Sierras De Tartagal

UNIVERSIDAD NACIONAL DE SALTA

FACULTAD DE CIENCIAS NATURALES

CARRERA DE GEOLOGÍA

CÁTEDRA: PRÁCTICA V

INFORME DE CAMPO:

SISTEMA PETROLERO DE LAS SIERRAS SUBANDINAS

ALUMNOS:

BARRIOS, ROCIO

ESCALANTE, LEONARDO

FIGUEROA VILLEGAS, SARA

MARTINEZ, OSCAR

PAVÓN VASSALLO, CANDELA

AÑO: 2014

Introducción:

Actualmente la mayor parte de producción y de la reserva de gas y condensado del noroeste de la Argentina y de Bolivia proviene de cuarcitas devónicas que se encuentran en las estructuras profundas de las sierras Subandinas.

Se trata de anticlinales de decenas de Kilómetros de longitud que tienen a las areniscas cuarcíticas devónicas fracturadas en la zona de cresta de pliegue.

Este trabajo tiene como objetivo cumplimentar con lo propuesto por la cátedra de Geología de los Combustibles Fósiles para su regularización, también cumplimentar con lo propuesto por la materia Practica Geológica V para su aprobación.

Marco Geológico:

Las Sierras Subandinas constituyen una faja plegada y corrida de lámina delgada, que representa la expresión más oriental de la deformación en los Andes centrales, extendiéndose desde Perú al norte de Argentina.

Las Sierras Subandinas del noroeste argentino se encuentran ubicadas entre la Cordillera Oriental al oeste y la llanura chaco-pampeana al este, que representa la cuenca de antepaís no deformada; mientras que en sentido septentrional se extienden desde el límite con Bolivia al norte, hasta la dorsal de Michicola al sur, que la separa del Sistema de Santa Bárbara (Fig. 1).

Las Sierras Subandinas han sido el escenario de importantes descubrimientos de reservas de gas en los últimos 30 años; de este modo, la investigación geológica enfocada a la exploración de hidrocarburos ha incrementado significativamente el conocimiento, tanto de la geometría estructural (Mingramm et al. 1979, Baby et al. 1992, Belotti et al. 1995, Dunn et al. 1995, Starck y Schulz 1996, Giraudo et al. 1999, Kley y Monaldi 1999, Echavarria et al. 2003, Echavarria y Hernández 2005, Di Marco 2005), como del arreglo estratigráfico del área (López Gamundi 1986, Vistalli 1989, Starck 1995, Starck y del Papa 2006, Starck et al. 1992, Cruz et al. 2001, Di Salvo y Villar 1999, Hernández et al. 1996, 1999, Albariño et al. 2002, Schulz et al. 1999).

La geometría de la deformación de esta provincia geológica, está influenciada por la posición de los niveles de despegue, que a su vez dependen del espesor y distribución de las facies finas lutíticas en la columna estratigráfica (Aramayo Flores 1999, Echavarria et al. 2003). Por otro lado, la madurez de la materia orgánica y la generación de hidrocarburos están en estrecha relación con la profundidad de soterramiento que a su vez depende del espesor de los depósitos neógenos de la cuenca de antepaís (Starck 1995, 1999, Cruz et al. 2001). Por último, la migración de hidrocarburos fue desencadenada por el fallamiento neógeno y se cree que fue contemporánea con la deformación (Moretti et al. 1996, Di Salvo y Villar 1999, Starck 1999, Cobbold 1999, Echavarria et al. 2003). Por todo ello, un detallado conocimiento de la distribución de facies, tasas de sedimentación, configuración de las cuencas de depositación, eventos de erosión, y un conocimiento preciso de la edad de levantamiento de las distintas estructuras es fundamental para entender la configuración estructural de las Sierras Subandinas y poder ligarla a la historia de maduración, migración y entrampamiento de hidrocarburos.

Figura 1: Ubicación y mapa geológico simplificado de las Sierras Subandinas del Noroeste Argentino. Tomado de Hernández y Echavarría, 2009.

Estratigrafía:

La estratigrafía de las Sierras Subandinas es compleja debido a la superposición de cuencas sedimentarias de distinto origen y edad, separadas en el tiempo por períodos de erosión o no depositación. Se reconocen cuatro megaciclos sedimentarios desde el Cámbrico al presente que totalizan más de 10.000 metros de sedimentos (Di Salvo y Villar 1999, Fig. 2).

El ciclo sedimentario pre-silúrico no está incluido dentro de la columna estratigráfica deformada en las Sierras Subandinas y corresponde al basamento de la misma. Está representado por sedimentitas marinas ordovícicas.

Figura 2: Columna Estratigrafica de Las Sierras Subandinas. Tomado de Disalvo, 2002.

El segundo megaciclo está representado por 3.000 metros de sedimentos silurodevónicos de ambiente de plataforma marina (Starck 1995), formados por ciclos de transgresión-regresión marina, posiblemente originados en variaciones en el nivel eustático (Albariño et al. 2002). En base a dichos ciclos se ha dividido la columna en tres grupos o supersecuencias: Cinco Picachos, Las Pavas y Aguaragüe (Starck 1995). Cada uno de ellos presenta un arreglo granocreciente con rocas pelíticas en la base, producto de eventos de inundación, que gradan a areniscas de ambiente marino litoral o inclusive continental hacia el techo.

La cuenca del Grupo Cinco Picachos posee más de 2.000 metros de espesor, en la base se reconoce un delgado banco de diamictitas de no más de 50 metros de espesor (Formación Zapla) de edad ordovícica superior (Aceñolaza et al. 1999, Monaldi y Boso 1987). El Grupo cuenta con tres ciclos de sedimentación, comenzando el primer ciclo con la Formación Kirusillas en el Si inf. unidad pelitica predominantemente y culmina con Santa Rosa que compuesta por cuarcitas que corresponden a facies más proximales del devónico inferior.

El segundo ciclo corresponde a el Grupo Las Pavas, y está separado del Grupo Cinco Picachos por una neta superficie de inundación. Posee en total alrededor de 900 metros de espesor en los que se reconocen ciclos grano y estratocrecientes menores. Tiene a la Formacion icla en la base, principalmente pelítica, depositada en ambientes de plataforma distal y grada a facies más gruesas, cuarcitas, de la Formación Huamampampa hacia el techo, cuya sedimentacion se llevo a cabo en ambientes de plataforma proximal en transicion con ambientes fluviales continentales.

El último ciclo está representado por el Grupo Aguaragüe, posee espesores máximos de 1.000 metros, está formado principalmente por pelitas oscuras de plataforma distal con delgadas intercalaciones de areniscas en su base, que podrían representar eventos de tormenta, que se conoce como Formación Los Monos. Hacia el techo del Grupo se desarrollan facies proximales arenosas de la Formación Iquiri del Devónico Superior.

El tercer megaciclo corresponde a los sedimentos depositados en el intervalo carbonífero-jurásico. Se trata de sedimentos depositados en una cuenca intracratónica con subsidencia principalmente termal, sin (o con escaso) tectonismo involucrado. Esta cuenca, conocida como cuenca de Tarija, posee un carácter altamente cíclico, con el desarrollo de discordancias internas relacionadas a grandes oscilaciones en el nivel de base generadas principalmente por influencia glacial. El comienzo de la depositación sedimentaria en la cuenca de Tarija está relacionada a la fase diastrófica chánica y está representada por una fuerte superficie erosiva, levemente angular que la separa de los sedimentos marinos devónicos (Mingramm et al. 1979, Salfity et al. 1987).

En la base del tercer megaciclo se ha re-conocido un arreglo estratigráfico de primer orden, en el que se repite la distribución de facies en dos ciclos denominados Grupos Macharetí y Mandiyutí. Ambos comienzan con facies arenosas que se depositan sobre superficies irregulares y gradan hacia el techo a facies más finas, pelíticas y/o diamictíticas (Schulz et al. 1999, Starck y Del Papa 2006).

El Grupo Macharetí se deposita en discordancia sobre rocas precarboníferas, posee hasta 1.000 metros de espesor y está compuesto por las Formaciones Tupambi, Itacuamí y Tarija. La Formación Tupambi es muy irregular, de carácter principalmente arenoso, y fue depositada en un ambiente fluvial, deltaico y lacustre (Starck y Del Papa 2006), en donde se reconocen migración de barras y sedimentos de relleno de canal (ciclos granodecrecientes), y progradación de barras de desembocadura en ambientes lacustres

(ciclos granodecrecientes). La Formación Itacuamí se compone de pelitas laminadas con lentes arenosos, en donde las laminaciones tipo varves son comunes, mientras que la Formación Tarija está formada por potentes bancos de diamictitas grises, con matriz pelítica y clastos polimícticos (López Gamundi 1986, Del Papa y Martínez 2001, Starck y Del Papa 2006), intercaladas con bancos de areniscas con gradación normal e inversa. Las Formaciones Itacuamí y Tarija se han depositado en ambientes con fuerte influencia glacial, intercalados con ríos entrelazados que forman deltas al descargar en cuerpos lacustres.

El Grupo Mandiyutí se deposita discordantemente sobre el Grupo Macharetí, posee un espesor máximo de 1.000 metros y se compone de las Formaciones Las Peñas ( Polanski, 1959)y San Telmo. La Formación Las Peñas se caracteriza por depósitos de areniscas granocrecientes y granodecrecientes, con laminación entrecruzada, ondulitas y escasos bancos de pelitas laminadas.Esta formación, al igual que la Formación Tupambi, ha sido depositada en ambientes fluviales asociados a lagos restringidos y someros. La Formación San Telmo se compone de diamictitas y pelitas, separadas por una sección central compuesta por areniscas. El ambiente de depositación de la Formación San Telmo está relacionado a ríos entrelazados y lagos clásticos someros con influencia glacial.

La Formación las Peñas fue descripta en la Quebrada Galarza en la Sierra de Aguarague. Su litología está compuesta por areniscas cuarzosas finas y medianas, compactas y masivas, grises claras a blanquecinas, con pequeñas manchas de óxido de Fe y Mn. En esta Formación se observaron emanaciones de petróleo, a través de las fracturas generadas en la charnela del pliegue Aguaragüe: En la Quebrada Galarza esta formación se encuentra en discordancia erosiva con los depósitos Terciarios, los cuales serán descriptos más adelante(Fig.3). Hacia el Norte de la Sierra se pudo visualizar la discordancia con la Formación Suprayacente, San Telmo.

La Formación San Telmo fue descripta, en el presente trabajo en la quebrada del río Caraparí, compuesta por tres miembros, de base a techo: Yaguacua, Chimeo y Caiguami. En la zona de estudio esta formacion se encuentra representada por el miembro Chimeo (Fig.4A ).Está representada como un conjunto de secuencias grano y estrato decrecientes. En su base, comienza con un conglomerado fino a medio, con algunos clastos de mayor granulometría (llegando a ser centimetricos), clasto soporte (clastos redondeados a subredondeados), matriz areno-pelítica, de coloración rojiza (Fig.4B), y estratificación lenticular, estructuras entrecruzadas y clastos imbricados. Hacia el techo de la secuencia granodecreciente se ubican bancos de areniscas limpias, medianas tabulares, sabulíticas, que se van haciendo más seleccionadas hacia el tope de la secuencia granodecreciente. Poseen estratificacion plano paralela de alto régimen de flujo y laminacion entrecruzada tangensial simple. La facies más finas, ubicadas en niveles estratigráficos más altos, poseen laminacion convoluta y estructuras de deformacíon por carga. La estrtificacion (Dbz/Bz) es 312/35.

Figura 3.Contacto discordante entre la Fm Las Peñas y La unidad del conglomerado Galarza.

Figura 4.a y b. Formación San Telmo, Miembro Chimeo.

Hacia el techo de los depósitos carboníferos se evidencia una tendencia hacia la aridización de los ambientes sedimentarios reconocidos, puesta de manifiesto por la aparición de regímenes más esporádicos en los sistemas fluviales. Esta tendencia se acentúa hacia el techo del tercer megaciclo en los Grupos Cuevo y Tacurú.

El Grupo Cuevo se compone de las Formaciones Cangapi, Vitiacua e Ipaguazu. La Formación Cangapi está integrada por areniscas eólicas, blancas, bien seleccionadas que alcanzan unos 300 metros de espesor; pasa transicionalmente a un paquete calcáreo de unos 30 a 90 metros de espesor con lentes de areniscas que corresponden a la Formación Vitiacua. Por último, la Formación Ipaguazu comprende pelitas rojas intercaladas con calizas y areniscas finas que se depositaron en un ambiente lacustre árido. Esta unidad ha sido asignada al Triásico tardío (Beltán et al. 1987), aunque otros trabajos sugieren una edad que podría estar comprendida entre el Carbonífero tardío y el Triásico temprano (Starck et al. 1992, Starck 1995, Sempere et al. 1992, Sempere, 1995).

En el presente trabajo el Grupo Cuevo, fue descripto en la quebrada del río Caraparí, suprayacente a la Formación San Telmo. El mismo comienza con la Formación Cangapi. Esta Formación se caracteriza por presentar facies fluviales y eólicas, de las cuales solo fueron descriptas las ultimas. Los depósitos eólicos se constituyen de areniscas medianas a finas con muy buena madures textural y mineralógica, de coloración blanquecina a grisasea (Fig.5 A y B). Se caracteriza por los mega entrecruzamientos (de hasta 2 m de espesor) cóncavos de alto ángulo de 25 a 30º, laminación gradada (granodecreciente) y superficies de reactivación muy marcadas. Subyace esta Formación, la Formación Vitiacua, caracterizada por areniscas carbonática en la base y hacia el techo rocas calizas, de estratificación tabular, estas últimas con un espesor máximo de 20 m. En discordancia sobre estos depósitos se encuentra el Terciario Subandino indiferenciado.

Figura 5 A y B. Afloramientos de la Formación Cangapi. 5C. Corte general de la quebrada del rio caraparí, donde se puede visualizar el contacto discordante entre las formaciones Cangapi y San Telmo.

El cuarto megaciclo está formado por los sedimentos depositados en la cuenca de antepaís cenozoica del noroeste argentino, en la que se reconocen más de 7 km de sedimentos continentales neógenos, que han sido asignados al Grupo Orán (Russo 1975). La Formación Tranquitas es la unidad más antigua, posee alrededor de 850 metros de espesor en el sector occidental de las Sierras Subandinas (Hernández et al. 1996) y alrededor de 750 metros en la sierra de Aguaragüe (Zunino 1944); se trata de sedimentos

Continentales que presentan facies distales en la base que se hacen progresivamente más proximales hacia el techo de la unidad donde se reconocen facies lacustres, fluviales efímeras y eólicas (Hernández et al. 1996).

Sobre la Formación Tranquitas se desarrolla una potente columna de sedimentos continentales de cuenca de antepaís que superan los 6 km de espesor y que se conoce como "Terciario Subandino" (Zunino 1944), en el que se han descrito tres ciclos progradantes de depositación (Hernández et al. 1996, 1999). Las facies reconocidas corresponden a ambientes de abanicos aluviales, ríos entrelazados, abanicos distales efímeros y planicies de inundación.

El Terciario Subandino inicia con el conglomerado Galarza el cual se incluye la serie Abigarrada. Los mismos fueron observados en la Quebrada Galarza, ubicada en la sierra de Aguarague.. El primero consta de un conglomerado cuarcítico con clastos de hasta 20 cm de longitud de pedernal, provenientes de la Formacíon Vitiacua, en la zona estudiada el espesor es de 15 aproximadamente. Hacia el norte esta unidad se acuña hasta desaparecer completamente en las cercanias al Dique Ituyuro. La Serie Abigarrada está compuesta por areniscas sucias, finas a medias, matris limolitica, de color pardo a pardo rojizo oscuro, intercaladas con areniscas cuarcíticas medianas, redondeadas, sabulíticas ( con clastos de 4mm a 2 cm de longitud), de coloracion grisacea, cementadas con cemento carbonático. La estratificacion es difusa, y se la observa en base a patinas de oxidacion que resaltan algunos estratos. En la zona donde fue observada el espesor mínimo es de 10 m.

Hacia el techo se observan facies más finas, correspondientes a arenas limosas a limos, sin cementar y muy delecnables.

El contacto con la Formación Tranquitas (Formación suprayacente a la Serie Abigarrada) no puso ser observado, pero en base a los cambios de facies denotados al subir estratigráficamete, se cree que es transicional.(Fig. 6A y B).

La Formación Tranquitas fué observada en la misma quebrada, como areniscas limpias, finas a medianas de clastos redondeados a subredondeados, de coloración amarillenta y estratificacion regular.

Ambas formaciones fueron observadas en el flanco occidental de la sierra de aguarague, encontrandose la serie abigarrada cerca de la charnela con orientacion (DBz/Bz) 290/10 y la Formacíon Tranquitas en el flanco propiamente dicho con orientación ( DBz/Bz) 254/ 19.

Por último, se reconoce en todas las cuencas intermontanas una gran discordancia de crecimiento que se hace progresivamente más joven de oeste a este que se caracteriza por la aparición repentina de conglomerados gruesos y monótonos de abanicos aluviales que se conocen con el nombre de El Simbolar (Hernández et al. 1996).

Figura 6.A.: Contacto entre el conglomerado Galarza y La Serie Abigarrada. B. Formación Tranquitas.

Estructura

Las Sierras Suabandinas constituyen una faja plegada y corrida de lámina delgada (Mingramm et al, 1972, 1979, Aramayo Flores ,1999), limitada por las provincias geologica de Cordillera Oriental al oeste y por la provicia geologica Llanura Chaqueña al este. la faja plegada esta expresada por siete anticlinales mayores que se reflejan en siete sierras denominadas: Peñna Blanca, Pesacado, de Pintascayo,Bermejo, San Antonio, Aguaragüe y Madrejones.

En el sector oriental de las Sierras Subandinas el nivel estructural superior está caracterizado por pliegues con ambos flancos empinados y crestas angostas, con formas en cajón comunes, y sólo cortados por fallas menores. Este nivel ajusta su geometría a la deformación que se genera en el nivel intermedio.

En general, se interpreta que el estadío inicial de deformación genera pliegues amplios con flancos suaves, mientras que a medida que aumenta el acortamiento los flancos se hacen más empinados, con crestas más angostas y cerradas. Esta evolución puede observarse de este a oeste (Kley y Monaldi 1999): Los anticlinales orientales (ej. Campo Duran, Madrejones e Ipaguazu), representan los estadios iniciales menos deformados, mientras que los anticlinales de San Antonio o sierra Baja de Orán representan los estadios más evolucionados y deformados. La misma secuencia evolutiva de la deformación se observa desde las zonas de buzamiento (plunge) a las zonas centrales de los anticlinales (ej. Aguaragüe, Mombru y Aramayo Flores 1986) .(Fig.7)

Figura 7: Sección estructural balanceada de la faja plegada y corrida subandina. Tomado de Vistalliet al 2008.

Geología del Petróleo

La tarea exploratoria realizada en esta región del país, en la provincia geológica conocida como Cinturón Plegado Subandino condujo entre 1926 y 1930 al descubrimiento de los yacimientos de Lomitas, Aguas Blancas, San Pedro, Vespucio y Tranquitas. Los reservorios carbónicos de las Fms. Tupambi, Tarija y Las Peñas de estos yacimientos, continuaron produciendo petróleo aún en la década de los años 60. En esta primera etapa exploratoria se investigaron objetivos pocos profundos, alcanzados entre 500 y 1000 mbbp, con profundidades finales de hasta 1.200 metros.

Una segunda etapa, llevada a profundidades mayores en las Sierras Subandinas orientales y la Plataforma Chaqueña, condujo entre 1951 y 1962 al descubrimiento de los yacimientos Campo Durán, Madrejones, Icua, Jollin y Tonono. Los horizontes productivos se ubicaron igualmente en capas carbónicas de las Fms. Tupambi y Tarija, alcanzadas entre 2700 y 4050 mbbp; estos yacimientos aún continúan en producción de condensados.

En 1976 se inició la tercera etapa exploratoria con el objeto de investigar horizontes devónicos profundos. Esto condujo al descubrimiento de los yacimientos de Ramos y Aguarague, productivos de las Fms. Los Monos, Santa Rosa, Kirusillas y Ramos. La Fm. Santa Rosa es, en el estado actual de la exploración, el objetivo más importante de los mencionados. Fue alcanzada a profundidades que varían entre 2800 y 4000 mbbp, y produce caudales importantes de condensado y gas.

 Rocas Generadoras.

La cuenca paleozoica de Noroeste Argentino presenta tres formaciones con características de roca generadora, ellas son: la Fm. Kirusillas (Silúrico), la Fm. Icla (Devónico Inferior) y la Fm. Los Monos (Devónico Medio). Las mismas están constituidas, en líneas generales, por sedimentos pelíticos de tonalidades grisáceas, depositados en un ambiente de plataforma distal. Estas formaciones poseen un potencial de generación de pobre a moderado, debido a sus bajos tenores de carbono orgánico total (COT), los que rara vez superan el 1%.El tipo de materia orgánica es similar en las distintas unidades con potencial de generación, siendo del tipo II/III a III.

Formación Los Monos

Esta formación representa la roca generadora principal y la única comprobada de toda la. de la Cuenca Siluro-Devónica Oriental. Su carácter oleogenético ha sido confirmado por estudios geoquímicos realizados para los anticlinales de Ramos y Aguaragüe. Los hidrocarburos generados son únicamente livianos, dadas las condiciones de profundidad (presión y temperatura) a las que fueron sometidas las rocas madres.

Disalvo y Villar (1999), sobre la base de las características geoquímicas, palinofaciales y hábitat estructural, separan a esta unidad en dos secciones las que conforman dos sistemas petroleros independientes y comprobados.

La sección superior de la unidad participa en el sistema petrolero de gas y condensado de los reservorios devónicos, mientras que la sección superior lo hace interviniendo en el sistema petrolero de los reservorios carbónicos.

La sección inferior de la Fm. Los Monos presentan un tipo de kerógeno con mayor contenido marino, en tanto la participación terrígena es mayor en la sección Superior.

Como ya se ha mencionado, la Formación Los Monos es la principal roca madre en las cuencas paleozoicas del noroeste. Aparte de su importancia como generadora, y al igual que otras unidades pelíticas reconocidas como rocas madre en distintas cuencas del mundo, la Formación Los Monos presenta además potencial como reservorio no convencional.

El gas de lutitas es el producto de sistemas petroleros particulares, en las que las lutitas además de comportarse como rocas generadoras, también constituyen el reservorio y a veces el sello (Curtis 2002).

De esta manera los Sistemas de Gas de Lutitas (“Shale-gas Systems”) han sido definidos como acumulaciones de gas (termogénico y/o biogénico) continuas

El gas puede estar almacenado como gas libre en las fracturas naturales y la porosidad intergranular, como gas adsorbido por el querógeno y los minerales argiláceos, o como gas disuelto en el querógeno y bitumen. La factibilidad de producir este gas estaría condicionada a la existencia de un sistema de fracturación que permita drenarlo.

Este tipo de recurso no convencional ha demostrado ser una alternativa comercial en varias cuencas.

Esta formación está conformada por un paquete del orden de los 1000 m de espesor distribuido homogéneamente a lo largo de toda la cuenca. Una gran proporción de su espesor se compone de pelitas, las que alternan con delgadas intercalaciones de areniscas finas.

Formación Kirusillas:

Pocos son los pozos que han penetrado en el Silúrico de la cuenca del Noroeste. En el sector de Argentina y sur de Bolivia, el Silúrico se encuentra sobremaduro, con valores de reflectancia de vitrinita (Ro) de 2 a 2,5%.

Por su parte, la Fm. Kirusillas habría generado únicamente gas, como se desprende de análisis realizados para el Yacimiento Ramos.

Formación Icla

No son muchos los pozos que perforan más profundo que la Fm. Huamampampa, por lo que las muestras provenientes de la Fm. Icla no son frecuentes.

Aunque, hasta el presente no han sido probadas acumulaciones de hidrocarburos que hayan sido generados a partir de esta unidad, por sus características y por los procesos a los que fue sometida, se considera que la misma podría haber participado o estar participando, de los sistemas petroleros de la cuenca.

En cuanto a las pelitas carbónicas de las Fms. Itacuamí y Tupambi, son consideradas potencialmente generadoras, aun cuando no se cuenta con datos geoquímicos definitivos.

 Rocas Reservorios.

Los horizontes siluro-devónicos con características de reservorio son las areniscas cuarcíticas de las Fms. Santa Rosa y Ramos cuya permeabilidad es consecuencia de un estado de fisuración en posiciones crestales de los pliegues. Este es el caso de los yacimientos de Aguarague, Ramos y Aguas Blancas.

Por su parte, los reservorios arenosos carbónicos de las Fms. Tupambi y Tarija, poseen buena porosidad primaria, a veces obliterada por variaciones laterales o verticales en el tamaño de grano.

Dado su carácter impermeable, las mismas pelitas generadoras constituyen los horizontes sellantes, al cubrir totalmente las rocas reservorio infrayacentes en los yacimientos productivos del Paleozoico inferior y medio.

 Rocas Sellos.

Para los yacimientos productivos de niveles carbónicos, tanto las fongolitasdiamictíticas de la Fm. Tarija como las pelitas de la Fm. Itacuami, constituyen el sello de sus respectivos horizontes reservorio infrayacentes.

Entrampamiento:

El entrampamiento es en general estructural en los yacimientos del Cinturón Plegado Subandino. Los anticlinales son elongados y guardan una dirección sur - suroeste nor - noroeste, en actitud coincidente con el arrumbamiento de los cordones serranos.

Conviene destacar que el carácter de entrampamiento estructural, se repite en profundidad para láminas corridas sucesivas.

En el sector subandino de la cuenca paleozoica el entrampamiento predominante es estructural, en anticlinales comprensivos propios de la faja plegada. A esta clasificación pertenecen los yacimientos del “play Devónico” (Aguarague, Chango Norte, Ramos, San Pedrito) y los campos carbónicos mayores (Campo Duran, Madrejones, San Pedro).

Figura 8. Estructura y modelo de entrampamiento en sierra de Aguaragüe (Yacimiento Aguaragüe) Kozlowski et al., 2005.

En el grupo de campos menores del Carbónico y el Terciario hay casos donde el cierre de la trampa es contra la falla con acumulaciones en bloque alto y en bloque bajo. En este grupo de campos también hay casos donde participa el sistema estratigráfico y el cierre está dado por el acuñamiento de areniscas fluviales de las formaciones tranquitas (Tranquitas, Lomitas), San Telmo (Macueta Sur) y Las Peñas pendiente arriba a lo largo del eje anticlinal.

Conclusiones

Las Sierras Subandinas del noroeste argentino forman parte de la cuenca de antepaís deformada del orógeno andino. La estratigrafía involucrada en la deformación muestra una historia compleja donde se superponen, separados mediante superficies erosivas, sedimentos de distinta edad y generados en ambientes diferentes.

La cuenca siluro-devónica comprende más de 3.000 metros de sedimentos de ambiente de plataforma marina somera. En discordancia se depositan depósitos carboníferos en una cuenca intracratónica con fuerte influencia glacial, seguidos por depósitos continentales y escasos marinos de campo de dunas de ambientes áridos. Por último, se registra la depositación de sedimentos neógenos en una cuenca continental de antepaís, ya relacionada a la evolución andina.

Las características principales de la estructuración del cinturón corrido y plegado comprenden un despegue basal inclinando 2°-3° al oeste, con marcada vergencia al este de las estructuras. Se reconocen dos niveles de despegue principales ubicados en las lutitas silúricas (Formación Kirusillas y Formación Lipeón) y en las lutitas devónicas (Formación Los Monos). La efectividad y desarrollo del nivel de despegue superior depende del desarrollo y continuidad de las facies finas, por ello un conocimiento detallado de la distribución de las facies y forma de la cuenca es fundamental para interpretar las estructuras resultantes. De esta forma se reconoce que hacia el este el nivel de despegue en la Formación Los Monos se hace más importante resultando estructuras con un fuerte desacople entre las unidades por debajo y por encima del mismo. Este desacople es incipiente en las estructuras jóvenes y se hace mayor cuando aumenta el acortamiento.

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