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CORTE ESTRUCTURAL DEL SIERRAS SUBANDINAS A LOS 22,5°S. ASPECTOS ESTRATIGRÁFICOS, ESTRUCTURALES Y GEOLOGÍA DEL PETRÓLEO DE LA CUENCA PALEOZOICA DEL NOROESTE. Guia de campo excursión geológica XX Congreso Geológico Argentino

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La excursión tiene por objeto recorrer una transecta a través de la faja plegada y fallada de las Sierras Subandinas del norte argentino y sur boliviano, desde su límite occidental (con la Cordilera Oriental) hasta el antepaís ubicado al este (“Chaco Salteño). La mitad oeste de la transecta se realizará siguiendo la sección geológica generada por el Río Bermejo al cortar las Sierras Subandinas Occidentales, a lo largo de la frontera argentino-boliviana. La sección se completará hacia el este con observaciones en las Sierras Subandinas Orientales al oeste de Tartagal. Además, en el trayecto desde Tucumán hasta la frontera boliviana se transitará por la zona de transición entre la Cordillera Oriental y el Sistema de Santa Bárbara. Durante las paradas técnicas del viaje se describirá las generalidades de la estratigrafía y la estructura de las provincias geológicas citadas, y se hará un análisis y discusión más detallada en algunas localidades claves. Se analizarán además los sistemas petroleros conocidos de la región y cómo funcionaron para permitir la acumulación de los yacimientos de hidrocarburos conocidos, describiéndose además la historia asociada al descubrimiento de los mismos.
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GUÍA DE CAMPO
CORTE ESTRUCTURAL DEL SIERRAS SUBANDINAS A LOS 22,5°S.
ASPECTOS ESTRATIGRÁFICOS, ESTRUCTURALES Y GEOLOGÍA
DEL PETRÓLEO DE LA CUENCA PALEOZOICA DEL NOROESTE
Daniel STARCK 1 y Alberto SCHULZ 2
1Tecpetrol SA, 2Consultor
4 al 7 de Agosto de 2017
XX CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO
Geología, Presente y Futuro
San Miguel de Tucumán
XX CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO
Agosto de 2017 | San Miguel de Tucumán
Geología, Presente y Futuro
Guía de campo: D. Starck y A. Schulz, Corte Estructural de las Sierras Subandinas 2 de 35
ÍNDICE
1 OBJETIVOS
3
2 ITINERARIO
3
3 RESUMEN
3
4 MARCO GEOLÓGICO
5
5 ESTRATIGRAFÍA
5
5.1 Ciclo Cambro-Ordovícico
6
5.2 Ciclo Siluro-Devónico
6
5.2.1 Supersecuencia Cinco Picachos
7
5.2.2 Supersecuencia Las Pavas
8
5.2.3 Supersecuencia Aguaragüe
8
5.3 Ciclo Carbonífero-Jurásico
8
5.3.1 Grupo Macharetí
9
5.3.2 Grupo Mandiyutí
9
5.3.3 Grupo Cuevo
9
5.3.4 Grupo Tacurú
11
5.4 Ciclo Cretácico-Paleógeno
11
5.4.1 Subgrupo Pirgua
11
5.4.2 Subgrupo Balbuena
12
5.4.3 Subgrupo Santa Bárbara
13
5.5 Ciclo Neógeno
14
5.5.1 Formación San Lorenzo- “Serie Calcárea”
14
5.5.2 Formaciones Valle grande y Agua Negra - “Terciario Subandino”
14
5.5.3 “Jujeño” – “Terciario Subandino Superior”
15
6 ESTRUCTURA
15
6.1 Sierras Subandinas
15
6.1.1 El despegue basal
16
6.1.2 El nivel estructural inferior
17
6.1.3 El nivel estructural intermedio
19
6.1.4 El nivel estructural superior
19
6.2 Cordillera Oriental
20
6.3 Sistema de Santa Bárbara
20
7 LA EXCURSIÓN GEOLÓGICA
21
7.1 Día 1
21
7.1.1 Extremo austral de la Sierra de Zapla
21
7.1.2 Corte estructural Cerro Amarillo-Caimancito-Sistema de Santa Bárbara
21
7.1.3 Pichanal-Colonia Santa Rosa
23
7.1.4 Cañón del Río Iruya
24
7.2 Día 2: Corte estructural de las Sierras Subandinas Occidentales
26
7.2.1 La Mamora, límite entre Cordillera Oriental y Sierras Subandinas
26
7.2.2 Alarache - Sierra de los Cinco Picachos
28
7.2.3 Sinclinal de Emborozú
29
7.2.4 Anticlinal Nogalito
29
7.2.5 Angosto de Balapuca flanco oeste del anticlinal de la Sierra del Pescado
29
7.2.6 Flanco este del Anticlinal de la Sierra del Pescado Peña de los Siete Colores
30
7.2.7 Sierra de Pintascayo Desecho Chico
30
7.2.8 Sierra baja de Orán Bermejo Aguas Blancas
31
7.3 Día 3: Corte estructural de las Sierras Subandinas Orientales
32
7.3.1 Anticlinal Aguaragüe Campamento Vespucio
33
7.3.2Anticlinal San Pedro
33
7.4 Día 4: Retorno a San Miguel de Tucumán por la ruta nacional 34.
35
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1 OBJETIVOS
Se observarán unidades depositadas en las distintas cuencas que se desarrollaron en el
extremo norte de nuestro país (Silurodevónica, Tarija, Cretácico-Paleógena y de antepaís
Neógena). Las mismas serán analizadas en el contexto estructural de las Sierras Subandinas y en
su participación en los sistemas petroleros responsables de las acumulaciones comerciales
descubiertas en la zona. Se relacionaran las observaciones de campo con información del
subsuelo (sísmica y pozos).
2 ITINERARIO
1° Día: Salida de San Miguel de Tucumán 8 hs. por Ruta Nacional 9 y 34 hacia el norte pasando
por Rosario de la Frontera, Metán, Güemes y Libertador San Martín (Ledesma).
De haber tiempo (y si el estado del camino lo permite) se entrará desde Orán hacia el oeste
para observar el Cañón del Río Iruya donde afloran 7000 m de secuencias Neógenas.
Aduana y migraciones en Aguas Blancas cruce a Bolivia (Bermejo).
Noche en Bermejo.
Día: Salida de Bermejo por la Carretera 1 hacia la Mamora. Corte estructural de las Sierras
Subandinas Occidentales. Límite Cordillera Oriental-Sierras Subandinas. Vuelta a Bermejo.
Noche en Bermejo
3° Día: Aduana y Migraciones en Bermejo.
Se retorna hacia el sur por la ruta 50 hasta Pichanal donde se toma hacia el norte por la ruta
34 hasta Gral. Mosconi
Desde Mosconi hacia el oeste (por caminos internos de yacimientos), corte estructural de
las Sierras Subandinas Orientales. Vuelta a Gral. Mosconi, Tartagal.
Noche en Tartagal.
Día: Regreso a San Miguel de Tucumán. Hora estimada de llegada 13 hs.
3 RESUMEN
La excursión tiene por objeto recorrer una transecta a través de la faja plegada y fallada de
las Sierras Subandinas del Norte argentino y Sur boliviano, desde su mite occidental (con la
Cordilera Oriental) hasta el antepaís ubicado al Este (“Chaco Salteño). La mitad oeste de la
transecta se realizará siguiendo la sección geológica generada por el Río Bermejo al cortar las
Sierras Subandinas Occidentales, a lo largo de la frontera argentino-boliviana. La sección se
completará hacia el Este con observaciones en las Sierras Subandinas Orientales al Oeste de
Tartagal.
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Figura 1. Mapa de ubicación general.
Además, en el trayecto desde Tucumán hasta la frontera boliviana se transitará por la zona
de transición entre la Cordillera Oriental y el Sistema de Santa Bárbara.
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Durante las paradas técnicas del viaje se describirá las generalidades de la estratigrafía y la
estructura de las provincias geológicas citadas, y se hará un análisis y discusión más detallada en
algunas localidades claves.
Se analizarán además los sistemas petroleros conocidos de la región y cómo funcionaron
para permitir la acumulación de los yacimientos de hidrocarburos conocidos, describiéndose
además la historia asociada al descubrimiento de los mismos.
4 MARCO GEOLÓGICO
El recorrido de la presente excursión geológica involucra varias de las regiones
morfoestructurales (“provincias geológicas”) definidas en el noroeste de nuestro país. Si bien la
gira está enfocada a las Sierras Subandinas, también se harán observaciones en las provincias
geológicas de Cordillera Oriental y Sistema de Santa Bárbara y en la zona “híbrida” que se
vincula a la transición entre estas tres regiones morfoestructurales (Fig. 1).
De la misma manera durante la recorrida se analizarán unidades estratigráficas depositadas
en diferentes cuencas. De estas se destacan las cuencas paleozoicas y la cretácico-paleógena,
productivas de hidrocarburos y que a veces son englobadas bajo la denominación de “Cuenca
hidrocarburífera del Noroeste.
La evolución tectosedimentaria de la región, principalmente relacionada a la interacción
de la placas pacificas (Nazca y precursoras) y Sudamericana (y precursoras), resultó en una
compleja historia en la que cuencas de distinto origen y edad se suceden, con distinto grado de
superposición geográfica. Esta evolución resultó en una distribución espacial cambiante entre
los distintos ciclos depositacionales.
Por último, las fases diastróficas andinas son las principales responsables de la
estructuración actual de la región, que se ve claramente reflejada en la orografía.
Los distintos estilos de esta deformación (y su expresión topográfica asociada),
conjuntamente con las columnas sedimentarias involucradas han sido utilizados para definir las
distintas unidades morfoestructurales (“Provincias Geológicas”).
5 ESTRATIGRAFÍA
Las cuencas del noroeste tuvieron una evolución que abarca desde el Paleozoico inferior
hasta el Cenozoico, en los que se pueden distinguir al menos cinco ciclos tectosedimentarios
superpuestos. Estos se desarrollan sobre un basamento precámbrico a eocámbrico conformado
por rocas metamórficas de distinto grado, intruídas por plutones graníticos a granodioríticos.
Estos ciclos sedimentarios pueden agruparse a su vez en dos “megaciclos “mayores, separados
por una discordancia de primer orden (Fig. 2). Esta discordancia separa la historia deposicional
precretácica de la posterior, y estaría relacionada a los procesos distensivos generalizados
relacionados a la apertura del Océano Atlántico. La erosión vinculada a esta discordancia
provocó el arrasamiento de la gran parte de la columna estratigráfica previa en el sector sur del
área analizada, sector donde posteriormente se desarrolló la cuenca cretácica-eoterciaria. Esta
circunstancia derivó en una distribución “esquiva” entre las cuencas productivas paleozoicas y
la relacionada al ciclo cretácico, las que se encuentran separadas geográficamente.
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Figura 2. Columna estratigráfica general de la Sierras Subandinas
5.1 Ciclo Cámbrico-Ordovícico
Hasta hace unos pocos años las rocas involucradas en este ciclo formaban parte de lo que
se denomina “Basamento Económico” de la cuenca, es decir que no participaba de sus sistemas
petroleros, y toda la actividad petrolera se desarrollaba por encima del mismo. Esta situación
cambió a partir del descubrimiento ocurrido en Los Blancos (Agüera et al., en prensa).
En términos generales, las rocas de este ciclo se depositaron en un ambiente de plataforma
marina abierta hacia el oeste con un posible talud asociado en esa dirección. Excelentes
afloramientos de las mismas se encuentran en el ámbito de la Cordillera Oriental. Durante esta
gira no serán observadas directamente.
5.2 Ciclo Silurico-Devónico
Comprende unos 3500 m de rocas silicoclásticas depositadas en un ambiente de
plataforma somera (abierta hacia el este). Está compuesto por una alternancia de unidades
cuarcíticas con otras de naturaleza pelítica. Esta alternancia determina una ciclicidad, la cual ha
sido utilizada para su ordenamiento estratigráfico. Una primera división permite separar al
registro Silurodevónico en tres paquetes grano y estrato crecientes del orden del kilómetro de
espesor (Fig. 3). A estos paquetes mayores se les ha asignado una jerarquía de
“supersecuencias”, y están delimitadas por superficies de inundación de primer orden.
No hay consenso respecto al tipo de cuenca que albergó a las rocas de este ciclo
tectosedimentario, ya que se ha tanto se ha postulado un entorno de cuenca de antepaís como
extrensional.
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Figura 3. Columna estratigráfica generalizada del ciclo Siluro-Devónico
5.2.1 Supersecuencia Cinco Picachos. Comprende un espeso ciclo grano y estratocreciente de
más de un kilómetro de espesor. Presenta una amplia distribución, tanto en la parte aflorada
como en subsuelo pero sus mejores afloramientos se presentan en la Cordillera Oriental y en la
transición Cordillera Oriental-Sierras Subandinas (Sierra de los Cinco Picachos). Se apoya
mediante una discordancia regional hasta angular sobre distintas unidades ordovícicas. En la
Sierra de los Cinco Picachos, como así en el Sistema de Santa Bárbara comienza con una unidad
de naturaleza diamictítica, la Fm Zapla. Esta, con espesores menores a los 50 m, es equivalente
a la Fm. Cancañiri de la geología Boliviana y de acuerdo a su contenido fosilífero se habría
depositado durante el Ordovícico más alto.
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La Fm. Zapla es sobrepuesta por la Fm. Lipeón (Fm. Kirusillas en Bolivia), la que está
constituida por un homogéneo paquete de unos 500-600 m de pelitas y areniscas muy finas. Esta
formación está caracterizada por una fuerte bioturbación, y la fauna que porta esta unidad
permite asignarle una edad silúrica.
Si bien los términos superiores de la Fm Kirusillas presentan un mayor contenido de
intercalaciones arenosas, la aparición brusca de areniscas determina el pasaje a la Fm. Baritú, la
que a su vez grada hacia arriba hacia las facies más proximales (hasta conglomerádicas) de la
Fm. Porongal. Estas unidades son equivalentes a las formaciones Tarabuco (o Guayabillas en el
sur) y Fm. Santa Rosa de Bolivia. En términos generales esta supersecuencia muestra una
progradación que, con algunas interrupciones menores (la aparición súbita de las arenas),
superpone facies de plataforma proximal de la Fm. Santa Rosa y Tarabuco sobre las facies de
plataforma distal representadas por la Fm. Kirusillas. Hacia zonas más proximales (hacia el
oeste) llegan a preservarse facies continentales de esta progradación en las formaciones Baritú y
Porongal . La edad de esta supersecuencia abarcaría desde el Ordovícico más alto hasta el
Devónico inferior.
5.2.2 Supersecuencia Las Pavas. Esta supersecuencia está compuesta por el apilamiento de
varios ciclos inversos (secuencias depositacionales, Fig. 3) del orden de la centena de metros de
espesor. Cada uno de estos ciclos se inicia con facies finas (pelitas grises) portadoras de un
abundante contenido de invertebrados fósiles. Estas pelitas son sobrepuestas por facies arenosas
con buen desarrollo de entrecruzamientos en “hummocky”, que a su vez pasan hacia arriba a
arenas entrecruzadas Cada una de estas secuencias depositacionales representa un ciclo de
inundación-progradación que, nuevamente superpone facies de plataforma proximal sobre otras
más distales. Estas secuencias están limitadas por superficies de inundación.Se superpone a la
supersecuencia anterior mediando una prominente superficie de inundación.
Está muy bien expuesta en la sierra homónima como así también en la Sierra de los Cinco
Picachos. Aflora también el Cordillera Oriental, pero con espesores reducidos por efectos de la
erosión precarbónica.
Desde el punto de vista litoestratigráfico esta supersecuencia, cuya edad sería devónica
madia, involucra a la Fm. Pescado, mientras que la porción basal pelítica de la primera
secuencia es conocida en Cordillera Oriental como “Lutitas Cerro Piedras”. En subsuelo se
utiliza la litoestratigrafía boliviana, en la que esta supersecuencia está conformada por las
formaciones Icla (mayoritariamente pelítica) y Huamampampa (con predominio cuarcítico).
5.2.3 Supersecuencia Aguaragüe. Está poco representada en superficie, mientras que en
subsuelo de las Sierras Subandinas y del Chaco Salteño alcanza espesores importantes (de hasta
1 km). Esta supersecuencia involucra a la Fm. Los Monos, compuesta de facies finas de
plataforma distal, la que es progradada (principalmente en Bolivia) por las facies arenosas de la
Fm. Iquiri. Su edad es devónica superior.
5.3 Ciclo Carbonífero-Jurásico
Se desarrolla sobre el ciclo precedente mediando una discordancia regional (angular hacia los
bordes de cuenca). El relleno de la cuenca se caracteriza por la presencia de importantes
discontinuidades internas (discordancias) que permiten subdividirlo en paquetes menores, que
corresponden a los grupos definidos desde el punto de vista litoestratigráfico. Estos son los
grupos Macharetí, Mandiyutí, Cuevo y Tacurú, los que se depositaron en ambientes mayormente
continentales. Los dos grupos basales muestran una importante impronta glacial (Fig. 4), la que
desaparece hacia los grupos posteriores, donde prevalecieron condiciones áridas durante su
deposición. Las sedimentitas de estos grupos (que no superan los 2 km de espesor en total) se
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habrían depositado en una cuenca de naturaleza intracontinental, conocida como “Cuenca de
Tarija”, principalmente desarrollada en Bolivia (donde también es conocida como “Cuenca
Chaqueña”). El extremo austral del misma ingresa a nuestro país, dónde sólo se han preservado
de la erosión pre-cretácica unos 10.000 km2.
5.3.1 Grupo Macharetí. Se apoya mediando una discordancia sobre el Devónico, aunque en
Cordillera Oriental alcanza a apoyar sobre el Ordovícico. Esta discordancia refleja una
componente tectónica responsable del basculamiento y erosión del sustrato, a la que se suman
los efectos de la importante caída eustática ocurrida durante el Carbonífero medio. Esta
componente eustática es la responsable del corte de una importante red de paleovalles en el
sustrato preCarbonífero.
Tres unidades componen este grupo en Argentina: las formaciones Tupambi, Itacuami y
Tarija, y la edad del mismo, de acuerdo a los palinomorfos que porta sería Carbónica Superior.
La Formación Tupambi es la unidad más baja del registro Carbonífero en la porción argentina de
la cuenca de Tarija. Litológicamente corresponde a un paquete de hasta 500 m de areniscas
blanquecinas, de aspecto sacaroide, separadas por intercalaciones pelíticas. Las fuertes
variaciones laterales que caracterizan a las unidades carbónicas se ven reflejadas en el caso de
esta unidad en importantes cambios de espesor y de facies en distancias relativamente cortas,
debido, en gran parte a la naturaleza irregular de la superficie sobre la que se depositó la Fm
Tupambi (los mencionados paleovalles).
La Formación Tupambi representaría el registro de barras de desembocadura y cuerpos
fluviales. Las intercalaciones pelíticas se habrían depositado en cuerpos de agua que, de acuerdo
al contenido micropaleontológico, serían de agua dulce. Si bien las variables condiciones de
depositación resultan por lo general en fuertes cambios laterales, en algunas posiciones de la
cuenca se llegaron a depositar paquetes de arenas con espesores de más de 100 m.
La Formación Tarija corresponde a un espeso paquete (de hasta más de 500 m) de rocas
diamictíticas oscuras de origen glacial. Entre las facies diamictiticas se intercalan niveles
(generalmente lenticulares) de facies de areniscas. Esta formación presenta además
intercalaciones pelíticas oscuras. Una de estas intercalaciones, ubicada en la base, es
denominada Formación Itacuami cuando alcanza un espesor considerable.
5.3.2 Grupo Mandiyutí. Se apoya mediante una fuerte discordancia erosiva sobre el grupo
anterior. En el borde oeste de la cuenca traslapa al Gr Macharetí y apoya directamente sobre el
sustrato preCarbonífero. La discordancia basal del grupo se caracteriza nuevamente por la
incisión de paleovalles de gran magnitud. Los mismos alcanzan a cortar más de 400 m dentro de
la Fm Tarija y son claramente apreciables en las secciones sísmicas registradas en el Chaco
Salteño. Este grupo está compuesto por las formaciones Las Peñas y San Telmo.
Como en el caso de la Fm Tupambi, la Formación Las Peñas se caracteriza por ser una
unidad de espesores altamente variables y gran contenido de arenas. De la misma manera que
aquella formación, se depositó sobre una paleogeografía con fuertes paleorrelieves (paleovalles)
cortados en la infrayacente Formación Tarija. Se supone que también fue originada en ambientes
fluviales y deltaicos, confinados principalmente a los paleovalles.
La Formación San Telmo está compuesta mayormente por facies pelíticas y diamictiticas.
5.3.3 Grupo Cuevo. Está muy poco representado en nuestro país debido a la erosion
precretácica. Tres formaciones lo conforman: la Fm Cangapi, La Fm Vitiacua y la Fm Ipaguazu.
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Figura 4. Correlación regional de las unidades del Carbonífero
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La Fm Cangapi corresponde a un paquete de areniscas eólicas blanquecinas y abigarradas
que alcanzan unos 300 m de espesor. Hacia el techo intercala bancos carbonáticos, dando lugar
al pasaje transicional a las calizas de la Fm Vitiacua. Esta última se compone de una repetición
de ciclos carbonáticos de espesores del orden del metro, que alcanza hasta 90 m de espesor.La
Formación Ipaguazu, muy poco representada en nuestro país, se apoya en forma neta sobre la
Fm Vitiacua y se compone de unos 60 m de facies finas rojizas.Se supone una edad Pérmica
para este grupo, si bien la Fm Ipaguazu podria alcanzar el Triásico.
5.3.4 Grupo Tacurú. Corresponde a un extenso manto de arenas eólicas, que durante el Jurásico
cubrió vastas regiones. Sin embargo la distribución actual en nuestro está muy restringida a
causa de la erosión precretácica. Sus espesores máximos en nuestro país alcanzan los 600 m.
5.4 Ciclo Cretácico-Paleógeno
Este ciclo sedimentario está representado por las rocas del Grupo Salta, el que se depositó
en una cuenca de extensional. La geometría en planta de la cuenca muestra una configuración en
“Y” (Fig. 5), en la que se reconocen tres depocentros mayores (Subcuencas) más o menos
lineales que convergen en un alto central conocido como “Dorsal Salto-Jujeña”. Se reconoce un
depocentro norte conocido como “Tres Cruces”, un depocentro oriental “Lomas de Olmedo” y
un depocentro sur, “Metán-Alemanía”. De los tres depocentros, el que alberga los mayores
espesores es el de Lomas de Olmedo donde se estima podrían sobrepasar los 7000 m. La mayor
subsidencia de esta subcuenca también es responsable de algunas de las particularides en el
relleno de la misma. Por ejemplo condicionó una mayor depositación de facies distales
(generadoras) en el caso del Subgrupo Balbuena, lo que tiene un fuerte impacto en la
distribución de los yacimientos descubiertos.
En el relleno de la cuenca se reconoce un estadío inicial, íntimamente relacionado a fallas
directas, restringido a cubetas distensivas (grábenes y hemigrábenes), sobre el que se desarrolla
un intervalo de mayor tabularidad (con el lógico acuñamiento hacia los bordes) y desarrollo
areal. Estos dos estilos depositacionales existentes en el relleno de la cuenca muestran una clara
signatura sin-rift/post-rift. De esta manera, de los tres Subgrupos que componen el Grupo Salta,
el basal (Subgrupo Pirgua) fue depositado durante el estadío de sin-rift mientras que los
subgrupos Balbuena y Santa Bárbara claramente lo hicieron durante la etapa de post-rift.
Durante la excursión se transitará por la “Dorsal Salto-Jujeña”, por el “Umbral de
Cachipunco” (corresponde a la conexión entre las Subcuencas de Metán-Alemanía y Lomas de
Olmedo) y por el extremo occidental de Lomas de Olmedo (Fig. 5 y 6).
5.4.1 Subgrupo Pirgua. Este Subgrupo representa el registro de la etapa de “sin-rift” de la
cuenca y muestra en distintas secciones sísmicas registradas en Lomas de Olmedo una
geometría cuneiforme, con un patrón depositacional en abanico que muestra su
contemporaneidad con la actividad de las fallas. Configuraciones similares se han descripto en
los afloramientos del subgrupo en las otras subcuencas. Las rocas de este subgrupo se
depositaron en ambientes de abanicos aluviales, fluviales, eólicos y barreales.
Las secuencias del “post –rift”, conformadas por los subgrupos Balbuena y Santa Bárbara,
muestran una geometría mucho más tabular que la del subgrupo precedente, aunque presentan
un lógico acuñamiento hacia los bordes depositacionales. Estos se encuentran bastante por
afuera de la fosa donde quedó confinado el Subgrupo Pirgua, ya que las secuencias del post-rift
se expanden por encima de los altos que marginan a la subcuenca . Sobre estos altos se produce
el suave acuñamiento de las distintas formaciones de los subgrupos mencionados
(principalmente por on-lap), en un clásico arreglo traslapante.
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Figura 5. Mapa de distribución geográfica de los subgrupos del Gr. Salta (en vista “ojo de
lombriz”). Sucuencas: TC: Tres Cruces; LdeO: Lomas de Olmedo; M-A: Metán-Alemanía. SJ:
Dorsal Salto-jujeña; Cp: Umbral de Cachipunco; Mi: Dorsal de Michicola. La línea cortada
anaranjada marca el borde de la Cordillera Oriental.
Alguna de las fallas que controlaron la formación de la cuenca y la depositación del
Subgrupo Pirgua siguieron activas durante la depositación del post-rift, ya que además de
afectar a sus secuencias, tuvieron un cierto control en la distribución y facies de las formaciones
de los subgrupos Balbuena y (especialmente) Santa Bárbara.
5.4.2 Subgrupo Balbuena. Está conformado por las formaciones Lecho y Yacoraite. La última
unidad está compuesta principalmente por distintos tipos de rocas carbonáticas, por lo general
de baja energía (calcipelitas), las que pueden alternar con lutitas y en menor proporción con
delgados niveles de areniscas y calizas de mayor energía (grainstones). Todas estas litologías se
habrían depositado principalmente en ambientes lacustres, la Fm Lecho corresponde a un
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paquete arenoso que se ubica por debajo de la Fm Yacoraite y la reemplaza lateralmente hacia
sus bordes depositacionales. Desde el punto de vista ambiental representa la orla arenosa
marginal (fluvial y lacustre) del cuerpo de agua donde se depositó la Fm Yacoraite, e incluye
arenas eólicas.
5.4.3 Subgrupo Santa Bárbara. Está compuesto (después del reordenamiento propuesto por De
Spirito 1979, en Gómez Omil et al. 1989) por la formaciones Olmedo, Mealla, Maíz Gordo y
Lumbrera. En la Subcuenca de Lomas de Olmedo estas cuatro unidades están mayormente
representadas por facies lacustres, pelíticas, las que son reemplazadas hacia sus bordes
(especialmente el vinculado al flanco norte de la subcuenca) por facies arenosas fluviales. Las
facies lacustres fueron depositadas ya sea en lagos hipersalinos (niveles de halita de las
formaciones Olmedo y Mealla), lagos de agua dulce ¿perennes? (Fm Maíz Gordo, “Faja Gris”
de la Fm Mealla y “Faja Verde” de la Fm Lumbrera) o en lagos efímeros del tipo playa y playa-
lake, (Fm Mealla y Fm Lumbrera).
Relacionado al borde norte de la Subcuenca de Lomas de Olmedo (“Dorsal de Michicola”)
las unidades del Subgrupo Santa Bárbara presentan un marcado enarenamiento, generando
columnas litológicas muy distintas a las existentes dónde fueron definidas originalmente. Estas
variaciones dieron origen a la definición de la Formación El Madrejón. La misma engloba los
paquetes samíticos desarrollados entre la Fm. Olmedo y el Mb. Sup de Fm. Lumbrera (más o
menos en sus facies clásicas) en el flanco norte de Lomas de Olmedo. La Fm. El Madrejón
representa entonces facies proximales de las formaciones Mealla, Maíz Gordo y del Mb. Inf. de
la Fm. Lumbrera, las que apoyan de manera traslapante sobre la Dorsal de Michicola (Fig. 6).
Figura 6. Relaciones estratigráficas esquemáticas en el flanco norte del extremo occidental del
Subcuenca de Lomas de Olmedo.
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En situaciones aún más externas únicamente traslapa sobre este alto el Mb. Superior de la
Fm. Lumbrera. El mismo, con tonalidades algo más variadas que en las posiciones centrales de
Lomas de Olmedo, es conocido como “Serie Abigarrada”. Dicha unidad informal fue incluida
originalmente dentro de la Fm. Tranquitas (o “Areniscas Superiores”). La equivalencia de la
“Serie Abigarrada” con la Fm. Lumbrera es confirmada por medio de su seguimiento en
secciones sísmicas y correlación de pozos. Las facies conglomerádicas relacionadas a la
discordancia basal, y que corresponden a un lag residual, diacrónico son conocidas como
“Conglomerado Galarza”. El mismo está constituido mayoritariamente por clastos de pedernal
derivados de la Fm. Vitiácua (Pérmico). Una datación (U-Pb en circones) de la Serie Abigarrada
en la Qda. de Galarza brindó una edad de 33 Ma, confirmando su contemporaneidad con la Fm.
Lumbrera.
5.5 Ciclo Neógeno
Gran parte de este ciclo sedimentario que puede superar los 7 km de espesor se depositó
en una cuenca de antepaís, flexural, localizada hacia el frente del orógeno. Por otro lado, los
términos más altos se depositaron en cuencas intermontanas (del tipo “piggy-back”),
relacionadas a los bajos estructurales (sinclinales) generados al ir avanzando la estructuración
hacia el este.
La superficie basal de este ciclo es angular (suave) cuando apoya sobre el sustrato pre-
Cretácico, situación que se verifica en las zonas más alejadas de los depocentros del ciclo
sedimentario Cretácico Paleógeno. Esta relación se observa especialmente en los sectores más
septentrionales del “Alto de Michicola”. Por el contrario, cuando se apoya sobre unidades del
Paleógeno, se pierde la angularidad, aunque todavía se reconoce una importante discontinuidad
estratigráfica marcada por cambios litológicos importantes. En otras posiciones de cuenca
parece haber continuidad estratigráfica entre los dos ciclos sedimentarios.
En cuanto a la composición litológica de este ciclo se puede diferenciar (en términos muy
generales) un paquete arenoso basal; una espesa sección media, grano y estratocreciente y, una
porción cuspidal mayormente sefítica. El arreglo general grano y estratocreciente está
controlado por el mencionado avance de la estructuración.
5.5.1 Formación San Lorenzo Serie Calcárea”. La sección arenosa basal del ciclo neógeno
puede superar los 500 m de espesor y es conocida como Fm. San Lorenzo (o “Areniscas de
Garganta”) en el ámbito de Valle Grande-Caimancito. En las Sierras Subandinas es incluida en
el Miembro “Serie Calcárea” (o “Serie Gris Neta”) de la Fm. Tranquitas.
La Fm. San Lorenzo está compuesta por capas espesas de areniscas rojizas, con estratificación
entrecruzada de origen eólico. En el caso de la “Serie Calcárea” la coloración es gris en sección
fresca, que por meteorización toma una coloración ocre característica. El color gris es además
producto de cambios diagenéticos postdeposicionales, cambios que también obliteraron la
estructura interna de las capas, las que se muestran masivas.
Si bien estas areniscas basales estarían relacionadas a la tectónica andina, la distribución
de espesores muestra que la subsidencia termal heredada del ciclo tectosedimentario previo
siguió actuando. Es así que los mayores espesores parecen asociarse al depocentro de Lomas de
Olmedo. Dataciones recientes (AFT, Fuentes, com. pers.) indican edades de 20-23 Ma para
muestras obtenidas en las Sierras Subandinas Occidentales.
5.5.2 Formaciones Valle Grande y Agua Negra, “Terciario Subandino”. Estas unidades
involucran la mayor parte de la sucesión neógena, pudiendo alcanzar varios kilómetros de
espesor, en un arreglo claramente grano y estratocreciente. El contacto con la unidad inferior
parece ser de una rápida transición desde las facies netamente arenosas descriptas a facies más
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finas (alternancia de areniscas y pelitas rojizas), con una estratificación mejor definida. En Valle
Grande-Caimancito este paquete es conocido como Fm. Valle Grande, y su correlativo en las
Sierras Subandinas es el “Terciario Subandino Inferior”. En ambos casos están constituidos por
depósitos fluviales de climas áridos, poco canalizados.
La Fm. Agua Negra se apoya transicionalmente sobre la Fm. Valle Grande, continuando
con la tendencia grano y estratocreciente. Asociado a esta transición se aprecia además un
cambio en los ambientes fluviales involucrados, los que gradan a sistemas más jerarquizados,
con canales más definidos. Este cambio estaría asociado a una mejora en las condiciones
climáticas de la región (situación verificada en otras zonas del Noroeste argentino y Sur de
Bolivia), con la instauración de redes fluviales más desarrolladas. Se estima que este cambio
ocurrió alrededor de los 9 a 10Ma. Los conglomerados de esta sección están conformados por
clastos de procedencia lejana (de la Cordillera Oriental).
Del lado boliviano fueron definidas las formaciones Tariquia y Guandacay,
aproximadamente correlacionables con las formaciones Valle Grande y Agua Negra.
5.5.3 “Jujeño Terciario Subandino Superior. El ciclo cenozoico remata con espesas
secciones de conglomerados y aglomerados, generalmente confinados al núcleo de los
sinclinales que suelen apoyarse en discordancia (a veces angular) sobre las unidades
precedentes. Esta relación discordante, como así la procedencia de los clastos (con aportes de
áreas cercanas) muestra que estos depósitos están relacionados a la estructura actual, dónde los
altos estructurales sirvieron de área de aporte a las distintas cubetas sedimentarías asociadas a
las depresiones estructurales (“valles”). Se estima una edad plio-pleistocena para esta sección.
La contraparte boliviana de estas unidades la constituye la Fm. Emborozú.
6 ESTRUCTURA
La configuración estructural de la zona a visitar es consecuencia de la tectónica andina,
especialmente de sus fases más jóvenes. Sin embargo, parte de las estructuras corresponden a
estructuras cretácicas distensivas, reactivadas (inversión tectónica). Algunas fallas distensivas
cretácicas poco o nada invertidas se preservan en subsuelo, en el extremo occidental de la
Subcuenca de Lomas de Olmedo.
La existencia de estas fallas mesozoicas, y su orientación, influye entonces en el tipo de
deformación actuante durante la tectónica compresiva. Además, la eliminación por erosión de
grandes espesores de unidades pre-cretácicas debido a la estructuración cretácica, generó
importantes diferencias en los prismas sedimentarios, controlando también los distintos estilos
estructurales. Estas diferencias en la estratigrafía y el tipo de estructuración son las que permiten
la definición de las distintas provincias geológicas (Fig. 1).
6.1 Sierras Subandinas
Las Sierras Subandinas corresponden a una faja plegada y fallada de lámina delgada en la
que la topografía presenta un fuerte control estructural. Los cordones montañosos que las
constituyen corresponden a ejes estructurales positivos, conformados típicamente por
anticlinales aflorantes, estrechos y de gran continuidad a lo largo del rumbo. Se reconocen
(según la latitud) entre seis y ocho de estos cordones, cuyas alturas raramente superan los 2000
m.s.n.m. Por otro lado, los valles longitudinales que los separan se encuentran a alturas que van
desde los 400 a los 800 m.s.n.m. Se encuentra desarrollada principalmente en Bolivia, el
extremo austral ingresa a nuestro país por unos 150 km.
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La estructura aflorante característica de las Sierras Subandinas corresponde a la de
anticlinales estrechos, concéntricos, bastante apretados. Estos se alinean en ejes estructurales
que pueden alcanzar varios centenares de kilómetros de longitud. Las culminaciones anticlinales
individuales dentro de cada eje alcanzan varias decenas de kilómetros de longitud y se
encuentran separadas por sillas estructurales y, a veces, por el desplazamiento en planta de los
ejes (disposición “en echelon”). Los sinclinales que separan los ejes positivos suelen ser más
amplios (sobre todo hacia el extremo sur de la faja subandina), y de esta manera las Sierras
Subandinas adoptan un estilo estructural claramente “eyectivo”. Los tres ejes estructurales más
externos constituyen lo que se conoce como Sierras Subandinas Orientales. Hacia el Oeste se
desarrollan las Sierras Subandinas Occidentales.
La interpretación de la sísmica y la perforación de los pozos profundos ha permitido
reconocer la presencia de anticlinales desarrollados por debajo de las estructuras aflorantes.
Estos anticlinales profundos no siempre coinciden espacialmente con los aflorantes, de los que
se encuentran mecánicamente desacoplados. La persistencia de esta asociaciación entre
estructuras someras y profundas a lo largo de la zona estudiada ha llevado a la definición de un
modelo estructural general para los anticlinales subandinos. En este se reconocen la presencia de
cuatro pisos estructurales superpuestos, cada uno caracterizado por mecanismos de deformación
distintivos (Fig. 7):
1. Basamento estructural: Comprende las unidades anteriores al Silúrico y no participa de la
deformación.
2. Nivel estructural inferior: Comprende las unidades del Silúrico y el Devónico Medio
(formaciones Kirusillas, Santa Rosa, Icla, Huamampampa y la parte basal de la Fm. Los
Monos) que conforman las estructuras profundas. Está limitada por niveles de despegue
localizados en la Fm. Kirusillas y la base de la Fm. Los Monos.
3. Nivel estructural intermedio: Está compuesto por la parte media de la Fm. Los Monos,
también está limitada por niveles de despegue. Es responsable del desacople entre las
estructuras profundas y las superficiales.
4. Nivel estructural superior: Comprende todas las unidades desarrolladas por encima del
nivel de despegue localizado en la parte alta de la Fm. Los Monos. Es el que conforma
las estructuras aflorantes.
6.1.1 El despegue basal. Se trata de una superficie de falla de gran continuidad espacial que
limita por debajo al prisma sedimentario deformado. Si bien nunca fue perforado, en base a
observaciones regionales en afloramientos e información sísmica se puede acotar su ubicación
estratigráfica en niveles correspondientes al Silúrico. Es así que se conoce la presencia de bajo-
corrimientos desarrollados en niveles silúricos en el límite entre la Cordillera Oriental y las
Sierras Subandinas. Estos bajo-corrimientos, relacionados a la inserción en forma de cuña
tectónica de la Cordillera Oriental contra las Sierras Subandinas serían, de acuerdo a las
reconstrucciones estructurales, la manifestación aflorante del despegue en cuestión. Otra fuente
de información proviene de las reconstrucciones estructurales que, controladas por los datos de
pozos hasta niveles siluro-devónicos, permiten extrapolar la ubicación del despegue en las
Sierras Subandinas. Por último, en el antepaís (“Llanura Chaqueña”), se han perforado pozos
que alcanzaron niveles estratigráficos que, por seguimiento en la sísmica, coinciden con la
ubicación del despegue, confirmando su edad silúrica. De esta manera, se puede asegurar que la
falla de suela (“basal sole”) se aloja en alguna posición dentro de la Fm. Kirusillas.
Evidentemente los niveles pelíticos de esta unidad (de unos 600 de espesor), comprobados en
los afloramientos del límite Cordillera Oriental Sierras Subandinas y por pozos en la llanura
chaqueña, presentan condiciones mecánicas muy favorables para el desplazamiento interestratal.
La notable persistencia lateral de este nivel de despegue y la eficiencia del mismo (Kley y
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Monaldi, 1999) sugieren la existencia de presiones porales altas que favorecieron el
deslizamiento del prisma sedimentario suprayacente con relativa facilidad.
Figura 7. El “Anticlinal Subandino Típico”.
6.1.2 El nivel estructural inferior. Como se mencionó anteriormente este nivel estructural
involucra unidades silúricas y devónicas inferiores a medias. Estas se encuentran limitadas en su
base y su techo por los niveles de despegue ubicados en la Fm. Kirusillas y en el tercio basal de
la Fm. los Monos, involucrando un espesor más o menos constante de unos 2.500 m (en el
extremo austral de la Sierras Subandinas).
Las unidades que conforman este nivel estructural parecen adoptar, al ser deformadas, una
configuración de anticlinales relacionados a rampas. El conocimiento de las características
geométricas de estas estructuras surge de la información sísmica, de la información aportada por
los pozos profundos y de las reconstrucciones estructurales basadas en datos superficiales. La
sísmica y la reconstrucción a partir de los datos de superficie permiten una buena delineación de
la parte baja de la rampas y de los flancos occidentales (retro-inclinación) de los anticlinales,
mientras que a partir de los pozos se puede configurar la faja crestal de los mismos. La
configuración del flanco Este (ante-inclinación) de estos anticlinales es algo más difícil puesto
que normalmente genera una pobre imagen sísmica y fueron alcanzados por pocos pozos. Por
esta razón, la interpretación de la actitud estructural del flanco oriental de estos anticlinales
profundos es la que suele presentar las mayores ambigüedades. Por otro lado, la continuidad
lateral de las formaciones que conforman este nivel estructural, tanto en espesor como en
litología, hacen que el mismo sea el más “predecible” y, probablemente, el que permite la
aplicación de modelos estructurales de una manera más sencilla.
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Si bien al presente hay un consenso general de que estas estructuras adoptan la
configuración de pliegues por flexión de fallas (“fault bend folds”), el análisis más detallado de
las mismas parecen demostrar que, en muchos casos, se presentan ciertos apartamientos entre
los anticlinales “reales” y los esperables de acuerdo al mencionado mecanismo de deformación.
Esto parece indicar que, al menos en los últimos estadíos de la evolución estructural de estos
anticlinales, podrían actuar otros mecanismos deformantes, los que modificarían parcialmente la
geometría de “fault bend fold”.
De todas maneras, el modelo de “fault bend folds parece adaptarse bastante bien a las
estructuras con menor acortamiento, como las localizadas en los trenes estructuales más
externos de las Sierras Subandinas. Es así que los anticlinales profundos de Aguaragüe, Campo
Durán-Madrejones (fig. 5 A) y el extremo sur de Ramos-Chango Norte pueden interpretarse
perfectamente de esta manera, hecho que ha influido en la adopción del modelo para otros
anticlinales. La fácil aplicación de un modelo de “fault bend folds” sencillo en Aguaragüe y
Campo Durán-Madrejones es posible dado que presentan bajas inclinaciones en sus flancos
occidentales (retro-inclinaciones) y ante-inclinaciones no muy altas. Por otro lado, el relieve
estructural que alcanzan los anticlinales (menor a los 2.000 m) puede explicarse sencillamente
por la simple repetición de las unidades del nivel estructural inferior. De esta manera, estos
anticlinales por flexión de falla (con acortamientos de hasta 6 km) se relacionarían a rampas que
conectan el despegue basal (ubicado en la Fm. Kirusillas) con el despegue localizado en el tercio
inferior de la Fm. Los Monos. La geometría de estos pliegues depende, casi exclusivamente, de
la geometría del sistema despegue-rampa-despegue y del acortamiento.
En las estructuras con mayor acortamiento (Ramos, San Pedrito, Macueta-San Alberto)
tanto las altas inclinaciones de los flancos (especialmente el frontal) como el relieve estructural
de los anticlinales no permiten la aplicación directa del modelo de fault bend folds. Para explicar
estos apartamientos se ha interpretado en los anticlinales en cuestión el apilamiento de “horses”,
formando estructuras duplex. Esta solución, sin embargo, no alcanza a explicar el corto radio de
curvatura que pueden alcanzan estos anticlinales, los cuales se presentan bastante apretados.
Esto indicaría que en los mismos (seguramente en el núcleo) actuaría algún mecanismo de
cizalla no paralela a la estratificación o inclusive fluencia plástica.
Para estos casos se propone que la secuencia de deformación comenzaría con un fault
bend fold, el que luego sería elevado y “apretado” por la actuación de cizalla oblicua a las
capas o fluencia plástica y, posiblemente, por el emplazamiento de “horses”. Estos mecanismos
se activarían al bloquearse la falla, seguramente en el sector correspondiente al despegue
superior. La perforación profunda en Ramos ha demostrado que en los estadios finales de
deformación estos pliegues pueden romperse (fallamiento de tipo “shortcut”) y desplazarse
sobre el flanco sinclinal adyacente.
Las sillas estructurales de estos anticlinales por flexión de falla pueden explicarse por una
disminución del acortamiento o bien por un cambio en la geometría de la rampa. Esta última
explicación parece la más aplicable en la mayoría de sillas estructurales presentes en las Sierras
Subandinas, ya que no parece que hubiese variaciones bruscas del acortamiento a lo largo del
rumbo. Debido a que la pendiente regional presenta una componente hacia el norte (en la zona
analizada), el hundimiento en esa dirección de cada anticlinal tiende a ser más marcado que el
hundimiento sur. En cada tren estructural es de esperar que tanto las culminaciones como las
sillas estructurales se encuentren en cotas más altas hacia el sur. Esta situación es observable
(por lo menos para las sillas estructurales) en la Sierra de San Antonio. Se debe mencionar que
la cota de las sillas estructurales tiene importancia puesto que representan los puntos de fuga
(spill points) de las acumulaciones de hidrocarburos alojadas en las estructuras de este nivel
estructural, controlando de esta manera el cierre mineralizado. Por último, en los tres trenes
estructurales más externos se verifican la paulatina pérdida de acortamiento hacia el sur (Fig. 4).
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Esta, coincidente con la gradual pérdida de relieve de las sierras, no sólo controla, en parte, el
hundimiento sur de las estructuras de Campo Durán, Aguaragüe y Ramos-Chango Norte, sino
que además representa la extinción austral de las Sierras Subandinas Orientales.
6.1.3 El nivel estructural intermedio. Este nivel estructural abarca solamente la sección
intermedia de la Fm. Los Monos, involucrando unos 500 a 700 m de espesor. Sin embargo, es
esta sección, relativamente poco espesa, la que controla las características geométricas más
notables de las estructuras subandinas.
Está limitada en base y techo por los despegues localizados en el tercio basal y en el
superior de la Fm. Los Monos. Entre estos se desarrolla una sección esencialmente pelítica
caracterizada por altas presiones porales, relacionadas a la generación de hidrocarburos y a su
posterior craqueo a gas.
El despegue basal de este nivel presenta un comportamiento característico, ya que en lugar
de transmitir hacia “adelante” el desplazamiento proveniente del nivel estructural inferior, lo
hace hacia “atrás”, manifestándose como un bajo-corrimiento. Este comportamiento hace que el
nivel estructural inferior actúe como una cuña estructural, insertándose mecánicamente a lo
largo del despegue en cuestión. El borde de ataque de esta cuña corresponde a un punto ciego (o
mejor aún, una “línea ciega”), por delante del cual no hay transmisión de acortamiento (véase
Fig. 3).
El acortamiento transferido hacia atrás se vuelve a encontrar con otro punto (o línea) ciego
en el que se origina un corrimiento que, cortando hacia arriba y hacia adelante, se conecta con el
despegue superior. La sección de la Fm. Los Monos englobada dentro de estos corrimientos se
caracteriza (por lo general) por un importante engrosamiento tectónico, llegando a superar los
3.000 m de espesor. La estructura interna que presenta este engrosamiento no está del todo
aclarada. Por un lado, es conocida la presencia en los afloramientos de esta unidad de pliegues
apretados de escala métrica, lo que sugeriría un comportamiento plástico para este nivel
estructural. Por otro lado los perfiles de inclinación (“dipmeters) registrados en algunos pozos
muestran un abanico de inclinaciones en el que los valores aumentan paulatinamente desde la
base de la formación (con inclinaciones coherentes con la del nivel estructural inferior) hasta los
altos valores característicos de los flancos de las estructuras del nivel estructural superior. Este
arreglo parece reflejar una geometría de apilamiento antiformal de horses. Cualquiera de las
dos alternativas de deformación está indicando un comportamiento bastante dúctil de la sección
(a pesar de tratarse de lutitas muy consolidadas, no plásticas). Este comportamiento se debe a las
ya mencionadas elevadas presiones porales y a la fuerte anisotropía planar relacionada a la
laminación.
6.1.4 El nivel estructural superior. Las rocas del nivel estructural superior se caracterizan por
conformar anticlinales concéntricos, los que pueden llegar a ser bastante apretados. Esto es
posible debido al comportamiento dúctil del nivel estructural intermedio, que se acomoda en el
núcleo de estos anticlinales. El flanco Este de estos pliegues alcanza (por lo general) altas
inclinaciones e incluso puede presentarse rebatido, acompañando el crecimiento vertical de las
rocas del nivel estructural intermedio. El flanco Oeste presenta una actitud variable en las
distintas estructuras, con inclinaciones que varían desde unos 30º a subverticales. Esta diferencia
entre la geometría de ambos flancos le da a algunos anticlinales una notable asimetría, acorde
con la vergencia oriental de las Sierras Subandinas.
Remarcando esta vergencia, los anticlinales de este nivel estructural suelen presentarse
sobre-corridos hacia el Este. Las superficies de corrimiento que provocan esta situación nacen
en el nivel de despegue superior de la Fm. Los Monos y cortan secuencia arriba llegando a la
superficie en algunos casos. El desplazamiento a lo largo de estos corrimientos puede superar
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los 2 km y la geometría de los mismos suele ser compleja, con importantes cambios de
inclinación.
De acuerdo a lo conocido sobre la estructura de las Sierras Subandinas se puede concluir
que se trata de un ejemplo clásico de faja plegada y fallada de lámina delgada. La relativa
sencillez de la misma está controlada por la continuidad lateral del prisma sedimentario
involucrado en la deformación, y especialmente en la de los niveles de despegue. La baja
inclinación original del despegue basal y su notable eficiencia han permitido el desarrollo de una
faja plegada y fallada con un bajo ángulo β. De esta manera, el relieve general de las Sierras
Subandinas no es muy importante y el grueso del incremento topográfico se concentra en los
ejes positivos que, como ya se citó, se encuentran separados por anchos sinclinales en los que
prácticamente no se verifica engrosamiento tectónico. Probablemente el pobre crecimiento
topográfico que presentan las Sierras Subandinas sea la causa de la ausencia, o escaso
desarrollo, de una cuenca de antepaís actual al pie de las mismas. Esta situación se contrapone a
lo acontecido al momento del emplazamiento de la Cordillera Oriental, evento que fue
acompañado por la formación de una importante cuenca de antepaís.
Por otro lado, las características locales de las distintas estructuras han sido fuertemente
controladas por el comportamiento mecánico de la Fm. Los Monos. Como ya se mencionó, la
sobrepresión que caracteriza esta unidad ha permitido un comportamiento sumamente dúctil,
facilitando importantes desplazamientos a lo largo de superficies de fallas. La pérdida local de la
sobrepresión bloquearía el avance a lo largo de esas fallas, obligando a las estructuras a absorber
el incremento de acortamiento por medio de otras “soluciones”. La manera con que se producen
estas “soluciones” es variada y poco predecible, lo que le da al esquema estructural general
“sencillo” de esta faja plegada y fallada un toque “local” de complejidad, a la vez que le
imprime personalidad a cada estructura particular.
6.2 Cordillera Oriental
Topográficamente hablando corresponde a un importante cordón montañoso con alturas
que pueden superar los 5.000 m. Esta importante expresión topográfica está relacionada al
movimiento de la Cordillera Oriental sobre una rampa estructural de escala cortical, generando
un mega-anticlinal por flexión de falla. La rampa en cuestión conecta niveles de desplazamiento
profundo, dentro del basamento con la descripta falla de suela basal del sistema subandino. El
avance del mega-anticlinal sobre este despegue provee el mecanismo de empuje que deformó las
Sierras Subandinas.
El hecho de tener un nivel de despegue más profundo hace que esté involucrado en la
estructuración de la Cordillera Oriental la totalidad del prisma sedimentario más importantes
espesores del basamento, en un claro estilo de lámina gruesa. Muchas de las estructuras de esta
provincia geológica se relacionan a fallas distensivas cretácicas, fuertemente invertidas.
6.3 Sistema de Santa Bárbara
Las “sierras” que conforman esta unidad morfoestructural corresponden a anticlinales o
braquianticlinales fallados, de menos de la centena de kilómetros de longitud. En el núcleo de
los mismos suelen aflorar unidades del paleozoico inferior, sobrepuestas por las secuencias del
Grupo Salta. Por lo general el “filo” de las sierras está controlado por los afloramientos de las
resistentes calizas de la Fm. Yacoraite.
Si bien presentan un rumbo general más o menos meridiano, algunos de los cordones se
presentan apartados de esta dirección. Por otro lado, la “vergencia” de estos anticlinales fallados
es cambiante, ya que por sectores es occidental, y en otros oriental. Estas características se
deben a que se trata de estructuras de inversión tectónica, en las que fallas distensivas
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cretácicas, de diferentes orientaciones, fueron reactivadas como fallas inversas durante el
Neógeno.
7 LA EXCURSIÓN GEOLÓGICA
Se hará una pequeña reseña de las observaciones a realizar durante la excursión. El orden
de las mismas puede variar de acuerdo a las condiciones climáticas, tránsito, disponibilidad de
tiempo, etc.
7.1 Día 1
7.1.1 Extremo austral de la Sierra de Zapla. Se harán observaciones sobre la ruta nacional 34.
Se destaca un afloramiento de la Fm. Maíz Gordo con una buena exposición de estromatolitos
de escala métrica (Fig. 8).
Figura 8. Afloramiento de facies lacustres de la Fm Maíz Gordo en el hundimiento sur de la
Sierra de Zapla. Obsérvense los notables estromatolitos de más de 1 m de diámetro.
7.1.2 Corte estructural Cerro Amarillo-Caimancito-Sistema de Santa Bárbara. Nos
detendremos en la ruta nacional 34, en las cercanías de Calilegua para hacer observaciones
panorámicas de una notable sección estructural (Figs. 9 y 10). Hacia el Oeste, y marcando el
límite Este de la Cordillera Oriental se observa el Cerro Amarillo coronado por capas de la Fm.
Yacoraite poco inclinadas, a unos 3.500 m.s.n.m. Estas forman parte de la cresta/flanco
occidental de un gran anticlinal asimétrico a cuyas espaldas se ubica el “Sinclinorio” de Valle
Grande.
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Figura 9. Mapa Geológico del extremo este de la Provincia de Jujuy.
El flanco frontal (oriental) de este anticlinal, que probablemente corresponda a la
inversión de un importante hemigraben cretácico, alcanza inclinaciones altas (hasta rebatidas).
La reactivación de esta falla implica un desplazamiento inverso de varios kilómetros, el cual, en
gran parte habría sido absorbido antes de llegar a superficie, ya que no se presentan fallas
aflorantes de mucho desplazamiento. En el sinclinal desarrollado al frente de este gran
anticlinal, la Fm. Yacoraite se encontraría a profundidades de unos 7-8 km b.n.m., lo que implica
que entre esas profundidades y la cresta del anticlinal del cerro amarillo exista un desnivel
estructural de más de 10 km, en una corta distancia horizontal. Sigue hacia el Este el Anticlinal
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Caimancito, cuyo plunge sur presenta una notable expresión topográfica controlada por las
resistentes capas conglomerádicas del terciario alto (“Jujeño”). Este anticlinal aloja el
yacimiento homónimo en las calizas fisuradas de la Fm. Yacoraite, a profundidades de más de
3.000 m.b.n.m. Este yacimiento, con un E.U.R. de alrededor de 10 MMm3 de petróleo es el
campo más prolífico de la Cuenca Cretácica.
Figura 10. Corte estructural entre la Cordillera Oriental y el Sistema de Santa Bárbara
Por último, hacia el Este, se observa la terminación norte del Sistema de Santa Bárbara,
donde los anticlinales fallados de las sierras de Santa Bárbara, de Centinela y de Mealla hunden
en esa dirección perdiéndose en la llanura del “Chaco Salteño”. Las tres sierras se relacionan a
fallas en su flanco occidental, presentando entonces una vergencia opuesta a la andina. Esta
vergencia opuesta está controlada por la inversión de fallas extensionales cretácicas localizadas
en el “Umbral de Cachipunco”, en la conexión entre las subcuencas de Metán y Lomas de
Olmedo.
7.1.3 Pichanal-Colonia Santa Rosa. Es una parada anecdótica, estaremos pasando muy cerca de
un importante depocentro. Un poco más al norte de Santa Rosa la interpretación sísmica muestra
que la Fm. Yacoraite se encontraría a profundidades de unos 10 km b.n.m (Fig. 11). Esto podría
estar indicando que la columna estratigráfica total (real, no integrada) para ese punto puede
alcanzar los 20 km. La acumulación de esta “super columna” se debe a la coincidencia espacial
de los ejes subsidentes de la cuenca cretácica-paleógena (extremo oeste de Lomas de Olmedo en
este caso) y el del antefosa neógena. Los 20 km podrían desglosarse de la siguiente manera:
“Terciario Orogénico”:
8,5 km
Subgrupos Santa Bárbara y Balbuena:
2,0 km
Subgrupo Pirgua:
4,0 km
Paleozoico:
5,0 km
Independientemente de la ley de velocidad utilizada para pasar a profundidad el dato
sísmico (puede tener un error de un 10%) las mayores incertidumbres residen en los espesores
asignados al Subgrupo Pirgua y al Paleozoico. Sin embargo, Subgrupo Pirgua no debería tener
espesores mucho menores a los supuestos, ya que se han medido espesores similares en otras
posiciones de centro de cuenca.
En cuanto al espesor del Paleozoico, se puede asumir que en una posición de “piso” de un
hemigraben se preservaría la totalidad o casi de las secuencias de “pre-rift”.
¿Hay entre los participantes alguien que conozca alguna columna que compita con esta?
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Figura 11. Mapa Estructural en tiempo al tope de la Fm. Yacoraite en el extremo occidental de
la Subcuenca de Lomas de Olmedo.
7.1.4 Cañón del Río Iruya. Si el tiempo y el estado de los caminos lo permite se ingresará desde
Orán hacia el Oeste por el camino que conduce a Isla de Cañas para observar el Cañón del río
Iruya. Este es un rasgo geográfico moderno, generado por la acción humana al provocar la
captura del río Iruya por un afluente del río Pescado. La captura fue realizada en el paraje
conocido como “El Portillo”, que era una pequeña abra en la Sierra de Pintascayo-Divisadero.
Al oeste de esta sierra, el río Iruya corría en dirección Oeste-Este, para torcer hacia el Sur al
chocar con la mencionada sierra y confluir con el río Blanco y cortar definitivamente hacia el
Este en Vado Hondo. El camino desde Orán, sigue aproximadamente este recorrido. Al Este del
portillo se encontraban las cabeceras de un afluente del Río Pescado.
En 1864 se realizaron trabajos (excavación a pico y pala del Portillo y obstrucción del
cauce del río Iruya) para “desviar el Río Iruya y echarlo al Pescado” (Bonarelli 1914), con el
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objeto de disminuir las crecientes del río Zenta (río Blanco) que amenazaban la existencia de
Orán. Los pormenores de esta operación están descriptos en el informe de Bonarelli.
Durante las lluvias del verano 1864-1865 las aguas consiguieron tomar el nuevo camino.
El desnivel existente entre el portezuelo y la confluencia del afluente con el río Pescado (nuevo
nivel de base) era de unos 70 m lo que desató una agresiva erosión retrocedente que labró el
actual cañón (Fig. 12) en unos pocos años, en los cuales se removieron más de 100 millones de
m3 de sedimentos.
Figura 12. Vista panorámica del Cañón del río Iruya en la localidad de El Portillo.
Algunas de las consecuencias de esta acción: durante los años inmediatos al desvío se
produce el cambio del recorrido del río Bermejo (unos 150 km aguas abajo del Portillo) el que
se desplaza hasta 40 km al norte (el actual río Teuco), dejando el antigua cauce prácticamente
abandonado. El pueblo de Rivadavia, con una economía ligada al río Bermejo, pasó a estar
perdido en medio del Chaco Salteño. La relación de esta migración con la captura del río Iruya
ya fue sugerida por Bonarelli. En una posición aún más lejana debe haber provocado un avance
importante en el delta del Paraná. Y por último generó la mejor de las exposiciones de la
columna sedimentaria cenozoica, con un perfil estratigráfico continuo de unos 7000 m,
localizados en el flanco occidental de la Sierra de Pintascayo.
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7.2 Día 2: Corte estructural de las Sierras Subandinas Occidentales
Durante este día se recorrerá (ida y vuelta) un itinerario a lo largo de la Carretera 1
boliviana, desde Bermejo hasta La Mamora (Fig. 13). La carretera corre paralela al Río Bermejo
y provee una excelente sección geológica al cortar los diferentes trenes estructurales del
subandino occidental. Se describirán las paradas geológicas desde el oeste al este,
independientemente del orden que se vayan a hacer en la realidad.
7.2.1 La Mamora, límite entre Cordillera
Oriental y Sierras Subandinas. Esta parada
se ubica al oeste de la Sierra de los Cinco
Picachos, las observaciones se realizarán
del lado argentino, al que se accede
cruzando un puente carretero.
La sierra de los Cinco Picachos está
conformada por capas resistentes del
Silurodevónico y el Paleozoico superior
que forman parte del flanco anticlinal
frontal de la Cordillera Oriental. Al oeste
de la sierra se presenta un valle
longitudinal desarrollado sobre rocas de
litologías más finas del Ordovícico y el
Silúrico. La mayor “erosionabilidad” de
estas rocas es acentuada por una gran
deformación interna. Esta deformación es
máxima en los niveles altos del Fm.
Kirusillas (Lipeón), donde se interpreta una
gran falla paralela a la estratificación (Fig.
15). Se asume que esta falla corresponde a
la contraparte aflorada del despegue basal
de las Sierras Subandinas.
De acuerdo a esta interpretación, el
contacto tectónico asociado a esta falla de
estratificación podría ser considerado el
límite entre las provincias geológicas en
cuestión (Fig. 16).
Por encima de esta zona deformada
comienzan a aparecer los primeros niveles
arenosos correspondientes a la Fm. Baritú
(Tarabuco en Bolivia), en la transición
Silúrico-Devónico.
Hacia el oeste de esta parada se puede
observar el cuerpo principal de la
Cordillera Oriental, con alturas que superan
los 4.000 m, donde afloran rocas
leptometamórficas de la Fm. Puncoviscana (Precámbrico-eocámbrico) intruidas por plutones
granodioríticos y cubiertas por rocas cuarcíticas del Cámbrico. Todas estas litologías pueden ser
Figura 13. Mapa geológico de las Sierras
Subandinas Occidentales en las vecindades del
río Bermejo.
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reconocidas en los rodados arrastrados por el río Bermejo. Estas litologías además son las
prevalentes en los conglomerados del terciario subandino, procedencia que cambia en los
niveles más altos (Jujeño), donde pueden aparecer clastos de unidades más jóvenes.
Figura 14. Corte estructural de las Sierras Subandinas.
Figura 15. Facies predominantemente lutíticas de la Fm. Kirusillas (Lipeón) fuertemente
deformadas en La Mamora (¿el despegue basal de la Sas. Subandinas?).
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Figura 16. Relación estructural entre la Cordillera Oriental y las Sierras Subandinas, al Oeste de
la Sierra de los Cinco Picachos.
7.2.2 Alarache Sierra de los Cinco Picachos. Se recorrerá la columna estratigráfica
desarrollada en el corte del río Bermejo sobre este cordón serrano (el “Angosto de Alarache”).
Se harán observaciones principalmente en las unidades siluro-devónicas, formaciones Baritú,
Porongal y Pescado, unidades correlativas a las formaciones Santa Rosa, Icla y Huamampampa
del subsuelo, portadoras de hidrocarburos.
Avanzando hacia el Este se cortarán, secuencia arriba, las capas de los Grupos
Macharetí, Mandiyutí, Cuevo y Tacurú, atravesando una columna estratigráfica de unos 1.600 m
que abarca desde el Carbonífero superior (Pennsylvaniano) hasta el Jurásico? Las capas
subverticales del Grupo Tacurú forman el frente topográfico oriental de la Sierra de los Cinco
Picachos, con un importante resalto topográfico. Si bien se asocia dicho resalto a un importante
corrimiento (“Cabalgamiento Frontal Principal” o "CFP") no existen evidencias (al menos en
estas latitudes) de tal falla, y el homoclinal compuesto por las unidades atravesadas desde el
oeste continúa secuencia arriba en las unidades del Cenozoico.
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7.2.3 Sinclinal de Emborozú. Es el sinclinal
desarrollado al frente de la Sierra de Los
Cinco Picachos. En el mismo se acomodan
unos 5.000 m de facies continentales del
Neógeno incluidas en las formaciones
Tariquia, Emborozú y Guandacay, en un
arreglo claramente grano y estratocreciente
(progradante). La resistencia a la erosión de
los aglomerados y conglomerados (Fig. 17)
de la Fm. Guandacay provocan que este
sinclinal muestre un relieve invertido, en el
cual el eje sinclinal está asociado a una
cresta topográfica. La sección que
atravesaremos (en este tramo la ruta se
aparta del río Bermejo) corresponde a un
perfil clásico del terciario del sur boliviano.
7.2.4 Anticlinal Nogalito. Corresponde a un
eje anticlinal adosado al gran anticlinal de la
sierra del Pescado. La culminación del
mismo es cortada por el río Bermejo,
exponiendo en su núcleo aflorado niveles de
la Fm. San Telmo. Las resistentes calizas de
la Fm. Vitiácua permiten apreciar
claramente la configuración de esta cúpula
anticlinal. El flanco Este del anticlinal está
afectado por una falla transcurrente de
rumbo SW-NE que provoca la omisión de
parte de la columna estratigráfica (la Fm.
Vitiácua, por ejemplo).
En el flanco occidental de la estructura se realizarán observaciones en unidades de los
grupos Cuevo y Tacurú.
7.2.5 Angosto de Balapuca flanco oeste del anticlinal de la Sierra del Pescado. Se recorrerá el
flanco del anticlinal, en el que se exponen desde la Fm. Pescado (Huamampampa) hasta la base
del Terciario. En esta parada se harán observaciones estratigráficas que complementarán las
hechas en las paradas anteriores. Se hará foco en el devónico (Huamampampa y Los Monos) y
los grupos Macharetí y Mandiyutí. Una de las paradas estará dedicada a la discordancia Dv-Cb.
El perfil de Balapuca es uno de los pocos que han brindado fósiles de la sección carbonífera en
la cuenca (Fig. 18).
Figura 17. Aglomerados de la Fm. Emborozú en
el núcleo del sinclinal homónimo.
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Figura 18. Fósiles recolectados en el perfil de Balapuca.
7.2.6 Flanco este del Anticlinal de la Sierra del Pescado Peña de los Siete Colores. Se
recorrerá el flanco Este de la estructura hasta la falla inversa que la desplaza por sobre el
terciario alto (“Jujeño”) del bloque bajo. Esta falla presenta un desplazamiento que supera los 15
km. El lugar dónde aflora esta falla en la margen norte del río Bermejo era conocido como
“Peña de los Siete Colores”, en la que están expuestas rocas fuertemente tectonizadas del Grupo
Cuevo del bloque alto de la falla.
7.2.7 Sierra de Pintascayo Desecho Chico. Se trata de un anticlinal fallado, con flancos muy
parados. La falla que corta su núcleo pone en contacto a la Fm. Tarija del flanco oeste sobre la
Fm. Tranquitas del flanco opuesto. Asociado a esta dislocación se presenta, en el margen
argentino, un conocido manadero de petróleo. A la misma falla se asocian otras manifestaciones
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de petróleo y gas, las que constituyen la expresión más occidental (para estas latitudes) de la
existencia de los sistemas petroleros paleozoicos.
7.2.8 Sierra baja de Orán Bermejo Aguas Blancas. Es la más oriental de las alineaciones
estructurales del Sierras Subandinas Occidentales. Comprende un apretado pliegue anticlinal
desventrado a la latitud del Bermejo en términos de la Serie Calcárea de la Fm. Tranquitas. El
corte del río bermejo coincide aproximadamente con la culminación del anticlinal, donde en
1924 la Standard Oil de Nueva Jersey perforó el pozo descubridor de petróleo de Bolivia
(también fue el descubridor en la cuenca, Fig. 19). El pozo, Bermejo-2 sigue actualmente con
una producción intermitente.
Figura 19. Mapa geológico del anticlinal Bermejo de la S.O.C., con la ubicación recomendada
del pozo Bermejo 2, el descubridor en la cuenca.
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7.3 Día 3: Corte estructural de las Sierras Subandinas Orientales
Se realizará una recorrida desde Tartagal hasta el Yacimiento San Pedrito y vuelta a
Tartagal (Fig. 20). Durante la misma se atravesarán los trenes estructurales de la sierra de
Aguaraguüe (a la latitud de la quebrada de Galarza) y de la sierra de San Antonio (a la latitud del
Anticlinal San Pedro).
Figura 20. Mapa geológico de San Pedro y el sur de la sierra de Aguaragüe.
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7.3.1 Anticlinal Aguaragüe Campamento Vespucio. Avanzando desde el Este hacia el Oeste, en
el trayecto Mosconi-Vespucio, se podrán observar las capas paradas del Terciario Subandino del
flanco oriental de la estructura.
El Campamento Vespucio es un poblado que creció alrededor de la primera pertenencia
minera de YPF en el Norte. El Campamento se ubica en una depresión topográfica (una ventana
de erosión) sobre el eje del anticlinal Aguaragüe (Fig. 21). Hacia el Norte se hace notable la
barda relacionada a los afloramientos de la “Serie Calcárea”.
La ventana de erosión llega a exponer areniscas de la Fm. Las Peñas, las que serán
observadas en el “chorro” de la Quebrada de Galarza, ya en el flanco Oeste. En dicha parada se
puede observar la discordancia basal del Terciario, sobre la cual se apoyan el “Conglomerado de
Galarza”. Por encima del mismo se puede observar un buen perfil de la “Serie Abigarrada”. De
esta localidad proviene la datación de esta unidad, que arrojo una edad de 33 Ma.
Se pueden observar también antiguas labores mineras que representan los primeros intentos de
la explotación de hidrocarburos en la zona.
Figura 21. Corte estructural de la Sierra de Aguaragüe a la latitud del Campamento Vespucio.
Más hacia el Oeste, en la planchada del pozo Ag AP-2 se observarán las capas del terciario
subandino inclinando al Oeste. El pozo, en una clara posición de flanco para la estructura
aflorante, impacta en una posición crestal a la estructura profunda, ejemplificando el
desplazamiento hacia el Este de la estructura superficial.
Continuando hacia el Oeste se atraviesa un “kink” que separa dos dominios de
inclinaciones del flanco Oeste del anticlinal. Al Este del mismo las inclinaciones son altas (hasta
rebatidas al Norte del corte analizado), mientras que hacia el Oeste oscilan alrededor de los 15°.
Asociadas al resalto topográfico de este quiebre se desarrolla una serie de lagunas.
7.3.2 Anticlinal San Pedro. Se trata de un braquianticlinal con una excelente definición en
superficie. Como en el caso de Aguaragüe se trata de un pliegue asimétrico con un flanco Este
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vertical a rebatido (Fig. 22). El flanco occidental presenta inclinaciones de 30° a 40°. En el
núcleo alcanzan a exponerse rocas de la Fm. Las Peñas.
Figura 22. Corte estructural del anticlinal San Pedro.
Al ser un anticlinal con cierre en todas direcciones, fácilmente mapeable, atrajo la
atención de la Standard Oil, que en 1928 descubrió el yacimiento homónimo, el que produjo
principalmente de la Fm. Tupambi. El yacimiento fue el más importante de la cuenca norte hasta
el descubrimiento de Campo Durán, y en la década del 30 el campamento de San Pedro tenía
una población de unos 300 habitantes.
Se harán observaciones en flanco oeste del anticlinal, con buenas exposiciones de la Fm.
San Telmo y de la sección basal del terciario. En el techo de la Fm. Las Peñas se podrá observar
estriaciones de origen glaciar (Fig. 23).
Como en el caso de Aguaragüe, los pozos perforados a los objetivos devónico parten de
locaciones ubicadas en el flanco oeste del anticlinal superficial.
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Figura 23. Estrías glaciares en el techo de la Fm. Las Peñas, Flanco oeste del anticlinal San
Pedro.
Día 4: Retorno a San Miguel de Tucumán por la ruta nacional 34.
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