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Análisis sedimentológico y estratigráfico de la Formación Tunas (Pérmico, Cuenca de Claromecó): estudio de subsuelo de los pozos PANG0001 y PANG0003

Abstract and Figures

Cores recovered from PANG0001 and PANG0003 wells provide an exceptional record of the upper Paleozoic of the Ventania/Claromecó Basin. These wells are located at 90 km at the northeast of Sierra de la Ventana locality, reaching a depth of 958.30 and 901.66 meters, respectively. Two continuous sections of more than 700 m each were described. These cores show a succession of fine-grained sandstone interbedded with black claystone, carbonatic claystone, coal and fine tuff. The analyzed succession is included to the Tunas Formation based on lithology, age, thickness and stratigraphic position. Sixteen sedimentary facies and four facies sequences were recognized and interpreted as shelfal to prodelta shales, shelfal sandstone lobes, shelfal to mouth bars and fluvial to distributary channels, interdistributary swamps to alluvial plains. The sequence stratigraphic analysis allows to identify 8 main third-order depositional sequences (T1 to T8), which are in turn grouped into two megacycles or transgressive-regressive megasequences. Taking into account its lithological characteristics, internal arrangement, and ichnological content, a river-dominated deltaic environment is interpreted. Within this context, a dominantly sandy sequence would have been accumulated in delta plain to delta front areas, while heterolithic levels would represent prodelta and shelfal deposits. Coal levels appear associated with the lower sequences (T1 and T2) and correspond to floodplain to interdistributary swamp deposits related to fluvial systems.
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Revista de la Asociación Geológica Argentina 76 (3): 296-314 (2019)
Análisis sedimentológico y estratigráfico de la
Formación Tunas (Pérmico, Cuenca de Claromecó):
estudio de subsuelo de los pozos PANG0001 y
PANG0003
RESUMEN
Los testigos corona obtenidos en los pozos PANG0001 y PANG0003 contienen un registro excepcionalmente completo del Paleozoi-
co superior de la Cuenca de Ventania/Claromecó. Estos pozos se encuentran ubicados 90 km al noreste de la localidad de Sierra de
la Ventana, alcanzando una profundidad de 958,30 y 901,66 mbbp, respectivamente. Se describieron dos secciones sedimentarias de
más de 700 m compuestas por una sucesión de areniscas nas a medias intercaladas por lutitas negras, lutitas carbonosas, mantos
de carbón y niveles de toba. Estos depósitos corresponderían a niveles clásticos asignables por litología, edad, espesor y posición
estratigráca a la Formación Tunas. Se reconocieron 16 facies sedimentarias, las cuales se agrupan en 4 secuencias de facies co-
rrespondientes a lutitas de plataforma a prodelta, lóbulos arenosos de plataforma, barras de plataforma a barras de desembocadura
y canales uviales a distributarios, pantano interdistributario a llanura aluvial. El análisis secuencial de la sucesión permitió identicar
8 secuencias deposicionales principales de tercer orden (T1 a T8), las cuales se agrupan en dos megaciclos o megasecuencias
transgresivo-regresivos. Teniendo en cuenta las características litológicas, el arreglo interno y el contenido icnológico, se interpreta un
ambiente deltaico de tipo uvio-dominado para estos depósitos. Dentro de este contexto, las sucesiones dominantemente arenosas
se habrían depositado en zonas de llanura deltaica a frente deltaico, mientras que los niveles heterolíticos representarían depósitos
de prodelta a plataforma. Los niveles de carbón aparecen asociados a las secuencias inferiores (T1 y T2) y corresponden a un am-
biente de planicie de inundación a pantano interdistributario relacionado a sistemas uviales.
Palabras clave: Paleozoico, Formación Tunas, Estratigrafía, Carbón, Delta.
ABSTRACT
Sedimentological and stratigraphic analysis of the Tunas Formation (Permian, Claromecó Basin). Subsurface study of wells PANG0001
and PANG0003.
Cores recovered from PANG0001 and PANG0003 wells provide an exceptional record of the upper Paleozoic of the Ventania/Claro-
mecó Basin. These wells are located at 90 km at the northeast of Sierra de la Ventana locality, reaching a depth of 958.30 and 901.66
meters, respectively. Two continuous sections of more than 700 m each were described. These cores show a succession of ne-gra-
ined sandstone interbedded with black claystone, carbonatic claystone, coal and ne tuff. The analyzed succession is included to the
Tunas Formation based on lithology, age, thickness and stratigraphic position. Sixteen sedimentary facies and four facies sequences
were recognized and interpreted as shelfal to prodelta shales, shelfal sandstone lobes, shelfal to mouth bars and uvial to distributary
channels, interdistributary swamps to alluvial plains. The sequence stratigraphic analysis allows to identify 8 main third-order depo-
sitional sequences (T1 to T8), which are in turn grouped into two megacycles or transgressive-regressive megasequences. Taking
into account its lithological characteristics, internal arrangement, and ichnological content, a river-dominated deltaic environment is
interpreted. Within this context, a dominantly sandy sequence would have been accumulated in delta plain to delta front areas, while
heterolithic levels would represent prodelta and shelfal deposits. Coal levels appear associated with the lower sequences (T1 and T2)
and correspond to oodplain to interdistributary swamp deposits related to uvial systems.
Keywords: Paleozoic, Tunas Formation, Stratigraphy, Coal, Delta.
Carlos ZAVALA1,2, Antonela TORRESI2,3, Agustin ZORZANO1, Mariano ARCURI1,2, Mariano DI MEGLIO1,2
1GCS Argentina S.R.L, Bahía Blanca, czavala@gcsargentina.com, zorzano@gcsargentina.com, marcuri@gcsargentina.com, mdimeglio@gcsargen-
tina.com
2Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, , Bahía Blanca.
3Comisión de Investigaciones Cientícas de la provincia de Buenos Aires (CIC), La Plata, antonela.torresi@gmail.com
Editor: Luis A. Buatois
Estratigrafía de la Formación Tunas. 297
INTRODUCCIÓN
La cuenca Paleozoica de Ventania/Cla-
romecó es una de las cuencas sedimen-
tarias que más atención ha recibido por
parte de los investigadores durante la
historia de la geología argentina. A pesar
de esto, el conocimiento estratigráco de
la misma sigue siendo muy escaso. Los
estudios sedimentológicos detallados de
sus unidades constituyentes son asimis-
mo fragmentarios, principalmente debido
a la escasez de aoramientos adecuados
sumado a una importante complejidad
estructural que diculta la exposición de
secciones estratigrácas completas. Los
estudios del origen, evolución y relleno
estratigráco de la cuenca de Ventania
han desatado grandes controversias du-
rante la mayor parte del siglo XX. En lo
que respecta al relleno de la cuenca, Ha-
rrington (1947, 1970) denió un esquema
estratigráco que ha perdurado hasta la
actualidad con pocas modicaciones. Este
esquema reconoce una columna estrati-
gráca paleozoica constituida por tres se-
ries o grupos dispuestos sobre basamento
cristalino, denominados como Curamalal,
Ventana y Pillahuincó (Fig. 1).
La Formación Tunas (Harrington 1947)
corresponde a la parte superior del Gru-
po Pillahuincó y comprende más de 1000
m de areniscas medias a nas y limolitas
grises a rojizas, con ocasionales niveles
de tobas (Suero 1957, Japas 1986, López
Gamundí et al. 1995). Dicha formación
aora ampliamente en el sector oriental de
las Sierras Australes, desde el norte de la
sierra de Las Tunas hasta el sur de la sie-
rra de Pillahuincó y continúa en subsuelo
hacia el Este en la Cuenca de Claromecó,
con algunos aoramientos aislados en la
zona de Gonzales Cháves (Massabie et
al. 2008, Tomezzoli et al. 1997). En cuanto
a su origen, Andreis et al. (1989) conside-
raron a esta formación como la culmina-
ción de un ciclo regresivo caracterizado
por sistemas de islas barreras seguidos
por depósitos marinos. Por otra parte, se
reconoce la presencia de depósitos uvia-
les en la localidad de Las Mostazas (Zava-
la et al. 1993).
En los últimos años, la creciente deman-
da energética ha impulsado importantes
estudios en cuencas sedimentarias al pre-
sente no productivas. En virtud de su ex-
tensión y espesor estratigráco, la cuenca
paleozoica Ventania/Claromecó consti-
tuye una de las áreas más importantes y
con mayor potencial para generar nuevas
oportunidades exploratorias. Si bien sus
depósitos aoran extensivamente en el
cordón serrano conocido como Sierras
Australes de la provincia de Buenos Aires
(o Sierra de la Ventana), la mayor parte
se encuentra soterrada en el ámbito de la
Cuenca de Claromecó y en la plataforma
continental (Fryklund et al. 1996). La ex-
ploración en busca de nuevos recursos
energéticos permitió adquirir nueva in-
formación sobre la Cuenca de Ventania,
debido fundamentalmente al gran interés
que despertó el hallazgo de espesos nive-
les de carbón dentro de la secuencia de la
Formación Tunas.
Los primeros antecedentes exploratorios
en la Cuenca de Claromecó se remontan
al año 1995, cuando la empresa Barranca
Sur S.A. realizó un relevamiento geofísico
complementado con varias perforaciones
que atravesaron las unidades paleozoicas
(Lesta et al. 2005). Si bien no se reporta-
ron hidrocarburos líquidos o gaseosos en
volumen comercial, estas primeras perfo-
raciones revelaron la existencia de impor-
tantes mantos de carbón en la Formación
Tunas. Posteriormente, en el año 2008, la
empresa Río Tinto Mining Exploring rea-
lizó tres pozos exploratorios (PANG0001,
PANG0002 y PANG0003) en las cercanías
de la localidad de Laprida, 90 km al nores-
te de Sierra de la Ventana, enfocados en la
búsqueda de posibles reservas de carbón.
Los pozos PANG0001 (37°34'48.00"S; 61°
6'57.35"O) y PANG0003 (37°33'45.82"S;
61°19'56.47"O) (Fig. 2) atravesaron dos
secciones sedimentarias de más de 700
m asignables por litología, edad, espesor
y posición estratigráca a la Formación
Tunas (Pérmico, Harrington 1947). Los
dos pozos fueron coroneados en su to-
talidad obteniendo un total de 729,85 m
recuperados para el pozo PANG0003 y
768,4 m para el PANG0001. Ambas co-
lumnas se componen por una sucesión
de areniscas nas a medias intercaladas
con lutitas negras, lutitas carbonosas,
mantos de carbón y tobas. Por su parte
el tercer pozo, PANG0002 (37°46'58.50"S;
60°44'34.86"O), atravesó una espesa su-
cesión de diamictitas correspondientes a
la Formación Sauce Grande.
Los estudios y observaciones que se
presentan en este trabajo se basan en
descripciones y análisis efectuados en el
campo al momento de la extracción de los
testigos corona durante el año 2008, com-
plementados con estudios más recientes.
En el año 2012, estos testigos corona fue-
ron donados al Departamento de Geología
de la Universidad Nacional del Sur (Bahía
Blanca, Argentina). En la actualidad se
están realizando diversos estudios sobre
estas rocas, siendo el objetivo de diversas
tesis doctorales en desarrollo en el marco
del Proyecto de Innovación y Transferen-
cia en Áreas Prioritarias de la Provincia
de Buenos Aires (PIT-AP-BA): “Análisis
geofísicos de supercie y de los registros
de subsuelo de la Cuenca de Claromecó:
potencialidad de uso en la exploración por
recursos energéticos” (Resolución Nº 428,
2016-2018). El pozo PANG0001 es el más
estudiado al presente, donde se destacan
Figura 1. Columna estratigráca simplicada de la
Cuenca de Claromecó. Modicada de Buggish (1987).
Estratigrafía de la Formación Tunas. 298
estudios de petrografía y uorescencia de
inclusiones uidas (Arzadún et al. 2013),
índice de compactación y empaqueta-
miento (Arzadún et al. 2015), estudios
diagenéticos y estructurales (Arzadún et
al. 2014) análisis de la materia orgánica
de los niveles de carbón (Arzadún et al.
2016, Arzadún et al. 2017, Febbo et al.
2017), dataciones de los niveles de tobas
(Arzadún et al. 2018) y estudios palinoló-
gicos (Di Pasquo et al. 2018) e icnológicos
(Alonso Muruaga et al. 2018).
El presente trabajo busca mejorar el co-
nocimiento de la Formación Tunas a
partir del estudio de intervalos continuos
de corona de los niveles estratigrácos
atravesados por los pozos PANG0001 y
PANG0003. Para ello se llevó a cabo un
relevamiento estratigráco que compren-
dió el fotograado y descripción de los
testigos corona recuperados, se identi-
caron y clasicaron las diferentes facies
sedimentarias y se confeccionaron las
columnas estratigrácas. De igual modo,
se determinaron las secuencias de facies
principales, se realizó un análisis estrati-
gráco secuencial y una correlación entre
los pozos, lo que facilitó la denición y pro-
puesta de un modelo deposicional para di-
chos depósitos.
MARCO GEOLÓGICO
Y EVOLUCIÓN DE LA
CUENCA
El sistema constituido por las cuencas de
Ventania/Claromecó es actualmente con-
siderado uno de los remanentes de una
cuenca sedimentaria paleozoica mucho
más amplia, extendida por miles de kiló-
metros a lo largo del margen sur del paleo-
continente de Gondwana (Pángaro 2013).
El esquema estratigráco de la cuenca
fue denido por Harrington (1947, 1970)
y comprende una columna estratigrá-
ca paleozoica constituida por los Grupos
Curamalal, Ventania y Pillahuincó, dis-
puestos sobre basamento cristalino. Estos
tres grupos y sus unidades formacionales
constituyentes serían el resultado de la
evolución de un margen continental (pasi-
vo) en una cuenca de antepaís (foreland),
como consecuencia de la acreción de Pa-
tagonia contra el margen suroccidental de
Gondwana durante el Paleozoico tardío
(Ramos 1984, Pángaro 2013).
Los depósitos de los Grupos Curamalal y
Ventana integran megasecuencias mari-
nas de plataforma de tipo grano y estra-
to creciente, con espesores de 1250 m
y 1550 m aproximadamente (Harrington
1947, Suero 1972, Zavala et al. 2000).
Hacia el tope de esta sucesión, el Grupo
Pillahuincó correspondería a una unidad
sinorogénica acumulada durante el Car-
bonífero-Pérmico, hasta posiblemente el
Triásico, como consecuencia de dicha co-
lisión continental.
De acuerdo a Harrington (1947), el Grupo
Pillahuincó se compone por cuatro uni-
dades, correspondientes a las formacio-
nes Sauce Grande, Piedra Azul, Bonete
y Tunas. El espesor de este grupo fue
estimado en 2.800 m (Harrington 1970).
La Formación Sauce Grande (Carboní-
fero tardío-Pérmico temprano) se apoya
en discordancia angular (Andreis 1965,
Massabie y Rossello 1984) sobre las se-
dimentitas devónicas del Grupo Ventana
(Harrington 1947, 1970). Esta unidad se
compone por depósitos clásticos gruesos
de origen glacimarino con un espesor de
hasta 1.095 m (Andreis 1984, Andreis y
Torres Ribeiro 2003). La misma es suce-
dida en contacto transicional por la For-
mación Piedra Azul, la cual se compone
por depósitos nos de plataforma (pelitas
y limolitas oscuras) con un espesor de 212
m (Harrington 1970). El contenido fosilífe-
ro de esta unidad (fauna de gasterópodos)
permitió asignarla al Pérmico (Harrington
Figura 2. Mapa geológico simplicado mostrando la ubicación regional de los pozos PANG0001 y PANG0003 respecto a los aoramientos paleozoicos en el ámbito de las
Sierras Australes de la Provincia de Buenos Aires. Adaptado de Suero (1972).
Estratigrafía de la Formación Tunas. 299
1947, Pagani 1998). Sobre la Formación
Piedra Azul se disponen en contacto tran-
sicional 400 m de limolitas y areniscas
asignadas a la Formación Bonete. Esta
unidad estaría evidenciando la progra-
dación de sistemas deltaicos (Andreis et
al. 1989). La columna naliza con la acu-
mulación de más de 1000 m de areniscas
medias a nas y limolitas grises a rojizas,
con ocasionales niveles de tobas (Suero
1957, Japas 1986, López Gamundi et al.
1995) asignados a la Formación Tunas.
En cuanto a su origen, la parte basal de
esta formación ha sido considerada como
la culminación de un ciclo regresivo carac-
terizado por la formación de sistemas de
islas barrera, seguido hacia la parte media
y superior por condiciones de inundación
marina, como lo señala la mayor propor-
ción de pelitas (Andreis et al. 1989). Zava-
la et al. (1993) mencionan en esta unidad
la presencia de depósitos uviales en la
localidad de Las Mostazas. El contenido
fosilífero se limita a invertebrados marinos
con pobre preservación (Harrington 1947)
y restos de ora de Glossopteris (Ruiz y
Bianco 1985). Recientes dataciones abso-
lutas en niveles de tobas de la Formación
Tunas (Alessandretti et al. 2010, Arzadún
et al. 2018) sugieren una edad pérmica
temprana para estos depósitos. A escala
regional, la Formación Tunas se conside-
ra un equivalente lateral de los depósitos
marino profundos / turbidíticos del Grupo
Ecca (Cuenca de Karoo) (López Gamundi
et al. 1995).
En cuanto al espesor de la Formación
Tunas, el mismo es sumamente variable
ya que el techo de la misma se encuentra
erosionado y es cubierto en discordancia
por depósitos continentales del Mioceno/
Plioceno. Según Pángaro (2013) la falta
de registro estratigráco estaría asociada
al crecimiento estructural durante la oro-
genia de los Gondwánides (Triásico Me-
dio-Jurásico Temprano) y al proceso de
domamiento regional al cual estuvo sujeta
el área durante el rift jurásico. Este último
evento es de mayor importancia a escala
regional y se encuentra evidenciado por
los niveles de conglomerados rojos ao-
rantes en el Abra de la Ventana, los que
corresponderían a sedimentitas del synrift
(Pángaro 2013). De acuerdo con las in-
terpretaciones de Demoulin et al. (2005)
y Rabassa et al. (2010) se interpreta un
proceso de erosión que comenzó en el
Triásico y continúa hasta el presente.
METODOLOGÍA DE
TRABAJO
El relevamiento estratigráco de los tes-
tigos corona de los pozos PANG0001 y
PANG0003 comprendió el fotograado y
descripción de un total de 543 cajas, to-
talizando 1498,25 m de espesor estrati-
gráco.
La descripción de los testigos corona fue
realizada poniendo especial atención en
la descripción de las características pri-
marias de las rocas, tales como litología,
estructuras sedimentarias primarias, tipo
de contacto, grado de bioturbación y aso-
ciaciones de trazas fósiles, con el n de
identicar las diferentes facies y asocia-
ciones de facies sedimentarias. Teniendo
en cuenta que el presente trabajo no tiene
como objetivo principal realizar un análi-
sis icnológico, durante la descripción se
reconocieron tres grados de bioturbación:
leve, moderado y fuerte. Se considera
una leve bioturbación cuando las rocas
muestran una baja densidad de trazas
fósiles, moderada bioturbación cuando la
densidad de trazas llega a destruir parte
de las estructuras primarias de la roca y
bioturbación fuerte cuando se observa
una alta densidad de trazas fósiles obli-
terando completamente las estructuras
sedimentarias primarias. Con dicha in-
formación, se confeccionaron las colum-
nas estratigrácas mediante la utilización
del Software LithoHero® (Iparraguirre et
al. 2016). El fotograado de los testigos
corona se efectuó con una cámara réex
digital Cannon EOS 500 y un soporte con
iluminación, a los nes de obtener un
registro con la menor distorsión posible.
Posteriormente, se realizó un análisis
estratigráco secuencial (Mitchum et al.
1977) y una correlación entre los pozos,
lo que facilitó la determinación de un mo-
delo deposicional.
Las columnas estratigrácas relevadas
fueron integradas con la información pro-
veniente de los registros de pozo (gamma
ray y densidad), con lo cual se logró me-
jorar la correlación, el análisis de la ciclici-
dad y delimitar con precisión la ubicación
de los mantos de carbón.
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
Los pozos PANG0001 y PANG0003 al-
canzaron una profundidad de 958,30 y
901,66 mbbp, respectivamente (Fig. 3).
En ellos se describieron dos secciones
sedimentarias de más de 700 m com-
puestas por una sucesión de areniscas
nas a medias intercaladas por lutitas
negras, lutitas carbonosas, mantos de
carbón y niveles de toba. El techo de am-
bas sucesiones se encuentra erosionado
y cubierto por materiales nos de origen
continental, posiblemente del Neógeno.
Si bien el pozo PANG0003 se caracteri-
za por contener una mayor proporción de
materiales nos, las similitudes en cuan-
to a facies y ciclicidad permiten integrar
a ambos dentro de una única descripción
y análisis de facies. Las sucesiones nas
comprenden lutitas masivas, laminadas
y heterolitas, en parte con abundantes
restos carbonosos. Las heterolitas pre-
sentan laminación ondulítica y lenticular
siendo común la presencia de estruc-
turas de carga a la base de los niveles
arenosos. Las sucesiones arenosas pre-
sentan espesores variables con pasaje
transicional y recurrente de estructuras
sedimentarias, con abundante concen-
tración de todetritos. Las mismas están
compuestas principalmente por cuerpos
de areniscas nas a medias con estra-
ticación cruzada asintótica a la base y
laminadas. Algunos intervalos estratigrá-
cos se caracterizan por la intercalación
de bancos de areniscas masivas y lami-
nadas, o por estructuras del tipo hum-
mocky anisótropo y laminación truncada
de ola.
A modo descriptivo las columnas es-
tratigrácas de los pozos PANG0001 y
PANG0003 pueden ser dividas en tres
secciones principales. La sección infe-
rior se reconoce desde los 729,82 has-
ta 901,66 mbbp en el pozo PANG0003
y desde 782,43 hasta 958,30 mbbp en
el pozo PANG0001 (Fig. 3). La misma
se compone principalmente por ciclos
granodecrecientes, los cuales inician
con areniscas medias a nas con estra-
ticación cruzada, laminadas y aislados
niveles con laminación truncada de ola.
Mayormente presentan bases erosivas,
escasa a moderada bioturbación y clas-
Estratigrafía de la Formación Tunas. 300
tos de arcilla a la base. Estos ciclos cul-
minan con lutitas negras masivas, con la-
minación ondulítica y lenticular y escasas
intercalaciones de areniscas muy nas
masivas. En el pozo PANG0001, desde
los 870 a los 785 mbbp, los ciclos culmi-
nan con lutitas carbonosas intercaladas
con niveles de carbón de hasta 2,25 m
de espesor. En lo que respecta al pozo
PANG0003, la sección inferior es de ma-
yor espesor, observándose lutitas carbo-
nosas intercaladas con niveles de carbón
de hasta 4 m de espesor reconocidos
desde la base (901,88 mbbp) hasta 740
mbbp. Cabe destacar que asociado a los
niveles carbonosos se observan delga-
das intercalaciones de tobas verdes, así
como niveles de lutitas masivas o con re-
plegamiento intrasedimentario.
La sección media se reconoce desde los
511,73 hasta 729,82 mbbp en el pozo
PANG0003 y desde 612,88 hasta 782,43
mbbp en el pozo PANG0001 (Fig. 3). La
misma se compone por ciclos principal-
mente granocrecientes compuestos por
un tramo basal con lutitas masivas y
heterolíticas, seguido por areniscas ma-
sivas a laminadas con escasos niveles
que muestran laminación truncada de
ola. Es común la presencia de niveles de
areniscas y lutitas con un alto índice de
bioturbación, llegando a obliterar com-
pletamente las estructuras sedimentarias
primarias.
Desde los 171,85 hasta 511,73 mbbp
en el pozo PANG0003 y desde los
182,77 hasta 459,51 mbbp en el pozo
PANG0001, se reconoce una sección
superior compuesta principalmente por
ciclos granodecrecientes-granocrecien-
tes. Estos ciclos están compuestos por
areniscas con estraticación cruzada a
laminadas que intercalan con niveles de
lutitas masivas, con laminación ondulí-
tica y lenticular. Presentan moderada a
alta bioturbación y escasos restos car-
bonosos. Cabe destacar que los cuerpos
arenosos disminuyen su espesor hacia la
parte superior de la secuencia.
En la gura 3 se muestra un esquema
de correlación física entre los pozos
PANG0001 y PANG0003. En dicho cor-
te se evidencia una importante erosión al
tope de la sucesión paleozoica, ya que
existe una omisión de al menos 66 m es-
tratigrácos en el pozo PANG0003.
ANALISIS DE FACIES
Teniendo en cuenta la litología, tipo de
contacto, estructuras sedimentarias pri-
marias y grado de bioturbación de los
cuerpos de roca, se lograron reconocer
16 facies sedimentarias (ver síntesis en el
cuadro 1).
Facies SSx: Areniscas con
estraticación cruzada
Descripción: La facies SSx se compone
por areniscas nas a gruesas con estrati-
cación cruzada asintótica a la base (Fig.
4a). Esta facies integra bancos de hasta
3 m de espesor dispuestos sobre bases
erosivas. Las trazas fósiles son escasas e
integradas principalmente por los icnogé-
neros Skolithos, Thalassinoides y ?Ophio-
morpha.
Interpretación: La geometría de las super-
cies de bedset indica un origen relacio-
nado a la migración de formas de lecho de
gran escala, correspondientes a sets de
dunas de crestas rectas a sinuosas (Har-
ms et al. 1975). La facies SSx comúnmen-
te se dispone rellenando formas erosivas
las cuales corresponderían a canales. Las
formas asintóticas hacia la base sugieren
un origen relacionado a ujos turbulentos
sostenidos con alta carga en suspensión
(Zavala y Pan 2018).
Facies SSL: Areniscas con
laminación paralela
Descripción: Esta facies se integra por
areniscas nas a medias con laminación
paralela (Fig. 4b). La facies SSl integra
cuerpos individuales de hasta 3 m de es-
pesor dispuestos principalmente sobre ba-
ses netas, o en alternancia con las facies
SSm, SSh o SSr. Las trazas fósiles son
relativamente abundantes e integradas
por los icnogéneros Skolithos y Thalassi-
noides.
Interpretación: El origen de esta facies es-
taría relacionado a corrientes diluidas uni-
direccionales de alto régimen de ujo (Si-
mons et al. 1965). No obstante, Sanders
(1965) considera que la laminación para-
lela, a menudo asociada a capas masivas,
se relacionaría a procesos de tracción-de-
cantación. Esta última aseveración es
consistente con los resultados de Arnott y
Hand (1989) y con el hecho de que esta
facies a menudo intercala con areniscas
masivas de la facies SSm, constituyendo
sucesiones rítmicas de considerable es-
pesor. La alternancia con las facies SSm,
SSh o SSr estaría evidenciando uctua-
ciones en la velocidad del ujo originario
(Zavala et al. 2006).
Facies SSh: Areniscas con
estraticación cruzada tipo
hummocky
Descripción: Se compone por areniscas -
nas a medias, con laminación de bajo án-
gulo de tipo hummocky (isótropo y anisó-
tropo) (Fig. 4c). Los cuerpos se disponen
sobre bases erosivas y alcanzan espeso-
res individuales de hasta 1,5 m para los
depósitos con estraticación de tipo hum-
mocky anisótropos, mientras que los de
tipo isótropos raramente superan los 30 a
40 cm de espesor. Las láminas muestran
divergencia interna de los niveles, y geo-
metrías de capas convexas hacia arriba
(hummocks). El ángulo de inclinación de
las láminas generalmente no supera los
15°. Las supercies de truncación interna
son comunes. Las trazas fósiles son poco
abundantes e integradas por los icnogé-
neros Skolithos y Thalassinoides.
Interpretación: De acuerdo a la presencia
en esta facies de estraticación entrecru-
zada de tipo hummocky, se interpreta para
la misma un origen vinculado al accionar
de ujos combinados (Harms et al. 1975,
Southard 1991).
Facies SSm: Areniscas masivas
Descripción: Se compone por areniscas
nas, masivas (Fig. 4d), normalmente con
escasa bioturbación, con espesores de
hasta 1 m, dispuestos sobre bases netas.
Esta facies aparece aislada o alternando
con la facies SSl. Las trazas fósiles son
poco abundantes, e integradas princi-
palmente por los icnogéneros ?Macaro-
nichnus, Asterosoma, Thalassinoides y
?Ophiomorpha.
Interpretación: El origen de esta facies se
relacionaría a la agradación progresiva
desde el fondo a partir de ujos de larga
duración con alta carga suspendida (San-
ders 1965, Kneller y Branney 1995, Cama-
cho et al. 2002). Esta agradación progresi-
va ha sido propuesta como un mecanismo
que inhibe la formación de estructuras
sedimentarias, ya que no existiría un con-
traste denido entre el ujo y el depósi-
Estratigrafía de la Formación Tunas. 301
Figura 3. Correlación detallada de los pozos analizados en este estudio, se indican las 8 secuencias deposicionales reconocidas (T1 a T8) y sus secuencias elementales.
Estas secuencias componen a su vez dos megasecuencias, denominadas como MTi y MTs. De igual modo se indican las asociaciones de facies reconocidas en los pozos
estudiados.
Estratigrafía de la Formación Tunas. 302
to sino más bien una zona de transición
agradante, caracterizada por una alta
concentración de sedimentos asociado a
escape de agua. Estudios experimentales
(Arnott y Hand 1989, Sumner et al. 2008)
indican que estos depósitos se originarían
a partir de un ujo turbulento con una tasa
de decantación arenosa superior a los
0.44 mm/s. A menores tasas de decanta-
ción con velocidades equivalentes, el re-
sultado son arenas laminadas, similares a
la facies SSl. La alternancia de las facies
SSm y SSl estarían evidenciando uctua-
ciones en la velocidad del ujo originario
(Zavala et al. 2006).
Facies SSr: Areniscas con
ondulitas de corriente
Descripción: Se integra por cuerpos de
areniscas nas con ondulitas de corrien-
te (Fig. 4e) con moderado a alto ángulo
de escalonamiento, por lo que correspon-
derían a ondulitas escalantes (climbing
ripples). Esta facies comprende cuerpos
individuales de bases netas y erosivas
de hasta 1 m de espesor, aunque normal-
mente alternan con las facies SSm, SSx,
SSw, y SSl. Las trazas fósiles son poco
abundantes e integradas por excavacio-
nes verticales asignadas a Skolithos.
Interpretación: Esta facies se relacionaría
a procesos de tracción-decantación a par-
tir de ujos turbulentos con alta carga en
suspensión (Jopling y Walker 1968, Mul-
der y Alexander 2001). Localmente esta
facies alterna en pasaje gradual con la
facies SSl, evidenciando un origen similar
para ambas y controlado por uctuaciones
en la velocidad del ujo sobrepasante (Za-
vala et al. 2006).
Facies SSw: Areniscas con
laminación truncada de ola
Descripción: Se compone por areniscas
nas con laminación truncada de ola. Los
cuerpos individuales muestran espesores
de entre 5 y 50 cm, dispuestos sobre ba-
ses erosivas. Las trazas fósiles son relati-
vamente abundantes, comprendiendo los
icnogéneros Planolites y Palaeophycus.
Interpretación: A partir de la presencia de
laminación truncada de ola (Harms 1975),
se interpreta que estos depósitos se rela-
cionarían a un retrabajo producido por u-
jos oscilatorios (oleaje) en zonas de poca
profundidad (shoreface).
Facies SSb: Areniscas
bioturbadas
Descripción: Se integra por areniscas con
un elevado índice de bioturbación (Fig. 4f),
el cual llega a obliterar completamente las
estructuras sedimentarias primarias. La
principal traza fósil reconocida es asig-
nada a ?Macaronichnus. Estos cuerpos
muestran espesores de hasta 3,5 m dis-
puestos sobre base erosiva.
Interpretación: La falta de preservación
de estructuras primarias diculta el aná-
lisis de los procesos sedimentarios que
habrían originado la depositación de esta
facies. No obstante, según Clifton y Thom-
son (1978) el icnogénero ?Macaronichnus
correspondería a una traza de alimenta-
ción producida por anélidos (poliquetos)
que estaría relacionada a ambientes inter-
mareales a submareales.
Facies Fht: Heterolitas
Descripción: Esta facies se integra por
una intercalación heterolítica de areniscas
Figura 4. Vista de las principales características de las facies arenosas identicadas: a) Areniscas medias a
gruesas con estraticación cruzada (SSx); b) Areniscas nas laminadas (SSl) sucedidas por areniscas con trazas
de raíces (Ps) relacionada a suelos incipientes; c) Areniscas nas con estraticación cruzada tipo hummocky; d)
Areniscas nas masivas (SSm); e) Areniscas nas con ondulitas de corriente (SSr); f) Areniscas nas bioturba-
das, con trazas de ?Macaronichnus (Sb), las echas amarillas indican excavaciones subhorizontales.
Estratigrafía de la Formación Tunas. 303
nas y lutitas de hasta 3 m de espesor y
muestran contactos basales netos y ero-
sivos (Fig. 5a). Los niveles arenosos rara
vez superan los 5 cm, e internamente pre-
sentan ondulitas de corriente conformando
tanto niveles continuos como discontinuos
(laminación ondulítica y lenticular). Estos
niveles arenosos comúnmente presentan
estructuras de carga hacia la base. Las
trazas fósiles reconocidas son Palaeophy-
cus, Planolites y Teichichnus. Las trazas
de escape son asimismo comunes. Los ni-
veles de lutitas son masivos a laminados.
Interpretación: A partir de la asociación
de estructuras sedimentarias primarias se
interpreta que esta facies se vincularía a
una alternancia de procesos de decanta-
ción y tracción-decantación principalmen-
te en áreas laterales de cuerpos arenosos
principales. La presencia de lutitas masi-
vas a laminadas permite inferir un posible
origen a partir de ujos uidos de fango.
Las lutitas carbonosas masivas se origina-
rían a partir de altas tasas de decantación
de la carga en suspensión, mientras que
una disminución en la velocidad de de-
cantación daría origen a los depósitos de
lutitas carbonosas laminadas (Otharán et
al. 2018).
Facies Fl: Lutitas laminadas
Descripción: La facies Fl se compone por
lutitas laminadas (Fig. 5b), a menudo con
espesores que no superan los 40 cm y
contactos basales netos a erosivos. Las
láminas de lutitas están generalmente en-
fatizadas por delgados niveles de limos y
materiales carbonosos. Las trazas fósiles
son poco abundantes y generalmente
comprenden Palaeophycus o Planolites.
Interpretación: Se interpreta que esta fa-
cies se habría originado por decantación a
partir de plumas de otación de materiales
nos dentro de sistemas deltaicos litorales
(plumas hipopícnicas) o submarinos (plu-
mas hiperpícnicas, Zavala et al. 2011).
Facies Fm: Lutitas masivas
Descripción: Se compone por lutitas masi-
vas oscuras de hasta 4 m de espesor, nor-
malmente dispuestas sobre bases netas a
erosivas. (Fig. 5c). Las trazas fósiles son
escasas, y mayormente integradas por el
icnogénero Chondrites.
Interpretación: Se interpreta que esta fa-
cies se habría acumulado por oculación
y decantación de materiales nos desde
aguas calmas o a partir de altas tasas
de decantación en ujos uidos de fango
(Otharán et al. 2018).
Facies Fb: Lutitas bioturbadas
Descripción: Se integra por lutitas y limo-
litas con alto grado de bioturbación (Fig.
5d). Esta facies muestra cuerpos indivi-
duales de hasta 4 m de espesor y bases
erosivas. Los principales icnogéneros
reconocidos son Thalassinoides, Teichi-
chnus, Planolites y Palaeophycus.
Interpretación: La ausencia de estructuras
sedimentarias primarias diculta la inter-
pretación del proceso sedimentario que
habría originado la depositación de esta
facies. La diversidad y abundancia de las
CATEGORIAS FACIES LITOLOGÍA ESTRUCTURAS INTERPRETACIÓN
FACIES
ARENOSAS
SSx
Areniscas
finas a
gruesas,
clastos
de arcilla
pequeños a la
base.
Estratificación
cruzada asintótica a
la base.
Migración de formas de
lecho a la base de flujos
turbulentos de larga
duración.
SSl Areniscas
finas a medias. Laminación paralela. Depositación a partir de
flujos turbulentos.
SSh Areniscas
finas a medias.
Estratificación
cruzada tipo
hummocky.
Depositación a partir de
flujos combinados.
SSm
Areniscas
finas a medias,
clastos de
arcilla a la
base.
Masiva. Depositación a partir de
flujos turbulentos.
SSr Areniscas
finas.
Ondulitas de
corriente.
Tracción- decantación a partir
de flujos turbulentos.
SSw Areniscas
finas. Ondulitas de ola. Depositación en condiciones
de flujo oscilatorio.
SSb Areniscas
finas. Bioturbación. Colonización del sustrato por
organismos.
FACIES FINAS
Fht Areniscas
finas y lutitas.
Laminación
lenticular y ondulosa
Alternancia de decantación y
de tracción-decantación.
Fl Lutitas. Laminación.
Decantación a partir de
plumas hipopícnicas o
hiperpícnicas.
Fm Lutitas. Masiva.
Decantación en aguas
calmas. Altas tasas de
decantación en flujos fluidos
de fango.
Fb Lutitas. Bioturbación. Colonización del sustrato por
organismos.
Fc Lutitas
carbonosas.
Masivas y
laminadas.
Decantación en aguas
calmas.
CARBÓN CCarbón. Masivo y laminado.
Decantación en un medio de
baja energía, posiblemente
subacuático.
OTRAS
ACeniza
volcánica. Laminación.
Tracción-decantación
dentro de cuerpos de agua
tranquilos.
Ps Areniscas
finas y lutitas. Trazas de raíces. Colonización del sustrato por
organismos vegetales.
D
Areniscas
finas, lutitas y
carbón.
Replegamiento,
disturbación.
Desestabilización
gravitacional por diferencia
de densidad.
CUADRO 1. Síntesis de las principales facies sedimentarias identicadas en los pozos PANG0001 y PANG0003.
Estratigrafía de la Formación Tunas. 304
trazas fósiles permite inferir una coloni-
zación por organismos de un sustrato de
grano no en condiciones de buena oxige-
nación en un medio posiblemente marino.
Facies Fc: Lutitas carbonosas
Descripción: se componen por lutitas con
abundante contenido de materiales carbo-
nosos (Fig. 5e). Las lutitas son masivas a
laminadas, y a menudo incluyen niveles
de limolita de poco espesor (normalmen-
te menores a 2 cm). Los cuerpos indivi-
duales muestran espesores entre 0,50 a
1,5 m de espesor dispuestos sobre bases
netas.
Interpretación: Se interpreta que esta fa-
cies se habría acumulado por oculación
y decantación de materiales nos y res-
tos carbonosos desde aguas calmas. La
preservación de altas concentraciones de
materia orgánica podría explicarse tanto a
partir de una alta tasa de sedimentación
como por depositación en un ambiente
anóxico.
Facies C: Carbón
Descripción: se integra por niveles de car-
bón de hasta 4 m de potencia masivos a
laminados (Fig. 6a).
Interpretación: Se interpreta que esta fa-
cies se habría acumulado por decantación
de restos vegetales en un medio de baja
energía, posiblemente subacuático.
Facies A: Cenizas volcánicas
Descripción: Se compone por niveles ma-
sivos a laminados de cenizas volcánicas
(tobas) de color verdoso (Fig. 6b) que su-
peran los 2 m de espesor, y presentan ba-
ses netas a erosivas. Comúnmente con-
tienen abundantes microfracturas abiertas
y cementadas por carbonato.
Interpretación: A partir de la presencia de
estructuras masivas y laminadas se inter-
preta que estos niveles de ceniza volcáni-
ca se habrían acumulado por procesos de
tracción-decantación dentro de cuerpos
de agua tranquilos.
Facies Ps: Lutitas y areniscas
con trazas de raíces
Descripción: Se compone por niveles de
lutitas y areniscas, masivas a laminadas,
los cuales presentan supercies desde
donde se reconocen trazas de raíces (Fig.
4b y 5f).
Interpretación: Se interpreta que la facies
Ps correspondería a niveles incipientes de
suelos, desarrollados en áreas pantano-
sas.
Facies D: Lutitas y areniscas
con replegamiento
intrasedimentario
Descripción: Esta facies se compone por
areniscas, lutitas y niveles de carbón, los
cuales muestran indicios de un replega-
miento intrasedimentario de hasta 1 m de
espesor (Fig. 6c).
Interpretación: Se interpreta que el alto
nivel de dislocación sedimentaria corres-
pondería a una disturbación gravitacional
provocada por la acumulación rápida de
sedimentos con importantes contrastes de
densidad en zonas con pendiente.
SECUENCIAS DE FACIES
El análisis del agrupamiento natural de las
facies sedimentarias permitió la denición
Figura 5. Detalle de las principales características de las facies nas reconocidas en este trabajo: a) Facies hete-
rolíticas compuestas por intercalaciones de areniscas y lutitas (Fht), note las estructuras de carga a la base de los
niveles arenosos; b) Lutitas nas laminadas (Fl); c). Lutitas nas masivas (Fm); d) Lutitas altamente bioturbadas
(Fb); e) Lutitas carbonosas con delgadas intercalaciones de limos y material carbonoso (Fc). f) Areniscas nas
con niveles caracterizados por trazas de raíces (Ps).
Estratigrafía de la Formación Tunas. 305
Figura 6. . a) Detalle de los niveles de carbón presentes en el pozo PANG0001 (facies C). b) Niveles laminados
de ceniza volcánica (A), hacia el techo se observa la presencia de microfracturas; c) Areniscas y lutitas carbono-
sas con indicios de replegamiento intrasedimentario (D), relacionado a una disturbación gravitacional provocada
por la acumulación rápida de sedimentos con importantes contrastes de densidad saturados en agua.
de las secuencias de facies principales,
las cuales resultan imprescindibles para
caracterizar los ambientes y subambien-
tes sedimentarios a partir de sus proce-
sos. De este modo, se identicaron 4 se-
cuencias de facies denominadas A, B C y
D. En el cuadro 2 se presenta una síntesis
con las principales características de las
secuencias de facies identicadas.
Secuencia de facies A: Lutitas
de plataforma a prodelta
Comprende una monótona sucesión de
lutitas negras de 10 a 20 m de espesor,
con moderada a alta bioturbación (Fig.
7). Las lutitas pueden ser masivas (facies
Fm) a laminadas (facies Fl) o heterolíticas
(facies Fht). Ocasionalmente las lutitas in-
cluyen intercalaciones de bancos areno-
sos de hasta 1 m de espesor, compues-
tos por areniscas nas masivas (facies
SSm), laminadas (SSl), con ondulitas de
corriente (SSr), o con estraticación tipo
hummocky (SSh). Se interpreta que estas
lutitas se habrían acumulado en un medio
tranquilo caracterizado por la decantación
de materiales nos en áreas de platafor-
ma a prodelta. Ocasionalmente habrían
irrumpido en este medio, ujos turbulen-
tos de baja densidad resultando en la
acumulación de lóbulos de plataforma
distales y sus facies laterales heterolíticas
(Mutti et al. 1996).
Secuencia de facies B: Lóbulos
de plataforma
Comprende una sucesión grano y estra-
to decreciente con espesores de 10 a
25 m, compuesta por cuerpos arenosos
espesos (facies SSh, SSm, SSl, SSr),
intercalados en facies de lutitas masivas
a laminadas (facies Fm, Fht, Fl) (Fig. 8).
Las areniscas presentan comúnmente
estraticación cruzada tipo hummocky,
indicando un origen asociado a ujos
combinados no connados. En base a la
dominancia de estructuras indicativas de
procesos de tracción-decantación a par-
tir de ujos turbulentos (Mutti et al. 1994,
Mulder y Alexander 2001, Sumner et al.
2008), se interpreta que estas areniscas
corresponderían a lóbulos arenosos de
plataforma (Mutti et al. 1996), vinculados
a una descarga directa desde ríos en cre-
cida correspondientes a ujos hiperpícni-
cos (Bates 1953, Zavala y Arcuri 2016).
ASOCIACIÓN
DE FACIES
FACIES PRINCIPALES
(Orden decreciente de
importancia)
ORIGEN AMBIENTE
AFm, Fht, Fl, SSm, SSh, SSr
Depositación de materiales
finos en áreas de plataforma
a prodelta. Lóbulos arenosos
distales.
Lutitas de
plataforma a
prodelta.
BSSh, SSm, SSl, SSr, Fm,
Fht, Fl
Depositación de materiales
arenosos a partir de flujos
turbulentos de plataforma.
Lóbulos arenosos de
plataforma.
CFht, SSl, SSr, SSm, SSx
Depositación de materiales
arenosos en la desembocadura
de canales fluviales principales.
Barras de
plataforma a barras
de desembocadura.
D SSx, SSl, SSm, Fm, Fht, C
Relleno arenoso de canales
fluviales inmersos en facies
de llanura aluvial a pantano
interdistributario.
Canales fluviales
a distributarios.
Pantano
interdistributario a
llanura aluvial.
CUADRO 2. Síntesis de las principales asociaciones de facies reconocidas en los testigos corona analizados de
los pozos PANG0001 y PANG0003.
Secuencia de facies C: Barras
de plataforma a barras de
desembocadura
Comprende una sucesión grano y estra-
to creciente normalmente inferior a los
20 m de potencia (Fig. 9). El conjunto se
inicia con facies nas (Fm - Fl - Fht), su-
cedidas por intercalaciones de areniscas
laminadas (SSl) y con ondulitas de co-
rriente (SSr), culminando con una suce-
sión fundamentalmente arenosa integrada
por areniscas laminadas a masivas (SSl
- SSm). Esta sucesión estratocrecien-
te correspondería a un cuerpo arenoso
constructivo desarrollado en la platafor-
ma (prodelta), o hacia la desembocadura
Estratigrafía de la Formación Tunas. 306
Figura 7. Vista de la asocia-
ción de facies A, correspon-
diente a lutitas de plataforma
a prodelta. Las referencias se
indican en la gura 3.
de un curso de agua, en este último caso
integrando barras de desembocadura del-
taicas (Scruton 1960). Estas barras de
desembocadura se componen por facies
nas de prodelta que evolucionan a facies
arenosas de frente deltaico. La presencia
subordinada de estructuras de ola permite
interpretar a estas barras como asociadas
a un sistema deltaico mayormente u-
vio-dominado (Galloway 1975).
Secuencia de facies D: Canales
uviales a distributarios,
pantano interdistributario a
llanura aluvial
Comprende una sucesión estrato y grano
decreciente con espesores de 15 a 20 m,
la cual inicia con areniscas con estrati-
cación cruzada (facies SSx) dispuestas
sobre base neta-erosiva (Fig. 10). Los
niveles con estraticación cruzada son
sucedidos por areniscas masivas (SSm)
a laminadas (SSl) con intercalaciones me-
nores de lutitas. La sucesión culmina con
materiales nos, integrados por niveles
heterolíticos (Fht), lutitas masivas (Fm),
laminadas (Fl) y carbón (C). Asociados
a estos niveles nos se reconocen local-
mente intervalos con trazas de raíces (fa-
cies Ps). En base a estas características
se interpreta que estos depósitos se ha-
Figura8. Vista de la secuen-
cia de facies B, integrada por
ciclos grano y estrato decre-
cientes interpretados como
lóbulos arenosos de plata-
forma, inmersos en facies
lutíticas. Las referencias se
indican en la gura. 3.
Estratigrafía de la Formación Tunas. 307
brían acumulado en un medio de canales
uviales a distributarios que culminan con
facies de pantano interdistributario a llanu-
ra aluvial (Coleman y Wright 1975).
ESTRATIGRAFÍA
SECUENCIAL
El análisis estratigráco secuencial de
los depósitos atravesados en los pozos
PANG0001 y PANG0003 permitió la iden-
ticación de 8 secuencias deposicionales
mayores, denominadas desde abajo ha-
cia arriba como T1 a T8 (Fig. 3), en don-
de la T se reere a la Formación Tunas.
Estas secuencias mayores internamente
se componen por secuencias menores
(denominadas como T1.1, T1.2, etc.), las
que podrían corresponder a secuencias
elementales en el sentido de Mutti et al.
(1994). Por su escala y magnitud, es po-
sible que las secuencias deposicionales
principales se relacionen a una ciclicidad
de tercer orden (1 a 10 Ma), mientras que
las secuencias elementales representa-
rían ciclos de cuarto orden (0,1 a 1 Ma).
Las secuencias deposicionales principales
(T1 a T8) pueden asimismo agruparse en
dos megaciclos mayores transgresivos-re-
gresivos (Fig. 3), denominados como Me-
gasecuencias MTi (Megasecuencia Tunas
inferior) y MTs (Megasecuencia Tunas su-
perior). La Megasecuencia MTi se integra
por las secuencias deposicionales T1 a
T3, mientras que la Megasecuencia MTs
se compone por las secuencias T4 a T8.
El análisis secuencial y correlación de los
pozos analizados fue facilitada por la ex-
celente ciclicidad reconocible en los de-
pósitos a partir de los registros de rayos
gamma y la descripción de los núcleos
de pozo. En la gura 3 se muestra el es-
quema secuencial básico (Mitchum 1977)
y correlación propuesta entre los pozos
analizados. Las secciones columnares
muestran de derecha a izquierda el regis-
tro de rayos gamma (indicativo de litolo-
gía, en donde se indican en amarillo las
facies arenosas y en azul las lutíticas), el
registro de densidad (útil para identicar
niveles de carbón), y la columna litológica
construida a partir de la descripción de los
núcleos.
La secuencia T1 corresponde a la más
profunda de las unidades perforadas, por
lo que ha sido atravesada principalmente
en el pozo PANG0003 (785,16 - 901,66
mbbp). En el pozo PANG0001 se recono-
ce entre 958,30 y 873,44 mbbp. La misma
aparece con base desconocida y presenta
un espesor de al menos 120 metros. Se
integra por un megaciclo estrato y grano
decreciente, compuesto por un cortejo
deposicional de bajo nivel a transgresivo
(LST/TST). Internamente se han reconoci-
do 8 secuencias elementales, denomina-
das como T1.1 a T1.8 (Fig. 3).
Estas secuencias elementales (LST-TST,
T1.1-T1.8) muestran espesores de entre
10 y 25 m y comprenden ciclos grano y
estrato decrecientes, los cuales se inician
con areniscas medias con estraticación
cruzada y culminan con niveles de ma-
teriales lutíticos, conteniendo niveles de
carbón de hasta 3 m de potencia. Se inter-
preta que estas secuencias elementales
se habrían acumulado a partir del relleno
de canales uviales a distributarios, suce-
didos por materiales nos de pantano in-
terdistributario. En el pozo PANG0001 las
facies son algo más distales, por lo que se
reconocen ciclos grano decrecientes com-
puestos por cuerpos arenosos con lamina-
ción paralela, hummocky y estraticación
cruzada en artesa, seguidos por depósitos
nos heterolíticos. Estos ciclos correspon-
derían a lóbulos arenosos de plataforma y
lutitas de plataforma a shoreface inferior.
En la secuencia T1 se han reconocido 16
niveles de carbón en el pozo PANG0003,
con espesores individuales que alcanzan
los 1,5 m, con un acumulado de 7,20 m.
Por el contrario, para el pozo PANG0001
no se describieron niveles de carbón en
esta secuencia. Generalmente estos ni-
veles se localizan hacia el tope de las
secuencias elementales grano y estrato
decrecientes (canales) en asociación de
facies correspondientes a pantano inter-
distributario.
La secuencia T2 muestra un amplio desa-
rrollo en los pozos analizados. En el pozo
PANG0003 esta secuencia se reconoce
entre 785,16 y 649,62 mbbp, y en el pozo
PANG0001 entre 873,44 y 750,44 mbbp.
Se integra por un megaciclo granodecre-
ciente-granocreciente (LST/TST-HST)
compuesto por 8 secuencias elementales,
denominadas como T2.1 a T2.8 (Fig. 3).
El intervalo basal de esta secuencia (gra-
nodecreciente, LST/TST) se compone
por cinco secuencias elementales (T2.1
a T2.5) las cuales muestran espesores
individuales de entre 20 y 25 metros. In-
ternamente, estas secuencias elementa-
les muestran un arreglo estrato y grano
decreciente, compuestas por un tramo
basal de areniscas medias con estrati-
cación cruzada, seguido hacia el techo
por un intervalo más no en ocasiones
con abundantes niveles de carbón, con
espesores individuales de hasta 4 m en
el pozo PANG0003 y 2,25 m en el pozo
PANG0001. Se interpreta que estas se-
cuencias se habrían acumulado por el re-
lleno de canales uviales a distributarios
asociados a facies de pantano interdistri-
butario. Este intervalo basal resulta uno
de los más ricos en niveles de carbón.
La secuencia T2.1 en el pozo PANG0001
presenta en su tramo superior 4 niveles de
carbón, a lo largo de un espesor de unos
12 metros.
El intervalo superior de la secuencia T2
(HST) se integra por cuatro secuencias
elementales (T2.6-T2.8), con espesores
individuales de entre 10 y 20 metros. En
conjunto estas secuencias elementales
muestran un arreglo estrato y grano cre-
ciente, y se disponen sobre una super-
cie basal de progradación interpretada
como una supercie de máxima inunda-
ción (MFS). Internamente, cada secuen-
cia muestra un arreglo estrato y grano
creciente, compuesta por un tramo basal
no, con lutitas masivas, seguido por luti-
tas con laminación ondulítica y lenticular,
culminando con un intervalo de areniscas
masivas a laminadas, a menudo bioturba-
das con el icnogénero ?Macaronichnus.
Se interpreta que estas secuencias ele-
mentales representan una progradación
clástica, caracterizada por lutitas de pla-
taforma/prodelta sucedidas por barras de
plataforma a barras de desembocadura.
Desde el punto de vista económico, las
secuencias T1 y T2 son las que presentan
una mayor relevancia ya que contienen
la mayoría de los niveles de carbón reco-
nocidos en los pozos estudiados. Para el
pozo PANG0003 se han descripto un total
de 28 niveles de carbón con un espesor
acumulado de 16,44 m, mientras que en el
pozo PANG0001 se reconocen 17 niveles
de carbón con un espesor acumulado de
5,27 metros.
Por otra parte, la secuencia T3 compren-
Estratigrafía de la Formación Tunas. 308
de un megaciclo granodecreciente-gra-
nocreciente (LST/TST-HST). En el pozo
PANG0003 esta secuencia se dispone
entre 649,62 y 511,04 mbbp, y en el pozo
PANG0001 entre 750,44 y 612,88 mbbp.
Se integra internamente por siete secuen-
cias elementales denominadas como T3.1
a T3.7, con espesores de entre 8 y 40 m
(Fig. 3). Las secuencias del intervalo ba-
sal (T3.1 y T3.2) inician con depósitos
nos (Fm, Fl, Fht) con moderada a alta
bioturbación sucedidos por areniscas -
nas a medias, laminadas, masivas o con
estraticación cruzada tipo hummocky
conformando una sucesión granocrecien-
te. Se interpreta que estas secuencias
elementales corresponderían a depósi-
tos de barras de plataforma a barras de
desembocadura. Sobre esta secuencia se
dispone una supercie basal de prograda-
ción, interpretada como una supercie de
máxima inundación (MFS), sucedida por
una progradación caracterizada por se-
cuencias elementales grano y estrato cre-
cientes (T3.3 a T3.7). Las secuencias T3.3
a T3.7 se componen por un intervalo basal
de grano no (lutitas masivas y lutitas con
laminación ondulítica y lenticular) sobre
las que se disponen areniscas masivas a
laminadas, localmente con evidencias de
oleaje. Se interpreta que estas secuencias
elementales corresponderían a elementos
clásticos constructivos correspondientes
a lutitas de plataforma/prodelta sucedidas
por barras de plataforma hasta barras de
desembocadura deltaicas.
Las secuencias T4 y T5 se integran cada
una de ellas por megaciclos grano y estra-
to decrecientes y presentan características
similares, por lo cual serán descriptas en
conjunto. En el pozo PANG0003, las se-
cuencias T4 y T5 se ubican desde 511,09
a 441,51 mbbp y 441,51 a 386,38 mbbp,
respectivamente. En el pozo PANG0001 la
secuencia T4 se reconoce desde 612,88 a
542,39 mbbp, mientras que la secuencia
T5 se ubica entre 542,39 y 482,45 mbbp.
Internamente, ambas secuencias se com-
ponen por secuencias elementales grano
y estrato decrecientes, con espesores
de entre 7 y 20 m (Fig. 3). La secuencia
T4 muestra seis secuencias elementales
(T4.1 a T4.6) mientras que la secuencia
T5 se integra por cuatro secuencias ele-
mentales (T5.1 a T5.4). Estas secuencias
muestran características similares entre
ellas, ya que se componen por un tramo
basal de areniscas medias con estrati-
cación cruzada, seguida por un intervalo
integrado por facies heterolíticas (lamina-
ción ondulítica y lenticular) nalizando con
depósitos de lutitas masivas. Se interpreta
que estas secuencias se habrían acumu-
lado por canales uviales a distributarios
inmersos en facies de planicie deltaica a
llanura aluvial.
La secuencia T6 comprende un megaci-
clo granodecreciente-granocreciente (Fig.
3). En el pozo PANG0003, esta secuencia
se ubica entre 386,08 y 280,95 mbbp y en
el pozo PANG0001 entre 482,45 y 388,46
mbbp. Internamente, la secuencia T6 se
compone por 7 secuencias elementales
de alta frecuencia, denominadas como
T6.1 a T6.7, con espesores de entre 7 y
24 metros.
El intervalo basal de la secuencia T6
comprende una sucesión estrato y grano
decreciente interpretada como un cortejo
de nivel bajo (LST) a transgresivo (LST/
TST). Este intervalo se compone por cua-
tro secuencias elementales, las cuales se
disponen discordantemente a partir de un
cuerpo arenoso espeso canalizado, con
estraticación cruzada sucedido por depó-
sitos nos. Estas secuencias internamen-
te muestran un arreglo estrato y grano
decreciente, y se componen por depósitos
de relleno de canales uviales a distribu-
tarios, seguido por facies nas de planicie
aluvial a llanura interdistributaria. Hacia los
términos más distales, estas secuencias
elementales se integran por lutitas masi-
vas, laminadas y heterolíticas, que inter-
calan con bancos de hasta 2 m de espesor
de areniscas nas masivas, laminadas y
con estraticación tipo hummocky (SSh).
Estas secuencias se interpretan como luti-
tas de plataforma a prodelta, intercalados
Figura 9. Vista de la secuen-
cia de facies C, correspon-
diente a barras de plataforma
a barras de desembocadura
deltaica. Esta secuencia de
facies compone un arreglo
estrato y grano creciente de
hasta 20 m de potencia. Las
referencias se indican en la
gura. 3.
Estratigrafía de la Formación Tunas. 309
con bancos arenosos correspondientes a
lóbulos distales de plataforma. Este inter-
valo estrato y grano decreciente culmina
con una supercie basal de progradación,
la cual es interpretada como una super-
cie de máxima inundación (MFS). Sobre
esta supercie se dispone una sucesión
progradante integrada por tres secuen-
cias elementales (T6.5 a T6.7). La se-
cuencia T6.5 comprende una sucesión
estrato y grano creciente compuesta por
lutitas masivas y heterolíticas interpretada
como lutitas de plataforma a prodelta. La
secuencia T6.6 presenta un tramo basal
compuesto por areniscas nas a medias
masivas y laminadas sucedidas por lu-
titas masivas y facies heterolíticas, con-
formando una sucesión grano y estrato
decreciente. Esta secuencia elemental se
interpreta como correspondiente a lóbulos
de plataforma. La secuencia T6.7 pre-
senta un arreglo interno estrato y grano
creciente y se compone por depósitos de
materiales nos (lutitas masivas) seguidas
por facies heterolíticas y culminando con
depósitos de areniscas masivas a lami-
nadas. Se interpreta que estos depósitos
corresponderían a barras de desemboca-
dura deltaicas, dispuestas dentro de un
esquema clástico progradante.
La secuencia T7 comprende un megaci-
clo granodecreciente-granocreciente, in-
ternamente compuesto por 7 secuencias
elementales, denominadas como T7.1 a
T7.7 (Fig. 3).
En el pozo PANG0003 la secuencia T7 se
localiza entre las profundidades de 185,20
y 281,29 mbbp, y en el pozo PANG0001
entre 388,46 y 280,63 mbbp. Esta secuen-
cia se inicia con un intervalo grano y estra-
to decreciente dispuesto sobre una discon-
tinuidad estratigráca (LST/TST - HST), e
integrado por 5 secuencias elementales
estrato y grano decrecientes denomina-
das como T7.1 a T7.5. Las secuencias
T7.1 a T7.3 muestran espesores de entre
7 y 15 m, y se componen por un tramo in-
ferior arenoso, con estraticación cruzada,
seguido hacia arriba por materiales nos
con laminación ondulítica y lenticular. Se
interpreta que estas secuencias elemen-
tales granodecrecientes corresponderían
al relleno de cuerpos canalizados uvia-
les a distributarios, inmersos en facies de
pantano interdistributario a llanura aluvial.
Las secuencias elementales T7.4 y T7.5
presentan un arreglo estrato y grano de-
creciente compuesto por areniscas lami-
nadas a masivas que pasan a depósitos -
nos de lutitas masivas, laminadas y facies
heterolíticas, correspondientes a lutitas y
lóbulos de plataforma. Hacia el techo de
este intervalo se reconoce una supercie
neta, interpretada como una supercie de
máxima inundación (MFS), la cual es su-
cedida por un conjunto progradante (HST)
integrado por dos secuencias elementales
(T7.6-T7.7) con arreglo estrato y grano
decreciente. Estas secuencias superiores
son interpretadas como acumuladas por
elementos constructivos correspondientes
a lutitas y lóbulos de plataforma.
La secuencia T8 es la unidad paleozoica
más joven de la sucesión. Presenta un
mejor desarrollo en el pozo PANG0001,
dado que en el pozo PANG0003 esta uni-
dad estaría casi totalmente erosionada
(Fig. 3).
En el pozo PANG0001, la secuencia T8
se localiza a una profundidad compren-
dida entre los 182,77 (contacto con las
unidades terciarias) y los 280,89 mbbp,
mientras que para el pozo PANG0003 se
reconoce entre 185,24 y 164,46 mbbp. In-
ternamente, la secuencia T8 se compone
por 6 secuencias elementales, denomi-
nadas como T8.1 a T8.6. Esta secuencia
se compone por un tramo basal estrato y
grano decreciente, seguido por un inter-
valo superior estrato y grano creciente. El
tramo basal (LST/TST) se integra por una
secuencia elemental, caracterizada por
un arreglo estrato y grano decreciente y
Figura 10. Vista de la secuen-
cia de facies D, integrada por
una sucesión estrato y grano
decreciente. Esta secuencia
de facies se interpreta como
relacionada al relleno de ca-
nales uviales a distributarios
con facies nas asociadas
(llanura aluvial a pantano in-
terdistributario). Las referen-
cias se indican en la gura 3.
Estratigrafía de la Formación Tunas. 310
correspondería a lutitas y lóbulos de plata-
forma. Sobre este tramo basal se recono-
ce una supercie de progradación (MFS)
sucedida por un intervalo progradante ca-
racterizado por 4 secuencias elementales
grano y estrato decrecientes, las que son
interpretadas como lóbulos de plataforma.
En el pozo PANG0001 solo se distingue la
secuencia T8.1 interpretada como barras
de plataforma a litorales.
DISCUSIÓN
Las secuencias T1 a T8 comprenden ci-
clos granodecrecientes–granocrecientes
interpretados como depósitos de cortejos
de nivel bajo (LST) a transgresivo, suce-
dido por un cortejo de alto nivel (LST/TST
- HST). El cortejo depositacional de bajo
nivel a transgresivo (LST/TST) comprende
una secuencia grano y estrato decrecien-
te compuesta principalmente por facies de
relleno de canales uviales a distributarios
sucedidos por facies de pantano interdis-
tributario y por facies de barras de desem-
bocadura deltaica a prodelta. El cortejo de
alto nivel (HST) corresponde a ciclos grano
y estrato crecientes compuestos por lutitas
de plataforma a prodelta, lóbulos distales
de plataforma y depósitos de barras de
desembocadura. Dentro de este contexto,
los intervalos estratigrácos analizados de
la Formación Tunas, se habrían deposita-
do en un ambiente deltaico comprendiendo
depósitos de llanura deltaica, frente deltai-
co y prodelta hasta plataforma, con depósi-
tos episódicos de ujos hiperpícnicos (Ba-
tes 1953, Zavala y Arcuri 2016) vinculados
a una descarga directa desde ríos en creci-
da (Fig. 11). Las estructuras sedimentarias
indican una predominancia de procesos
tractivos, con presencia subordinada de
estructuras de ola. Estas características
indicarían sistemas deltaicos mayormente
uvio-dominados (Galloway 1975).
Respecto a la edad de estos depósitos, Ar-
zadún et al. (2018) y Di Pasquo et al. (2018)
realizaron diferentes estudios en muestras
extraídas del pozo PANG0001. Arzadún et
al. (2018) midió edades U/Pb a partir de
circones en muestras de tobas a los 780
mbbp, obteniendo una edad de 295,5 ±8
Ma (Sakmariano, Pérmico Inferior). Por
otra parte Di Pasquo et al. (2018) realiza-
ron un estudio palinológico en muestras del
mismo pozo en cinco intervalos de profun-
didad diferentes. En el intervalo medio-su-
perior (434 mbbp, 685 mbbp, 688 mbbp) se
registraron especies indicadoras del Gua-
dalupiano y Lopingiano, mientras que en
el tramo inferior (809 mbbp, 893 mbbp) se
hallaron especies que permiten extender la
edad basal hasta el Artinskiano. Teniendo
en cuenta que las secuencias que presen-
tan niveles de carbón se encuentran entre
los 790 y 875 mbbp, se interpreta que las
mismas se habrían depositado durante el
Pérmico temprano.
El análisis estratigráco de los depósitos
atravesados por los pozos PANG0001 y
PANG0003, permite hacer algunas consi-
deraciones acerca del origen de los man-
tos de carbón. La relativa abundancia y
la localización de los mantos de carbón
durante el Carbonífero-Pérmico se relacio-
narían tanto a causas atmosféricas como
paleogeográcas. A partir del Silúrico, se
habría producido la colonización de los
continentes por las plantas vasculares, las
cuales habrían producido progresivamente
una modicación de la atmósfera llevando
hacia nes del Carbonífero los niveles de
oxígeno a valores del 35%, muy por en-
Figura 11. Esquema paleogeográco y paleoambiental para la depositación de las asociaciones de facies reconocidas en los pozos PANG0001 y PANG0003. Se indican
las distintas secuencias de facies reconocidas y su ubicación relativa dentro del sistema deltaico.
Estratigrafía de la Formación Tunas. 311
cima de nuestra atmósfera actual (21%)
(Berner 1999, Uhl et al. 2008). Con valores
tan altos de oxígeno, las especies vegeta-
les pueden ser objeto de combustión es-
pontánea, incluso estando verdes.
Uno de los elementos utilizados para reco-
nocer la existencia de incendios forestales
(wildres) en el registro fósil es la presen-
cia en los mantos de carbón de inertinitas,
en la forma de fusinita (fusinite) y semifusi-
nita (semifusinite). El contenido de fusinita
y semifusinita de carbones fósiles carboní-
feros atribuidos a incendios en general al-
canza el 20% (Nichols y Jones 1992, Scott
y Jones 1994). Según estudios realizados
por Arzadún et al. (2016) y Arzadún et al.
(2017) en muestras de carbón del pozo
PANG0001, los mismos están formados
por macerales del grupo de la vitrinita (ma-
yoritariamente collotelinita y en menor can-
tidad gelovitrinita) y del grupo de la inertini-
ta (únicamente fusinita). Los resultados del
conteo de macerales muestran predominio
de macerales del grupo de la vitrinita en
todas las muestras (valor máximo de 64,9
%), seguido de fusinita (valor máximo de
28,5 %) (Arzadún et al. 2016).
El origen de los carbones a partir de in-
cendios forestales plantea interesantes
perspectivas ya que permite explicar la
acumulación rápida de espesos mantos
de carbón. Dichos incendios serían res-
ponsables de la combustión incompleta
de extensas áreas continentales, cuyos
restos serían luego transportados por los
sistemas uviales hacia áreas costeras y
marino marginales adyacentes. La acumu-
lación rápida de materiales de baja densi-
dad saturados en agua y sobrecargados
por depósitos arenosos podría explicar
la presencia de los niveles estratigrácos
replegados, los que podrían corresponder
a estructuras de colapso gravitacional por
carga sedimentaria.
Respecto de la localización de las acu-
mulaciones de carbón para el Paleozoico
tardío, pareciera existir un control paleo-
geográco (Walker 2000), ya que las prin-
cipales acumulaciones para el hemisferio
norte se ubican en el Carbonífero tardío
mientras que en el hemisferio sur los prin-
cipales yacimientos se habrían acumula-
do durante el Permo-Triásico.
El análisis sedimentológico y estratigrá-
co de los intervalos que contienen las
principales acumulaciones de carbón en
los pozos estudiados revela que estos de-
pósitos, localizados en las secuencias T1
y T2, se habrían acumulado en diversos
ambientes litorales hasta continentales
correspondientes a barras de desembo-
cadura deltaicas hasta canales uviales a
distributarios.
En lo que respecta a los depósitos de
barras de desembocadura en los pozos
estudiados, los mismos contienen pocas
acumulaciones de carbón, ya que estas
han sido reconocidas entre las secuen-
cias elementales T3.1y T3.2 (Fig. 3). Las
secuencias de facies de barras de des-
embocadura deltaicas integran cuerpos
estrato y grano crecientes con espeso-
res de 5 a 20 m (Bhattacharya y Walker
1992). Los niveles de carbón se acumu-
larían principalmente en la llanura del-
taica a pantano interdistributario, ya que
comúnmente aparecen en el tope de las
sucesiones arenosas grano y estrato cre-
cientes (Fig. 11).
Estos ciclos grano crecientes limitados
por materiales nos (sobre supercies de
inundación) se originarían por procesos
autocíclicos dentro del sistema deltaico.
El sucesivo avance y retracción de los
lóbulos deltaicos respondería a un equi-
librio entre la subsidencia y la magnitud
del aporte, el cual provocaría la migración
lateral recurrente del lóbulo deltaico acti-
vo. De esta manera, cuando un lóbulo ac-
tivo es desactivado por avulsión del canal
principal, la zona no recibe sedimentos,
por lo cual es inundada a consecuencia
del accionar de la subsidencia. Una vez
que esta zona se ha profundizado, el ló-
bulo activo vuelve a irrumpir en este lugar
iniciando un nuevo ciclo de progradación
construyendo una nueva sucesión grano
y estrato creciente. Dentro de este esce-
nario, la acumulación de los niveles de
carbón tendría lugar principalmente en
zonas bajas subsidentes y tranquilas, lo-
calizadas en áreas de llanura deltaica a
pantano interdistributario (Fig. 11).
Las principales acumulaciones de carbón
en los pozos estudiados aparecen aso-
ciadas a depósitos arenosos rellenando
formas canalizadas, los cuales integran
sucesiones estrato y grano decrecientes
interpretados como canales uviales a
distributarios (Fig. 11). Estas sucesiones
grano y estrato decrecientes muestran es-
pesores individuales entre 15 y 20 m (Fig.
3), y se inician con depósitos arenosos
con estraticación cruzada, sucedidos por
materiales nos (lutitas y carbón). Cabe
destacar que en aoramientos de la For-
mación Tunas relevados en la localidad
de Las Mostazas (Zavala et al. 1993), se
reconocen cuerpos estrato y grano decre-
cientes interpretados como acumulados
a partir de sistemas uviales meandrifor-
mes. Los depósitos componen secuencias
elementales de 8 a 12 m de espesor, las
que se inician con base neta-erosiva, e
internamente se componen por areniscas
con estraticación cruzada sucedida por
depósitos de lutitas con restos vegetales y
delgadas intercalaciones arenosas (Zava-
la et al. 1993). Estas secuencias podrían
considerarse como un equivalente estra-
tigráco de los niveles portadores de car-
bón reconocidos en los pozos PANG0001
y PANG0003.
CONCLUSIONES
Los pozos PANG0001 y PANG0003 atra-
viesan una sucesión eminentemente
clástica, la cual en razón a su litología,
espesor, edad y posición estratigráca
sería equivalente a la Formación Tunas,
aorante en el ámbito de las Sierras Aus-
trales. El análisis de los testigos corona
complementado con la información de
los registros eléctricos permitió efectuar
una correlación detallada entre los pozos
PANG0001 y PANG0003. Esta correlación
evidencia una importante truncación en el
contacto con las unidades del Terciario, ya
que en el pozo PANG0003 existe la omi-
sión de 66 m estratigrácos presentes en
el pozo PANG0001.
Se identicaron 16 facies sedimentarias
principales, las cuales de acuerdo a su
agrupamiento natural permitieron reco-
nocer 4 secuencias de facies, correspon-
dientes a lutitas de plataforma a prodelta,
lóbulos arenosos de plataforma, barras de
plataforma a barras de desembocadura, y
canales uviales a distributarios, pantano
interdistributario a llanura aluvial. El aná-
lisis secuencial de la sucesión permitió
identicar 8 secuencias deposicionales
principales de tercer orden (T1 a T8), las
cuales se integran a su vez por secuen-
cias menores (secuencias elementales,
posiblemente de cuarto orden). Estas se-
Estratigrafía de la Formación Tunas. 312
cuencias a su vez pueden agruparse en
dos megaciclos o megasecuencias trans-
gresivo-regresivos, integrados por las se-
cuencias T1-T3 y T4-T8. Las secuencias
elementales comprenden ciclos granode-
creciente–granocreciente interpretados
como depósitos de cortejos de nivel bajo
a transgresivo (LST/TST - HST).
Los intervalos estratigrácos analizados
de la Formación Tunas, se habrían depo-
sitado en un ambiente deltaico compren-
diendo depósitos de llanura deltaica, fren-
te deltaico y prodelta hasta plataforma.
Las estructuras sedimentarias indican
una predominancia de procesos tractivos,
con presencia subordinada de estructuras
de ola. Estas características indicarían
sistemas deltaicos del tipo uvio-domina-
dos (Galloway 1975). La sucesión anali-
zada no muestra en su conjunto una ten-
dencia generalizada a la transgresión ni a
la regresión, ya que los términos superio-
res perforados muestran aún elementos
(trazas fósiles) que sugieren ambientes
marinos de plataforma.
Los niveles de carbón aparecen asocia-
dos a las secuencias T1 y T2, principal-
mente hacia los términos superiores de
cuerpos arenosos granodecrecientes
interpretados como relleno de canales.
Estos carbones se habrían acumulado en
zonas bajas costeras a litorales (pantanos
interdistributarios) y habrían sido mayor-
mente acarreados por la descarga uvial.
La presencia de fusinita en valores cerca-
nos al 20% (Arzadún et al. 2016, Arzadún
et al. 2017) sugiere que estos carbones
corresponderían principalmente al pro-
ducto de incendios forestales, y habrían
sido acarreados y acumulados rápida-
mente en zonas costeras subsidentes.
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... P angaro et al. (2015) expanded its limits encompassing the Chaco-Paran a Basin (South America) and the Kalahari-Karoo Basin (South Africa), redefining it as the Hesperides Basin. Geophysical data and exploration wells revealed the existence of coalbearing deposits corresponding to the Piedra Azul and Tunas formations (Lesta and Sylwan, 2005;Arzadún et al., 2016aFebbo et al., 2017Febbo et al., , 2018aZavala et al., 2019). Coal layers recorded in subsurface can reach thickness of 0.5 me4.5 m (Arzadún et al., 2016aFebbo et al., 2017Febbo et al., , 2018aFebbo et al., , 2021Febbo et al., , 2022Zavala et al., 2019). ...
... Geophysical data and exploration wells revealed the existence of coalbearing deposits corresponding to the Piedra Azul and Tunas formations (Lesta and Sylwan, 2005;Arzadún et al., 2016aFebbo et al., 2017Febbo et al., , 2018aZavala et al., 2019). Coal layers recorded in subsurface can reach thickness of 0.5 me4.5 m (Arzadún et al., 2016aFebbo et al., 2017Febbo et al., , 2018aFebbo et al., , 2021Febbo et al., , 2022Zavala et al., 2019). ...
... The Tunas Formation was deposited in deltaic to fluvial environments, representing the regressive culmination characterized with shallow marine conditions (Andreis et al., 1989;L opez-Gamundí et al., 1995L opez-Gamundí et al., , 2013Andreis and Japas, 1996;Zorzano et al., 2011;Zavala et al., 2019;Ballivi an Justiniano et al., 2020). This unit is exposed north of Sierras de las Tunas and south of Sierra de Pillahuinc o ( Fig. 1B), with small isolated outcrops near Gonzales Chaves locality (S38 03'18", W60 03'57''; Fig. 1A) (Monteverde, 1937;Furque, 1965;Harrington, 1970;Llambías and Prozzi, 1975;Tomezzoli and Vilas, 1997; Harrington, 1947;Suero, 1972). ...
Article
Full-text available
The Claromecó Basin is located at the south-western sector of the Buenos Aires province, Argentina. This basin is considered a foreland basin closely related to the evolution of the southwestern Gondwana margin. This contribution focuses on the provenance analysis of the Tunas Formation (Permian, Pillahuincó Group), which represents the last filling stage for the Claromecó Foreland Basin. Petrographic and tectonic provenance analyses were performed in sandstones recovered from subsurface (PANG 0001 and PANG 0003 exploration wells) and outcrops located close to the basin center (Gonzales Chaves locality). In the subsurface, the analyzed succession is composed of medium- to fine-grained sandstones interbedded with tuffs, mudrocks, carbonaceous mudrocks and coal beds. In outcrops, the succession is dominated by medium- to fine-grained sandstones interbedded with siltstones. Modal composition patterns are distributed into the recycled orogen and transitionally recycled to mixed fields. Petrographic analyses, in addition to provenance and sedimentological studies, confirm that sedimentary material was derived from a mixed source, which largely comes from the Sierras Australes fold and thrust belt, located towards the W–SW, where the sedimentary succession is interbedded with volcanic material. The Tunas Formation shows clear differences in its modal composition, paleocurrent direction and paleoenvironmental conditions with respect to the underlying units of the Pillahuincó Group (Sauce Grande, Piedra Azul and Bonete formations). Source areas changed from cratonic to mixed fold belt/arc-derived material, suggesting variations in the Claromecó Basin configuration during the Late Paleozoic. Changes in the paleotectonic scenario during the deposition of the Tunas Formation have been interpreted as a consequence of a compressive post-collisional deformation event, the product of adjustment, accommodation and translation of terrains towards the equator during the Permian–Triassic to form Pangea.
... In outcrops, Tunas Formation deposits consist of fine-to medium-grained greenish and yellowish sandstones with cross-stratification, interbedded with laminated purple and green siltstones, claystones and thin pyroclastic beds (Harrington, 1947(Harrington, , 1970Andreis et al., 1989;López-Gamundi, 1996, 2006. In the subsurface, these deposits consist of medium to fine-grained sandstones, interbedded with black organic rich mudrocks, heterolites, greenish mudrocks, tuff layers, carbonaceous mudrocks, and coals (Lesta and Sylwan, 2005;Arzadún et al., 2016aArzadún et al., , 2017Zavala et al., 2019;Febbo et al., 2021). The Glossopteris flora indicates an Early Permian age (Sakmarian-Artinskian; Harrington, 1947;1970;Archangelsky and Cúneo, 1984;Cúneo, 1996), consistent with U-Pb ages of 280-291 Ma obtained from pyroclastic layers (Tohver et al., 2008;López-Gamundi et al., 2013;Alessandretti et al., 2013;Arzadún et al., 2018, Fig. 3). ...
... The Tunas Formation was deposited in deltaic to fluvial environments (Andreis et al., 1989;López-Gamundi et al., 1995Andreis and Japas, 1991;Zavala et al., 2019;Ballivián Justiniano et al., 2020), representing the culmination of a regressive cycle after shallow marine conditions (Piedra Azul and Bonete formations). Toward the foreland basin, subsurface facies of Tunas Formation (PANG 0001 and PANG 0003) are interpreted as a river-dominated deltaic environment, where coal beds developed on floodplains and interdistributary swamps (Zavala et al., 2019). ...
... The Tunas Formation was deposited in deltaic to fluvial environments (Andreis et al., 1989;López-Gamundi et al., 1995Andreis and Japas, 1991;Zavala et al., 2019;Ballivián Justiniano et al., 2020), representing the culmination of a regressive cycle after shallow marine conditions (Piedra Azul and Bonete formations). Toward the foreland basin, subsurface facies of Tunas Formation (PANG 0001 and PANG 0003) are interpreted as a river-dominated deltaic environment, where coal beds developed on floodplains and interdistributary swamps (Zavala et al., 2019). ...
Article
Coal-bearing deposits of the Tunas Formation suggest the existence of potential gas-prone source rocks in the Claromecó Basin, south of Buenos Aires province, Argentina. Two wells, PANG 0001 and PANG 0003, containing Permian rocks assigned to the Tunas Formation were studied through core observation, X-Ray diffraction, petrographic description, geochemical analysis, and organic petrography to investigate the hydrocarbon potential of the Claromecó Basin and define horizons with source rock potential. The analyzed sedimentary successions are composed of medium- to fine-grained sandstones interbedded with tuffs, mudrocks, carbonaceous mudrocks, and coal. Two main horizons with potential source rocks were determined: an upper horizon, at the top of the succession (300–400 m) and a lower one, at the base (740–850 m). These layers are mainly composed of mudrocks, carbonaceous mudrocks, and coal beds up to 4.50 m in cumulative thickness. Total organic carbon (TOC%) content is high, with most samples ranging from 0.5 to 2% in organic-rich mudrocks, and from 26 to 53.9% in carbonaceous mudrocks and coals, characterizing the coal-bearing layers as good-quality source rocks. The organic matter is of terrigenous origin as indicated by the abundance of woody plant debris. Predominant organic matter constituents belong to vitrinite group (type III kerogen), with a low abundance of the inertinite group macerals. Vitrinite reflectance (Ro) values in carbonaceous mudrocks and coals ranged from 1.3 to 1.6% for the upper horizon to 1.9–2.4% at the lower one, reflecting a catagenesis to late catagenesis stage within the wet to dry gas window. The organic matter quantity, type, and maturity in Tunas Formation coal-bearing deposits suggest that this unit has a good potential as gas-prone source rocks.
... This basin extends from the Sierras Australes fold and thrust belt (also known as Sierras de la Ventana o Ventania System) to the east, underlying Cenozoic deposits and towards the Argentinian continental platform, covering a total area of approximately 65,000 km 2 (Fig. 1a). Geophysical data and exploration wells provided information about its economic potential, based on the presence of coal beds and seams recorded in subsurface (Lesta and Sylwan, 2005;Arzadún et al., 2016a, b;Febbo et al., 2017Febbo et al., , 2018cZavala et al., 2019). The PANG 0001 (S37 • 40.8 ′ 17.0 ′′ , W61 • 11.30 ′ 06 ′′ ) and PANG 0003 exploration wells (S37 • 34.0 ′ 44.24 ′ , W61 • 22.0 ′ 12.56 ′′ ), located at the north-east of the Sierras Australes of Buenos Aires province ( Fig. 1), contain core records assigned to the Tunas Formation (Permian, Harrington, 1947) based on its age, lithology and fossiliferous content (Zorzano et al., 2011;Arzadún et al., 2016a;di Pasquo et al., 2018;Febbo et al., 2017;2018c;Zavala et al., 2019). ...
... Geophysical data and exploration wells provided information about its economic potential, based on the presence of coal beds and seams recorded in subsurface (Lesta and Sylwan, 2005;Arzadún et al., 2016a, b;Febbo et al., 2017Febbo et al., , 2018cZavala et al., 2019). The PANG 0001 (S37 • 40.8 ′ 17.0 ′′ , W61 • 11.30 ′ 06 ′′ ) and PANG 0003 exploration wells (S37 • 34.0 ′ 44.24 ′ , W61 • 22.0 ′ 12.56 ′′ ), located at the north-east of the Sierras Australes of Buenos Aires province ( Fig. 1), contain core records assigned to the Tunas Formation (Permian, Harrington, 1947) based on its age, lithology and fossiliferous content (Zorzano et al., 2011;Arzadún et al., 2016a;di Pasquo et al., 2018;Febbo et al., 2017;2018c;Zavala et al., 2019). ...
... Regarding the depositional paleoenvironment, Tunas Formation deposits represent the culmination of a regressive cycle after the Carboniferous glaciation, with deltaic to fluvial deposits belonging to the late overfilled stage of the basin (Andreis et al., 1989;López-Gamundí et al., 1995Andreis and Japas 1996;Alonso Muruaga et al., 2018;Zavala et al., 2019). The uppermost part of this unit was interpreted as dominantly fluvial (Zavala et al., 1993). ...
Article
Anisotropy of magnetic susceptibility (AMS) has been used as an important tool to study magnetic fabrics and as a basis of interpretation of depositional conditions and post-depositional processes in sedimentary successions. This contribution presents results of standard AMS and magnetic mineralogy analysis performed in core samples from the PANG 0003 well, located at the Claromecó Basin, Buenos Aires province, Argentina. The sedimentary sequence analyzed has been assigned to the Tunas Formation (Permian), upper Pillahuincó Group, southwestern of the Gondwana boundary. Additionally, obtained results were compared with previous Tunas Formation outcrop data at the Sierras Australes and Claromecó Basin area. Measured AMS parameters vary with depth, reflecting changes in postdepositional conditions such as mechanical compaction and the influence of tectonic stress. Analyses of the mean magnetic susceptibility, thermomagnetic properties and petrographic studies indicate that paramagnetic minerals as Fe-phyllosilicates are the main contributors for the AMS of this sequence. Obtained AMS parameters are mainly characterized by triaxial to oblate AMS ellipsoids and shortening directions (Kmin) with a tendency to cluster in vertical positions, parallel to the bedding plane poles, assigned to sedimentary or weak deformed magnetic fabrics. By contrast, toward the base of the sequence, strongly oblate AMS ellipsoid shapes and Kmin axes that migrate to horizontal positions indicate a high deformation degree product of tectonic stress. The presented results are consistent with geological, AMS and paleomagnetic data from Tunas Formation outcrops and confirm that deformation degree was gradually attenuated upwards in the sequence, to the younger strata and toward the foreland Claromecó basin. The study of AMS parameters and magnetic mineralogy have proven to be important tools to interpret the processes that acted during the burial history of Tunas Formation, increasing the knowledge about the evolution of the Claromecó Basin.
... It was included as part of the infilling of the Sauce Grande (e.g., López-Gamundí et al., 1995;López-Gamundí and Rossello, 1998), Claromecó (e.g., Lesta and Sylwan, 2005), and Hesperides (Pángaro et al., 2016) basins. Different works dealt with the stratigraphy (e.g., Harrington, 1947;Andreis et al., 1989;Andreis and Japas, 1996), sedimentology (e.g., Andreis et al., 1979Andreis et al., , 1989López-Gamundí et al., 1995;Zavala et al., 1993Zavala et al., , 2019 as well as the provenance and tectonic evolution (e.g., López-Gamundí et al., 1995;Tomezzoli, 1999Tomezzoli, , 2001Pángaro et al., 2016) of this group. ...
... In relation to the underlying units, the Tunas Formation shows an important change in palaeocurrents and, consequently, in the source and nature of the involved clastic materials. The overall sedimentological and stratigraphic characteristics point that the Tunas Formation represents a river-dominated deltaic setting punctuated by marine deposits with clastic sediments predominantly derived from the southern region, like the North Patagonian Massif (Fig. 1a) (Andreis et al., 1989;Andreis and Cladera, 1992a, b;López-Gamundí et al., 1995;Zavala et al., 1993Zavala et al., , 2019Alessandretti et al., 2013;. The unit also shows contemporary volcanic activity with the sedimentation evidenced by the presence of tuff levels, such as those interbedded with sandstones at Abra del Despeñadero (Fig. 2) (Iñíguez et al., 1988). ...
... The early postglacial deposits (Piedra Azul Formation, Fig. 2) are composed of bluish to dark shales deposited in offshore settings below effective wave base level and grade upwards into heterolithic facies interbedded with sandstones with wave-related structures deposited in shelf settings above the effective wave base level. Increasing sandstones towards the top of the group is accompanied by shallowing depositional systems, with marine and fluvio-deltaic facies (Bonete and Tunas formations, Fig. 2) (Harrington, 1947;Andreis et al., 1989;Zavala et al., 1993Zavala et al., , 2019López-Gamundí et al., 1995;Andreis and Japas, 1996;López-Gamundí and Rossello, 1998). A reversal of palaeocurrents, with a predominance from the SW, characterizes the Tunas Formation, which is consistent with a volcanic rich detrital input from an orogen located towards the S-SW (Andreis and Cladera, 1992a, b;López-Gamundí et al., 1995;López-Gamundí and Rossello, 1998) and the occurrence of Carboniferous and Permian magmatic zircons . ...
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The Tunas Formation crops out in the eastern sector of the Ventania System (southwestern Buenos Aires Province, Argentina) and represents the last unit of the Pillahuinc´o Group (Pennsylvanian–Cisuralian). This work integrates sedimentological, palaeontological, geochemical, and geochronological studies of the uppermost levels of the unit with the aim to enhance its palaeoenvironmental and stratigraphic framework within the Southwest Gondwana context. The analysed succession, of 250 m thick, is dominated by lithic arkoses and feldspathic litharenites composed of crystalline quartz and minor feldspars and volcanic fragments, interbedded with muddy-siltstones and heterolithic deposits with plant fossils. The succession is organized in three thickening- and coarsening-upward packages that correspond to fluvio-deltaic deposits. The plant fossil assemblage includes fronds of Gangamopteris obovata, Glossopteris angustifolia, Glossopteris wilsonii, and Asterotheca sp. cf. A. andersonii, in association with articulate ribbed stems of Paracalamites australis, which are here assigned to the Gangamopteris Zone. The low plant-diversity of the Tunas Formation could be related to the change from postglacial to semiarid-arid conditions evidenced during the Cisuralian in the Southwest Gondwana region where the study area is located. The obtained geochemical results indicate low recycling and sorting of continentally derived sediments with dominant input from the upper continental crust and acidic to intermediate magmatic precursors related to an active continental margin. Previous studies pointed out that the North Patagonian Massif, located SW of the Ventania System, was the source of such materials. Additionally, new LA-ICP-MS U–Pb zircon ages from two tuff levels of the Tunas Formation were considered together with previous U–Pb zircon ages. These suggest that the source of the ash fall deposits could be as far as the pre Choiyoi volcanism (Late Mississippian–middle Cisuralian) of the Chilean Precordillera and Frontal Cordillera and as close as the Choiyoi volcanism (middle Cisuralian–Lower Triassic) of the Las Matras and Chadileuvú blocks, all located west of the Ventania System. The integrated analyses of the available U–Pb geochronological data also allowed us to constrain the sedimentation age of the uppermost levels of the Tunas Formation to the Artinskian. However, the age interval of the stratigraphic unit should be wider.
... In the subsurface of the Claromecó Basin gamma-ray electrofacies analysis indicates the presence of prodelta, mouth bar, fluvial and tidally-influenced sub-environments in a shallow-marine to delta plain setting (Zorzano et al., 2011). Zavala et al. (2019) described carbonaceous shales and coal beds up to 4-m-thick at the base of an approximately 700 m thick section, representing at least the middle and upper parts of the Tunas Formation, interpreted as a fluvially-dominated deltaic system without a clear prograding or retrograding stacking pattern in cores from the Pangea 1 (PANG0001) and Pangea 3 (PANG0003) wells (Fig. 2). Facies range from shelfal to prodelta mudstones through a delta front. ...
... Facies range from shelfal to prodelta mudstones through a delta front. A heterolithic association of mudstones and fine-grained sandstones with hummocky cross stratification coarsens upward to delta plain fluvial and distributary sandy channels and fine-grained flood plain sediments (Zavala et al., 2019). Coals at the base of the section correspond to floodplain to interdistributary swamp deposits. ...
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The analysis of structural discontinuities in the Tunas Formation helps characterize this unit as a potential naturally fractured reservoir. The principal discontinuities are 1) fractures parallel to the bedding planes, 2) fractures coplanar to the axial planar cleavage, 3) dilatant fractures filled by quartz, and 4) subvertical shear fractures. Over a thousand measurements on microtectonic structures help infer a stress field whose maximum principal stress (σ1) has a SW-NE orientation. Based on this structural analysis, optimal orientations for exploration and / or production wells in the Claromecó Basin should be a 130° azimuth. Fracture spacing range between 30 and 100 cm in outcrops of the Tunas sandstones along the Ventana foldbelt (VFB). A similar fractured network is postulated for the subsurface of the basin. Organic-rich levels, ranging from coals to carbonaceous shales, occur in the Tunas Formation in the subsurface of the Claromecó Basin and are a potential shale gas resource play. These beds tend to cap successions of interbedded shales and sandstones. The coals range from semi anthracitic to low volatile bituminous. Vitrinite and fusinite prevail as organic matter types, ranging between 1.3 and 2.4 vitrinite reflectance (Ro). The occurrence within condensate-wet gas to dry gas windows reflect subsurface processes such as strong diagenesis and anchimetamorphism. The coal-rich levels in the Tunas Formation can be correlated with other Lower Permian organic-rich units in the Paraná Basin in Uruguay (Tres Islas Formation) and Brazil (Rio Bonito Formation). All are analogous to the lower Upper Permian Vryheid coals of the eastern Karoo Basin in South Africa with shale gas and coal bed methane (CBM) prospectivity.
... In relation to the underlying Paleozoic units, the Pillahuincó Group (Fig. 12) records an important change in paleocurrents, as well as in the source and nature of the detrital materials. While the paleocurrents of the Curamalal and Ventana groups indicate a dominant provenance from the northeast, even northwest and southeast, the paleocurrents of the Tunas Formation indicate a dominant provenance from the southwest (Reinoso, 1968;Andreis et al., 1989;Cladera, 1992a, 1992b;López-Gamundí et al., 1995;Zavala et al., 1993Zavala et al., , 2019Alessandretti et al., 2013;Ramos et al., 2014a). Petrographic studies indicate a provenance linked to a dissected arc for the Tunas Formation sandstones (e.g., Andreis and Cladera, 1992a;López-Gamundí et al., 1995;Alessandretti et al., 2013;Ballivián Justiniano et al., 2020b). ...
Article
In the last decade, several models have been proposed to explain the location and geometry of the southern margin of the Archean-Paleoproterozoic Río de la Plata Craton. However, these topics and the regional distribution of the Neoproterozoic-Paleozoic sedimentary cover of the craton are still widely debated. This contribution presents a 3D litho-constrained gravity inversion model of the southern sector of the Río de la Plata Craton, based on the integration of geological, geophysical, and petrophysical data. The distribution of the Neoproterozoic-Paleozoic sedimentary cover of the region is reassessed considering a common and protracted geological history of the three morphotectonic units involved in the study area: the Tandilia System, the Claromecó Basin, and the Ventania System. Our results provide key information on the location and geometry of the southern margin of the Río de la Plata Craton that supports its relationship with the Neoproterozoic Brasiliano/Pan-African Orogeny and, subsequently, with the Paleozoic Terra Australis and Gondwanide orogenies. In this context, the Neoproterozoic basement of the Ventania System was dextrally transported from the Brasiliano/Pan-African Orogen during the late Ediacaran-early Cambrian and thrusted over the Río de la Plata Craton and its Neoproterozoic-early Paleozoic sedimentary cover during the Permian. Likewise, our 3D model also shed new insights into the orogenic mechanisms of deformation transfer from the North Patagonian Massif to the Ventania System. The deep crustal geometry determined for the latter suggests intraplate deformation, mainly due to the Permian reactivation of the boundary between the Río de la Plata Craton and the Brasiliano/ Pan-African basement. This implies that the Ventania System was mechanically disconnected from the Permian orogenic front located further southwest in the North Patagonian Massif, thus challenging previous models of orogenic architecture for the region.
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Dentro del marco de estudio de los testigos corona de los pozos PANG0003 (729,85 m) y PANG0001 (768,40 m), asignados a la Formación Tunas, se encontraron dentro de la sucesión numerosas evidencias de inyectitas clásticas que hasta la fecha no han sido descriptas en esta unidad. La Formación Tunas se presenta en estos pozos como una sucesión de areniscas intercaladas con lutitas negras, lutitas carbonosas, mantos de carbón y tobas. En los testigos corona, las inyectitas clásticas se observan principalmente en el pozo PANG0003 desde los 890 mbbp hasta los 690 mbbp y entre los 500 mbbp y 171 mbbp. En el pozo PANG0001 son menos frecuentes, observándose desde los 852 mbbp a 790 mbbp y entre los 600 mbbp y 242 mbbp. Las inyectitas aparecen como diques y filones capa, los cuales en su mayoría presentan bordes irregulares (Jagged/erosional margins) o suaves (Smooth margins). Estas intrusiones clásticas se componen por materiales de grano fino como arcilita verdosa (con componentes tobáceos) a carbonosa, y materiales clásticos más gruesos (tamaño de grano de limo grueso a arena fina). Internamente se caracterizan por no presentar estructura interna, siendo en su mayoría masivas, y en menor proporción bandeadas, con clastos de la roca hospedante (toba y arcilita) y restos orgánicos. En lo que respecta a la roca huésped, las inyectitas se encuentran intruyendo niveles silicificados de origen tobáceo (toba silicificada) y en menor proporción niveles de toba y arcilita verdosa. En testigos corona no es posible determinar la magnitud de las intrusiones clásticas ni si existe una conexión entre las mismas. Los espesores varían de 2 cm a 16 cm para los filones capa, mientras que los diques no superan los 27 cm de longitud. El análisis de los rasgos internos y externos observados en estas estructuras deja en evidencia que la roca huésped estaría al menos parcialmente consolidada durante el emplazamiento de los diques y filones clásticos. Posiblemente el evento de fracturación hidráulica e inyección del material clástico haya ocurrido en un estadio avanzado de soterramiento y no se relacione a procesos propios del sistema depositacional. El incremento en la presión de poros en dichas condiciones se relacionaría principalmente a compactación y/o migración de fluidos desde una fuente más profunda. Sin embargo, no se descarta que el origen de estas estructuras se deba a eventos sísmicos, especialmente teniendo en cuenta que la Formación Tunas ha sido considerada como una unidad sinorogénica.
Conference Paper
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RESUMEN El rol de los flujos fluidos de fango en la acumulación de fangolitas bituminosas. Formación Vaca Muerta (Tithoniano temprano-Valanginiano temprano), Cuenca Neuquina, Argentina. Durante los últimos años, el avance de técnicas no convencionales de explotación de hidrocarburos puso especial interés en obtener una mejor comprensión de los procesos sedimentarios que controlan la acumulación de materiales finos con abundante contenido orgánico. Bajo este escenario, en Argentina el principal foco de estudio ha sido puesto en la Formación Vaca Muerta, dadas las excelentes propiedades que presenta esta unidad como reservorio no convencional de hidrocarburos. En esta contribución se presenta un estudio integrado de afloramiento y subsuelo orientado al análisis sedimentológico de la Formación Vaca Muerta. El estudio de afloramiento se focalizó en el análisis de procesos de sedimentación de materiales finos en cortes pulidos de concreciones carbonáticas. Por otro lado, el estudio de subsuelo permitió abordar un análisis sedimentológico de alta resolución en testigos corona provenientes de ocho pozos exploratorios de la Formación Vaca Muerta. Las evidencias encontradas en los intervalos analizados permitieron reconocer una gran variedad de depósitos asociados a flujos fluidos de fango. Su origen se relaciona a dos procesos principales: flujos hiperpícnicos fangosos de larga duración (origen extracuencal) y flujos de fango intracuencales asociados a procesos de resedimentación. Los flujos de fango intracuencales serían más frecuentes en sectores próximos al quiebre de la plataforma, generando depósitos con bajo contenido orgánico. Por otro lado, los flujos hiperpícnicos fangosos de origen extracuencal habrían actuado como excelentes medios de transferencia de sedimentos finos y materia orgánica desde áreas emergidas hasta zonas internas de la cuenca, atravesando relieves de muy baja pendiente. En su trayectoria cuenca adentro, habrían incorporado material intracuencal previamente depositado creando depósitos de origen mixto. La rápida transferencia de fango rico en materia orgánica (tipo II y III) hacia sectores internos de la cuenca habría permitido alcanzar un soterramiento rápido y eficiente, evitando su exposición en el fondo marino. Este proceso habría favorecido la preservación de fangos bituminosos en sectores internos de la Cuenca Neuquina. Palabras clave: flujos fluidos de fango (extracuencales, intracuencales), preservación de la materia orgánica, fangolitas bituminosas
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Growing evidence suggests that land generated sediment gravity flows are the most important source of clastic sediments into marine and lacustrine sedimentary basins. These sediments are mostly transferred from source areas during exceptional river discharges (river floods). During floods rivers discharge a sediment-water mixture having a bulk density that often exceeds that of the water in the receiving water body. Consequently, when these flows enter a marine or lacustrine basin they plunge and move basinward as a land-derived underflow or hyperpycnal flow. Depending on the grain-size of suspended materials, hyperpycnal flows can be muddy or sandy. Sandy hyperpycnal flows also can carry bedload resulting in sandy to gravel composite beds with sharp to gradual internal facies changes laterally associated with lofting rhythmites. Lofting occurs because flow density reversal due to the buoyant effect of freshwater when a waning turbulent flow loses part of the sandy load. On the contrary, muddy hyperpycnal flows are loaded by a turbulent suspension of silt and clay. Since the concentration of silt and clay don’t decrease with flow velocity, muddy hyperpycnal flows will be not affected by lofting and the flow will remain attached to the sea bottom until its final deposition. The last characteristics commonly result in cm-thick graded shales disposed over an erosive base with dispersed plant debris and displaced marine microfossils. Deposits related to hyperpycnal flows are hyperpycnites. Although hyperpycnites display typical and diagnostic characteristics that allow a clear recognition, these deposits are often misinterpreted in the literature as Sandy debrites, shoreface, estuarine of fluvial deposits. The correct identification and interpretation of hyperpycnites provides a new frontier for the understanding and prediction of conventional and unconventional reservoirs.
Conference Paper
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Since the beginning of modern Geology, representation of core and outcrop data in on-scale sedimentary columns became a fundamental tool for sedimentological and stratigraphic analysis of ancient sedimentary successions. Initially, sedimentary logs were sketched in the field or core facilities, and then redrawn in the lab, often requiring long time of processing with the associated risk of data lost. Later, personal computers provided new resources with applications that facilitate the column drawing, but the problem of data acquisition in the field was still unsolved. In recent years, two new technologies irrupted allowing new possibilities to solve this problem. In first place, smartphones became powerful devices allowing the user to interact with data using multi-touch screens. The other game-changer technology is cloud computing. Litho is an application that allows the creation of sedimentary logs in a complete new way. The user literally interacts with the sedimentary column using the device screen. Additionally, the data is transparently synchronized across multiple platforms. Litho was initially launched as an Android application and it is currently available as a free tool at the Google Play Store. Typical applications of this software are the description of stratigraphic columns from outcrops, cores, and mud logging. In this work we introduce the version 2.0 of this free software. The new release enables the benefits of the latest disruptive technologies making the creation of sedimentary logs a complete new experience. Read More: http://library.seg.org/doi/abs/10.1190/ice2016-6349079.1
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Pyroclastic levels are descripted in Sierras Australes outcrops and Claromeco Basin sub-surface records, interbedded with mudrocks and coal beds in the base of the Tunas Formation sequence that correspond to the Permian South West margin of Gondwana. The pyroclastic levels classify as fine tuff. SHRIMP zircon ages obtained are 291.7 ± 2.9 Ma in the outcrop and 295.5 ± 8.0 Ma in the subsurface. These ages are consistent with other zircon SHRIMP ages of other outcrops tuff of the Tunas Formation, with Permian flora, and with tuff ages of correlated Gondwana areas, in the Paraná, Karoo and Paganzo basins. These data, in addition with other geological evidences, support a tectonically active and changing environment during the Permian of Gondwana. The ages allowed calculating a northward latitudinal speed of 2.7 cm/year for Gondwana during the Permian. This latitudinal movement is explained as the consequence of the final coupling of several continental microplates, gradually amalgamated from the southern margins of Gondwana and from the northern of Laurentia to configure the final Pangea during the Triassic. Since the main accretions in the southwestern margin of Gondwana could have started during the Devonian - Carboniferous, this Permian orogeny (San Rafael Orogenic Phase in Argentina) would be representing the post - collisional deformation, with a peak of compression in the Early Permian that was attenuating towards the foreland during the Late Permian - Early Triassic. With these results, it is also possible to constraint the age of the upper Paleozoic glaciation up to 295, previous to the deposition of the Tunas Formation in the Sauce Grande Formation.
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Different types of ripple-drift cross-lamination occur on forsets of a kame delta near Concord, Mass. A morphological classification is proposed, based on end members of a sequence of forms: type A, characterized by non-preservation of stoss-side laminae, and consisting of climbing sets of lee side laminae; and sinusoidal ripple lamination (new term), a series of ripples with symmetrical, sine-wave profiles and continuous laminae across the system. One intermediate type (B) is defined between end members. Extension into a genetic classification is based on ratio of sediment fallout from suspension to sediment moved as bed load. Cross-lamination originated from density underflows of sediment-laden meltwater flowing into a glacial lake; the different types are due to small fluctuations in current velocity and variations in composition and concentration of suspended sediment.
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Brachiopods and gastropods from the Pillahuincó Group, Sauce Grande Basin, are described. The brachiopod Chonetes pillahuincensis Harrington from Bonete Formation is included in the genus Tivertonia ArchboId. The gastropod Peruvispira Chronic is described for the first time from the Piedra Azul Formation. The age, geographical distribution and faunal affinities are analyzed.
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The discovery of turbidites represents perhaps themajor genuine advance of sedimentology during the twentieth century. Turbidites are the deposits of turbidity currents and were originally related to the gravitational instability and re-sedimentation of previously accumulated shallow water sediments into deep waters. As these flows originate and entirely evolve within a marine or lacustrine basin, their associated deposits are here termed intrabasinal turbidites. Controversially, increasing evidences support that turbidity currents can also be originated by the direct discharge of sediment–water mixtures by rivers in flood (hyperpycnal flows). Since these flows are originated in the continent, their associated deposits are here termed extrabasinal turbidites. Deposits related to these two different turbidity currents are often confused in the literature although they display diagnostic features that allow a clear differentiation between them. Intrabasinal turbidites are mostly related to surge-like (unsteady) flows that initiate from a cohesive debris flow that accelerates along the slope and evolves into a granular and finally a turbulent flow. Its flow behavior results on the accumulation of normally graded beds and bedsets that lacks terrestrial phytodetritus and lofting rhythmites. Extrabasinal turbidites, on the contrary, are deposits related to fully turbulent flows having interstitial freshwater and sustained by a relatively dense and long-lived river discharge. According to the grain size of suspended materials, hyperpycnal flows can be muddy or sandy. Sandy hyperpycnal flows (with or without associated bedload) often accumulate sandy to gravelly composite beds in prodelta to inner basin areas. Their typical deposits show sharp to gradual internal facies changes and recurrence, with abundant plant remains. In marine waters, the density reversal induced by freshwater results in the accumulation of lofting rhythmites at flow margin areas. Muddy hyperpycnal flows are loaded by a turbulent suspension dominantly composed of a mixture of silt and clay-sized particles (b62.5 μm) of varying compositions. Since the suspended sediment concentration does not substantially decrease in waning flows, muddy hyperpycnal flows will be not affected by lofting, and the flow will remain attached to the sea bottom until its final accumulation. Typical deposits compose cm to dm-thick graded shale beds disposed over an erosive base with displaced marine microfossils and dispersed plant remains.