premio luis alberto reyal mejor trabajo técnico del vi...

Introducción

El área del presente trabajo abarca laregión central de la Dorsal de Huinculy las regiones al sur de la misma, desdeAnticlinal Campamento al oeste hastaBajo Baguales al este, y desde mesetaBuena Esperanza al norte hasta cerroVagón al sur. Temporalmente se focali-za al límite kimmeridgiano-tithoniano,donde se dan una serie de eventos cla-ves para el sistema petrolero VacaMuerta.

Se define una serie de superficiesclaves, que en la Dorsal de Huincul seaproximan haciendo muy compleja sudiscriminación. Las superficies defini-das permiten caracterizar e interpretarla génesis de las unidades que limitan.

La sucesión de facies y las geometríasde los cortejos sedimentarios permiteninferir una evolución estratigráfica par-

ticular, ocasionada por la inundaciónrápida de la cuenca. Se presentará unaanalogía con el caso de la ingresiónmarina al mar Negro (7150 años antesdel presente), que registró un ascensode nivel lacustre a marino de 120m enun lapso de tres años (Ryan y Pittman,1998). En ambos casos, el cortejo sedi-mentario transgresivo es donde se regis-tran las mayores diferencias con losmodelos clásicos (Vail, 1987), por loque se presentará un modelo estratigrá-fico secuencial alternativo.

Antecedentes

El carácter anormal de los cortejossedimentarios de la formación VacaMuerta se visualizaron tempranamente(Groeber, 1918). Mutti et al. (1994)generan un modelo estratigráfico

secuencial alternativo al clásico(Vail,1987; Van Wagoner et al., 1990)que describe el efecto del arco magmá-tico occidental en la relación entre lacuenca y el mar abierto. En este mode-lo, los depósitos de nivel bajo sonexclusivamente continentales, totallowstands, y cubren abruptamente losdepósitos marinos que suelen culminarcon evaporitas. Las inundaciones mari-nas subsiguientes son tan rápidas queno generan migración de facies, y elmar alcanza sin transición las posicio-nes marginales de la cuenca, sin mos-trar relaciones de traslape (onlaps)sobre los depósitos de nivel bajo.Posteriormente, Legarreta (2001 y2002) describe los cuatro episodios detotal lowstands en la cuenca, a los quellama eventos de desecación total, ysus posteriores inundaciones rápidas(figura 1). El autor desarrolla modelos

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I NOTA DE TAPA

Análisis estratigráfico de altafrecuencia del límite kimmeridgiano-tithoniano en el subsuelo de la Dorsalde Huincul, Cuenca NeuquinaPor Martín F. Cevallos, Petro Andina Ltd

Premio Luis Alberto Rey al mejor Trabajo Técnico del VI Congreso de Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos

de mayor detalle en eventos cretáci-cos y presenta mapas con la exten-sión areal de los cortejos sedimenta-rios de cada evento. En Boll yValencio (1996) se presenta un aná-lisis estratigráfico detallado del inter-valo kimmeridgiano-tithoniano enla región oriental de la Dorsal deHuincul (con foco en el área LosBastos). En el citado trabajo se apli-can conceptos de estratigrafíasecuencial clásica (Vail 1987; VanWagoner et al., 1990) y se interpretauna arena transgresiva basal comobase de la formación Vaca Muerta.

Marco tectónico

Durante el Triásico Superior-Jurásico Inferior, en la Dorsal deHuincul se desarrollaron una serie dedepocentros elongados en direcciónOSO-ENE y E-O, con bordes “más acti-vos” al sur que corresponden al riftincial de la cuenca (Uliana et al., 1989;Vergani et al., 1995; Gómez Omil et al.,2002). Se pueden describir dos sistemasde fallas maestras. Uno de ellos sehabría alineado a los yacimientos cerroBandera, Loma Negra, GuanacoHuincul-Octógono. El otro se ubicaríamás al sur, aflorando en cerro Granito ycontinuando en dirección E-ODivisadero-Barda Colorada Este,Ranquilco Norte, Puesto Touquet, pre-sentando expresión superficial en casi

toda su traza (falla del Divisadero). Estesistema generó el depocentro más espe-so del Grupo Cuyo inferior (GómezOmil et al., 2002 y Veiga et al., 2002).Ambos sistemas tienden a coalescer enla zona de Bajo Baguales y de ahí conti-núan paralelos y a veces amalgamadoshacia el este-sureste, donde se definencomo fallas de Challacó y Huincul(Mosquera, 2002). En esta etapa domi-nantemente distensiva se alternaneventos compresivos que generan dis-cordancias erosivas y rellenos sintectó-nicos dentro de los depocentros(Ploszkiewicz et al., 1984; Vergani et al.,1995; Cruz et al., 2002; Gómez Omil etal., 2002; Mosquera, 2002). Esto seinterpreta como fases de inversión inci-pientes y/o efectos de una fase trans-tensiva regional que localmente produ-ce fajas compresivas en zonas de aco-modación. En el Jurásico superiordomina la compresión con empujeoblicuo –transpresión–, la cual perdurahasta el Cretácico Superior. Estos episo-dios invierten los depocentros de losGrupos Precuyano y Cuyo, con despla-zamientos horizontales dextrógiros yverticales de vergencia dominante alsur y sureste. Diversos aportes describenlas evidencias de la deformaciónJurásica-Cretácica en la región (Bettini,1984; Zavala 1993; Vergani et al., 1995;Zavala y González, 2001; Freire et al.,2002, entre otros). Si bien estos episo-dios de transpresión comenzaron en elJurásico Inferior (Vergani et al., 1995;Gómez Omil et al., 2002; Mosquera,2002), el clímax se produce recién en el

kimmeridgiano. La discordancia intra-málmica muestra en varias localidadesniveles de erosión muy profundos,incluso llegando a obliterar por com-pleto al Grupo Cuyo (Bajo Baguales,Dadín, cerro Granito, figura 2). El epi-centro de los eventos Cretácicos subsi-guientes, con picos de actividad en elValanginiano y Cenomaniano, se des-plazó gradualmente hacia el sur. La dis-cordancia intravalanginiana 126Ma(Gulisano, 1983) tiene su mayor expre-sión en la zona de Bajo Baguales,donde erosiona hasta términos basalesdel Grupo Cuyo Inferior y granitosPrejurásicos. Durante la transpresióncenomaniana se invierten principal-mente los depocentros jurásicos másaustrales, formando una serie de estruc-turas anticlinales desde Co. Granito,Divisadero, Ranquilco Norte, PuestoTouquet. La discordancia intracenoma-niana (94Ma, Keidel, 1925) sobre estetren de estructuras erosiona todo elGrupo Mendoza y el Grupo CuyoSuperior (figura 2). Ambos picos cretáci-cos de inversión coexisten con estructu-ras distensivas a lo largo de todo elflanco norte de la Dorsal, arreglos loca-les de tipo pull-appart y mediciones dedesplazamientos horizontales de uno yhasta más de dos kilómetros. La presen-cia coetánea de estas estructuras disten-sivas que flanquean la región invertida,no podría ser explicada con una com-presión norte-sur, por ello se habla deinversión transpresiva. La migración alsur de los episodios de inversión fueronla clave para que las estructuras y los

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Figura 1. Carta cronoestratigráfica reproducidade Legarreta (2002) ubicando los eventos dedesecación de la Cuenca Neuquina. (1) Cuencainterior a costa afuera. (2) Plataforma a litoraly no marino. (3) Carbonatos de plataforma. (4)Evaporitas. (5) Fluvial y eólico. (6) Barreal.

Figura 2. Mapa de subafloramiento debajo de la inundación tithoniana.

arreglos estratigráficos del Jurásico yCretácico Inferior se preservaran en laextensa zona de acumulaciones dehidrocarburo en reservorios “pretitho-nianos”, adosados al flanco norte del“eje jurásico” de la Dorsal de Huincul.

Marco estratigráfico

La estratigrafía de la CuencaNeuquina ha sido intensamente estu-diada. Se hará una breve reseña sobrela estratigrafía local (Dorsal deHuincul y margen sur de la cuenca),restringida temporalmente al interva-lo discutido en el presente trabajo, esdecir, desde el calloviano al tithonia-no. Para más detalles se refiere a labibliografía específica más reciente(Legarreta y Gulisano, 1989; Zavala,1993; Gulisano y Gutiérrez Pleimling,1994; Legarreta y Uliana, 1996;Limeres, 1996; Zavala y Freije, 2002;Gómez Omil et al., 2002).

Los eventos del Jurásico Superior-Cretácico Inferior tienen gran expre-sión en sectores al norte de la Dorsalde Huincul, pero a medida que nosacercamos a ella, las superficies limi-tantes tienden a coalescer (figura 3).Principalmente en el kimmeridgiano seprodujo la mayor supresión de lacolumna jurásica por la truncación delas formaciones Barda Negra, Lotena yLajas a medida que nos acercamos a laDorsal desde el norte (figuras 3 y 4). Asu vez, las unidades continentales quesuceden a este evento de erosión regio-nal (discordancia intramálmica) estánescasamente representadas en la Dorsalde Huincul, acentuando la pérdida decolumna estratigráfica. El presente tra-bajo se enfoca entre la discordanciaintramálmica y la superficie de máxi-ma inundación tithoniana. El rellenoposdiscordancia intramálmica corres-ponde a una sucesión continental rela-cionada al levantamiento regional porcompresión/transpresión y la regresióntotal del mar en la cuenca englobadosdentro de la formación Tordillo (“TotalLowstand System Track”, Mutti et al.1994). Su base es claramente erosiva enlos paleoaltos jurásicos y hacia el cen-tro de cuenca erosiona sutilmente o esparaconcordante a la formaciónAuquilco (figuras 2 y 5). Los productosde la erosión se asocian principalmentea las secciones aluviales y fluviales delas formaciones Sierras Blancas (plata-

forma NE) y Quebrada del Sapo (al surde la Dorsal de Huincul). En la regiónal norte de la Dorsal de Huincul,donde las cuencas hídricas eran másrestringidas, se desarrollan pobre faciesfluviales efímeras, eólicas y de playalacustre (Mb. Rojo, Marchese, 1971).Los sistemas eólicos se expanden y desarrollan potentes secciones eólicas(i.e. formación Sierras Blancas en Loma

La Lata) que, hacia el este, suelen inter-digitar y traslapar a los términos flu-vio/aluviales. Finalmente, las eolianitasalcanzan una máxima expansión des-arrollando un espesor uniforme engran parte de la cuenca, base neta y unárea de acumulación que transgrede loslímites de las unidades continentalesprevias (excepto en el margen sur de lacuenca).


Figura 3. Línea sísmica N-S nivelada en la formación Quintuco, desde Al norte de la dorsal hastameseta Buena Esperanza. La sección calloviana-kimmeridgiana está bien desarrollada al norte y,hacia el sur, las superficies limitantes se yuxtaponen dejando relictos erosivos y sedimentarios.

Figura 4. Sección de correlación aplanada a la máxima inundación de formación Vaca Muerta(SMI-1). Se destaca el carácter erosivo de la disc. intramálmica (SDT) y la presencia discontinuade la formación Catriel. Los extremos de la sección son las posiciones más próximas a la Dorsalde Huíncul, nótese cómo la discordancia intravalanginiana se aproxima a la SDT.

Figura 5. Sección de correlación regional (100km) nivelada a la máxima inundación de la formación.Vaca Muerta (SMI-1). Los pozos se presentan equidistantes (tener en cuenta la distancia indicada).Los pozos al norte de la Dorsal de Huincul fueron arbitrariamente elegidos sobre relictos de laformación Catriel para mostrar la expansión de su área de acumulación. Por ello el adelgazamiento de la RTR y VM-A respecto de las posiciones al sur. Véase más referencias en el texto.


La inundación tithoniana encontróuna cuenca dominada por mares dearena que fueron cubiertos sin transi-ción por depósitos marinos de aguasprofundas correspondientes a la forma-ción Vaca Muerta. Se desarrollan unos200m de espesor compuesto por mar-gas bituminosas y calizas que confor-man la roca madre de mejor calidad yproductividad de la cuenca (Villar etal., 1998; Legarreta et al., 1999). Suintervalo basal, de entre 20 y 40m, estácompuesto por arcillas negras calcáreasque se interpretan como depósitos demar profundo (alrededor de 200m,Mitchum y Uliana, 1985). Las secuen-cias subsiguientes muestran claros arre-glos progradantes de somerización, gra-dando desde margas a calizas hacia el

tope y predominando las calizas en lassecuencias más jóvenes (Mitchum yUliana, 1985).

Sobre la formación Vaca Muertasucede la formación Quintuco, mayor-mente compuesta por calizas. En con-junto con la formación Vaca Muertaalcanzan los 500m de espesor, hacia elsur es erosionada por la discordanciaintravalanginiana 126Ma y, más al sur,la discordancia intercenomaniana94Ma (figura 4) hasta desaparecer. Losdepósitos continentales de la forma-ción Centenario y Grupo Neuquénsobreyacen a las unidades antes men-cionadas y presentan altas relacionesarena/arcilla y espesores en conjuntode más de 1000m.

Análisis estratigráficode alta frecuencia

Se definen las unidades y superficieslimitantes que sobreyacen a los reservo-rios de la formación Lotena, sumandoespesores conjuntos de entre 20 y 60m.En la figura 7 se muestran las cuatrosuperficies con las que se inició el análi-sis y a lo largo del presente aporte seintenta explicar la interpretación pro-puesta en la citada figura. En ocasioneslas unidades limitadas presentan granvariación de espesores en áreas restrin-gidas (figura 8) pero son correlaciona-bles regionalmente (figura 9).

Cortejo Sedimentario de Nivel Bajo Total (CSNBT)

Su base se define por el inicio de lasedimentación exclusivamente conti-

nental del kimmeridgiano, que sucedióa las evaporitas de los últimos estadiosde desecación marina. Su base se inter-preta y correlaciona como la superficiede desecación total –SDT– (siguiendoconceptos de Mutti et al., 1994 yLegarreta, 2002). Si bien el CSNBT estábien representado en posiciones inter-nas de la cuenca (más de 300m deespesor), en la región analizada domi-nó la erosión y by pass, por lo que sólose han preservado relictos sedimenta-rios, principalmente eólicos (figuras 2,10 y 11). Tradicionalmente se englobaa esta secuencia en la formaciónTordillo (Groeber, 1946; Arregui, 1993),que es una unidad litoestratigráficamuy variada que ha sido subdivididacon diversos criterios (Marchese, 1971;Digregorio, 1972; Muñoz et al., 1984;Maretto et al., 2002). Se describen lasunidades litoestratigráficas correlacio-nables en el área estudiada; sin embar-go, sería conveniente elevar a la forma-ción Tordillo a la categoría de grupo,conteniendo a las unidades formacio-nales y a los miembros descritos a con-tinuación.

MMiieemmbbrroo RRoojjoo (Muñoz et al., 1984;Maretto et al., 2002) corresponde aldepósito basal de formación Tordillo,compuesto por limoarcilitas y areniscaspredominantemente rojizas. Está pre-sente en posiciones internas comomeseta Buena Esperanza y AguadaVillanueva, y está compuesto pordepósitos fluviales efímeros, eólicos yde playas lacustres. Sísmicamentemuestra relaciones de traslape (onlap)sobre la SDT (figuras 3 y 5) que, engeneral sobreyacen a la formaciónAuquilco. Posiblemente represente elestadio en que la erosión en la Dorsalde Huincul estuvo más activa pero conun área de drenaje limitada y sistemasfluviales poco eficientes.

FFoorrmmaacciióónn SSiieerrrraass BBllaannccaass(Digregorio, 1972; Marchese, 1971): nose trata en detalle, sólo se refieren algu-nas observaciones e interpretacionessobre el área tratada. Para mayoresdetalles de los avances recientes en suconocimiento se sugiere consultar aFernández et al. (2002) y Maretto et al.(2002), en especial en zonas fuera delárea tratada. Presenta facies dominante-mente eólicas en las áreas al norte de laDorsal de Huincul y fluvioaluviales enla plataforma nororiental, las regionesorientales y sur de la Dorsal de Huincul(considerando como correlativa la for-

Figura 6. Sección estratigráfica sur-norte (aprox.5km). La curva sombreada es DSR1: índice deCOT a partir de perfiles (ecuaciones de Meyer et al., 1984), los sombreados grises representanlas zonas más ricas. Nótese el espesor uniforme que presenta la sección basal de Vaca Muerta ycómo el residuo de transgresión se ajusta al paleorelieve de las dunas sin erosionarlas. Véansemás referencias en el texto.

Figura 7. Pozo tipo. Las superficies indicadasfueron los marcadores eléctricos con los que seinició el análisis. Véase el texto para mayoresreferencias.


mación Quebrada del Sapo). Es un pro-lífico reservorio gasífero (i.e. eólico delyacimiento Loma La Lata) y petrolífero(i.e. aluviales de Medanito-25 de Mayo;Arregui, 1993; Maretto et al., 2002). Sediferencian claramente dos unidadeseólicas: una más espesa que sobreyaceal Mb. Rojo, con predominio de lámi-nas de arena (sand sheets), y otra supe-rior con predominio de dunas. La uni-dad eólica inferior se correlaciona en elpresente trabajo a la formación SierrasBlancas. Si bien se suele utilizar comocriterio de correlación su calidad comoreservorio y en el área de estudio no sedetectan reservorios comerciales en estaunidad, las correlaciones eléctricas, losperfiles de buzamiento y los espesorespermiten su correlación desde el áreaLoma La Lata. Presenta una relaciónparaconcordante con el Miembro Rojoy luego de traslape sobre la SDT cuandoéste no está presente (además en LomaLa Lata se detectan discordancias erosi-vas internas, Fernández et al., 2002).Esto se aprecia tanto en sísmica comoen correlaciones de pozo (figuras 2 y5). La formación Sierras Blancas rara

vez está presente más allá de la trun-cación de la formación Barda Negra,por lo que se infiere un control paleo-tropográfico y erosivo sobre su área deacumulación.

FFoorrmmaacciióónn QQuueebbrraaddaa ddeell SSaappoo(Parker,1965): constituida por lóbulos

aluviales que coalescen formando man-tos conglomerádicos en el margen surde la cuenca. Posiblemente esta unidadsea correlacionable a la formaciónSierras Blancas, esto se infiere básica-mente por disponerse ambas por deba-jo de formación Catriel. Imágenes de

Figura 8. Sección estratigráfica en el campo BBG, Nótense las variaciones de espesor en tancorta distancia. El caso 1 se da rara vez cuando la formación Catriel presenta un incremento deespesor muy marcado. El caso 2 es lo más frecuente en la Dorsal de Huincul.


pozo, coronas y la geometría de loslóbulos muestran paleocorrientes desdeel sur, aunque mediciones en aflora-miento (Zavala et al., 2002) tambiénverifican drenaje axial (OSO-ENE,siguiendo la fosa de Challado) y desdeel norte para sus términos basales.

La Dorsal de Huincul en sus posicio-nes más elevadas durante el Jurásicohabría actuado como barrera para estasbajadas aluviales generando un drenajeaxial en la parte más deprimida (Zavalaet al., 2002). En la porción oriental dela Dorsal, donde el relieve Jurásico eramenos acentuado, estos aluvionespudieron haber atravesado y alimenta-do parte de los depósitos fluviales de laformación Sierras Blancas. Tanto ensuperficie (Zavala et al., 2002) como ensubsuelo (figura16) se registra un pasajetransicional a la suprayacente forma-ción Catriel.

FFoorrmmaacciióónn CCaattrriieell (Digregorio,1972; Marchese, 1971): compuesta porareniscas medias a finas y algunasarcillas rojas, verdosas y blanquecinas.Su base es neta sobre las eolianitas odepósitos aluviales de formaciónSierras Blancas, en algunos casos seobservan truncaciones en sísmica yresiduos de deflación en coronas eimágenes de pozo. Si la formaciónSierras Blancas no está presente, suce-de directamente a la SDT. Fue analiza-da en mayor detalle por disponerse enforma saltuaria en posiciones muyproximales de la Dorsal de Huincul,transgrediendo las áreas de acumula-ción de las unidades continentales

subyacentes. Se analizaron cinco imá-genes de pozo y dos coronas, quemuestran un notable predominio defacies arenosas con laminaciones pla-

nares de alto ángulo (hasta treintagrados, figuras 16 y 18) y laminacio-nes horizontales con granulometríasbimodales y gradaciones inversas(figura 18). Frecuentemente se obser-van láminas enriquecidas en arenasgruesas a medias con base difusa, gra-dación inversa y techo muy neto,interpretadas como residuos de defla-ción. Presenta un alto grado decementación (hasta un 15% en frac-ción de roca), con cementos arcillososautigénicos y, en menor proporción,calcáreos y silicios. A su vez, aparecencoberturas cloríticas de los granos dearena. Todo esto resulta en porosida-des generalmente menores al 6% (enocasiones hasta 10%, sector oeste ynorte del área estudiada). Los perfilesde resistividad, sónico y GR permitenuna muy buena correlación, a pesarde su alta variabilidad de espesores enlas posiciones marginales (figuras 8,10 y 12). Sísmicamente es difícil dedelimitar su base y techo, sin embargosu presencia puede interpretarse a par-

Figura 9. Sección estratigráfica de 70km en el flanco norte de la dorsal. Se destaca lacontinuidad del RTR y los variados niveles de erosión de la discordancia intramálmica (SDT).Pozos desplagados equidistantes.

Figura 10. Secciones estratigráficas que muestran las configuraciones paleotopográficas en lasque se acumularon y preservaron eolianitas (formación Catriel) en posiciones altas de la Dorsal deHuincul.


tir de las variaciones de frecuencia delmínimo infrayacente al positivo quepróximo a la base de formación VacaMuerta y también a las variaciones deespesor de la sección basal de lamisma (figuras 11 y 22).

Se interpreta un ambiente eólicode dunas complejas, y escasos depósi-tos de interdunas (secas y húmedas).Las laminaciones observadas se inter-pretan como lluvia y flujo de granosen caras de avalancha de dunas eóli-cas. Esta unidad representa el iniciode la sedimentación eólica en regio-nes donde antes se depositaban sedi-mentos aluviales/fluviales (figuras 22y 23). Este fenómeno se registra deigual manera en la plataforma NE dela cuenca, donde la formación SierrasBlancas aluviofluvial es sucedida poreolianitas que transgreden las áreasde acumulación previas restringidas avalles incisos. Uno de los elementosque ocasionó la expansión de los ergsde esta unidad fue un cambio climáti-co que además provocó la desactiva-ción de los drenajes fluvioaluviales.Esto se verifica también en el caráctersutilmente erosivo que se observa enel contacto entre la formación SierrasBlancas y formación Catriel, que evi-dencia un episodio de deflaciónregional.

Interpretación del CSNBT

Las porciones más elevadas de laDorsal (figura 2) bloquearon el aportefluvial del sur, permitiendo el masivodesarrollo de los ergs de las formacio-nes Sierras Blancas y Catriel, con

doble efecto de barrera para el drenajehídrico y sombra aerodinámica paragenerar un sistema eólico del tipo“sombra de montaña” (Wilson, 1973;Fryberger y Ahlbrandt 1979, Cevallos,1996; figuras 19, 20 y 21). Estos siste-mas son muy comunes en unidadeseólicas de la magnitud de las de la for-mación Tordillo. Como ejemplo semencionan las Navajo Sandstones(Jurásico de E.U., 400m de espesor,Herries, 1993); o el Miembro el Palquede la F. Pachaco (Mioceno) sincrónicaal levantamiento de la precordilleraSanjuanina/Mendocina, en donde seacumularon mas de 700m de arenaspuramente eólicas en un mar de arenaque cubrió más de 10.000km2

(Cevallos, 1996). Ejemplos actuales

son comunes en el Sahara (figura 19,Wilson, 1973) y, localmente, en losMédanos Grandes en el borde occi-dental de las sierras Pampeanas (figura20). Los paleovientos medidos en las(figura 23) muestran una gran consis-tencia y se infieren rotaciones porefectos de corioli y/o reorientacionescausadas por las barreras topográficas;estas variaciones son también caracte-rísticas en los ejemplos citados.Localmente, la interferencia de latopografía y las direcciones de vientosgeneran cambios de orientación de lasdunas. Así, las orientaciones de PicúnLeufú (Zavala et al., 2002) podríanexplicarse por situaciones como lasobservadas en los ergs cuaternarios deMédanos Grandes y Marayes (figura21, Cevallos, 1996). La mecánica deacumulación de las eolianitas delnorte de la dorsal sería análoga al caso2 de la figura 21, y las eolianitas deformación Catriel acumuladas al surde la Dorsal de Huincul se comparanal los casos 3 y 5 de la misma figura.Es notable la expansión de los maresde arena de formación Catriel respec-to a formación Sierras Blancas (figura23). Tal vez exista alguna relaciónentre el traslape de las facies eólicashacia los márgenes de la cuenca y elnivel del mar en ascenso al oeste delarco magmático, tal como se planteapara la formación Huitrín (Legarreta,2002), pero en el caso de la formaciónCatriel, ese vínculo, si es que lo hubo,no está analizado en detalle.

Figura 11. Expresión sísmica de las megadunas de la formación Catriel preservadas en posicionesaltas de la Dorsal de Huincul. Originalmente se aplanaba la sísmica a la base de la formaciónVaca Muerta, induciendo a interpretar canales. Nivelando a la SMI-2 se ve claramente las formasdel lecho eólico. Si bien la formación Vaca Muerta parece traslapar (onlap) sobre las megadunas,se interpretan estos cambios de espesores principalmente por compactación diferencial.

Figura 12. Sección estratigráfica que muestra la alta heterogeneidad estratigráfica por debajo ypor arriba de la SDT (disc. intramálmica)


Cortejo Sedimentario de Transgresión Rápida(CSTR)

Para la precisa identificación de subase, la superficie de inundación rápi-da (SIR), se utilizaron coronas e imáge-nes de pozo, ya que las unidades quelimita suelen tener características eléc-tricas similares y ser muy discontinuasen su área (figuras 7, 8, 9, 10 y 12).Sísmicamente está por debajo del picopositivo asociado a la base de la forma-ción Vaca Muerta, más próxima alcruce por cero. Representa la base deesta formación y, por ende, el comien-zo de la sucesión marina tithoniana.Cuando inundó sobre sedimentos noconsolidados (formación Catriel) pro-dujo alteraciones por cementación ylicuefacción, pero muy escaso a nuloretrabajo (figuras 13, 14, 15 y 16).Cuando cubrió unidades diageniza-das (formación Barda Negra, Lotena,Lajas) no produjo retrabajo o erosióny las variaciones del grado de cemen-tación son muy sutiles. Los paleoa-floramientos jurásicos que fueroncubiertos por la SIR se presentan enla figura 2. Sobre la SIR se dispone elResiduo de Transgresion Rápida(RTR), una sección margosa com-puesta por una mezcla de arcillasnegras, carbonatos precipitados,microfragmentos de conchillas einclusiones de limos y arenas muyfinas. Posee espesores promedio de

5m (desde pocos centímetros hastamás de 10m). Se caracteriza por subaja lectura de GR (más limpio quelas arenas arcósicas subyacentes), locual no condice con su litología yllevó, en el pasado, a interpretarlacomo arena (figuras 7, 8, 13, 15 y17). Posee detecciones de potencialfotoeléctrico (perfil clave) general-mente de 3,5 a 5 unidades que per-miten discriminarla de las arenas yun característico gradiente de tiempode tránsito que disminuye de tope a

base, desde valores normales para laformación Vaca Muerta a tiempos detránsito muy bajos equivalentes a laformación Catriel (figuras 15 y 16).La resistividad presenta un arreglovertical muy homogéneo que semantiene regionalmente. El pico debaja resistividad observado en suparte media suelen utilizarlo algunosintérpretes como el marcador para labase de la formación Vaca Muerta,aunque la base real se encuentra másabajo (figuras 13 y 16). Por encimade este pico negativo, los perfiles deinducción, sónico y GR gradan haciavalores normales de formación VacaMuerta. Las escasas ocasiones en lasque no se registra el RTR son la cres-ta de las megadunas de formaciónCatriel (figura 18). En posiciones decentro de cuenca, el RTR tiene espe-sores muy reducidos (i.e. mesetaBuena Esperanza).

Nótese que las coronas y los perfi-les mostrados en las figuras seencuentran a distancias del orden delos 50km entre sí; sin embargo, esposible una precisa correlación delarreglo vertical de los perfiles deinducción, GR, sónico y PEF del RTR.En la figura 5 se destaca el espesordel RTR en la zona al sur de la dorsal;en cambio, al norte de la misma, lalínea de correlación se siguió porpozos ubicados sobre crestas demegadunas de formación Catriel para

Figura 13. Perfil y corona en Puesto Espinoza. Entre RTR y SIR son características la bajalectura de GR y la alta resistividad. Esto suele confundirse con arenas al escapar a la resolucióndel control geológico. Nótese el nivel de arena muy fina (7cm) por arriba de la SIR y lasinyecciones arenosas (por licuefacción).

Figura 14. Vista de la SIR en imagen eléctrica. En el zoom x 5 se observa el arreglo eólico de laformación Catriel y los 3m superiores alterados por la inundación. En el zoom x 10 se observanlos nódulos de cementación y el retrabajo del metro superior.


mostrar su máxima extensión sobrela dorsal, por lo que el espesor de laRTR es mínimo. En secciones trans-versales a las megadunas (figuras 8,10, 12 y 18) se aprecia el aumento deespesor de esta unidad hacia los flan-cos. En secciones regionales que noinvolucran las crestas de las megadu-nas se aprecia su espesor homogéneo(figura 9). Al RTR lo suceden lutitasnegras bituminosas finamente lami-nadas, que producen las lecturas demáxima arcillosidad de la formaciónVaca Muerta. Presentan espesorespromedio de 20m, que se afinansutilmente hacia el centro de la cuen-ca y llegan a los 40m en la fosa deChallacó (figura 5). Denominamosinformalmente a esta unidad como–VM-A– (i.e. sección A en Leanza yHugo, 1977; secuencia A en Mitchumy Uliana, 1985; zona deVirgatosphincter Mendozanus enBurckhardt, 1903 y Groeber, 1946), lacual se correlaciona desde posicionesinternas hasta marginales de la cuen-ca. Por encima se desarrollan margasbituminosas que gradan verticalmen-te a calizas, mostrando arreglos desomerización.

Interpretación del CSTR

Se diferencia del clásico cortejo sedi-mentario transgresivo (Van Wagoner etal., 1990) por no presentar migraciónde facies que representen el incremen-to del nivel del mar (Mutti et al.,1994). La transición de facies continen-tales a marina es neta y está dada porun depósito agradacional –RTR–. A esto

le sucede una sección muy homogéneade sedimentos de aguas profundas–VM-A–. Ambas unidades forman unasábana uniforme que cubre gran partede la cuenca con arreglos faciales quela sábana mantiene constante hasta losbordes de cuenca. El RTR se interpretacomo la decantación del material ensuspensión en el mar que sucedió a latransgresión rápida. En una hipótesisinterpretativa de mayor detalle se aso-cia a la parte inferior (forma de campa-na en la resistividad, figuras 13 y 17)con un depósito sincrónico a la trans-gresión, donde se verifica mínima

redistribución de sedimentos y ladecantación del material más grueso, yla parte superior (perfil de embudo enla resistividad, figuras 13 y 17) corres-pondiente al período de decantacióndel material fino en suspensión y latransición hacia condiciones de aguasestratificadas con un fondo marino encondiciones anaeróbicas a disaeróbicas(Uliana et al., 1999). La geometría ycaracterísticas de la VM-A y las secuen-cias subsiguientes hacen presuponerque el mar siguió ascendiendo luego dela transgresión rápida pero ahora ensecuencia respecto del ascenso eustáti-

Figura 15. Detalle de la SIR a partir de imagen eléctrica en Estación Ramón Castro. Nótense lasalteraciones del metro superior de formación Catriel. Las laminaciones originales de estaformación están distorsionadas pero los sedimentos no fueron redistribuidos.

co y con mínimos desplazamientos dela línea de costa. Por ello no se registra-rían arreglos retrogradantes ni progra-dantes (still stand) en la VM-A. Si bienla superficie de máxima inundación–SMI– puede estar dentro de la VM-A,se define y correlaciona regionalmentedonde se presentan los mayores con-trastes eléctricos para facilitar la inter-pretación. Las secuencias que la suce-den muestran arreglos progradantes desomerización progresiva y variacionesde espesores clinoformes, clásicos decortejos sedimentarios de nivel alto(figuras 5 y 6). Las arcillas de la VM-A ylas margas de las dos secuencias que lasuceden (VM-B y VM-C) presentan losmejores tenores de carbono orgánicototal (figura 6).

Interpretación sísmica

Un 90% del espesor útil del áreaestudiada se ubica muy próximo pordebajo de la SIR (base de la formaciónVaca Muerta). La presencia de superfi-cies y unidades con fuerte carácter sís-mico (RTR y formación Catriel), aun-que desarrolladas con espesores míni-mos, hacen muy dificultosa su inter-pretación, especialmente en prospectosy campos dominantemente estratigráfi-cos. Para transferir el modelo descrito ala sísmica se utilizó un caso de estudio

que representara la problemática (figu-ra 24). A partir del modelo de correla-ción y perfiles (sónico y densidad) segeneró una sísmica sintética utilizandoel programa GMA (R. Cook y M.Cevallos), lo que luego se comparó conla sísmica 3D. En la zona 1 de la figura24 se observa la ausencia del RTR, unespesor de la formación Catriel de 25my la truncación de una parasecuenciade la formación Lotena por debajo dela SDT. En el modelo se observa unanotable truncación de un reflectorpositivo, el cual en la sísmica se esbozasutilmente entre el reflector MinPeak yel mínimo subyacente. Cuando se rea-lizó el modelo original no estaba perfo-rado el pozo del extremo izquierdo.Nótese que las reflexiones de mayoramplitud contienen poca informacióndel reservorio. En la posición 2 de lafigura 24 el RTR tiene unos 4m y laformación Catriel unos 5m, por debajode la SDT se trunca y cambia de faciesotra parasecuencia de la formaciónLotena. Las fuertes variaciones de losreflectores BVM y MinPeak son lo másrelevante en el modelo y la sísmica,pero sólo muestran la aparición delRTR y la disminución del espesor de laformación Catriel. La desaparición delreservorio se ve claro en el modeloGMA, pero en la sísmica está represen-tada por la variación de espesor entreel MinPeak y el cruce por cero que lesubyace. En la posición 3 de la figura24, la amplitud de ambos reflectores enel modelo y la sísmica disminuyen


Figura 16. Detalles de la SIR, la formación Catriel y el tope de la formación Quebrada del Sapoen el área Borde Espinozo Este. No se observan alteraciones en el tope de formación Catriel, las últimas láminas corresponden a residuos de deflación eólica. Nótese el caracter transicionaldel límite entre la formación Quebrada del Sapo y la formación Catriel.

Figura 18. Sección estratigráfica con imágenes de pozo. La parte más espesa de la formaciónCatriel muestra el mayor desarrollo de dunas, en la parte más delgada (al NE) predominan lasinterdunas y sand sheets. Las megadunas de la formación Catriel no fueron planizadas por lainundación de formación Vaca Muerta. Sísmicamente suele ser difícil diferenciar la génesis deestas secciones (en general, se interpretan como canales incisos).

Figura 17. Expresión del RTR en PortezueloNorte, donde la SIR apoya sobre la formaciónBarda Negra.

drásticamente debido a la desapariciónde la formación Catriel y al bajo con-traste de impedancia entre las arcillasde las formaciones Vaca Muerta yLotena, el RTR sólo mantiene la conti-nuidad del reflector BVM. Si bien en lasísmica se replican a grandes rasgosestas variaciones, el modelo permite sumejor entendimiento.

Nótese cómo la aparición de unaCaliza por debajo de la SMI produce unaumento de amplitud en el modelo queen parte disminuye la señal de los reflec-tores infrayacentes. Este caso pretendeser ilustrativo de las mejoras en el traba-jo de interpretación sísmica que puedeaportar un análisis estratigráfico de altafrecuencia como el presentado en esteaporte. Si bien hasta el momento ningu-na de las unidades tratadas reviste interéscomo roca reservorio, un modelo geoló-gico que permita segregarlas en ciertamanera de los atributos y las geometríascontenidos en la sísmica, se tornan cla-ves para la prospección y el desarrollo delos campos que las infrayacen.

La detección precisa de la base de lainundación tithoniana (SIR) y la caracte-rización de su relleno basal (RTR) resultaclave para la clasificación sísmica de losreservorios, tanto en la etapa prospectivacomo exploratoria. El espesor y carácterdel RTR tienen una fuerte impronta en elreflecor sísmico positivo BVM, cuyosatributos frecuentemente contienenescasa información de los reservoriossubyacentes. A su vez, la delimitación ycaracterización de las secciones imper-meables de la formación Catriel que sue-len aparecer entre los reservorios y la SIRdesplazan aún más al reservorio del BVMy dificultan enormentente la interpreta-ción de algún evento sísmico que repre-sente vertical y en área a los reservorios.En el presente aporte se presentan ele-mentos para definir un marco estratigrá-fico que facilite la prospección y delimi-tación de los reservorios a partir de datosde pozo y sísmica. El reflector negativoMinPeak, por debajo del BVM, es elevento sísmico más representativo de los

reservorios de la región. Éste debe anali-zarse con mucho detalle y base geológicaya que, como se mostró, representa lainterfase de unidades variadas tanto porarriba (formación Catriel, RTR VacaMuerta) como por abajo (FormacionesBarda Negra, Lotena, Lajas).

Analogía con la inundacióndel mar Negro

Algunos estudios recientes (Ryan yPittman, 1998) revelaron detalles sobrela edad, la duración y el carácter de laúltima ingresión marina en el marNegro (figura 25). Las dataciones, asícomo las discordancias en registrosarqueológicos debido al éxodo de loshabitantes de las regiones inundadas,

apuntan a que dicho evento sucedióhace unos 7150 años. Previamente erauna cuenca lacustre separada del marMediterráneo por cordones montaño-sos (figura 25). Cuando comenzó a ele-varse el nivel global del mar, se generóun desnivel de unos 120m respecto deesta cuenca lacustre. Cuando el niveldel Mediterráneo superó primero elnivel del canal Dardanellos (cuenca deMármara), inundó al mar de Mármaray cuando éste alcanzó el umbral de lapor entonces quebrada de Bósforo,comenzó el llenado del mar Negro.Mediante un modelo hidrodinámico,Ryan y Pittman (1998) calcularon lavelocidad de llenado desde el nivellacustre hasta 120m por encima de ésteen tres años (el actual nivel del marNegro está 155m por encima del nivellacustre). Las regiones más pobladaseran las fértiles bahías interdistributa-rias del delta del río Danubio. Debido ala baja pendiente de esta región, se cal-cularon avances de la línea de costa delorden de 1,5km/d, lo que hizo imposi-ble un éxodo normal de los pobladoresy se vieron obligados a dejar pertenen-cias de valor (ánforas, vestimentas yviviendas), que actualmente visitan


Figura 19. Relaciones entre la ubicación de los ergs y la topografía en el Sahara (Wilson, 1973).

Figura 20. Efectos sobre la velocidad del viento al atravesar barreras topográficas. Ejemplo delcuaternario de San Juan.

Ejemplo actual de dunas acumuladas a sotavento de la sierra de La Huerta en San Juan (según Cevallos, 1986).

La relación velocidad del viento/altura (U) varía según la posiciónrespecto de la barrera. El gradiente de velocidad produce un gradientede presión que genera desaceleración y hasta contraflujo (segúnLancaster, 1994).

arqueólogos en submarinos de aguasprofundas. Algunos pobladores seembarcaron y cruzaron hasta el mar-gen sur (actual parte asiática deTurquía), donde estaban las zonas cos-teras más elevadas. Luego cruzaron lasmontañas hacia el actual Irak/Irán,donde se escribió por primera vez lahistoria de Gilgamesh, posteriormenterelatada en la Biblia como la historiade Noé y el diluvio universal.

El trabajo de Ryan y Pittman (1998)define varios elementos en común conlo observado en la inundación tithonia-na de la Cuenca Neuquina. Muestra cla-ramente la ausencia de un cortejo sedi-mentario transgresivo debido a la velo-cidad de la inundación. Sólo se obser-

van rasgos erosivos en el lecho de loscanales de acceso (Dardanellos yBósforo). El muestreo de isótopos ycomposicional de los sedimentos mues-tra un pasaje neto de sedimentos lacus-tres a marinos de aguas anaeróbicas. Launidad sedimentaria que sucede a lasuperficie de inundación es lo que losautores definen como uniform drape(sábana uniforme), que presenta un

espesor uniforme de unos 3m relevadodesde 120m de profundidad (paleonivellacustre) hasta posiciones muy próxi-mas a la línea de costa (figura 26). Lasprofundidades de agua estimadas(Mitchum y Uliana, 1985) para lassecuencias basales de la formación VacaMuerta serían menores a los 200m, esdecir, del orden del diferencial de nivelentre el paleolago y el mar Negro.


Figura 21. Modelos de influencia de latopografía y el desarrollo de ergs, segúnFryberger y Ahlbrandt (1979).

Figura 22. Expresión sísmica de las megadunas de la formación Catriel en la región Al sur de ladorsal. El mapa se obtuvo a partir del espesor de la primera megasecuencia de Vaca Muerta(hasta la SMI-2, figura 6), que muestra un espesor menor y mayor compactación cuando estápresente la formación Catriel.

Ambas inundaciones carecen de corte-jos sedimentarios transgresivos. El uni-form drape del mar Negro (Ryan yPittman, op. cit.) sería equivalente enespesor, geometría y distribución al RTRinterpretado para la base de la forma-ción Vaca Muerta. La entrada del mar ala Cuenca Neuquina, tal como sugierenMutti et al. (1994) habría sido la quebra-da o el portezuelo más bajo del arco vol-cánico que flanqueaba la cuenca poroccidente, haciendo las veces de canalde Bósforo del mar Negro.

Modelo secuencial

El fuerte dominio de factores tectóni-cos/volcánicos en las variaciones relati-vas del nivel del mar en la CuencaNeuquina hacen que los modelos de

estratigrafía secuencial clásica (VanWagooner et al., 1990) sean de aplica-ción parcial. Esto fue señalado por Muttiet al. (1994), quienes presentan unmodelo alternativo que aplica en casosde estadios de nivel bajo en los que sepierde totalmente la conexión marina, einundaciones que ocurren con un niveldel mar muy por encima del nivel debase previo de la cuenca continental. Esdecir, episodios de transgresión instantá-nea en tiempo geológico, como se mos-tró en el caso del mar Negro. En el cita-do trabajo se presenta un modelo decortejo sedimentario transgresivo queno desarrolla migración de facies hacialos bordes de cuenca. Estos modelos fue-ron posteriormente refinados enLegarreta (2002). Ambos trabajos hacenreferencia a la misma mecánica de inun-dación para el evento tithoniano.

En el presente aporte se mostró endetalle el arreglo estratigráfico de lainundación tithoniana, que concuerdacon los estudios antes mencionados yse describió, además, una sección resi-dual sin postransgresión comparable ala dejada por la inundación del marMuerto. Esta sería la única evidenciaestratigráfica de la transgresión rápida ygenéticamente se diferencia del clásicocortejo sedimentario transgresivo y,más aún, de los depósitos de arenastransgresivas basales. Se postula la re-interpretacion de los depósitos basalesde la formación Vaca Muerta como resi-duo de transgresión rápida (RTR) y nocomo arenas transgresivas basales, res-tándole o hasta descartando su poten-cial como roca reservorio. El área deestudio es muy amplia y abarca diversasposiciones topográficas al momento dela inundación, por lo que se interpretaque el modelo desarrollado tiene aplica-ción en la mayor parte de la CuencaNeuquina. En la figura 28 se presenta elmodelo estratigráfico secuencial queresume las observaciones del presentetrabajo, el cual es una variación de losmodelos originales de Mutti et al.(1994) y Legarreta (2002).

Conclusiones

El modelo estratigráfico de alta fre-cuencia del límite kimmeridgiano-titho-niano brinda un marco geológico dedetalle que facilita las tareas de prospec-ción y delimitación de los reservoriosque lo infrayacen. Las superficies y uni-dades discriminadas por encima de labase de la formación Vaca Muerta sedesarrollan muy próximas en tiempo yespacio. La superficie de inundaciónrápida SIR es neta, sin producir la nive-lación y redistribución de los depósitoseólicos que la precedían. Se define elcortejo sedimentario de transgresiónrápida para la inundación tithoniana, elcual presenta marcadas diferencias conel cortejo sedimentario transgresivo dela estratigrafía secuencial clásica. Nopresenta relaciones de traslape sobre elcortejo sedimentario de nivel bajo totalque lo precede ni migración, y su espe-sor y edad serían homogéneos en granparte de la cuenca. Por analogía con lainundación del mar Negro, se interpretaque su sección basal (RTR) se acumulóen pocos años. El potencial prospectivodel RTR como reservorio se considera


Figura 23. Extensión y paleovientos de los depósitos eólicos de las formaciones Sierras Blancas y Catriel. Los límites en la plataforma NE fueron tomados de Arregui (1993). Se presentancolumnas indicativas que muestran espesores y facies de la formación Tordillo en distintaslocalidades.

nulo, al menos en el área estudiada. Eldesarrollo de los mares de arena preinundación (Formaciones Tordillo yequivalentes) estuvo fuertemente con-trolado por la Dorsal de Huincul, la cual

funcionó como trampa aerodinámica delas arenas en suspensión y barrera paralas bajadas aluviales/fluviales. En lasregiones donde esta barrera perdía relie-ve (extremo oriental de la dorsal) o en

la plataforma nororiental (donde nohabía barrera), la descarga aluvial/fluvialalcanzó posiciones más internas de lacuenca (facies aluviofluviales de la for-mación Sierras Blancas). La expansióndel área de depositación eólica en suestadio final (formación Catriel) seinterpreta como un aumento de la ari-dez en la cuenca y está limitada en subase por una superficie de deflación decorrelación regional y un cambio delpatrón de apilamiento de dunas/mega-dunas. En este período se registrandepósitos eólicos saltuarios sobre el ejede la Dorsal de Huincul y, al sur de lamisma, donde la interacción del relievey la circulación aérea permitieron laacumulación/preservación de arena.

Agradecimientos

A las autoridades de Pioneer NaturalResources Argentina por permitir estapublicación. A Gervasio Barzola, DiegoVaamonde y Daniel Kokogian por lalectura crítica del manuscrito y susvaliosos comentarios. A los geólogos ygeofísicos de Pioneer, en especial aDavid Strickler y Jorge Vásquez por lasdiscusiones y los aportes que enrique-cieron el presente trabajo.

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Figura 24. Modelo sísmico sintético. A partir de una sección entre pozos con alta heterogeneidadestratigráfica se construyó una sísmica sintética que se comparó con la sísmica 3D de la zona.Véase el texto para mayores referencias.

Figura 25. Mapa comparativo del mar Negro y la porción neuquina y surmendocina de la Cuenca Neuquina.

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Figura 26. Perfil del lecho del mar Muerto reproducido de Ryan y Pittman (1998). El primerdepósito marino registrado cubre uniformemente posiciones de cuenca profunda hastamarginales y se interpreta como una sábana agradacional. En registraciones de sísmica somerase nota como este depósito cubre los paleorelieves. Los asteriscos muestran la ubicación dedataciones radimétricas de conchillas de moluscos que mostraron edades equivalentes.

Figura 27. Modelo estratigráfico secuencial propuesto (modificado de Mutti et al., 1994 yLegarreta, 2002). CSNBT: cortejo sedimentario de nivel bajo total; CSTR: cortejo sedimentariode transgresión rápida; CSNA: cortejo sedimentario de nivel alto. El CSTR presenta grancontinuidad facial y de espesores, no muestra migración lateral de facies ni traslape costero. Subase está conformada por el RTR, también de continuidad regional.

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