La persistencia del vulcanismo explosivo llegó hasta el Mioceno, en conjunto con eldesarrollo de sedimentos uviales y lacustres de la Formación Collón Cura, que aora al oeste dela Cuenca.

En el sector al sur y al noreste de la Cuenca Cañadón Asfalto se desarrollan las vulcanitasbasálticas y traquibasálticas de Somún Curá y parcialmente Quiñelaf, con edades Eoceno Superiora Oligoceno, que constituyen el Plateau de Somún Cura y parte de la Meseta de Canquel. Losaoramientos de la Sierra de Talagapa y Sierra de Chacays y aquellos ubicados en los alrededoresde Gan Gan son los más relacionados al ámbito de la Cuenca. Se intercalan y son cubiertos por

términos superiores del Grupo Sarmiento (Ardolino et al ., 1999).Las rocas subvolcánicas y volcánicas basálticas y traquíticas que aoran en el ámbito de la

Cuenca Cañadón Asfalto corresponden a la Formación El Mirador y parte del Complejo Quiñelaf(Mioceno Inferior a Medio) (Ardolino et al ., 1999). Yacen por encima del Grupo Sarmiento eintruyen a las sedimentitas Jurásicas y Cretácicas con posterioridad al desarrollo de las estructurastectónicas terciarias.

En el transcurso del desarrollo del vulcanismo y depósitos asociados (durante el Eoceno yhasta el Mioceno Inferior), se produce el evento tectónico transpresivo que afecta a la CuencaCañadón Asfalto.

La importancia adicional del vulcanismo con respecto a la evolución tectosedimentaria dela Cuenca radica en el hecho que permite datar el momento en el cual se produce el eventotectonico-transpresivo Terciario. Un estudio más detallado de las unidades volcánicas-piroclásticasy sedimentos asociados del Terciario aorantes al Oeste del ámbito de la Cuenca Cañadón Asfaltosería importante para acotar aún más la edad de dicho evento. De acuerdo a las evidencias de campo,es posible inferir que, en el ámbito del sector aorado de la Cuenca Cañadón Asfalto, el límitetemporal inferior de la deformación terciaria es Paleoceno Superior-Eoceno, y el límite superiores Oligoceno Superior – Mioceno Inferior, previo al desarrollo de los cuerpos subvolcánicos y

coladas lávicas del Complejo Quiñelaf y Formación El Mirador.


18/32



TECTÓNICA

El modelo tecto-sedimentario aquí presentado, está basado principalmente en observacionesde campo, mapeo geológico-estructural (Figuras 3, 9 y 11) y reconocimiento general desde la zonade Gastre y Gan Gan, hasta la zona de Paso de Indios, incluyendo zonas más al Norte, al Este yal Oeste.

Las estructuras que se pueden reconocer son aquellas generadas por los eventos delCretácico Inferior, previas a la depositación del Grupo Chubut y por los eventos del Terciario.Sin embargo, las zonas de debilidad y fallas preexistentes principales se desarrollaron durante laevolución tectónica del Basamento ígneo-metamórco, y se reactivaron selectivamente generandosubsidencia y originando los depósitos de la Cuenca Cañadón Asfalto (a partir de la comparación

entre la orientación de las estructuras del Basamento y las estructuras más modernas).

Figura 5: Vista hacia el Este de una de las fallas principales, que en este sector pone en contacto tectónico (en rojo) a laFormación Cañadón Asfalto con el Grupo Chubut, actuando como una falla normal durante el Terciario. También se observa elcontacto discordante angular entre ambas unidades en el bloque relativamente levantado. Relictos de necks y diques volcánicosterciarios cortan a la estructura y a las unidades en general. Zona entre Cerro Cóndor y El Escorial.

Figura 6: Vista hacia el suroeste de otra de las fallas principales en la zona de Gan Gan – El Escorial, poniendo en contacto a laFormación Roca (bloque bajo) con el Grupo Lonco Trapial y Formación Cañadón Asfalto (bloque elevado).


19/32



Figura 7: Zona Gorro Frigio: contacto tectónico entre la Formación Paso del Sapo y el Grupo Chubut (bloque elevado). Unoskilómetros más al sur, la misma zona de falla adquiere una mayor inclinación y el bloque del Grupo Chubut pasa a ser un bloquerelativamente hundido.

Figura 8: Línea sísmica 7591, mostrando la ubicación del pozo Gorro Frigio es-1. Se observan las características del rellenosedimentario y discordancias observadas en los aoramientos. La parte interpretada, a la derecha de la zona de falla principal,forma parte de un boque relativamente hundido durante el Terciario, sin embargo, otros bloques más pequeños, tambiénlimitados por fallas, registran un evento anterior a la depositación del Grupo Chubut, al igual que lo observado en aoramiento(Figura 4).


20/32



Las fracturas preexistentes delimitaron un sistema de bloques que registran la mayordeformación en las zonas adyacentes a las fallas (pliegues y fallas menores), tanto para el evento delCretácico Inferior como para el evento Terciario. Los bloques se movieron según un eje horizontaly otro vertical.

La conguración actual de los bloques (con estructuras limitantes de orientación NO-SE aNNO-SSE y O-E aproximadamente, bordes), y la orientación general de la cuenca expuesta (NO-SE), tiene mucha relación con las orientaciones mencionadas para las estructuras del Basamentoígneo-metamórco (Figura 9).

En este modelo, las fallas preexistentes actuarían según su orientación y según las relacionesentre ellas, generando zonas con desplazamiento de rumbo, zonas con compresión y zonasextensionales, a las cuales se asocian estructuras menores.

Figura 9: Mapa de la Figura 3 resaltando las principalesestructuras (zonas de fallas) que limitan los bloques y lasunidades afectadas por el tectonismo terciario.

EVOLUCIÓN TECTO-SEDIMENTARIA

La relación entre los componentes de esfuerzos regionales y la orientación de las estructuraspreexistentes favoreció el desarrollo de un ambiente trastensivo durante el Jurásico. Esto se puede

interpretar tanto como una respuesta a la existencia de un retroarco extensional que pasa a una


21/32



zona de intraplaca por migración del arco magmático (y de la zona de subducción) hacia el Oeste(comparar Rapela et al., 2005; Mpodozis & Ramos, 2008), o a partir de la existencia de lineamientosstrike-slip de intraplaca, en un ambiente extensional (Uliana & Biddle, 1989).

De cualquier manera, los procesos trastensivos actuaron generando la subsidencia diferencialentre e intra bloques y originando áreas positivas que fueron las zonas de aporte de sedimentosdurante la depositación del Grupo Lonco Trapial (sedimentación principalmente sintectónica) yde la Formación Cañadón Asfalto, con períodos alternantes de subsidencia térmica regional queposibilitó la conexión entre los depocentros aislados, permitiendo la inundación y el desarrollode facies carbonáticas lacustres.

Un modelo de cuenca pull-apart para Cañadón Asfalto, fue propuesto por Silva Nieto etal . (2002 y 2007). Con anterioridad, Figari & Courtade, 1993 habían propuesto, un modelo de

hemigrábenes generados por extensión simple.La reactivación tectónica de carácter transpresivo ocurrida durante el Cretácico inferior, que

produjo la deformación de la Formación Cañadón Asfalto y unidades infrayacentes, incluidoel Basamento ígneo-metamórco podría deberse a una rotación en los esfuerzos principalesregionales, luego del desarrollo del batolito subcordillerano o también a un cambio tanto en elángulo de subducción, como en el carácter del margen de placas al Oeste).

Tanto la cinemática del desarrollo transtensivo de la cuenca, como del tectonismo transpresivo,están enmascarados por los eventos terciarios. Es más, debido a la profunda erosión y al desarrollo

de la discordancia previa al Grupo Chubut, solo se observan en aoramientos los relictos de losdepocentros de la cuenca.

La transpresión del Cretácico Inferior está evidenciada tanto por la concentración deplegamiento y fallamiento adyacente a las zonas de fallas principales o límites de bloques, comopor la orientación de las citadas estructuras internas de cada bloque respecto de las fallas. Estasestructuras son por lo general reconocidas debajo de la discordancia angular que las separa delGrupo Chubut.

En la Formación Cañadón Asfalto, muchos pliegues son del tipo drape folds, generados a partirdel comportamiento más dúctil de esta unidad en relación a la deformación frágil mostrada en elBasamento ígneo-metamórco y el Grupo Lonco Trapial.

La transpresión del Cretácico Inferior permitió el desarrollo de zonas de subsidencia localesadyacentes a las fallas principales, dando lugar a la generación de espacios de acomodación quepermitieron preservar mayores espesores de la sección inferior del Grupo Chubut y controlar ladistribución de las facies.

Se interpreta que la sección media y superior del Grupo Chubut se desarrolló en un ambientede subsidencia regional generalizada.

Las Formaciones Paso del Sapo y Lepán, junto con las unidades equivalentes de esta última,

se depositaron en una cuenca maestrichtiana-daniana superpuesta a las anteriores, donde la


22/32



subsidencia o basculamiento regional facilitaron la ingresión marina desde el Atlántico y crearonel espacio de acomodación necesario para su depositación.

En el Terciario (posiblemente en el Eoceno a Mioceno temprano), se registra un eventotranspresivo asociado a los esfuerzos compresivos andinos regionales. Consecuentemente, lacuenca adopta un carácter de antepais fragmentado.

Se propone en el presente trabajo un modelo tectónico de bloques, producto de la instauraciónde un ambiente transpresivo. Este modelo se sustenta en la geometría y cinemática de las estructurasque se observan en los aoramientos. El evento Terciario precede a la mayoría de las efusionesvolcánica reconocidas en la zona estudiada.

La faja plegada y corrida y estructuras reactivadas identicadas al Oeste de la zona estudiada,en los alrededores de la Sierras de Tecka y Tepuel, corresponden a la tectónica andina del Terciario

(Giacosa & Márquez, 1999), y en parte, exhumaron los aoramientos de la Cuenca marina/continental del Jurásico inferior.

Modelo tectónico terciario

El movimiento relativo de los bloques se resuelve a través de componentes de rechazo verticalesy laterales a lo largo de las principales fallas que los limitan, y plegamiento asociado en las zonasdonde se concentra la deformación, las cuales también pueden incluir algunas estructuras en or

en los vértices de los bloques o zonas de unión o intersección de fallas.Es decir, que se reconocen fallas inversas, fallas directas y fallas con componentes de rumbo

importante, que adquirieron dicha cinemática según la geometría preexistente con relación a losesfuerzos actuantes. El movimiento de los bloques corticales, se produjo según un eje de rotaciónvertical y otro horizontal, este último está evidenciado por el movimiento relativo entre ellos, esdecir, a escala de una sola zona de falla limitante y a lo largo del rumbo de la misma, un mismobloque tiene un rechazo positivo en un sector y un rechazo negativo en otro sector con respectoa otro u otros bloques (Figuras 10 y 11).

El predominio de fallas con altos ángulos de inclinación identicadas y mapeadas, requierede un componente de rumbo necesario para acomodar dicho movimiento relativo, sobre todo enlas zonas de bisagra (análogo en parte a los modelos de Crowell, 1974).

Para visualizar el campo de esfuerzos del Terciario dentro de cada bloque se recurre aelementos estructurales relacionados al plegamiento que afecta al Grupo Chubut y a lasunidades del Maestrichtiano o Daniano y parcialmente a aquellas estructuras que involucrana la Formación Cañadón Asfalto (Figura 11). Teniendo en cuenta que esta última unidad yacontiene la impronta de la deformación del Cretácico Inferior. En las zonas de falla dondeexisten componentes de rumbo, los ejes de los pliegues son afectados hasta colocarlos casi

paralelos al desplazamiento.


23/32



Las estructuras identicadas muestran componentes geométricos y cinemáticos que permitenesbozar la tendencia dinámica en cuanto a los esfuerzos actuantes durante el Terciario. A nivelregional se puede explicar como una cizalla simple o una cizalla pura, que se traduce en unatranspresión general con una zona de acortamiento o compresión O-E a OSO-ENE (Figura 11).

Modelo tectónico para el evento Cretácico Inferior

Durante el Cretácico inferior, se propone un modelo transpresivo con movimientos derotación de bloques, los cuales se habrían movido según un eje vertical, en concordancia condatos paleomagnéticos (Geuna et al ., 2000). La dinámica no puede ser esbozada más allá delplegamiento y fallamiento con componente de rumbo, debajo de la discordancia con el Grupo

Chubut, debido a la presencia los efectos sobreimpresos de la tectónica terciaria. La exhumacióndel Basamento y erosión de grandes sectores de la cuenca por inversión y reactivación de las fallaspreexistentes ha sido tan importante como en el evento del Terciario.

Modelo tectónico para el lapso Jurásico-Cretácico Inferior

Silva Nieto et al . (2007) sugirieron que la Cañadón Asfalto se podría haber formado por variosdepocentros de tipo pull-apart , los cuales no serian estrictamente contemporáneos. Esta posibilidad

evidenciada por datos paleontológicos y palinológicos (aunque los depósitos son relícticos), másla ausencia de claros depósitos con una geometría de rift , y la similitud de facies desarrolladas endistintos depocentros, limitan el modelo de rift típico.

Se propone un modelo trastensivo, de pull apart simple (por reactivación parcial de muypocas estructuras preexistentes) o de bloques corticales rotados (con reactivación importante deestructuras de basamento). La orientación de las estructuras preexistentes con respecto a la cuplaactuante, y un diacronismo en la reactivación de las mismas, permite explicar la localizaciónde los depocentros en las zonas de extensión local y sus diferencias temporales. Sin embargo,debieron existir uno o más momentos de quiescencia tectónica con subsidencia térmica en loscuales se produjeron máximas inundaciones y menor aporte clástico, favoreciendo el desarrollode carbonatos y pelitas lacustres y la conexión entre los depocentros. La dinámica de estos eventosesta enmascarada, en parte por la reactivación o de las antiguas estructuras durante los eventos dedeformación posteriores.

Estudios más exhaustivos, orientados al análisis de la geometría y distribución de las faciessedimentarias Jurásicas y a la identicación de las zonas de aporte locales ayudarían a resolver lacinemática de las fallas en relación a la subsidencia. Este aporte, sumado a un más intenso trabajode medición y análisis de las estructuras del Cretácico Inferior y del Terciario, serían beneciosos

para comprender mejor el comportamiento dinámico en todos los eventos tectónicos identicados.


24/32



Figura 10: Modelo esquemático de una región deCalifornia, mostrando el movimiento relativo de bloqueslimitados por fallas en un régimen de transcurrencia.(H) = altos (L) = bajos. Tomado de Crowell, 1974. Esteejemplo de modelo tectónico de bloques, con otra geometría y cinemática, podría aplicarse a la CuencaCañadón Asfalto.

Figura 11: Izquierda: mapa estructural mostrando las principales estructuras y el movimientos relativo debloques, en una interpretación análoga a la de Crowell, 1974. Derecha: mapa estructural donde se visualizanlos esfuerzos compresivos dentro de cada bloque (de acuerdo a las estructuras internas). El movimientodiferencial de los bloques, el carácter de las fallas identicadas y las estructuras dentro de los mismos brindancomponentes geométricos y cinemáticos (en color azul) a una escala que permite esbozar la tendenciadinámica en cuanto a los esfuerzos actuantes (color amarillo).


25/32


26/32



de la Formación el Mirador en el Mioceno, no afectadas por la deformación. Este evento tectónicopuede ser coetáneo con la Faja Plegada y Corrida de Tepuel y Tecka.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a las autoridades del Simposio la invitación a participar del mismo.Agradecen además a las autoridades de la Gerencia de Exploración de Wintershall Energía S.A.e YPF. S.A. por permitir la publicación de este trabajo y a los profesionales de la empresa P&TConsultora por el invalorable aporte brindado.

BIBLIOGRAFÍA

Aragón, E. y Mazzoni, M., 1997. Geología y estratigrafía

del complejo volcánico piroclástico del río Chubut

medio (Eoceno), Chubut Argentina. Revista de la

Asociación Geológica Argentina, 52(3): 243-256.

Buenos Aires.

Aragón, E., González, P., Aguilera, Y., Cavarozzi,C., Llambías, E., 2000. Andesitas Alvar:

volcanismo alcalino jurásico en el área de Paso

del Sapo, provincia de Chubut. Revista de

la Asociación Geológica Argentina 55 (1–2),

44–58.

Ardolino, A., Franchi, M., Remesal, M. y Salani, F.,

1999. La sedimentación y el volcanismo Terciarios

en la Patagonia Extraandina: El volcanismo en la

Patagonia Extraandina. En: Roberto Caminos (ed)

Geología Argentina. Capítulo 18: 579-612. Buenos

Aires.

Bonaparte, J. F. & Gasparini, Z., 1978. Los saurópodos del

Grupo Chubut, y sus relaciones cronológicas. VII

Congreso Geológico Argentino. Actas 2: 393-406,

Neuquén.

Bonaparte, J.F. 1979. Dinosaurs: a Jurassic assemblage

from Patagonia. Science 205: 1377-1379.

Cabaleri, N. G., Armella, C., 1999. Facies lacustres de la

Formación Cañadón Asfalto (Caloviano-Oxfordia-

no), en la quebrada Las Chacritas, Cerro Cóndor,

provincia del Chubut. Revista de la Asociación

Geológica Argentina 54, 375-388.

Cabaleri, N. G. & Armella, C. 2005. Inuence of the bio-hermal belt on the lacustrine sedimentation of Ca-

ñadón Asfalto Formation (Upper Jurassic), Chubut

province, southern Argentina. Geologica Acta, 3(2),

205–214.

Chernicoff, C. & Caminos, R., 1996. Estructura y meta-

morsmo del Complejo Yaminué, Macizo Nordpa-

tagónico oriental, provincia de Río Negro. Revista de

la Asociación Geológica Argentina, 51(2):107-118.

Christie-Blick, N. & Biddle, K. 1985. Deformation and

Basin Formaction along Strike-Slip Faults en: K. T.

Biddle and N. Christie-Blick (eds) Strike slip De-

formation, Basin Formation, and Sedimentation.

SEPM Special Publication 37, 1-34.

Codignotto, J., Nullo, F., Panza, J., and Proserpio, C. 1979.

Estratigrafía del Grupo Chubut entre Paso de Indios

y Las Plumas, provincia del Chubut, Argentina. 7°

Congreso Geológico Argentino, Actas, 1, 471–480.


27/32



Cortés, J.M. & Baldoni, A.M. 1984. Plantas fósiles

jurásicas al sur del Río Chubut medio. 9º Congreso

Geológico Argentino (San Carlos de Bariloche),

Actas 4: 432-443, Buenos Aires.

Cortés, J. M., 1990. Reactivación Tectónica Jurásico –

Cretácica en el Chubut Central. Argentina. XI

Congreso Geológico Argentino, Actas 2: 315-317,

San Juan.

Cortiñas, J.S. 1993. La cuenca de Somuncura-Cañadón

Asfalto: sus límites, ciclos evolutivos del relleno

sedimentario y posibilidades exploratorias.13º

Congreso Geológico Argentino y 3º Congreso de

Exploración de Hidrocarburos, Buenos Aires 1993,

Actas 1, 147–163.

Crowell, 1974. Origin of late Cenozoic basins in southern

California en: W. R. Dickinson (ed) Tectonics and Se-

dimentation: Society of Economic Peleontologists and

Mineralogists Special Publication No. 22, 190-204.

Cunningham, W. D. & Mann, P., 2007. Tectonics of strike-

slip restraining and releasing bends. Geological So-ciety, London, Special Publications 2007; v. 290, 1-12

Dalla salda, L. H., Varela, R., Cingolani, C. & Aragón, E.

1994. The Rio Chico Paleozoic Crystalline Com-

plex and the evolution of Northern Patagonia. Jo-

urnal of South American Earth Sciences 7 (3/4),

377–86.

Feruglio, E. 1949. Descripción Geológica de la Patagonia,

Tomo I, Dirección General de Yacimientos Petrolí-

feros Fiscales, Buenos Aires, 334p.

Figari, E.G. & Courtade, S., 1993. Evolución

tectosedimentaria de la cuenca de Cañadón Asfalto,

Chubut, Argentina. XII Congreso Geológico

Argentino y II Congreso de Exploración de

Hidrocarburos. Actas I: 66-77. San Juan.

Figari, E.G., Courtade, S.F., y Constantini, L.A., 1994.

Estratigrafía y tectónica de los bajos de Gastre y Gan

Gan. BIP Tercera Epoca 10 (40) 75-82.

Franzese, J.R., Pankhurst R.J., Rapela C.W., Spalletti L.A.,

Fanning M.y Muravchik M., 2002. Nuevas evidencias

geocronológicas sobre el Magmatismo Gondwánico

en el noroeste del Macizo Norpatagónico. Actas del

XV Congreso Geológico Argentino, El Calafate,

2002.

Frenguelli, J. 1949. Los estratos con Estheria en el Chubut

(Patagonia). Revista de la Asociación Geológica

Argentina, 4, 11–24.

Gallego O. F., Cabaleri N. G., Armella C., Volkheimer

W., Ballent S. C., Martínez S., Monferran M. D.,

Silva Nieto D. G., Páez M. A., 2011. Paleontology,

Sedimentology and Paleoenvironment of a new

fossiliferous locality of the Jurassic Cañadón Asfalto

Formation, Chubut Province, Argentina. Journal of

South American Earth Sciences 31, 54-68

Geuna, S., Vizan, H., Somoza, R., 1993. Paleomagnetismo

de la Formación Cañadón Asfalto (Jurásico Superior)

en el curso medio del Río Chubut; Implicancias

Tectónicas. XII Congreso Geológico Argentino y IICongreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas

Tomo I II(429-435)

Geuna, S. E., Somoza, R., Vizán, H., Figari, E. G. &

Rinaldi, C. A. 2000. Paleomagnetism of Jurassic

and Cretaceous rocks in central Patagonia: a key to

constrain the timing of rotations during the breakup

of southwestern Gondwana? Earth and Planetary

Science Letters 181(1–2), 145–60.

Giacosa, R., 1997. Geología y petrología de las rocas pre-

cretácicas de la región de sierra Pailemán, Provincia

de Río Negro. Revista de la Asociación Geológica

Argentina 52 (1): 65-80

Giacosa, R. E. & Márquez, M. J., 1999. El Jurásico y

Cretácico de la Cordillera Patagónica Septentrional

y Precordillera Patagónica. En: Roberto Caminos

(ed) Geología Argentina. Capítulo 17:444-459.

Buenos Aires.


28/32



Giacosa, R., Lema, H., Busteros, A., Zubia, M., Cucchi,

R. & Di Tommaso, I., 2007. Estructura del Triásico

de la región norte del Macizo Nordpatagónico

(40º-41ºS, 67º30´-69º45´O) Río Negro. Revista de

la Asociación Geológica Argentina 62 (3): 355-365

Gosen, W. von. 2003. Thrust tectonics in the North

Patagonian Massif (Argentina): Implications for a

Patagonia plate. Tectonics 22(1), 5–1–33.

Gosen, W. von & Loske, W. 2004. Tectonic history of

the Calcatapul Formation, Chubut Province,

Argentina, and the Gastre Fault System. Journal of

South American Earth Sciences 18, 73–88.

Gosen, W. von. 2009. Stages of Late Palaeozoic deformation

and intrusive activity in the western part of the North

Patagonian Massif (southern Argentina) and their geo-

tectonic implications. Geological Magazine 146, 48-71.

Harding, T. P., R. C. Vierbuchen, and N. Christie-Blick,

1985, Structural styles, plate-tectonic settings, and

hydrocarbon traps of divergent (transtensional)

wrench faults, en: K. T. Biddle and N. Christie-Blick,(eds.) Strike-slip deformation, basin formation, and

sedimentation: SEPM Special Publication 37, 51–78.

Herbst, R.,1966. La Flora liásica del Grupo Pampa de

Agnia, Patagonia. Ameghiniana, Revista Asociación

Paleontológica Argentina, 4 (9), 337-347.

Homovc, J., Figari, E., Courtade, S., 1991. Geología de la

Cuenca de Cañadón Asfalto, Provincia del Chubut.

Informe inédito YPF 10440.

Lesta, P. & Ferello, R., 1972. Región extraandina del

Chubut y norte de Santa Cruz. En A.F. Leanza

(Ed) en Geología Regional Argentina. Academia

Nacional de Ciencias. 601-654. Córdoba.

Lizuain, A. y Silva Nieto, D., 1996. Estratigrafía Mesozoica

del río Chubut medio (Sierra de Traquetrén),

Provincia del Chubut. XIII Congreso Geológico

Argentino y III Congreso de Exploración de

Hidrocarburos. Actas I: 479-493. Mendoza.

Llambías, E.J., Caminos, R. Rapela, C.W., 1984.

Las plutonitas y vulcanitas del ciclo eruptivo

Gondwánico. En: Ramos,V.A. (Ed.), Geología y

recursos naturales de la provincia de Río Negro,

IX Congreso Geológico Argentino (Bariloche),

Relatorio, Buenos Aires, 85–118.

Llambías, E.J., Rapela, C.W., 1985. Geología de los

complejos eruptivos de La Esperanza, provincia

de Río Negro. Revista de la Asociación Geológica

Argentina, 39 (3–4), 220–243.

Llambías, E. J., Varela, R., Basei, M. & Sato, A. M., 2002.

Deformación y metamorsmo neopaleozoico en

Yaminué, Macizo Norpatagónico (40 50_ S, 67 40_

W): su relación con la fase orogénica San Rafael y el

arco de los Gondwanides. XV. Congreso Geológico

Argentino (El Calafate), Actas III, 123–8.

López De Luchi, M. G. & Cerredo, M. E. 1996.Metamor-

phism, deformation and related magmatism in Río

Chico area. North Patagonian Massif. XIII Congre-

so Geológico Argentino y III. Congreso de Explo-ración de Hidrocarburos (Buenos Aires), Actas V,

p. 533.

López De Luchi, M. G. & Rapalini A. E., 2002 . Journal of

South American Earth Sciences 15, 625–641

Lowell, J. D., 1974. Plate Tectonics and Foreland Basement

Deformation. Geological Society of America,

Geology, v.2, 275-278.

Malumián, N., 1999. La sedimentación y el volcanismo

Terciarios en la Patagonia Extraandina: La Sedimen-

tación en la Patagonia Extraandina. En: Roberto

Caminos (ed) Geología Argentina. Capítulo 18:

557-579. Buenos Aires.

McClay, K. R., 1995. The geometries and kinematics of

inverted fault systems: a review of analogue model

studies, in J. G. Buchanan and P. G. Buchanan

(eds.), Inversion tectonics: Geological Society

Special Publication 88, 97-118.


29/32



McClay, K. & Bonora, M., 2001. Analog models of

restraining stepovers in strike-slip fault systems.

AAPG Bulletin, v. 85, 2, 233–260

Mpodozis, C. & Ramos V. A., 2008. Tectónica Jurásica

en Argentina y Chile: extensión, subducción

oblicua, rifting, deriva y colisiones ? Revista de la

Asociación Geológica Argentina 63 (4): 481 - 497

Musacchio, E. & Chebli, G.A. 1975. Ostrácodos no

marinos y carótas del Cretácico Inferior de las

provincias de Chubut y Neuquén. Ameghiniana

12: 70-96.

Nakayama, C., J. C. Sciutto, E. Castrillo y C. Fernandez,

1979. Contribución al conocimiento geológico

del sector noreste de la provincia del Chubut.

Actas VII Congreso Geológico Argentino, I: 657-

670.

Nicholson, C., Seeber, L., Williams, P. and Sykes, L.

R., 1986. Seismic evidence for conjugate slip

and block rotation within the San Andreas Fault

System, southern California Tectonics, v. 5, (4),629-648.

Nullo, F. E. 1978. Descripción geológica de la Hoja

41 d, Lipetrén, Provincia de Río Negro. Carta

Geológica-Económica de la República Argentina,

Escala 1:200.000. Servicio Geológico Nacional,

Boletín 158, 1–88.

Nullo, F., 1983. Descripción geológica de la Hoja 45c,

Pampa de Agnia, provincia del Chubut. Servicio

Geológico Nacional, Boletín, Buenos Aires. 199,

1-94.

Nullo, F. 1983. Descripción geológica de la hoja 45c,

Pampa de Agnia, provincia de Chubut. Servicio

Geológico Nacional, Boletín 199, 1-94.

Page, R. y Page, S., 1993. Petrología y signicado

tectónico Jurásico volcánico del Chubut central.

Revista de la Asociación Geológica Argentina,

43(1):41-58. Buenos Aires.

Page, R., Ardolino, A., de Barrio, R. E., Franchi, M.,

Lizuain, A., Page, S. y Silva Nieto, D., 1999.

Estratigrafía el Jurásico y Cretácico del Macizo de

Somún Curá, Provincias de Río Negro y Chubut.

En: Roberto Caminos (ed) Geología Argentina.

Capítulo 17:460-488. Buenos Aires.

Pankhurst, R. J., Rapela, C. M., Fanning, C. M. & Márquez,

M. 2006. Gondwanide continental collision and the

origin of Patagonia. Earth-Science Reviews 76(3–4),

235–57.

Peroni, G. O., Hegedus, A. G., Cerdan, J., Legarreta, L.,

Uliana, M. A. y Laftte, G. 1995. Hydrocarbon

accumulation in an inverted segment of the Andean

foreland: San Bernardo Belt, central Patagonia,

en: A. J. Tankard, R. Suárez y H. J. Welsink (Eds.)

Petroleum Basins of South America. American

Association of Petroleum Geologists: Memoir, 62:

403–419, Tulsa.

Piatnitzky, A., 1936. Estudio Geológico de la Región

del Río Chubut y del Río Genoa. Boletín deInformaciones Petroleras, XII, 137: 83-118.

Proserpio, C.A., 1987. Descripción geológica de la Hoja 44

e, Valle General Racedo. Dirección Nacional de Mi-

nería y Geología, Boletín 201, Buenos Aires. 1-102.

Proserpio, C. A. 1978. Descripción Geológica de la

Hoja 42 d, Gastre, Provincia del Chubut. Carta

Geológico-Económica de la República Argentina,

Escala 1:200.000. Servicio Geológico Nacional,

Boletín 159, 1–75.

Ramos, V.A., 1975. Geología del sector oriental del

macizo Nordpatagónico entre Aguada Capitán y la

Mina Gonzalito, provincia de Río Negro. Revista de

la Asociación Geológica Argentina 30 (3), 274–285.

Buenos Aires.

Ramos, V. A.1999. Las Provincias Geológicas del Territorio

Argentino. En: Roberto Caminos (ed) Geología

Argentina. Capítulo3:41-96. Buenos Aires.


30/32



Ramos, V. A.2008. Patagonia: A paleozoic continent

adrift? Journal of South American Earth Sciences

26, 235-251.

Rapela, C. W., Spalletti, L. A., Merodio, J. C. y Aragón,

E., 1984. El vulcanismo Paleoceno- Eoceno de la

provincia volcánica Andino-Patagónica. Relatorio

IX Congreso Geológico Argentino, 1 (8): 189-203.

Rapela, C. W., Pankhurst, R. & Harrison, S. M., 1992.

Triassic Gondwana granites of the Gastre district,

North Patagonian Massif. Transactions of the Royal

Society of Edinburgh, Earth Sciences 83, 291–304.

Rapela, C. W., 2001. El Magmatismo Triásico-Jurásico

de la Patagonia y su ambiente geodinámico. En:

Artabe, A., Morel, E. y Zamuner, A. (Eds.): El

Sistema Triásico en la Argentina. Fundación Museo

de La Plata Francisco P. Moreno, 5: 81-101, La Plata.

Rapela, C. W., Pankhurst, R., Fanning, C. M., Hervé, F.,

2005. Pacic subduction coeval with the Karoo

mantle plume: the Early Jurasssic Subcordilleran

belt of northwestern Patagonia. Geological Society,London, Special Publications, v. 246, 217-239

Rauhut, O., Martin, T., Ortiz-Jaureguizar, E. and Puerta,

P. 2002. A Jurassic mammal from South America.

Nature 416: 165-168.

Rauhut, O.W.M., Remes, K., Fechner, R., Cladera, G.

and Puerta, P. 2005. Discovery of a shortnecked

sauropod dinosaur from the Late Jurassic period of

Patagonia. Nature 435: 670-672.

Spalletti, L. 2001. Evolución de las cuencas sedimentarias.

En: Artabe, A., Morel, E. y Zamuner, A. (Eds.): El

Sistema Triásico en la Argentina. Fundación Museo

de La Plata Francisco P. Moreno, 5: 81-101, La Plata.

Silva Nieto, D., Cabaleri, N., Salani, F., Coluccia, A.,

2002. Cañadón Asfalto, una cuenca de tipo ‘‘Pull

Apart’’ en el área de Cerro Cóndor. Provincia

del Chubut XV Congreso Geológico Argentino,

Calafate, 2002, 238–243.

Silva Nieto, D.G., Cabaleri, N., Salani, F.M., González

Díaz, E., y Coluccia, A. 2002. Hoja Geológica 4368-

27 Cerro Condor, provincia del Chubut. Instituto

de Geología y Recursos Minerales, Servicio Geoló-

gico Minero Argentino, Boletín 328, Buenos Aires,

68 pp.

Silva Nieto, D.G., Cabaleri, N.G., Armella, C., Volkhe-

imer, W. and Gallego, O. 2007. Hipótesis sobre la

evolución tecto-sedimentaria de los depocentros de

la Cuenca de Cañadón Asfalto (Jurásico-Cretácico),

provincia del Chubut. Ameghiniana 44(3-Suple-

mento): 67R.

Stipanicic, P.N., Rodrigo, F., Baulıés, O., Martínez, C.,

1968. Las formaciones presenonianas en el denomi-

nado Macizo Nordpatagónico y regiones adyacen-

tes. Revista de la Asociación Geológica Argentina

23, 67–98.

Suárez, M. y Márquez, M. 2007. Cuenca de retroarco

toarciana en Patagonia central (Chubut), Argentina:

cierre, migración del arco y ambiente tectónico du-rante el Jurásico Medio. Revista Geológica de Chile

34(1): 63-79.

Sylvester A. G. & Smith R. R. Tectonic Transpression and

Basement-Controlled Deformation in San Andreas

Fault Zone, Salton Trough, California: American

Association of Petroleum Geologists Bulletin, v.60,

2081-2102.

Tasch, P., Volkheimer, W., 1970. Jurassic Conchostracans

from Patagonia. The University of Kansas Paleonto-

logical Contributions 50, 1-23.

Thomas, G. E., 1974. Lineament-Block Tectonics: Willis-

ton-Blood Creek Basin: American Association of

Petroleum Geologists Bulletin, v.58, (7) 1305-1322.

Turner, J. C., 1983. Descripción geológica de la Hoja 44

d, Colan Conhue. Carta Geológico-Económica de

la República Argentina, Escala 1:200.000. Servicio

Geológico Nacional, Boletín 197, 1–75.


31/32



Uliana, M.A., Biddle, K.T., Cerdan, J., 1989. Mesozoic

Extensión and the Formation of Argentine

Sedimentary Basins. En: Tankard, A.J., y Balkwill,

H.R. (eds): Extensional tectonics and stratigraphy of

the North Atlantic margins. American Association

Petroleum Geologist Memoir 46: 599-613.

Volkheimer, W. 1964. Estratigrafía de la zona extrandina

del Departamento de Cushamen (Chubut) entre

los paralelos 42° y 42° 30’ y los meridianos 70° y

71° .Revista de la Asociación Geológica Argentina

19(2),85–107.

Volkheimer, W., Quattrocchio, M., Cabaleri, N.G., García,

V., 2008. Palynology and paleoenvironment of the

Jurassic lacustrine Cañadón Asfalto Formation

at Cañadón Lahuincó locality, Chubut province,

central Patagonia, Argentina. Revista Española de

Micropaleontología 40, 77-96.

Volkheimer, W., Gallego, O.F., Cabaleri, N.G., Armella,

C., Narvaez, P., Silva Nieto, D.G., Paez, M.A., 2009.

Stratigraphy, palynology, and conchostracans of a

Lower Cretaceous sequence at the Cañadón Cal-

cáreo locality, Extra-Andean central Patagonia: age

and palaeoenvironmental signicance. Cretaceous

Research 30, 280-282.

Wilcox, R. E., T. P. Harding, and D. R. Seely, 1973, Basin

Wrench Tectonics: AAPG Bulletin, v. 57, 74–96.

Zanettini, J. C. M. (1981): La Formación Sierra Grande

(provincia de Río Negro). Revista de la Asociación

Geológica Argentina, 36 (2): 160-179.

Zolnai, Greg, 1991. Continental Wrench-Tectonics and

Hydrocarbon Habitat: Tectonique Continentale en

Cisaillement .- Continuing Education Course Note

Series #30. American Association of Petroleum

Geologists.


32/32

cuenca can a don as falto

Documents