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UNIVERSIDAD DE CHILE
FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA
MODELO ESTRUCTURAL PARA EL JURÁSICO DE LA
PORCIÓN NORTE DE LA ISLA DE TIERRA DEL FUEGO,
CUENCA DE MAGALLANES, CHILE.
MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO
CRISTIAN ALEJANDRO CHÁVEZ CORTÉS
PROFESOR GUÍA:
JOSÉ MANUEL VALDERRAMA
PROFESOR CO-GUÍA:
CESAR ARRIAGADA
MIEMBRO DE LA COMISIÓN:
LUISA P INTO
SANTIAGO DE CHILE
ENERO 2012
RESUMEN
De los estudios realizados en la Región de Magallanes a fin de comprender la historia evolutiva de
la Cuenca de Magallanes o Austral, los más importantes son aquellos relacionados con la Formación
Springhill y los depósitos de la Cuenca Terciaria, es decir, aquellos que abarcan desde el Cretácico
Inferior al tiempo actual por tratarse de las fuentes más grandes de petróleo y gas del país. Sin embargo, el
conocimiento de la fase extensiva que tuvo lugar entre el Triásico Superior y el Jurásico Superior aún
carece de equivalente desarrollo.
Durante esta etapa, se origina el rift Jurásico con fallamiento principal que actualmente se
dispone en dirección NW - NNW y el volcanismo sintectónico asociado por anatexia cortical. Como
efecto de la deformación inducida por el desplazamiento de fallas normales se desarrollaron reservorios
naturalmente fracturados en rocas piroclásticas y lavas de composición riolíticas (Formación Tobífera).
En este trabajo se construyeron dos secciones estructurales que han permitido un mayor
entendimiento de la evolución de la cuenca para este período y área particular, ambos ubicados en el
bloque Norte de la Isla de Tierra del Fuego. Así, mediante la transformación de estas líneas sísmicas a
profundidad, asociando tanto datos de tiempo sísmico, velocidades y datos de pozos, sumado a su
posterior interpolación con ayuda del software Geoframev4.2 de SchlumbergerGeoQuest, se procedió a la
construcción y posterior restauración de las secciones mencionadas mediante el software 2DMove de
Midland Valley.
Resultado de esto se calculó una extensión durante el Jurásico Medio y Superior para el Perfil
Regional 8 que corresponde a 14,47 km y 11,16 km para el Perfil Regional 5 que corresponden a un
14,45% y 11,516% respectivamente de estiramiento. Se estima que al menos 50% de esta extensión se
daría en un período bastante acotado de tiempo entre el Batoniano y Caloviano, lapsus en el cual se
depositarían la gran mayoría del material asociado a volcanismo explosivo que comprende la Formación
Tobífera.
AGRADECIMIENTOS
Cuando llega el día en que miras hacia atrás y vez como todo tu esfuerzo y el de todas aquellas
personas que te aman rinden frutos, los recuerdos de quienes te han acompañado a lo largo de tu vida e
incluso en forma pasajera cobran importancia. Es por ello que el agradecer se hace necesario, por los
momentos vividos, el conocimiento entregado y sobre todo el cariño brindado.
La lista es grande, pero en primer lugar siempre estarán aquellos que jamás te dejaron botar la
toalla, quienes con su esfuerzo y sudor han forjado todo lo que eres. Por eso es de principal importancia
agradecerle a ustedes Ma’ y Pa’, junto a toda mi familia por su apoyo incondicional, por siempre haber
estado preocupados porque no faltara nada, por haber apoyado desde mis caprichos hasta mis más grandes
sueños. A ti Ma’ por tu energía para mantenerme en el camino, gracias por acompañarme cuando me he
sentido más solo y lleno de angustias, pero sobre todo por tu amor sincero esa luz incesante en el camino.
Y a ti viejo por haberme forjado con todos tus principios y tu esfuerzo inconmensurable para con tu
familia, haberme dado el corazón para amar lo que hago y a quienes estimo, por ser quien eres y
demostrarme cada día con tu presencia cuan buena pueden llegar a ser las personas, eres lo más grande y
siempre lo serás.
En segundo lugar agradezco a ENAP Magallanes por todo el apoyo brindado durante la
realización de este trabajo, a todo el octavo piso de esa gran familia que siempre estuvo apoyándome
representados por Don José Manuel Valderrama. Gracias a usted por su fe en mi, por toda su entrega y
ayuda. A los miembros de la comisión Cesar y Luisa por haber confiado en que podía mejorar este trabajo
y haber colaborado en su etapa final con todo su conocimiento y experiencia.
A quienes durante 8 años me acompañaron en las más grandes penas y alegrías, a ustedes Gonzalo
y Anita los mejores compañeros que uno pudiese pedir, quienes jamás dejaron de apañar, porque sin
ambos todo sería más difícil, mil gracias amigos. Y obviamente a todos esos compañeros de Universidad e
historia, de esos innumerables malos pasos: Mary, Faby, Larry, Carcass, Hernan, Leo, Tutu, Gizma,
Mirage, Javi, Diego, Pistola, Galle, Juanaka y Tincola, junto con todos los APDs que hicieron más ligero
el camino, gracias por tantos borrones, dolores de cabezas y despertares quejumbrosos.
Finalmente como olvidar a mi gente linda del Sur, a esos contados con una mano, que jamás
hemos dejado pasar tiempo de más para reunirnos, a ti Misu, Dalan, Kuka y Feñita, por estar siempre ahí
y no habernos perdido en el camino.
Mil gracias a todos los que han hecho este logro posible, pero principalmente a quienes durante
estos años me han brindado su amor y compañía.
ÍNDICE GENERAL 1. INTRODUCCIÓN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1
1.1. Fundamentación del Estudio ................................................................................... 1
1.2. Zona de estudio ........................................................................................................ 2
1.3. Objetivos ................................................................................................................. 4
1.3.1. Objetivo Principal .................................................................................................................. 4
1.3.2. Objetivos Específicos ............................................................................................................. 4
1.4. Metodología general ................................................................................................ 4
1.4.1. Recopilación de información bibliográfica ............................................................................ 4
1.4.2. Recopilación de información de pozos disponible para la zona............................................. 5
1.4.3. Recopilación de información sísmica 2D del área ................................................................ 5
1.4.4. Proceso de conversión de la secciones sísmica a perfiles en profundidad ............................. 5
1.4.5. Construcción de secciones regionales para la cuenca ............................................................ 5
1.4.6. Prueba de modelos clásicos.................................................................................................... 5
2. MARCO GEOLÓGICO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6
2.1. Introducción ............................................................................................................ 6
2.2. Estratigrafía general de la Cuenca de Magallanes ................................................... 6
2.2.1. Paleozoico .............................................................................................................................. 6
2.2.2. Triásico Superior – Jurásico Inferior...................................................................................... 7
2.2.3. Jurásico Medio a Superior...................................................................................................... 7
2.2.4. Jurásico Superior – Cretácico Inferior ................................................................................... 8
2.2.5. Cretácico Inferior ................................................................................................................... 9
2.3. Marco Tectónico .................................................................................................... 11
2.3.1. Etapa extensiva .................................................................................................................... 11
2.3.2. Etapa compresiva ................................................................................................................. 13
3. RECOPILACIÓN , OBTENCIÓN Y PROCESAMIENTO DE DATOS . . . . . . . . . . . . . 15
3.1. Introducción .......................................................................................................... 15
3.2. Datos utilizados...................................................................................................... 15
3.2.1. Datos de pozos ..................................................................................................................... 15
3.2.2. Registros eléctricos de pozos y principales markers. ........................................................... 15
3.2.3. Información sísmica. ............................................................................................................ 18
3.3. Procesamiento de Datos ......................................................................................... 22
3.3.1. Metodología ......................................................................................................................... 22
4. ARQUITECTURA JURÁSICA DE LA CUENCA DE MAGALLANES , SECTOR
NORTE DE TIERRA DEL FUEGO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
4.1. Introducción .......................................................................................................... 32
4.2. Metodología ........................................................................................................... 32
4.3. Conceptos básicos .................................................................................................. 33
4.3.1. Definición de rift y características principales ..................................................................... 33
4.4. Estratigrafía general de las Cuencas ...................................................................... 44
4.5. Cuencas Pre – Cretácicas relevantes ...................................................................... 48
4.6. Análisis de secciones .............................................................................................. 50
4.6.1. Perfil Regional 8 .................................................................................................................. 51
4.6.2. Perfil Regional 5 .................................................................................................................. 54
4.7. Restauración de secciones mediante 2DMove ........................................................ 57
4.7.1. Evolución de los Perfil Regionales 8 y 5 ............................................................................. 57
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75
REFERENCIAS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78
ANEXOS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83
A ARQUITECTURA ACTUAL DE LA CUENCA DE MAGALLANES , SECTOR
NORTE DE TIERRA DEL FUEGO . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 83
A.1 Introducción .......................................................................................................... 83
A.2 Conceptos básicos .................................................................................................. 83
A.2.1 Cuenca de antepaís ............................................................................................................... 83
A.3 Estructuras de la Cuenca ....................................................................................... 86
A.4 Estratigrafía de la Cuenca ..................................................................................... 92
B ANEXOS DIGITALES . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Imagen Satelital Landsat 742 de la porción austral de la Región de Magallanes, donde el
cuadro amarillo muestra concretamente la zona de estudio. ............................................................. 2
Figura 2: Perfiles sísmicos regionales, donde se pueden apreciar los principales Rasgos Estructurales
de la Cuenca de Magallanes, distinguiéndose los dominios compresionales de los extensionales,
además de la FPCM, Antefosa y Antepaís. ..................................................................................... 3
Figura 3: Columna Estratigráfica tipo de la Cuenca de Magallanes, obtenida del Pozo Sombrero 1
(Modificado de Bravo y Herrero, 1997), ...................................................................................... 10
Figura 4: Esquema de la evolución de la Cuenca de Magallanes, en ella se muestran las etapas syn y
post rift desarrolladas a lo largo del Jurásico, anterior al establecimiento del régimen compresivo
(Modificado de Galeazzi, 1994). .................................................................................................. 11
Figura 5: Mapa en planta del sector Norte de Isla Tierra del Fuego, donde se muestran las principales
fallas normales desarrolladas durante la extensión Jurásica y las Cuencas asociadas en color verde
(Tomado de Fuenzalida, 2004). ................................................................................................... 12
Figura 6: Esquema de la evolución de la Cuenca de Magallanes, en ella se muestran las etapas syn y
post rift desarrolladas a lo largo del Jurásico, anterior al establecimiento del régimen compresivo
(Modificado de Galeazzi, 1994). .................................................................................................. 14
Figura 7: Ejemplo de registro de pozo, donde se pueden apreciar los markers A1 y A1B (Modificado
Fuenzalida, 2004). ...................................................................................................................... 17
Figura 8: Ejemplo de registro de pozo, donde se pueden apreciar los markers G7 y I10 (Modificado
Fuenzalida, 2004). ...................................................................................................................... 17
Figura 9: Ejemplo de registro de pozo, donde se pueden apreciar los markers C1, C5, C8, C11, S1 y
TAS (Modificado Fuenzalida, 2004). ........................................................................................... 18
Figura 10: Mapa del bloque Norte de Tierra del Fuego, muestra la disposición de los perfiles
regionales desarrollados por ENAP Magallanes, en rojo se encuentran resaltados el PR5 y PR8
(Modificado de Fuenzalida, 2004). .............................................................................................. 19
Figura 11: Mapa del sector Norte de Tierra del Fuego, en él se muestran las fallas y cuencas Jurásicas
orientadas en dirección NW – NNW y como los Perfiles Regionales 5 y 8 cortan de manera casi
perpendicular dichas estructuras (Modificado de Fuenzalida, 2004)................................................ 20
Figura 12: Línea sísmica que corresponde al Perfil Regional 5, donde se puede apreciar la sísmica y la
interpretación de esta tanto de los Markers como de las estructuras. ............................................... 21
Figura 13: Línea sísmica que corresponde al Perfil Regional 8, donde se puede apreciar la sísmica y la
interpretación de esta tanto de los Markers como de las estructuras. ............................................... 21
Figura 14: Explicación esquemática del picado de los markers en un pequeño tramo de traza sísmica y
el tiempo asociado para cada marcador para un punto geográfico en superficie. .............................. 23
Figura 15: Mapa de Isotiempo para el TAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el tiempo
que tarda la onda sismica en llegar al TAS, a mayor profundidad mayor será el tiempo y por
consiguiente estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas. ............................... 24
Figura 16: Esquema de la información de pozo disponible tras la asociación de la grilla de tiempo a la
información de los registros de pozos. .......................................................................................... 25
Figura 17: Mapa de Isovelocidades para el TAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el
tiempo que tarda la onda sismica en llegar al TAS, a mayor profundidad mayor será el tiempo y por
consiguiente estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas. ............................... 26
Figura 18: Mapa de Isobático para el TAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el tiempo que
tarda la onda sismica en llegar al TAS, a mayor profundidad mayor será el tiempo y por consiguiente
estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas. ................................................... 27
Figura 19: Mapa de Isotiempo para el TAS - BAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el
tiempo que tarda la onda sismica en viajar a travez de la “Tobifera”, donde a mayor espesor mayor
será el tiempo y por consiguiente estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas. . 30
Figura 20a: Mapa Isopáquico del BAS, muestra curvas de nivel para puntos de igual espesor dentro
del Basamento. Figura 20b: Mapa Isobático del BAS, muestra curvas de nivel para puntos de igual
profundidad para el Basamento. ................................................................................................... 31
Figura 21: Vista en planta y sección cruzada hipotética de un Hemigraben idealizado (Modificado de
Rosendahl, 1987)........................................................................................................................ 35
Figura 22: Vista en Planta y Secciones Cruzadas hipotéticas para Hemigrabenes asociados, solapados
y no solapados (Modificado de Rosendahl, 1987). ........................................................................ 36
Figura 23: Modelo de rift dinámico, arriba se aprecia un esquema de rift activo, y abajo un rift pasivo
(Tomado de Ziegler y Cloething, 2003). ....................................................................................... 38
Figura 24: A la derecha de la figura Falla Lístrica y a la izquierda Falla plana, ambas normales (Twiss
y Moores, 1992). ........................................................................................................................ 39
Figura 25: Esquema de un pliegue flat-rampa-flat, mostrando sus principales componentes y
estructuras asociadas. .................................................................................................................. 40
Figura 26: Sección esquemática que representa las principales estructuras desarrolladas en ambientes
de extensión asociado a Fallas lístricas (Tomado de McClay, 1995). .............................................. 40
Figura 27: Esquema de la estructura de Abanico lístrico desarrollado a partir de la extensión en una
zona cuya falla principal posee una geometría lístrica (Modificado de Gibbs, 1984). ....................... 41
Figura 28: Sistemas de Fallas en Domino (Tomado de Twiss y Moores, 1992). .............................. 41
Figura 29: Geometría de los sistemas de fallas clásicos (Tomado de Twiss y Moores, 1992). ........... 42
Figura 30: Geometría de la Rotación Flexural esquematizada (Modificado de Busby e Ingersoll, 1995).
................................................................................................................................................. 42
Figura 31: Características geométricas mayores de un sistema de fallas extensionales (Tomado de
Twiss y Moores, 1992). .............................................................................................................. 43
Figura 32: Perfil esquemático de una cuenca tipo de la zona de estudio, donde se muestra las
secuencias de rift inicial (Modificado de Moraga, 1996). ............................................................... 45
Figura 33: Perfil esquemático de una cuenca tipo de la zona de estudio, donde se muestra las
secuencias de rift temprano (Modificado de Moraga, 1996). .......................................................... 45
Figura 34: Perfil esquemático de una cuenca tipo de la zona de estudio, donde se muestra las
secuencias de rift juvenil (Modificado de Moraga, 1996). .............................................................. 46
Figura 35: Columna Estratigráfica tipo para el relleno de una cuenca Pre – Cretácica (Tomado de
Bravo y Herrero, 1997). .............................................................................................................. 47
Figura 36: Distribución de las Cuencas Pre – Cretácicas en el sector Noreste de Tierra del Fuego. En
Color Rojo se aprecia la ubicación de los Perfiles Regionales estudiados y las Cuencas que ellos
intersectan. ................................................................................................................................. 49
Figura 37: Perfil Regional 8 llevado a profundidad y horizontalizado al Cretácico Inferior, en el cual se
muestran las principales estructuras y el relleno de las cuencas. ..................................................... 53
Figura 38: Perfil Regional 5 llevado a profundidad y horizontalizado al Cretácico Inferior, en
el cual se muestran las principales estructuras y el relleno de las cuencas. ......................... 56
Figura 39: Perfil Regional 5 y 8 en profundidad para el Aaleniano – Bajociano, donde se
muestra la posible condición de la Cuenca de Magallanes para el área de estudio con sus
principales estructuras. ............................................................................................................ 59
Figura 40: Perfil Regional 8 en profundidad para la 1ra y 2da etapa de extensión durante el
Batoniano - Caloviano, donde se muestra la posible condición de la Cuenca de Magallanes
para el área de estudio con sus principales estructuras y desplazamiento asociado. .......... 62
Figura 41: Perfil Regional 5 en profundidad para la 1ra y 2da etapa de extensión durante el
Batoniano - Caloviano, donde se muestra la posible condición de la Cuenca de Magallanes
para el área de estudio con sus principales estructuras y desplazamiento asociado. .......... 65
Figura 42: Perfil Regional 5 y 8 en profundidad para el Oxfordiano - Kimeridgiano, donde se
muestra la posible condición de la Cuenca de Magallanes para el área de estudio con sus
principales estructuras y desplazamientos asociados. ........................................................... 69
Figura 43: Perfil Regional 5 y 8 en profundidad para el Cretácico Inferior, donde se muestra
la posible condición de la Cuenca de Magallanes para el área de estudio con sus principales
estructuras. .............................................................................................................................. 71
Figura 44: Restauración del Perfil Regional 8 y de las distintas unidades. ........................... 72
Figura 45: Restauración del Perfil Regional 5 y de las distintas unidades. ........................... 73
Figura 46: Esquema de la Cuenca de Antepaís donde se aprecia la flexión de la litosfera rígida causada
por la carga del Frente orogénico y el alzamiento del Bulbo Periférico dado por el mismo proceso. .. 84
Figura 47: Esquema de migración de carga tectónica y cuenca de antepaís. En a) etapa de
flexión de la corteza y de creación del espacio de acomodación de la nueva cuenca. En b)
etapa de relleno sedimentario de la cuenca por la erosión de la carga. En c) se esquematiza
un nuevo ciclo de carga, creación de depresión por flexión y sedimentación con sus
elementos migrados hacia la dirección de propagación del frente deformado (modificado de
Beaumont, 1981). .................................................................................................................... 85
Figura 48: Esquema evolutivo de la Cuenca de Antepaís. a)Muestra el alzamiento del Bulbo periférico,
b) aumento de la carga tectónica, erosión del bulbo periférico y desarrollo de estructuras por la flexión
de la litosfera rígida, por ultimo c) Muestra la migración tanto del bulbo periférico como del
depocentro causado por el avance del orógeno, además del desarrollo de nuevas estructuras
extensionales causadas por el mismo proceso. .............................................................................. 88
Figura 49: Perfil Regional 5 en Profundidad, donde se muestran Las Secuencias Principales definidas
entre Markers (Ubicación en Figura 10). ...................................................................................... 90
Figura 50: Perfil Regional 8 en Profundidad, donde se muestran Las Secuencias Principales definidas
entre Markers (Ubicación en Figura 10). ...................................................................................... 91
Figura 51: Sísmica del Perfil Regional 11, donde se ilustran las principales megasecuencias que
componen a la Cuenca de Antepaís de Magallanes (Ubicación en Figura 10). ................................. 94
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 1: En esta tabla se puede apreciar la información de pozos disponibles con profundidad real para
el BAS, el tiempo sísmico entre el Basamento y el Techo de la Formación Tobífera y los resultados
obtenidos con la función velocidad calculada mediante el método de los mínimos cuadrados para la
profundidad del Basamento. ........................................................................................................ 28
Tabla 2: Grafico en él que se han dispuesto los datos de profundidad versus tiempo para los pozos que
cuentan con información de profundidad del Basamento, la línea negra representa la función Y que a
cada tiempo le otorga como resultado una profundidad. ................................................................ 29
1
1. INTRODUCCIÓN
1.1. FUNDAMENTACIÓN DEL ESTUDIO
A través de los últimos 50 años la explotación en forma casi única de la Formación Springhill,
principal reservorio de petróleo de la zona, ha terminado por mermar la extracción total de este
hidrocarburo en la región, sin haberse desarrollado estudios de similar importancia para otros posibles
reservorios. Es esta la razón que ha llevando a la creación de proyectos que buscan localizar nuevas
fuentes de dicho material en otros depósitos de la zona.
De esta manera, el trabajo realizado busca la generación de nueva información y comprensión de
la evolución tectonoestratigráfica del área Norte de Tierra del Fuego, para el periodo comprendido entre el
Triásico Superior y Jurásico Superior. Es en este tiempo en el que se desarrollaron sistemas de cuencas
extensionales actualmente orientadas en dirección NW y NNW, donde posteriormente se depositaría la
Formación Tobífera dentro de la cual se han hecho hallazgos de reservorios, sin embargo, su estudio por
tratarse de un objetivo secundario no ha tenido el desarrollo equivalente al de la Formación Springhill.
En este estudio se pretende dar un mayor entendimiento a la arquitectura de la cuenca de
Magallanes, particularmente para su fase extensional durante el Jurásico, enfocándose en la restauración
de las secciones obtenidas a través de sísmica 2D y la comprensión del relleno de las cuencas
extensionales desarrolladas en este periodo.
El conocimiento de la geología estructural de la secuencia Jurásica podría abrir nuevas
expectativas de exploración y las bases para la extensión de este estudio, además del desarrollo de nuevos
y más precisos datos que permitan el entendimiento más cabal de la Formación Tobífera en busca de
nuevos reservorios.
2
1.2. ZONA DE ESTUDIO
La zona de estudio corresponde a la porción Norte de la Isla Grande de Tierra del Fuego en la
Región de Magallanes al Sur de Chile. Cabe a su vez destacar que no solamente se debe hablar de la
ubicación geográfica de la zona, sino también la profundidad de ella, ya que este estudio no corresponde a
un simple análisis de estructuras que pueden ser vistas en superficie, sino más bien concierne a áreas
ubicadas entre los 1.000 a 7.000 metros de profundidad aproximadamente.
Concretamente el área de estudio corresponde a un cuadro entre los 400.000 a 550.000 m. E y
4.200.000 a 4.050.000 m. S (Figura 1). Corresponde a una zona de la Cuenca de Antepaís de Magallanes
o Cuenca Austral, donde el dominio es principalmente extensional a diferencia de la zona más occidental
donde se aprecia un claro domino compresional marcado por la existencia de la Faja Plegada y Corrida de
Magallanes (Figura 2).
Figura 1: Imagen Satelital Landsat 742 de la porción austral de la Región de Magallanes, donde el cuadro
amarillo muestra concretamente la zona de estudio.
3
Figura 2: Perfiles sísmicos regionales, donde se pueden apreciar los principales Rasgos Estructurales de la
Cuenca de Magallanes, distinguiéndose los dominios compresionales de los extensionales, además de la
FPCM, Antefosa y Antepaís.
4
1.3. OBJETIVOS
1.3.1. OBJETIVO PRINCIPAL
Comprender la arquitectura interna y evolución de la Cuenca de Magallanes para su fase extensiva
durante el Jurásico, mediante la realización de la reconstrucción de perfiles, a partir del estudio de
secciones sísmicas, discontinuidades, registros de pozos y relaciones estratigráficas para el sector de la
Norte de Tierra del fuego en este tiempo específico.
1.3.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS
1. Comprender la evolución de esta zona y tiempo particular, mediante la realización de secciones
semi - balanceadas.
2. Establecer la temporalidad de las estructuras mayores.
3. Establecer un modelo clásico que explique la extensión y forma de la cuenca para este sector.
4. Correlacionar las estructuras y temporalidad de ellas con un modelo mayor, a fin de extender el
modelo propuesto a la totalidad de la cuenca.
1.4. METODOLOGÍA GENERAL
Con el fin de responder a los objetivos específicos, se trabajó en dos etapas principales, en primer
lugar se realizó un inventario de toda la información disponible para esta zona, es decir, trabajos
geológicos de índole regional, registros de pozos, información e interpretaciones previas de la sísmica 2D
de la zona y sus estructuras principales. En segundo lugar la restauración de las secciones estructurales
para la región de estudio, con ayuda de la información recopilada.
De esta manera se siguieron una serie de pasos o metodologías, para responder el objetivo
principal del estudio:
1.4.1. RECOPILACIÓN DE INFOR MACIÓN BIBLIOGRÁFICA
Historia de la formación de la cuenca, marco geológico regional, contexto tectónico de la
evolución de la cuenca, revisión de material bibliográfico de diversos ambientes tectónicos, en particular
dándole mayor preponderancia y énfasis a análisis de modelos extensionales, geología estructural,
balanceo de secciones, entre otros.
5
1.4.2. RECOPILACIÓN DE INFOR MACIÓN DE POZOS DISP ONIBLE PARA LA ZONA
Información de pozos disponibles para la zona. Hasta el año 2004 se habían perforado alrededor
de 1.800 pozos de exploración y desarrollo con objetivos petroleros, principalmente con objetivo la
Formación Springhill ubicada a una profundidad variable entre los 1.000 y 4.000 metros. Estos pozos
representan una fuente de información fuerte para este trabajo en el sentido de aportar datos precisos de
litologías y límites formacionales, además de la ubicación real de los markers utilizados en esta
investigación. Además, cada uno de estos pozos provee perfiles geofísicos, testigos y cutting.
1.4.3. RECOPILACIÓN DE INFOR MACIÓN SÍSMICA 2D DEL ÁREA
ENAP a lo largo de su historia y de las diversas campañas sísmicas que ha realizado ha registrado
del orden de 2.500 kilómetros de líneas sísmicas digitales y analógicas, empleando dinamita, vibroseis y
dinoseis como fuente de energía. Estas líneas previamente interpretadas, se corrigieron y simplificaron,
por la extensión de la zona de estudio para responder a las preguntas de interés de esta memoria.
1.4.4. PROCESO DE CONVERSIÓN DE LA SECCIONES SÍSMICA A PERFILES EN
PROFUNDIDAD
A partir de la información de los pozos, principalmente los check – shots asociados (medición de
velocidad de propagación de las ondas para las diferentes formaciones), mediante el programa
Geoframev4.2 de SchlumbergerGeoQuest, es posible mediante una serie de pasos llevar la información
sísmica a profundidad. De esta manera se han de producir una serie de perfiles donde se representarán los
markers y su profundidad en terreno, para su posterior modelamiento en Move2D de la compañía
Midland Valley.
1.4.5. CONSTRUCCIÓN DE SECCIONES REGIONALES PARA LA CUENCA
Para responder a los dos primeros objetivos se realizaran secciones balanceadas con la ayuda del
programa 2DMOVE de la compañía Midland Valley, el cual permite el análisis de estas y realizar sus
respectivos modelos evolutivos, generando forwards y backwards de las secciones que permitirán su
mejor estudio y la determinación de la temporalidad de las estructuras mayores en busca de una correcta
interpretación de lo sucedido en esta zona para la extensión Jurásica.
1.4.6. PRUEBA DE MODELOS CLÁSICOS .
Respondiendo al cuarto objetivo, realizar un testeo de modelos clásicos, a fin de buscar el que
permita explicar de mejor manera la arquitectura del sector, particularmente para la extensión Jurásica.
6
2. MARCO GEOLÓGICO
2.1. INTRODUCCIÓN
La cuenca de Magallanes constituye una de las unidades tectonosedimentarias más grandes del
extremo Sur de Sudamérica, con un área del orden de 160.000 km2. El relleno sedimentario puede alcanzar
en el sector central de la cuenca hasta 8.000 metros de profundidad disminuyendo hacia el Noreste (Pittion
y Arbe, 1999). Se distinguen dos dominios principales, el primero corresponde a uno comprensivo en el
margen Suroccidental donde se desarrolla la Faja Plegada y Corrida de Magallanes, mientras que el
segundo ubicado hacia el sector más Nororiental se encuentra representado por la Cuenca de Antepaís de
Magallanes y el margen continental pasivo de la placa, cuyo zócalo preserva las estructuras desarrolladas
en la extensión generalizada ocurrida durante el Jurásico. Por otra parte, el extremo Sur está formado por
una zona compleja de acortamiento cortical y fallas de rumbo generadas a lo largo del margen de las
placas de Sudamérica y Escocia (Biddle et al., 1986).
2.2. ESTRATIGRAFÍA GENERAL DE LA CUENCA DE
MAGALLANES
Es de principal importancia comprender que el área de estudio se encuentra ubicada entre los
1.000 y 7.000 metros de profundidad, por lo cual se corta totalmente la columna estratigráfica entre los
depósitos Cuaternarios y el Basamento Paleozoico para llegar a ella. Sin embargo, en esta sección se
revisaran solo las formaciones y unidades relevantes para este trabajo, describiéndose simplemente las
comprendidas entre el Paleozoico y el Cretácico Inferior.
2.2.1. PALEOZOICO
BASAMENTO CRISTALINO
El basamento de la cuenca de Magallanes está constituido por esquistos, gneises y rocas
plutónicas, que subyacen en discordancia de erosión a brechas, conglomerados y areniscas del Complejo
Arenoso Basal (Triásico Superior - Jurásico Medio) a rocas volcanoclásticas silíceas de la Formación
Tobífera (Jurásico Medio a Superior) o bien directamente a areniscas o pelitas marinas del Cretácico
Inferior (Figura 3).
En el área extra andina Halpern (1973) distinguió dos tipos de litologías predominantes: Rocas
cristalinas foliadas y rocas plutónicas no foliadas. En el primer grupo se reconocen principalmente
7
ortogneisses de cuarzo, feldespato potásico, biotita y anfíbolas y por otro lado esquistos de cuarzo y
biotita. Dataciones de Rb/Sr realizadas a los ortogneisses, entregan edades de recristalización de 267 ±3
m.a. con una razón inicial de Sr87/Sr86 de 0,710.
En el segundo grupo, se reconoce un conjunto de dioritas, tonalitas y granitos no foliados, que
asignan a la unidad por dataciones K/Ar edades entre el Paleozoico Superior y el Jurásico Inferior.
2.2.2. TRIÁSICO SUPERIOR – JURÁSICO INFERIOR
ESTRATOS BASALES DE DUNGENESS (UNIDAD INFORMAL)
Consiste en una unidad continental aluvio fluvial, caracterizada por una sección de 10 a 50
metros, consistente en una sucesión de brechas, conglomerados y areniscas, compuestas de cuarzo y líticos
de rocas del Basamento, que presentan intercalaciones de lutita gris oscuras, que portan fragmentos
vegetales. Estos depósitos se disponen en discordancia de erosión sobre el basamento, y subyacen en
transición a depósitos volcanoclásticos de la Formación Tobífera.
Su distribución parece restringida al interior de los hemigrábenes de la cuenca. La unidad fue
reconocida por primera vez en el área costa afuera del yacimiento Dungeness, en subsuperficie en la boca
Oriental del Estrecho de Magallanes. La edad por posición estratigráfica fue asignada como Triásica
Superior a Jurásica Inferior (Figura 3).
La unidad se correlaciona con la Formación Poca Esperanza (definida por Prieto, 1993) cuyas
exposiciones se encuentran en el estuario homónimo en el área subandina de la provincia de Última
Esperanza. Depósitos continentales aluviales equivalentes lito estratigráficos, confinado en los grábenes y
hemigrábenes, asociados con rocas volcánicas acidas e intermedias del Triásico Superior y Jurásico
Inferior, documentados en la región Norte de la cuenca en Argentina (Uliana et al., 1986).
2.2.3. JURÁSICO MEDIO A SUPERIOR
FORMACIÓN TOBÍFERA (THOMAS , 1949)
En su localidad tipo, en Tierra del Fuego, consiste en una sección de rocas volcánicas ácidas
constituida de flujos riolíticos, ignimbritas, tobas y brechas. En otras localidades de la cuenca la unidad presenta un
rango composicional que varía desde términos riolíticos a basálticos (Uliana et al., 1986). En el sector Norte del Canal
Beagle, se reconocen filones y lavas máficas, toleíticas y calcoalcalinas, dentro de la secuencia volcánica ácida
(Bruhn et al., 1978).
La unidad sobreyace en discordancia de erosión a las rocas del Basamento o presenta contacto
transicional con la unidad de Estratos Basales de Dungeness. Subyace en discordancia de erosión a las areniscas de
8
la Formación Springhill (Titoniano - Valanginiano) o a pelitas marinas de los "Estratos con Favrella
Steinmanni" o a sus equivalentes del Cretácico Inferior, los que afloran en al precordillera magallánica (Figura 3).
En subsuperficie, localmente está ausente y en este caso, areniscas y lutitas del Jurásico Superior - Cretácico
Inferior descansan directamente sobre el Basamento.
La unidad recibe diferentes denominaciones formacionales en la región Sur-patagónica argentina, de acuerdo
a las localidades en donde ha sido estudiada, encontrándose una completa revisión de la nomenclatura estratigráfica de
unidades equivalentes en Uliana et al. (1986).
Esta unidad se habría depositado en ambiente continental en la región oriental extraandina y en ambiente marino
en sectores de la cordillera patagónica (Fuenzalida y Covacevich, 1988; Hanson y Wilson, 1991).
De acuerdo a dataciones radiométricas disponibles, la principal fase de actividad volcánica se la ubica
en el Bajociano (165 a 155 Ma) y continuaría hasta el Caloviano - Oxfordiano en la región central de la Patagonia
(Uliana et al., 1986), persistiendo hasta el Kimmeridgiano Medio a Superior en la región subandina de Magallanes,
en donde se ha documentado engrane de facies volcanoclásticas y lávicas con secciones marinas fosilíferas
(Fuenzalida y Covacevich, 1988).
2.2.4. JURÁSICO SUPERIOR – CRETÁCICO INFERIOR
FORMACIÓN SPRINGHILL: TITONIANO – BERRIASIANO
Unidad de areniscas y conglomerados cuarcíferos con intercalaciones de lutitas, con un desarrollo
vertical variable, que en promedio fluctúa entre los 30 y 40 metros, aunque en algunos sectores se han
reconocido espesores de hasta 130 metros (Figura 3). Se apoya en discordancia de erosión por sobre las rocas
volcánicas de la Formación Tobífera y localmente por sobre rocas del Basamento Cristalino. Subyace en
transición a limolitas glauconíticas y lutitas oscuras de la unidad informalmente conocida como "Estratos con
Favrella Steinmanni".
De acuerdo a la naturaleza de sus depósitos se distinguen dos miembros, Continental y Marino
respectivamente. En el primero es común el desarrollo de areniscas fluviales y pelitas lacustres. En el Miembro
Marino se reconoce una gran variedad de sistemas depositacionales litorales, que incluye ambientes
deltaicos, de islas barreras, y de líneas de costa abiertas, que representan el inicio de subsidencia termal en la
cuenca. Lutitas del miembro continental contienen fragmentos leñosos y de plantas fósiles mientras que en
las areniscas marinas se ha encontrado una diversidad de macro y microfauna que incluye bivalvos, belemnites y
ammonites, radiolarios y foraminíferos, entre otros.
En el área extraandina la unidad tiene amplia distribución excepto en localidades aisladas en donde
pelitas neocomianas descansan directamente sobre las rocas de la Formación Tobífera, o del Basamento Cristalino. Se
9
correlaciona con unidades expuestas en diversos puntos en la Cordillera, siendo uno de los mejor documentados
las exposiciones de la Formación Chorrillo Bellota en la provincia de Ultima Esperanza.
La edad de esta formación de acuerdo al contenido de macrofauna y de flora se acepta una edad Titoniano
-Berriasiano (Riccardi, 1976).
2.2.5. CRETÁCICO INFERIOR
Las unidades del Cretácico Inferior, denominadas "Estratos con Favrella Steinmanni" (Valanginiano-
Hauteriviano), "Lutitas con Ftanitas" (Barremiano - Aptiano) y "Margas", constituyen un grupo de unidades
silicoclásticas que se inicia con limolitas glauconíticas y lutitas oscuras en la base, desarrollando una sección
gradualmente más carbonatada hacia el techo, hacia donde se desarrollan margas e intercalaciones de delgados cuerpos de
caliza. Los contactos de la base y techo son transicionales, con la Formación Springhill y "Lutitas gris
verdosas" respectivamente. Representan sistemas depositacionales de plataforma en subsidencia termal.
El grupo es lateralmente correlacionado con las pelitas de la Formación Erezcano expuesta en el área subandina
en el Seno Ultima Esperanza y con sus equivalentes de precordillera. La sección del techo de este grupo de unidades
("Margas"), sería equivalente cronoestratigráfico de la Formación Barros Arana, unidad de rocas volcánicas
basálticas, expuesta en la Península Barros Arana, al Sur del Golfo Almirante Montt (Prieto, 1993), para la que
se documentan dataciones radiométricas de 104 Ma., relacionada con arcos volcánicos en subducción (Stern et
al., 1991).
10
Figura 3: Columna Estratigráfica tipo de la Cuenca de Magallanes, obtenida del Pozo Sombrero 1
(Modificado de Bravo y Herrero, 1997).
11
2.3. MARCO TECTÓNICO
El marco tectónico en el cual se desarrolla la Cuenca de Magallanes comprende
fundamentalmente dos etapas, marcadas por regímenes de esfuerzos opuestos:
2.3.1. ETAPA EXTENSIVA
A partir del Triásico Superior – Jurásico en el margen Sur de Gondwana se produce la
implantación de un régimen extensional relacionado estrechamente con la reorganización de las placas
tectónicas y fragmentación del supercontinente, lo que se tradujo en la generación de las Cuenca
extensionales de rifts de Rocas Verdes y de las Malvinas (Harambour, 1998) (Figura 4). En un contexto
menor este proceso es el responsable de la formación de un sistema de grábenes y hemigrábenes de
dirección general NNW (Figura 5) producto del fallamiento normal producido sobre el Basamento
Paleozoico, permitiendo de esta manera la acumulación de material perteneciente a la Formación Tobífera
(Gust et al., 1985).
Figura 4: Esquema de la evolución de la Cuenca de Magallanes, en ella se muestran las etapas syn y post
rift desarrolladas a lo largo del Jurásico, anterior al establecimiento del régimen compresivo (Modificado
de Galeazzi, 1994).
12
Figura 5: Mapa en planta del sector Norte de Isla Tierra del Fuego, donde se muestran las principales
fallas normales desarrolladas durante la extensión Jurásica y las Cuencas asociadas en color verde
(Tomado de Fuenzalida, 2004).
Asociada a la extensión conjuntamente se produjo un proceso de fusión cortical por calentamiento
litosférico que generó un intenso magmatismo anatéctico de carácter ácido. De esta forma el volcanismo
asociado y el intenso magmatismo depositó varios miles de metros de riolitas y tobas que junto con facies
sedimentarias fluviolacustres constituyen el relleno de synrift de los hemigrabenes y que se denomina
Formación Tobífera (Dalziel y Cortes, 1972 y Gust et al., 1985).
13
La ruptura de la corteza debido al incremento de la extensión durante el Jurásico Superior se
traduce en la abertura del mar de Wedell y en el desarrollo de una cuenca marginal con afinidad de piso
oceánico situada al Oeste de la ubicación actual de la Cuenca de Magallanes llamada Cuenca de Rocas
Verdes (Dalziel et al. 1974). Hacia fines del Jurásico y comienzos del Cretácico se inicia en la cuenca
marginal una etapa de subsidencia térmica acompañada de la separación entre Sudamérica y África, se
asocia a una fase de sag-deriva (Harambour y Soffia 1988). De esta manera se produjo una extensa
transgresión marina con avance desde el Oeste y Sur que depositó facies proximales de areniscas y
arcillolitas fluvio deltaicas de la Formación Springhill, principal reservorio de la Cuenca de Magallanes
(Figura 4).
2.3.2. ETAPA COMPRESIVA
A causa del cambio a un régimen tectónico compresional, se produce el cese en la subsidencia
termal de la Cuenca de Rocas Verdes y su margen Pacífico comenzó a ser comprimido y deformado hacia
el NW.
Según trabajos realizados por Mpodozis (2006) es posible reconocer al menos tres eventos
compresionales importantes que darían origen a la Faja Plegada y Corrida de Magallanes, y cada uno de
estos eventos le correspondería un distinto dominio en la cuenca y una cuña depositacional con depósitos
propios al desarrollo de una cuenca de antepaís que se desplaza con cada evento en dirección NW (Figura
6).
Durante el Coniaciano se produce un evento tectónico que genera un intenso plegamiento y
metamorfismo de los depósitos turbidíticos de edad Aptiana - Coniaciana lo que produce la inversión de la
antigua cuenca extensional. Debido a la respuesta isostática, a la inversión y carga tectónica asociada al
evento I se depositaron los sedimentos que conforman la primera secuencia de antepaís inmediatamente al
este de la zona plegada (correspondiente al dominio más occidental de la Faja Plegada y
Corrida)(Mpodozis, 2006).
A partir del Cretácico Superior (Maastrichtiano) se produce un segundo evento tectónico
(Compresión II). La deformación se propaga hacia el noreste y se transfiere hacia la cobertura
sedimentaria, canibalizando las rocas de la secuencia de antepaís I previamente depositadas. El depocentro
sedimentario se desplaza hacia el este generando el espacio de acomodación que permite el desarrollo de
una segunda secuencia de antepaís durante el Eoceno (Mpodozis, 2006).
En el Oligoceno un nuevo evento compresivo se desarrolla hacia el Oeste de la cuenca, el que
representa un avance de la deformación en secuencia normal hacia el oriente que afectó a la secuencia de
antepaís II generando hacia el este el espacio para la depositación de la secuencia de antepaís III
(Mpodozis, 2006).
14
Figura 6: Esquema de la evolución de la Cuenca de Magallanes, en ella se muestran las etapas syn y post
rift desarrolladas a lo largo del Jurásico, anterior al establecimiento del régimen compresivo (Modificado
de Galeazzi, 1994).
Durante el Mioceno comienza una actividad tectónica transpresiva (Ghiglione, 2002) evidenciada
por la orientación de diques clásticos en relación con las estructuras regionales. La deformación
transpresiva y transtensiva neógena todavía está activa a lo largo del límite actual entre las placas
Sudamericana y de Escocia (Cunningham et al., 1995; Lodoso et al., 2003). El cambio a un régimen
tectónico dominado por transcurrencia habría sido consecuencia de los fenómenos asociados a la
formación de la Placa de Escocia y apertura del Paso Drake durante el Neógeno.
15
3. RECOPILACIÓN, OBTENCIÓN Y
PROCESAMIENTO DE DATOS
3.1. INTRODUCCIÓN
A lo largo del estudio se han ocupado dos fuentes principales, estas consisten en datos de pozos
que incluyen datos litológicos, reconocimiento de markers eléctricos relevantes y checkshots, además de
la información de perfiles sísmicos regionales y sus interpretaciones previas. Durante el procesamiento de
los datos, estos son asociados e interpolados con ayuda del software Geoframev4.2 (Schlumberger
GeoQuest), para el desarrollo posterior de perfiles regionales en profundidad.
3.2. DATOS UTILIZADOS
3.2.1. DATOS DE P OZOS
Hasta el año 2004 se habían perforado alrededor de 1.800 pozos de exploración y desarrollo con
objetivos petroleros, principalmente dirigidos a la Formación Springhill. Estos pozos representan una
fuente de información importante al aportar datos precisos de litologías y limites formacionales, además
de la ubicación concreta de los markers eléctricos en la columna. De manera más específica, se han
recopilado las columnas estratigráficas de fondo de pozo, para aquellos que se encuentran sobre los
perfiles. Estas columnas proveen información de detalle de las litologías dentro de los primeros metros de
la Formación Tobífera, sin embargo son muy pocos los posos que cortan la secuencia completa.
Si bien existe información acerca de la “Tobífera” contenida en los registros de los pozos, esta es
bastante escasa ya que históricamente los pozos tanto de exploración como de producción, han tenido
como objetivo principal la Formación Springhill, cortando solo los primeros metros de la secuencia
mencionada (Ver Tabla 1 de Anexos Digitales, que contiene la información de pozos que alcanzan la
Formación Tobífera).
3.2.2. REGISTROS ELÉCTRICOS DE POZOS Y PRINCIPALES MARKERS .
Los registros eléctricos convencionales que se utilizan permiten medir la resistividad de la zona
lavada, Ro, y la resistividad real de la zona virgen, Rt. Estos registros son herramientas importantes que
permiten identificar zonas prospectivas, horizontes y marcadores eléctricos.
Por lo general, el perfil eléctrico contiene cuatro curvas:
16
Normal Corta (SN) de 16”, esta mide la resistividad de la zona lavada (Ro), es decir la
zona que fue invadida por el filtrado de lodo.
Normal Larga (NL) de 64”, ésta mide la resistividad en la zona virgen (Rt).
Lateral de (18 ’- 8”), es utilizada para medir la resistividad verdadera de la formación
cuando no es posible obtener un valor preciso de la curva normal larga.
Potencial espontáneo (SP), es un registro de la diferencia de potencial entre el potencial
eléctrico de un electrodo móvil en el pozo y el potencial eléctrico de electrodo fijo en la
superficie en función de la profundidad. Frente a lutitas, la curva de SP por lo general,
define una línea más o menos recta en el registro, que se llama línea base de lutitas.
Enfrente de formaciones permeables, la línea muestra deflexiones con respecto a la línea
base de lutitas; en las capas gruesas estas deflexiones tienden a alcanzar una deflexión
esencialmente constante, definiendo así una línea de arenas. Ésta curva de potencial
espontáneo es muy útil, ya que permite detectar capas permeables, correlación de capas,
determinar la resistividad del agua de formación y una estimación aproximada del
contenido de arcillas.
Un marker eléctrico consiste en una anomalía del registro eléctrico en un pozo, que permite
fácilmente ser identificada a lo largo de la región de estudio. En el caso de la región de Magallanes se han
seleccionado una serie de ellos para uniformar criterios, por su forma clara y conspicua, lo cual permite su
reconocimiento de forma relativamente sencilla. Estos además representan normalmente cambios
litológicos o proximidades a estos. A continuación se describen los markers eléctricos principales
utilizados en este trabajo (Markers Geológicos y Eléctricos, Seminario del Petróleo, ENAP Magallanes):
A1: Techo de la Formación Areniscas Arcillosas: se ubica en la deflexión de la curva que separa la
línea de las areniscas, de las líneas de las arcillas (Figura 7). Es el límite entre los sedimentos finos, marinos de la Formación
Brush Lake, con los sedimentos arenosos costeros de la Formación Areniscas Arcillosas.
A1b: Base de la Formación Areniscas Arcillosas, donde vuelve la línea de las areniscas a la de las arcillas nuevamente.
Sería el límite entre la Formación Areniscas Arcillosas y el Grupo Bahía Inútil constituidos por arcillolitas gris
oliva claro a gris medio, con intercalaciones de limolitas (Figura 7).
17
Figura 7: Ejemplo de registro de pozo, donde se pueden apreciar los markers A1 y A1B (Modificado
Fuenzalida, 2004).
G7: Se ubica en la proximidad de la base de la Zona Glauconítica. Corresponde al primer máximo notorio de
las curvas de los perfiles eléctricos (Figura 8), de la base de la zona Glauconítica hacia la parte superior. Litológicamente
este Marker corresponde a una capa de poco espesor de arenisca arcillosa calcárea, muy Glauconítica y con abundante
pirita, está ubicado a muy pocos metros (3 a 5 m) sobre el límite entre las Formaciones Zona Glauconítica y Lutitas
Arenosas. Corresponde aproximadamente al contacto Terciario –Cretácico.
I10: Es el primer máximo grande que se observa en las curvas del perfil eléctrico en el Cretáceo Superior, desde
el límite de lutitas de diferentes resistividades hacia arriba (Figura 8). Litológicamente corresponde a un cambio de lutitas
muy calcáreas a lutitas finas de menor resistividad que la anterior. Tentativamente este marker corresponde al límite
Cretácico Superior – Cretácico Medio. Se ha interpreta como la discordancia de erosión entre las
megasecuencias de antepaís y las anteriormente depositadas (Para mayor información véase Figura 54 en
el Anexo A).
Figura 8: Ejemplo de registro de pozo, donde se pueden apreciar los markers G7 y I10 (Modificado
Fuenzalida, 2004).
C11: Se ubica en el centro del primer máximo que afecta las curvas Normal y Lateral del perfil,
aproximadamente 2 metros sobre las Areniscas Glauconíticas (Figura 9). Litológicamente corresponde a un banco de
caliza, que se encuentra casi inmediatamente sobre las Areniscas Glauconíticas.
18
S1 O TAS: Techo Arenisca Springhill. Se ubica donde se produce la separación abrupta de la línea de las
areniscas de la línea de las lutitas (Figura 9). Litológicamente corresponde al lugar donde empiezan los
sedimentos gruesos del Cretácico Inferior, principalmente Areniscas Cuarcíferas.
T1 o TST: Techo Formación Tobífera. Se ubica donde regresa en forma abrupta la línea de las areniscas a la
línea de las lutitas (Figura 9), no volviéndose a separar por efectos de rocas porosas y permeables. Litológicamente
corresponde al techo de un complejo de rocas de origen volcánico constituidas por ignimbritas, tobas y brechas que
yacen bajo los sedimentos Cretácicos.
Figura 9: Ejemplo de registro de pozo, donde se pueden apreciar los markers C1, C5, C8, C11, S1 y TAS
(Modificado Fuenzalida, 2004).
3.2.3. INFORMACIÓN SÍSMICA .
ENAP a través de diversas campañas sísmicas que ha registrado del orden de 2.500 kilómetros de
líneas sísmicas digitales y analógicas, empleando dinamita, vibroseis y dinoseis como fuente de energía.
Estas líneas que ya han sido previamente interpretadas, se han corregido y simplificado eliminando las
estructuras de menor envergadura que pudiesen complejizar el problema. Estos Perfiles Regionales
(Figura 10) son el resultado de la composición de líneas símicas menores llevadas a un mismo datum
(nivel medio del mar) y posteriormente unidas en líneas mayores. Los perfiles utilizados serán nombrados
como PR (Perfil Regional) y su número identificador, estos son el PR5 y PR8 (Figura 12 y Figura 13),
ambos de orientación SW – NE cortando así las estructuras principales de la cuenca de manera
perpendicular (Figura 11).
19
Figura 10: Mapa del bloque Norte de Tierra del Fuego, muestra la disposición de los perfiles regionales
desarrollados por ENAP Magallanes, en rojo se encuentran resaltados el PR5 y PR8 (Modificado de
Fuenzalida, 2004).
20
Figura 11: Mapa del sector Norte de Tierra del Fuego, en él se muestran las fallas y cuencas Jurásicas
orientadas en dirección NW – NNW y como los Perfiles Regionales 5 y 8 cortan de manera casi
perpendicular dichas estructuras (Modificado de Fuenzalida, 2004).
21
Figura 12: Línea sísmica que corresponde al Perfil Regional 5, donde se puede apreciar la sísmica y la interpretación de esta tanto de los Markers como
de las estructuras.
Figura 13: Línea sísmica que corresponde al Perfil Regional 8, donde se puede apreciar la sísmica y la interpretación de esta tanto de los Markers como
de las estructuras.
22
3.3. PROCESAMIENTO DE DATOS
En esta etapa se siguieron metodológicamente una serie de pasos para obtener la profundidad de
las superficies importantes para el estudio. En primer lugar la profundidad de los markers TAS, C11, I10 y
G7 y por otro lado la del Basamento (BAS), que representará una complejidad adicional por la falta de
datos concretos acerca de su profundidad. Todo esto con el fin de crear secciones en profundidad que
contengan dichos horizontes y las estructuras interpretadas desde la sísmica.
3.3.1. METODOLOGÍA
Mediante la aplicación Geoframe v4.2 (SchlumbergerGeoQuest) se importaron las bases de datos
ingresadas previamente por los expertos de ENAP Magallanes tanto la información de pozos, como las
líneas sísmicas regionales. Una vez realizado este procedimiento, comenzó el procesamiento de los datos
siguiendo una serie de pasos que se explican a continuación:
OBTENCIÓN DE LA GRILLA DE TIEMPO
De los consecutivos estudios realizados en la zona, en particular del proyecto Perfiles Regionales,
se tienen definidas las principales estructuras en al menos 30 líneas símicas del orden de 100 km de largo
que conforman un enrejado de datos para la zona. Además, sobre cada una de ellas, se ha realizado la
interpretación e identificación de los markers eléctricos principales (Figura 14) mediante la aplicación
IESX del software Geoframe v4.2. De esta manera, para cada punto sobre los perfiles se tiene un tiempo –
sísmico asociado a cada marker, por lo tanto a su vez se dispone de un enrejado discreto sobre el área de
este dato. Finalmente de la interpolación de esta información se obtiene una grilla que a cada punto
geográfico le asocia un tiempo – sísmico para cada uno de los markers.
23
Figura 14: Explicación esquemática del picado de los markers en un pequeño tramo de traza sísmica y el
tiempo asociado para cada marcador para un punto geográfico en superficie.
La expresión grafica de estas grillas corresponde a mapas de isotiempo para cada uno de los
markers (Figura 15 muestra el Mapa de Isotiempo para el TAS, en la sección Anexo B se pueden
encontrar los mapas del resto de los markers importantes).
24
Figura 15: Mapa de Isotiempo para el TAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el tiempo que
tarda la onda sismica en llegar al TAS, a mayor profundidad mayor será el tiempo y por consiguiente
estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas.
OBTENCIÓN DE LA G RILLA DE VELOCIDADES
Para cada pozo en la zona se dispone de una serie de datos asociados a él, en particular la
información de la profundidad a cada uno de los markers y los check – shots que otorgan el dato del
tiempo que tarda la onda sísmica en recorrer cierta formación. De esta manera con estos dos datos, se
puede obtener la velocidad de la onda sísmica a cada marker en cada pozo (Figura 16), como se muestra a
continuación:
25
Figura 16: Esquema de la información de pozo disponible tras la asociación de la grilla de tiempo a la
información de los registros de pozos.
De esta manera, al igual que en la obtención de la grilla de tiempo – sísmico se posee una red discreta
de puntos, con información de velocidades para cada marcador asociado dispuestos sobre la zona de
estudio. Finalmente se realiza la interpolación de los datos de esta red para crear una grilla completa de
velocidades que cubra la totalidad de la zona.
De igual manera que con la grilla tiempo, se puede obtener un mapa que representa las velocidades a
un determinado Marker llamado mapa de isovelocidades, el cual muestra a modo de curvas de nivel
campos de iguales velocidades de la onda sísmica (Figura 17 ejemplo de mapa de isovelocidades para el
TAS, en la sección Anexo B se pueden encontrar los mapas de isovelocidades para el resto de los Markers
importantes).
26
Figura 17: Mapa de Isovelocidades para el TAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el tiempo
que tarda la onda sismica en llegar al TAS, a mayor profundidad mayor será el tiempo y por consiguiente
estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas.
OBTENCIÓN DE LA GRILL A DE PROFUNDIDAD
Una vez ya creadas las grillas de velocidad y tiempo sísmico, la obtención de la grilla de
profundidad consiste en una simple operación entre ambas.
Básicamente el proceso se reduce al siguiente ejercicio matemático:
La obtención de esta nueva grilla consiste en la multiplicación de los datos para cada punto de
ambas matrices.
Como resultado de este último proceso se obtiene la grilla de profundidad, que puede ser llevada a
forma gráfica lo que permite la obtención de un mapa topográfico de los markers en profundidad y
27
posteriormente la extracción de esta información, para la obtención de perfiles regionales en profundidad
y su posterior manipulación (Figura 18).
Figura 18: Mapa de Isobático para el TAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el tiempo que
tarda la onda sismica en llegar al TAS, a mayor profundidad mayor será el tiempo y por consiguiente
estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas.
28
VARIACIÓN EN EL PROCE DIMIENTO PARA LA OBT ENCIÓN DE LA GRILLA DE
PROFUNDIDAD DEL BASAM ENTO
En el caso particular del Basamento por la falta de una base de datos mayor acerca de la
profundidad de este en toda la región, se ha realizado un proceso alternativo para la generación de una
grilla de profundidad del mismo.
Ya que los pozos exploratorios tienen como objetivo la Formación Springhill y parte de la
“Tobífera” en algunos casos, aquellos que tocan efectivamente el Basamento no son muchos,
especialmente en el sector más Occidental de la Cuenca donde este se encuentra a mayor profundidad. Por
esta razón se creó una nueva base de datos (Tabla 1), en la que se disponen el tiempo sísmico que tarda la
onda en recorrer la “Tobífera” y el espesor de la misma y la asociación de estos datos (Tabla 2) con la
finalidad de obtener una función que a cada tiempo sísmico le corresponda un espesor.
Espesor de la
“Tobífera”(m)
Tiempo-
sísmico (s)
Profundidad
del TAS(m)
Espesor teórico de la “Tobífera”
y=0,053x^1,5538 (m)
Profundidad total
teórica (m)
Profundidad
Real (m)
cat 31 10 30 1655 9,922751518 1664,922752 1665
ag 2 752 464 1802 702,6494701 2504,64947 2554
ag 1 901 470 1776 716,8333832 2492,833383 2677
gavn 6 1926 829 2117 1732,93222 3849,93222 4043
gavn5 1890 969 2174 2209,004698 4383,004698 4064
rdo 2 740 3143 1452,312062 4595,312062
rdo1 740 3136 1452,312062 4588,312062
re 1 1000 2955 2319,90395 5274,90395
col 1 660 2392 1215,543754 3607,543754
cha9 620 2225 1102,897818 3327,897818
lv 6 585 2365 1007,583284 3372,583284
maj 2 510 1937 813,9456627 2750,945663
xe1 408 1751 575,2437225 2326,243723
xe9 6 21 1560 5,697470921 1565,697471 1566
xe4 11 35 1520 12,61153203 1532,611532 1531
Tabla 1: En esta tabla se puede apreciar la información de pozos disponibles con profundidad real para el
BAS, el tiempo sísmico entre el Basamento y el Techo de la Formación Tobífera y los resultados
obtenidos con la función velocidad calculada mediante el método de los mínimos cuadrados para la
profundidad del Basamento.
29
Tabla 2: Grafico en él que se han dispuesto los datos de profundidad versus tiempo para los pozos que
cuentan con información de profundidad del Basamento, la línea negra representa la función Y que a cada
tiempo le otorga como resultado una profundidad.
Si bien en algunos puntos las diferencias con la profundidad real del basamento son apreciables, el
error no supera el 8%, y hacen que las estimaciones en términos del modelamiento estructural de la cuenca
no se complejicen en mayor medida.
Esta nueva información permite calcular una grilla de espesor para la “Tobífera” (Ubicada entre el
TAS y el BAS) que resulta de la operación de la grilla de diferencia de tiempos entre el BAS y TAS
(Figura 19) en la función espesor obtenida.
30
Figura 19: Mapa de Isotiempo para el TAS - BAS, en el se representa a modo de curvas de nivel el tiempo
que tarda la onda sismica en viajar a travez de la “Tobifera”, donde a mayor espesor mayor será el tiempo
y por consiguiente estara representado por colores más cercanos a tonalidades rojas.
Finalmente la grilla de profundidad del Basamento (Figura 20 b) será el resultado de la adición de la
profundidad del TAS y el espesor de la Formación Tobífera para cada punto de la zona (Figura 20 a).
31
Figura 20a: Mapa Isopáquico del BAS, muestra curvas de nivel para puntos de igual espesor dentro del Basamento. Figura 20b: Mapa Isobático del BAS,
muestra curvas de nivel para puntos de igual profundidad para el Basamento.
32
4. ARQUITECTURA JURÁSICA DE LA
CUENCA DE MAGALLANES, SECTOR
NORTE DE TIERRA DEL FUEGO
4.1. INTRODUCCIÓN
Con el fin de comprender la arquitectura interna y evolución de la Cuenca de Magallanes para su
fase extensiva durante el Jurásico, en este capitulo se realizará la reconstrucción de los perfiles en
profundidad para su condición a principios del Jurásico. De esta forma a partir del estudio de las secciones
sísmicas llevadas a profundidad se construirá un modelo evolutivo para la cuenca y tiempo específico.
En particular el estudio se concentra en el sector Norte de Tierra del Fuego, debido a que es donde
estas cuencas se encuentran a niveles más someros lo que permite un mayor acceso a información tanto de
sísmica, como litológica y estratigráfica. Así este capitulo pretende entregar un mayor entendimiento de
los procesos ocurridos durante el Jurásico.
4.2. METODOLOGÍA
Para la elaboración de las secciones estructurales y aproximaciones de perfiles estratigráficos, que
permitirán el análisis de la condición para el Jurásico de la Cuenca, se siguieron los siguientes de pasos:
1. Confección de perfiles de la condición actual de la cuenca, a partir del análisis
principalmente de la sísmica e información de pozo realizado en el capítulo anterior
(Detalle en Anexo A).
2. Horizontalización del límite dado por la discordancia de erosión entre los sedimentos de la
cuenca de antepaís y las secuencias depositadas durante el Jurásico y Cretácico Inferior
(Marker eléctrico I10), con el fin de obtener nuevos perfiles que muestren la condición y
orientación de las estructuras mayores para el Cretácico Inferior.
3. Análisis detallado de Cuencas más someras, a través de trabajos previos en los cuales se
ha explicado la evolución de estas mismas, con el fin de extender dichos procesos a lo
largo de todo el dominio extensional.
33
4. Comparación de la configuración obtenida para el Jurásico con modelos de procesos de
extensión y rifting.
5. Una vez desarrollados a cabalidad los puntos 3 y 4, de la complementación de ambos
realizar secciones que retraten la evolución de la Cuenca mediante la utilización del
programa Move2D de la compañía Midland Valley.
6. Análisis de las secciones obtenidas, a fin de entender el desarrollo general de la cuenca
para la extensión Jurásica.
4.3. CONCEPTOS BÁSICOS
4.3.1. DEFINICIÓN DE RIFT Y CARACTERÍSTICAS P RINCIPALES
El termino Rift fue introducido por Gregory (1986) para una sección de grabenes ubicados al este
de África. Estos son constituidos por depresiones corticales alargadas de grandes dimensiones, que se
encuentran delimitadas por fallas normales y de rumbo originadas por procesos de extensión de diversos
tipos, asociados normalmente a actividad sísmica y volcánica (Lambiase y Bosworth, 1995).
Estos se constituyen básicamente por hemigrabenes (Cuencas extensionales asimétricas, Figura
21), estas en general presentan una zona de falla principal que controla el crecimiento de la depresión, esta
se denomina zona de falla de borde y no necesariamente posee una polaridad única, sino que además
puede variar a través de zonas de acomodación o fallas de transferencia, generando la superposición de los
sistemas de hemigrabenes (Figura 22). A la unidad básica que compone el rift podemos sumar sistemas
más intrincados y rasgos estructurales complejos, como grandes zonas de transferencias entre las
estructuras que las componen a lo largo del rumbo, plataformas marginales, flancos elevados, fallas
marginales, zonas deprimidas, etc. Que en sumatoria pasaran a constituir el sistema de rift (McClay, 1995;
Withjack et al., 2002).
Los rift son rasgos de escala mayor, que pueden llegar a tener unos cuantos kilómetros de espesor
y por otro lado cientos kilómetros de extensión, se construyen por unidades más básicas como
hemigrabenes, los que se disponen de forma escalonada, alineadas y en algunos casos interfiriendo entre
ellos mismos. En general, poseen características comunes como la presencia de fallas normales y
depósitos sedimentarios, con grandes volúmenes de rocas volcánicas alcalinas, aunque no siempre se
hallen representadas. Por otro lado estudios como los de Allen y Allen (1992) demuestran que en su gran
mayoría estos sistemas sobreyacen a corteza adelgazada y se caracterizan por anomalías de Bouguer
negativas y altos flujos de calor en relación a los normales para los continentes (diferencias que van entre
90 y 115 mWm-2
para flujos en zonas de rift contra los valores normales que fluctúan entre 50 y 70 mWm-
34
2). Al ser receptáculos para sedimentos, constituyen un registro del ambiente tectónico imperante durante
el cual se originó y evoluciono. Algunos de estos rift no se mantienen como tales, cuando la extensión
alcanza el punto en que se genera corteza oceánica, comienza la destrucción de ciertos rasgos hasta ese
momento preservados. Sin embargo, muchos rift resultan abortados finalmente los que preserva muchas
de sus estructuras y relleno de las mismas (a modo de un registro fósil) lo que permite el estudio posterior
de ellos con estas evidencias.
35
Figura 21: Vista en planta y sección cruzada hipotética de un Hemigraben idealizado (Modificado de Rosendahl, 1987).
36
Figura 22: Vista en Planta y Secciones Cruzadas hipotéticas para Hemigrabenes asociados, solapados y no
solapados (Modificado de Rosendahl, 1987).
37
CLASIFICACIÓN DE R IFTS
Existen muchas maneras de clasificar los rifts, sin embargo en general todas estas clases se
superponen lo cual plantea una seria de problemáticas al momento de caracterizar un rift.
Algunas de estas clasificaciones son las que se revisaran a continuación.
De Keary y Vine (1996).
Categorizaron los rift dentro de tres grandes categorías, las dos primeras asociadas a la
fragmentación continental, mientras que la tercera a la colisión de estos.
La primera consiste en el proceso de Rifting previo a la fragmentación continental, donde se
distingue rifting intracontinental y de zonas de compresión neta. En segundo lugar, la fragmentación
continental producto de uniones triples del tipo rift-rift-rift, donde el rift no utilizado en la ruptura se
preserva dentro del continente como un rift abortado (Burke y Dewey, 1996). Y en tercer lugar, rifts
producidos como respuesta a regímenes compresivos a gran escala por impacto de continentes, en zonas
alejadas donde se producen grabenes denominados impactógenos (Keary y Vine, 1996).
De Sengör 1995).
Desarrollo tres clasificaciones las cuales consisten en, una primera por Geometría, consistente la
respuesta de la corteza al tipo de esfuerzo extensivo. En segundo lugar una Cinemática asociada al tipo de
margen, donde se agregan las siguientes clasificaciones a las ya mencionadas de Keary y Vine (1996):
Áreas cratónicas intracontinentales, márgenes divergentes (tanto intra como intercontinentales sumado a
oceánicos), márgenes conservativos y finalmente convergentes. Y por último una clasificación Dinámica,
donde se incluyen los rift pasivos y activos. Los rift Activos es donde la extensión se produce por fuerzas
litosféricas como resultado a la presencia de plumas mantélicas y corrientes convectivas, de esta manera al
producirse esta anomalía se crea un abultamiento en la corteza, el que dará como resultado tensión y
posterior fallamiento de la corteza (Burke y Dewey, 1973). Por otro lado los rift Pasivos, definidos por
Sengör y Burke (1978) se producen como resultado de esfuerzos diferenciales intraplaca, externo al
sistema mismo de rift, de esta forma se da a lugar a un adelgazamiento cortical y como consecuencia un
levantamiento de la astenósfera y sus efectos esperados (Figura 23).
38
Figura 23: Modelo de rift dinámico, arriba se aprecia un esquema de rift activo, y abajo un rift pasivo
(Tomado de Ziegler y Cloething, 2003).
De Ziegler y Cloething (2003).
Se distinguen 5 categorías bastante más intuitivas cada una que las anteriormente mencionadas.
En primer lugar se encuentran los rift Atlánticos, asociados a la fragmentación de masas continentales
como consecuencia de la reorganización de la convección del manto (Ziegler, 1993). Rifts de Back-arc,
generados por la disminución en la velocidad de convergencia o alejamiento temporal de las placas
(Uyeda y Kanamori 1979). En tercer lugar rift sinorogénicos y transformantes que dan a lugar a bordes
indentados y rotación de bloques o como consecuencia del engrosamiento litosférico se produce
alzamiento y extensión del orógeno (Dalmayrac y Molnar, 1992). Por extensión postorogénica, cuando en
orógenos jóvenes estos esfuerzos están asociados a alzamiento postorogénico y el desarrollo de fuerzas
desviatorias en la corteza engrosada. Finalmente, por plumas, que consiste en material que haciende desde
el limite manto – núcleo en forma de diapiros alojándose a profundidades del orden de 500 km, que
actuaran como una nueva fuente anómala de calor produciendo de esta manera fusión parcial del manto
superior y a su vez a plumas secundarias, las que al introducirse en la base de la litosfera interactúan con
ella debilitándola y generando fuerzas extensivas.
De esta manera tras revisar cada clasificación resulta claro que ninguna tiene un carácter
excluyente por sobre otra. Sin embargo, para muchos el estiramiento litosférico (Pasivo y Activo) cumple
39
un rol más efectivo por hallarse ejemplos conocidos en la naturaleza, que parecen satisfacer esta
clasificación.
ELEMENTOS GEOMÉTRICOS
Hablando a grandes rasgos como una manera de explicar de forma sencilla y abarcable, cuales son
los elementos principales que forman parte como elementos básico en la construcción de un rift se tienen
dos categorías principales de fallas extensionales, estas son las planares y lístricas (Figura 24). Ambos
casos generan problemas en general, que tienen que ver con el nivel de despegue basal, sin embargo, este
se ve aumentado sobre todo en los sistemas de fallas planares, más que en los rotacionales de fallas
lístricas (McClay, 1997).
Figura 24: A la derecha de la figura Falla Lístrica y a la izquierda Falla plana, ambas normales (Twiss y
Moores, 1992).
Otro constituyente básico que se debe conocer al hablar de fallas, son el Hangingwall o bloque
colgante que corresponde a la porción de rocas posicionada sobre el plano de falla y por otro lado su
complemento que corresponde a la roca que está por debajo de este plano se le denomina Footwall o
bloque yacente (Figura 25).
Por otro lado las geometrías de las fallas reciben ciertos nombres que son importantes de
mencionar. Así la parte de la falla que corta con cierto ángulo la estratificación o cierto nivel horizontal se
denomina Rampa, por otro lado la parte que actúa de forma paralela a estos mismos parámetros es llamada
Flat (Figura 25)
Básicamente con el conocimiento de estos elementos ya se puede adentrar un poco más en el
estudio de las estructuras asociadas a fallas normales.
40
Figura 25: Esquema de un pliegue flat-rampa-flat, mostrando sus principales componentes y estructuras
asociadas.
PLIEGUES Y ESTRUCTURA S ASOCIADAS
Al revisarse una sección básica en extensión, se pueden encontrar ciertas características asociadas
a ella, estas corresponden a una serie de pliegues y estructuras básicas que se repiten en casi cualquier
perfil desarrollado bajo esfuerzos extensivos. Si bien estas estructuras difieren en su forma al irse al
detalle, cuando se revisan modelos en donde las estructuras principales son curvas o planas, se puede
apreciar una notable correlación entre ellas. Las estructuras importantes de mencionar son los siguientes:
Pliegues como anticlinales de rollover, abanicos lístricos, horst, graben y halfgraben.
Figura 26: Sección esquemática que representa las principales estructuras desarrolladas en ambientes de
extensión asociado a Fallas lístricas (Tomado de McClay, 1995).
Los anticlinales de rollover, corresponden a pliegues monoclinales con vergencia hacia la falla
lístricas principal, que produce dicho basculamiento en los estratos pertenecientes al Hangingwall. Existen
también a su vez rollovers que se desarrollan de la misma manera que el anterior, pero a través de fallas
planas siendo menos evidente la rotación y basculamiento de los estratos (Figura 26). El desarrollo de esta
deformación no es simple y ha sido estudiado en diferentes publicaciones y por diversos autores dentro de
los que destacan McClay, Imber, Tingguang, Gibbs y Withjack.
En segundo lugar nos encontramos con los abanicos lístricos, de características muy similares a
los abanicos imbricados que se dan en compresión, ellos corresponden a set de fallas semiparalelas que
41
segmentan el Hangingwall, terminando en un nivel común de despegue en general de bajo ángulo (Figura
27).
Figura 27: Esquema de la estructura de Abanico lístrico desarrollado a partir de la extensión en una zona
cuya falla principal posee una geometría lístrica (Modificado de Gibbs, 1984).
A los bloques elevados por sobre el nivel regional limitados en ambos lados por fallas normales
conjugadas se le denomina Horst, mientras que a lo contrario, es decir, a un bloque que se halla bajo el
nivel regional, delimitado por fallas conjugadas por ambos lados, se le llama Graben, y en el caso en el
cual esto sucede, pero con fallas que se encuentran a un solo lado del bajo, se le nombra Half graben
(Figura 31).
ESTILOS ESTRUCTURALES EN PROCESOS DE RIFTING
Si bien existen diversos estilos estructurales propuestos para sistemas extensionales de rift, se han
de nombrar simplemente los más importantes para el desarrollo de este trabajo, de tal forma de entregar el
conocimiento básico para el entendimiento de las secciones presentadas y su evolución (Estas diversas
definiciones se han extraído de cursos y compendios de tectónica extensional dictados por Barredo,
Giambiagi, Tunik y Martinez).
En primer lugar una estructura importante en el desarrollo de un rift consiste en sistemas de fallas
normales en Dominó, donde las grandes fallas normales en el basamento tienden a ocurrir en forma
subparalelas entre ellas inclinándose así en el mismo sentido y son rotadas mientras ocurre su
desplazamiento, por otro lado cabe mencionar que las fallas que componen este arreglo en general no
poseen un nivel de despegue común, si no que más bien una zona de intersección normalmente muy
brechizada y cizallada (Figura 28).
Figura 28: Sistemas de Fallas en Domino (Tomado de Twiss y Moores, 1992).
42
Además pueden ocurrir sistemas de fallas rotacionales y no rotacionales, las primeras como lo
dice sus nombre no presentan rotación de las capas y poseen una geometría plana, por otro lado las
segundas presentan rotación de las capas y las fallas que las componen pueden ser tanto lístricas como
planas, donde la gran diferencia consiste en que las primeras pueden permanecer fijas con la rotación, sin
embargo, las fallas planas se desplazaran con el bloque de roca (Figura 29).
Figura 29: Geometría de los sistemas de fallas clásicos (Tomado de Twiss y Moores, 1992).
Finalmente existe otro modelo importante dentro de sistemas extensionales, que aunque no se
aprecien en este estudio será mencionado. Este sistema consiste en la rotación flexural (rolling hinge), que
predice que la formación de una cuenca debería ser más joven en una dirección, para que ocurra esto una
falla normal deberá ser rotada progresivamente a menores manteos por alzamiento isostático resultado de
la denudación tectónica (Figura 30).
Figura 30: Geometría de la Rotación Flexural esquematizada (Modificado de Busby e Ingersoll, 1995).
43
Figura 31: Características geométricas mayores de un sistema de fallas extensionales (Tomado de Twiss y Moores, 1992).
44
4.4. ESTRATIGRAFÍA GENERAL DE LAS CUENCAS
Si bien las cuencas pre – cretácicas en general presentan cada una por si sola una historia
evolutiva diferente, lo que hace muy compleja la correlación de las secuencias que componen a cada una
de ellas con las de otra. Estas Cuencas presentan distinto grado de conocimiento y definición, debido a la
carencia de datos, principalmente de pozos debido al costo implícito que conllevan perforaciones tan
profundas. El criterio para su determinación ha sido localizar zonas donde hay deformación importante de
la cobertura jurásica-cretácica por efectos de la compactación diferencial, esto se debe al hecho de que
dentro de algunas depresiones existe una mayor cantidad de facies pelíticas, que por efectos diagenéticos
se compactan en mayor medida, provocando una subsidencia mayor. También se ha observado que los
depocentros que presenta la Formación Springhill en la zona de plataforma, denotan bastante bien las
zonas con mayor deformación de la cobertura jurásica, por efectos de la compactación diferencial que se
desarrolla dentro de los hemigrábenes jurásicos. De esta forma en trabajos anteriores se han definido al
menos 8 cuencas importantes dentro de la Cuenca de Magallanes. En general como se aprecia de los
perfiles construidos en este trabajo, las cuencas pre - cretácicas presentan rellenos que van desde los 500
metros para las cuencas más pequeñas y a su vez menos estudiadas, hasta los 4.000 metros para las
cuencas mayores en los sectores más cercanos a los depocentros.
De esta manera se ha logrado definir de diversos estudios que la gran mayoría de las cuencas están
compuestas por al menos 4 secuencias mayores que se definen a continuación:
SECUENCIA B ASAL
En primer lugar, una secuencia basal correlacionada con una etapa inicial de rifting, posiblemente
muy ligada a subsidencia termal. Esta se apoya de forma discordante por sobre el basamento acústico y se
aprecian arreglos de los reflectores sísmicos en geometrías de montículos y clinoformas, que progradan
por las pendiente estructural hacia la cuenca, en forma de downlaps. De igual forma estas geometrías se
engrosan hacia el núcleo de los depósitos ubicados en los márgenes activos de las cuencas.
SECUENCIA BASAL DE DE PÓSITOS CLÁSTICOS
Esta secuencia ya se encuentra confinada a los límites de las cuencas donde se apreciarían
depósitos propios al inicio de la etapa de rift, esta se ubica en discordancia de erosión sobre el basamento
y se encuentra truncada hacia los bordes de las cuencas (Figura 32). En general los reflectores sísmicos
propios de esta secuencia son bastante caóticos y discontinuos, según Moraga (1996) representarían
depósitos clásticos de ambiente de alta energía. Estaría representada por depósitos de conglomerados,
cuarcitas y lutitas, apoyadas sobre el basamento.
45
Figura 32: Perfil esquemático de una cuenca tipo de la zona de estudio, donde se muestra las secuencias de
rift inicial (Modificado de Moraga, 1996).
SECUENCIA VOLCÁNICA SINRIFT
Esta secuencia se encuentra confinada a las cuencas y representa a una extensa etapa del periodo
sinrift. Se apoya discordantemente sobre la unidad anterior, sin embargo, esta discordancia resulta ser muy
difusa, siendo más fácil reconocer dicha discontinuidad en sectores donde se haya definida por estructuras
de onlaps. Internamente los reflectores no presentan un orden aparente, siendo en algunos casos
sumamente caóticos a subparalelos en otros. Por otro lado, en algunos casos la secuencia presenta una
forma de cuña, sin embargo, esto no se aprecia en todos los caso ya que esta configuración depende
mucho de las fallas activas durante el momento de su depositación, además de los focos de emanación de
dichos depósitos. Esta es una secuencia de espesor muy variable entre las cuencas pudiendo ir de los 500 a
incluso 1.500 metros, donde los depósitos corresponden a tobas cineríticas, lavas andesíticas, ignimbritas
de gran envergadura e intercalaciones ocasionales de lutitas y otros sedimentos (Figura 33).
Figura 33: Perfil esquemático de una cuenca tipo de la zona de estudio, donde se muestra las secuencias de
rift temprano (Modificado de Moraga, 1996).
46
SECUENCIA DE DEPÓSITOS CLÁSTICOS SINRIFT
Esta cuarta y última secuencia mayor con forma de cuña que se engrosa hacia el borde activo de la
cuenca representa a una secuencia depositacional clástica que finaliza el relleno de las cuencas. Se ubica
sobre la secuencia anterior en relación de discordancia definida por onlaps, aunque en algunos casos se
presenta de forma paraconcordante hacia los depocentros y/o borde activo de la cuenca (Figura 34). Esta
secuencia en general, presenta una mayor complejidad, en el sentido que se desarrollan distintas
discordancias en su interior que podrían delimitar secuencias de menores. A diferencia de las secuencias
anteriores, esta presenta reflectores muy continuos y muy paralelos a oblicuos. Representaría una cuenca
rellena de sedimentos clásticos de ambiente continental, sin embargo, al igual que en las secuencias
anteriores su definición es resultado de análisis sismoestratigráficos por sobre a su reconocimiento de las
rocas mismas que la componen, por carencia de pozos exploratorios que efectivamente perforen
completamente estas unidades. El espesor de la secuencia es variable pudiendo ir desde unos cientos de
metros a incluso mil metros hacia el borde activo de la cuenca.
Figura 34: Perfil esquemático de una cuenca tipo de la zona de estudio, donde se muestra las secuencias de
rift juvenil (Modificado de Moraga, 1996).
COLUMNA ESTRATIGRÁFICA TIPO DEL PRE – CRETÁCICO
De manera compacta la estratigrafía general de estas cuencas viene definida como sigue a
continuación:
El Basamento ha sido reconocido tanto en footwalls como en hangingwalls asociados a las fallas
normales que dieran a lugar a las cuencas Jurásicas, sin embargo, el pozo Gaviota Norte 6 es el único que
ha atravesado a cabalidad el relleno de toda la secuencia que compone alguno de estas depresiones. A este
basamento se le ha otorgado edad Paleozoica, en resientes investigaciones (Herve et al. 2010) se habla
aproximadamente de 500 – 540 Ma. En zircones, en contraste con edades previamente obtenidas para
muestras de la misma zona e incluso mismos pozos, mediante la técnica de K-Ar de 230 – 260 Ma.
(Söllener et al. 2000, Puig, A. 1984, Pérez de Arce, C. y Hervé, M. 1992, Moraga, J. 1994). Se reconocen
47
dos tipos de basamento principalmente, uno Ígneo constituido por granodioritas y dioritas, y en segundo
lugar uno metamórfico de gneiss y esquistos.
Figura 35: Columna Estratigráfica tipo para el relleno de una cuenca Pre – Cretácica (Tomado de Bravo y
Herrero, 1997).
Fundamentalmente el relleno de los hemigrábenes es muy variable, sin embargo se caracteriza
principalmente por la existencia de rocas volcánicas acidas, como tobas ignimbritas, lavas e
intercalaciones de rocas clásticas tales como areniscas y lutitas oscuras que en presencia de materia
orgánica podrían ser generadoras de petróleo. Este relleno presenta espesores muy variables que pueden ir
de unos cientos de metros a incluso alcanzar 4.000 metros de profundidad como en la Cuenca Oriental. El
relleno de estos grabenes es muy variable reconociéndose en algunos un miembro superior importante de
rellenos sedimentario, a diferencia que otros.
La columna estratigráfica clásica de la Cuenca Gaviota (Figura 35) permite reconocer el relleno
para estas cuencas y su configuración, a pesar de esto debe hacerse la aclaración que el relleno de cada una
de estas estructuras no necesariamente se relaciona con el de las otras, en cuanto a la temporalidad e
incluso con respecto al material mismo.
48
4.5. CUENCAS PRE – CRETÁCICAS RELEVANTES
En el marco de este trabajo resulta de principal importancia la consideración y conocimiento de la
información disponible de ciertas Cuencas por sobre otras, en tanto a que son ellas las que se muestran en
las secciones realizadas y por otro ya que son las de mayor envergadura y más representativas de la zona.
Como se aprecia en la Figura 36, en la zona existen al menos 7 cuencas mayores de las cuales los perfiles
desarrollados intersectan 5. Estas estructuras son: La Cuenca Oriental, El Graben Manantiales, Cuenca la
Gaviota, La Cuenca Dorado y El Graben Fueguino Central. Por otro lado el Perfil Regional 5, atraviesa en
su sector más occidental la Cuenca de Cameron de la cual por su profundidad y encontrarse en el sector de
Bahía Inútil bajo el mar, no se tiene información más que la relacionada con sísmica. Cabe destacar que si
bien la orientación actual de las cuencas es preferencialmente NW – NNW, esta pudo ser afectada por las
rotaciones que perturbaron la zona durante el surgimiento del Oroclino Patágonico con el cierre de la
Cuenca de Rocas Verdes durante el Cretácico Superior. A continuación se definen en mayor detalle cada
una de ellas, de la información extraída del Informe inédito Sistemas Petroleros de la Cuenca de
Magallanes (2004).
CUENCA ORIENTAL
Esta Cuenca posee un área estimada en 800 km2, hacia el Oeste se encuentra limitada por el pilar
tectónico (Paleoalto) de Spiteful, mientras que el limite Este se encuentra en el eje de altos Skua-Anguila-
Catalina y Norte-Catalina, que separa esta Cuenca de otra menor llamada Delfin, sin embargo en muchos
trabajos se considera a esta como una extensión de la misma Oriental y por estar hablando a una escala
regional, en este trabajo se ha abordado de igual manera. La depresión mayor de esta se encuentra,
delimitada por dos fallas importantes de vergencia opuesta entre ellas, donde el rechazo mayor se da en la
zona de Cuarto Chorrillo – Terramar (Figura 37). Esta cuenca se compone de dos subcuencas (Calafate y
Neptuno), sin embargo, en el Perfil Regional 8 solo se aprecia la Subcuenca de Calafate. El relleno que se
ha reconocido para esta depresión, corresponde a la Formación Tobífera y se registrado que su tramo
superior corresponde a depósitos volcanoclásticos, mientras que hacia su base se reconoce un secuencia
volcánica importante dominado por ignimbritas y flujos de lava (Moraga, 1996).
GRABEN MANANTIALES
Esta estructura cubre un área aproximadamente de 500 km2
y se encuentra delimitada hacia el
Oriente por un gran bloque de Paleoaltos de Basamento. Por otro lado este graben posee dos limites
importantes fácilmente apreciable en la Figura 37, estos límites corresponde a dos fallas normales
Jurásicas de vergencia opuesta, su borde Este corresponde a la falla de Majadas y por otro lado en el
sector occidental se encuentra la falla Chañarcillo. Aquí el relleno solo se ha reconocido en su sector muy
49
superior y correspondería a facies volcanoclásticas de la Formación Tobífera con algunos niveles de
menor importancia de pelitas lacustres.
Figura 36: Distribución de las Cuencas Pre – Cretácicas en el sector Noreste de Tierra del Fuego. En Color
Rojo se aprecia la ubicación de los Perfiles Regionales estudiados y las Cuencas que ellos intersectan.
50
CUENCA LA GAVIOTA
Esta Cuenca cubre un área de alrededor de 700 km2 y corresponde a un hemigraben de edad
Jurásica, donde la falla principal que define la depresión corresponde a la falla Lagunas, que se encuentra
al Este de la depresión con vergencia contraria y en el sector Oriental corresponde a la falla San Sebastián
que separa esta cuenca del graben Fueguino Central (Figura 38). El relleno es variable, sin embargo, se ha
reconocido en el pozo Gaviota Norte 6 que el tramo superior corresponde a una secuencia volcánica que
sobreyace a una unidad inferior volcanoclástica.
GRABEN FUEGUINO CENTRAL
Esta es una de las depresiones de mayor extensión areal de la zona, comprende alrededor de 2.000
km2, se encuentra limitados en la Figura 38 por las fallas Las Carreteas hacia el Oeste y San Sebastián
hacia el Este, sin embargo, presenta una mayor complejidad estructural en su interior, donde es de
principal importancia la falla San Martin que define un alto estructural que separa el graben en dos
subcuencas menores. Se aprecia de la sísmica que hacia las fallas principales se pueden encontrar ejes de
sinclinales y cuñas depositacionales, en el tramo superior del relleno del mismo. El relleno no es claro,
puesto que en su nivel inferior se carece de reflectores, sin embargo, de las estimaciones de este trabajo se
pueden deducir que el relleno del graben suma en potencia en su tramo máximo de 4.000 a 4.500 metros
lo que se condice con los estudios de sísmica hechos por Kirkpatrick (1989).
CUENCA DORADO
Esta cuenca posee un área de 800 km2 aproximadamente, se encuentra definida entre dos fallas
inversa de edad jurásica (Kimiri Aike y Punta Delgada) (Figura 37). En el sector de los perfiles estudiados
no se aprecia en mayor medida. Sin embargo, se cree que el relleno de la Formación Tobífera puede llegar
hasta los 2.500 metros de profundidad y de los estudios previos en ciertos segmentos se ha logrado
distinguir que en los sedimentos bajo la Falla el Dorado existe cierta compactación diferencial con
respecto a la cobertura Cretácica que podría hablar de facies finas intercaladas a la Formación Tobífera.
4.6. ANÁLISIS DE SECCIONES
En primer lugar, el análisis previo de los datos recopilados, permitió la construcción de 2
secciones estructurales que muestran la arquitectura actual de la Cuenca de Magallanes y permite
reconocer las cuencas extensionales desarrolladas en el basamento paleozoico durante el Jurásico (Figura
50 y Figura 51, Anexo A).
51
En segundo lugar se ha tomado estas secciones en profundidad y se ha horizontalizado al Marker
C11, lo que ha permitido en parte eliminar la deformación causada por el peso de los sedimentos
acumulados durante la historia Cretácica y Terciaria de la Cuenca de Antepaís de Magallanes. Este
proceso ha permitido realizar una reconstitución de la geometría de la Cuenca Austral, para principios del
Cretácico, con el fin de analizar la evolución y los principales rasgos estructurales para este tiempo, desde
el inicio de la extensión durante el Jurásico Medio a Superior (Figura 37 y Figura 38).
4.6.1. PERFIL REGIONAL 8
Como se puede apreciar de la Figura 37 (Perfil Regional 8 llevado a profundidad y
horizontalizado al Cretácico Inferior), su geometría estructural se caracteriza por la presencia de un
hemigraben de polaridad Oeste en el sector más Oriental de la sección, llamado Cuenca Oriental, este
limita hacia el Oeste con un alto topográfico llamado pilar tectónico de Spiteful, al que lo sigue el graben
denominado Cuenca Manantiales que a su vez se encuentra separada de una cuenca más Occidental
nominada Cuenca Dorado por otro paleoalto que, sin embargo, no alcanza las dimensiones de alturas del
pilar tectónico Spiteful.
Estas tres grandes depresiones han sido rellenadas por depósitos cuya geometría responden a la
forma en que se han generado los espacios y al contexto tectónico en el cual se han desarrollado, en
particular en las cuencas el relleno de estas presentan geometrías que normalmente se engrosan hacia la
falla activa en ese momento, sin embargo, en el caso de los grabenes o en general depresiones definidas
entre dos fallas principales estas geometrías de cuñas no son tan claras.
Así en el caso de la Cuenca Oriental, su geometría se resuelve principalmente por la rotación de
un bloque sobre una falla principal de vergencia Este, segmentado por fallas antitéticas de menor
envergadura hacia el Oriente. La falla principal en este caso corresponde a la nombrada falla Terramar –
Cuarto Chorrillo que presenta un desplazamiento de al menos 1935 ± 100 (Sin embargo, presenta un
desplazamiento de al menos 3.500 ± 250 metros sumando los desplazamientos que se dan
subsidiariamente a las fallas menores) y una geometría curva que varía desde los 55º a subhorizontal en
profundidad, aunque esto no es tan claro por la falta de resolución en la sísmica a esta profundidad e
incluso carencia de reflectores. Por otro lado las fallas menores presentan movimientos igualmente
importantes para el desarrollo de la geometría de la cuenca, la Falla 1 que presenta una vergencia del
orden de 75ºW y un desplazamiento de una magnitud aproximada de 450 ± 50 metros y la Falla 2 de igual
ángulo un movimiento equivalente de 1.050 ± 50 metros.
Por otro lado el principal paleoalto, es decir, el pilar tectónico Spiteful corresponde a una
estructura de Horst limitado hacia el Este por la falla Terramar – Cuarto Chorrillo y al Oeste por la falla
Majada. Este bloque debió permanecer alzado desde el comienzo de la extensión hasta el Jurásico
52
Superior por la carencia casi total de depósitos pertenecientes a la Formación Tobífera por sobre el mismo
y la presencia por sobre el de la Formación Springhill (Titoniano – Barresiano). En el borde Este del
bloque se aprecia un pequeño depósito de la Formación Tobífera que se encuentran sutilmente plegadas,
posiblemente por una pequeña rotación del bloque resultado de un ligero alzamiento en su sector
Occidental, estimado en uno 5º, donde existe total carencia de depósitos de este tipo, posiblemente
resultado de la erosión de los mismos efecto de su exhumación.
Más hacia el Oeste la Cuenca de Manantiale se encuentra delimitada por dos fallas que actúan en
similar medida para desarrollar esta estructura, hacia el sector Oriental se encuentra la Falla Majada de
alto ángulo que presenta un desplazamiento del orden de 1.050 ± 50 metros, y por el otro lado está
limitada por la Falla Chañarcillo con un desplazamiento de unos 1.085 ± 50 metros. Es difícil estimar la
geometría de ambas en profundidad por la falta de reflectores sísmicos ya a esta profundidad de la cuenca.
Finalmente en el extremo Occidental de la sección se encuentra poco desarrollado un graben
perteneciente a la cuenca del Dorado, entre las fallas Dorado – Cabañas y Victoria Norte, ambas de
vergencia opuestas y de alto ángulos, alrededor 70º cada una. La falta de reflectores sísmicos de igual
forma que para la Cuenca de Manantiales dificulta el conocimiento de la geometría de las fallas en
profundidad. En este trabajo se ha deducido del espacio generado para los depósitos posteriormente
confinados en su interior, que el movimiento de ambas fallas es del orden de 1.250 ± 250 metros sobre
cada una.
El desarrollo de una secuencia superior en forma de cuña sobre los depósitos de las últimas dos
cuencas y presencia de pliegues de arrastre en dicho relleno hace suponer un actividad más tardía, una
posible reactivación de las fallas principales de ambas cuencas a fines del jurásico que explican la
configuración de los reflectores sísmicos y la geometría de los mismos hacia la colmatación de esta
depresión e incluso actividad posterior durante Cretácico apreciable en los sinclinales producidos en las
unidades por sobre el relleno pre – Cretácico (Visibles en las Secciones sísmicas en el Anexo B).
53
Figura 37: Perfil Regional 8 llevado a profundidad y horizontalizado al Cretácico Inferior, en el cual se muestran las principales estructuras y el relleno de
las cuencas.
54
4.6.2. PERFIL REGIONAL 5
Al igual que para el perfil anterior se ha construido la Figura 38 (Perfil Regional 5 llevado a
profundidad y horizontalizado al Cretácico Inferior) donde se pueden observar la arquitectura de esta
sección para el final de la extensión. Resulta claro notar ciertos rasgos estructurales mayores que
componen este perfil los cueles de Oriente a Occidente son los siguientes: En primer lugar se aprecia la
Cuenca Gaviota un hemigraben de polaridad Este, que limita con un estrecho alto topográfico que separa
esta cuenca del gran Graben Fueguino central, el cual se compone de dos subcuencas más pequeñas que
en este trabajo de Este a Oeste se han denominado Subcuenca San Sebastián y San Martin
respectivamente. En tercer lugar se presenta otra estructura que representa un paleoalto, que separa el
graben anterior de la Cuenca Cameron, de aquí hacia el Occidente existen estructuras muy poco conocidas
por la profundidad y ubicación de las mismas, mas es claro del PR5 (Figura 50) que representan dos
hemigrábenes solapados a través de una zona de acomodación (Figura 22).
Al igual que en la sección anterior estas tres grandes depresiones presentan un relleno que se
condice con la geometría y responden de igual forma a la manera en que se han generado las depresiones
mayores y al contexto tectónico imperante. En esta sección en particular, el relleno de las cuencas
orientales presenta reflectores sísmicos que poseen mayor resolución por encuentrarse a niveles más
someros lo que favorece su interpretación. En cambio desde la subcuenca San Martin en adelante la
sísmica regional pierde detalle complejizando el estudio del relleno pre – Cretácico.
Como se mencionaba de Este a Oeste la primera gran depresión es la conocida como Cuenca
Gaviota y corresponde a un hemigraben que evoluciona de un sistema de falla extensional llamada Falla
Laguna (lístrica) geometría que si bien no es posible rescatar desde la sísmica, mediante las
reconstrucciones en 2DMove (Midland Valley) y la comparación con modelos análogos propuestos para
fallas extensionales se ha podido deducir (McClay, 1995). Se ha estimado un desplazamiento sobre la falla
lístrica de al menos 3.600 ± 100 metros, dando a lugar al espacio ocupado por la Formación Tobífera que
en pozos como Gaviota Norte 6 ha reconocido una columna de por lo menos 2.000 metros de espesor de
depósitos Pre – Cretácicos. El rechazo vertical en este trabajo ha sido medido y ha dado como resultado
1.200 metros, resultado que se condice con el trabajo de Bravo y Herrero (1997). El límite Oeste de esta
cuenca corresponde a una franja estrecha del Pilar tectónico Spiteful.
A continuación del paleoalto existe el Graben Fueguino Central estructura de gran extensión, que
solo en esta zona alcanza un ancho del orden de 30 km aproximadamente, segmentado en dos subcuencas
(San Sebastián y San Martin). Los bordes de este gran depresión por el Este corresponde a la Falla San
Martin que presenta una geometría relativamente curva, que al igual que la Falla Laguna podría exhibir
forma de falla lístrica en profundidad produciendo la rotación del bloque y posterior fracturamiento en la
Falla Carretas provocando esta forma de full Graben con una discontinuidad central en la Falla San Martin
55
que produce las dos subcuencas. El movimiento de la Falla San Sebastián ha sido estimado en alrededor
de 2.700 ± 100 metros, mientras que en la Falla San Martin que muestra una geometría muy similar es de
al menos 2.550 ± 50 metros (Ambas fallas son de vergencia Oeste). Finalmente la Falla Carretas de
vergencia opuesta exhibe un desplazamiento del orden de 2.300 ± 50 metros. Los depósitos de la
subcuenca de San Martin a diferencia de los de la de San Sebastián poseen una orientación más compleja
puesto que dentro de este graben existen numerosas fallas menores de tipo normal que pliegan de distintas
maneras a la Tobífera.
Más al Occidente se encuentra un paleoalto que ha sido nombrado Cameron – Carreteas para
efectos de este trabajo, representa una estructura de horst, limitado entre las fallas Carretas y Cameron con
una ligera complejidad en su interior, pues se encuentra escalonado por la presencia de otra falla normal.
Ya al extremo Oeste de la sección se haya la Cuenca de Cameron separada de por un cordón de
Paleoaltos que responde a una configuración de hemigrábenes en oposición, por un zona de transferencia
central de fallas antitéticas a cada una de las fallas principales de los hemigrábenes. La configuración
interna responde a una depositación sintectónica que con reflectores que parecen disponerse de forma
semiparalelas y engrosándose hacia las fallas principales, sin embargo, su definición es compleja en tanto
que la sísmica en esta zona, a pesar de que se exhiben reflectores a gran profundidad abarcando la
totalidad del relleno de las cuencas pre – Cretácicas, no posee una gran resolución en relación a las
cuencas más someras.
56
Figura 38: Perfil Regional 5 llevado a profundidad y horizontalizado al Cretácico Inferior, en el cual se muestran las principales estructuras y el
relleno de las cuencas.
57
4.7. RESTAURACIÓN DE SECCIONES MEDIANTE 2DMOVE
Se han restaurado ambas secciones, es decir, el Perfil Regional 8 y 5 mediante el software
2DMove de Midland Valley. Para esto se ha utilizado el borde Oriental de la Cuenca como Pin Point para
los dos perfiles por tratarse de un margen pasivo que presenta muy poca deformación incluso actualmente.
Para realizar esta restauración se han utilizado distintos métodos aplicados para desplazamientos sobre
fallas normales, en particular dos métodos son los que tienen mayor relevancia y corresponden a los de
Simple Shear (Withjack y Petterson, 1993) y Fault Parallel Flow (Egan et al. 1997). Cabe mencionar que
por la carencia de datos con respecto a los depósitos de las cuencas pre – Cretácicas, el análisis
sedimentario e incluso evolutivo es bastante complejo, por lo cual si bien es imposible correlacionar las
secuencias de cada una entre ellas, por desconocerse el tipo y edad del relleno, se propone un modelo
evolutivo factible, no único, para comprender datos del estilo de porcentaje de extensión y posibles pulsos
extensivos de la cuenca.
4.7.1. EVOLUCIÓN DE LOS PERFIL REGIONALES 8 Y 5
En primer lugar, la historia de la Cuenca se remonta a un evento importante de extensión que
comenzara a desarrollarse desde fines del Triásico, evento que daría lugar a la fragmentación de
Gondwana más tardíamente. Con el progreso de la extensión se desarrollaron fuertemente hemigrabenes
controlados por fallas mayores de edad Aaleniana a Bajociana. Se intuye esta edad puesto que estarían
relacionadas con el volcanismo ácido y la anatexia cortical producida por el proceso de rifting, que daría
origen a la Formación Tobífera apoyada discordantemente sobre el basamento Paleozoico, esta serie
habría sido incluida por Kay et al. (1989) en la Provincia Volcánica Acida del Chon-Aike, que encuentra
su símil más al Norte y más tempranamente en el volcanismo acido de la provincia del Choyoi.
La Fuerte extensión que se desarrollará durante este periodo da a lugar a una serie de fallas
normales en el basamento, las que se disponen preferencialmente en orientación NNW, estas son las fallas
que limitan a los grabenes y hemigrabenes, donde se deposita preferencialmente la Formación Tobífera
(Sigal et al., 1967; Cecioni y Charrier, 1974; Gust et al., 1985; Harambour y Soffia, 1988).
La evolución en detalle se explica a continuación:
1. Aaleniano – Bajociano, Rift Inicial (Figura 39).
Para este momento sobre el basamento parecía ya haberse alojado en pequeñas zonas
deprimidas por subsidencia termal previa al rifting, ciertos depósitos clásticos que no han sido
bien reconocidos, sin embargo, en casi todos los grabenes se aprecia esta secuencia basal que
es considerada como parte del basamento muchas veces.
58
Durante este periodo los depósitos que se pueden encontrar en el relleno de estas cuencas,
corresponden a secuencia de una etapa inicial del rift, que corresponde a sedimentos
remanentes de una etapa previa al volcanismo, marcada por secuencias que reflejarían ciclos
de sedimentación continental, desde abanicos aluviales a sedimentos fluviales, pero que
rápidamente habrían sido erosionados en algunos casos o remplazados por las secuencias
volcánicas mayores, sin embargo, en algunos casos habrían sido preservados en las
depresiones más subsidentes.
La longitud del Perfil Regional 8 para esta etapa corresponde a 101,618 km, mientras que para
el Perfil Regional 5 corresponde a 114,65 km.
2. Batoniano - Caloviano, Rift Temprano.
Durante esta etapa el proceso de extensión está profundamente ligado al volcanismo ácido y la
anatexia cortical que acompaña al proceso de rifting, depositándose rápidamente material
producido por el volcanismo explosivo que generase de igual forma los grandes
desplazamientos a lo largo de las fallas del basamento. De esta manera durante este periodo en
un lapsus de tiempo menor fue posible depositar desde unos centenares de metros a grandes
volúmenes de flujos de lavas de diversas composiciones (riolitas y basaltos), ignimbritas y
tobas soldadas que llegaron a generar rellenos de hasta 2.000 metros de profundidad,
provenientes de diversos focos de emisión del tipo estratovolcanes y grandes calderas.
De las secciones sísmicas se deduce por las geometrías de los reflectores sísmicos que al
parecer las fallas que primero tuvieron actividad fuero las siguientes (Para simplificar la
lectura de los desplazamientos dados a continuación, se debe tomar en cuenta que el valor en
paréntesis corresponde al desplazamiento total acumulado extraído gráficamente de las
secciones):
59
Figura 39: Perfil Regional 5 y 8 en profundidad para el Aaleniano – Bajociano, donde se muestra la posible condición de la Cuenca de Magallanes
para el área de estudio con sus principales estructuras.
60
Perfil Regional 8: De W a E, En primer lugar, se aprecia que activamente funcionaron de
forma conjunta las fallas Dorado – Cabañas y Victoria Norte, con desplazamientos
similares que dieron a lugar a la Cuenca Dorado. De igual forma sucedió con las fallas
Chañarcillo y Majadas donde si bien ambas fallas parecen haber funcionado de forma
conjunta para formar la Cuenca Manantiales, el desplazamiento mayor ocurre sobre la
falla Majadas, lo que se aprecia en los perfiles sísmicos como un ligero engrosamiento de
las secuencias hacia ella. Por último, La Falla Terramar – Cuarto Chorrillos muestra el
mayor desplazamiento durante este periodo y es acompañada por una falla menor (Falla 1)
del mismo sistema que da origen a la Cuenca Oriental.
Durante esta etapa los desplazamientos de cada Falla corresponden a los siguientes
(Figura 40):
o Cuenca Dorado.
Falla Dorado – Cabañas: 380 ± 10 metros.
Falla Victoria Norte: 515 ± 15 metros.
o Cuenca Manantiales.
Falla Chañarcillo: 185 ± 10 metros.
Falla Majadas: 300 ± 25 metros.
o Cuenca Oriental.
Falla Terramar – Cuarto Chorrillo: 850 ± 25 metros.
Falla 2: 450 ± 10 metros.
La longitud del Perfil Regional 8 para esta etapa corresponde a 106,542 km lo que implica
una extensión de 4,924 km que corresponde a un 4,84%.
En un segundo pulso importante, es cuanto se aprecia el mayor funcionamiento de las
fallas principales que controlaron el desarrollo activo durante todo el jurásico de las
cuencas. Así en este momento para la Cuenca Dorado la falla que presento el mayor
desplazamiento fue la Falla Dorado – Cabañas. De esta misma manera para la Cuenca
Manantiales el desplazamiento mayor se dio sobre la Falla Chañarcillo. Por último, La
Falla Terramar – Cuarto Chorrillos exhibe el mayor desplazamiento para este perfil,
61
generando así el espacio suficiente para depositar un gran volumen de material volcánico
en forma de cuña engrosándose progresivamente hacia la falla principal.
Para este momento de la extensión los desplazamientos de cada Falla corresponden a los
siguientes (Figura 40):
o Cuenca Dorado.
Falla Dorado – Cabañas: 540 ± 10 metros (980 ± 50 metros).
Falla Victoria Norte: 600 ± 10 metros (1.000 ± 50 metros).
o Cuenca Manantiales.
Falla Chañarcillo: 935 ± 10 metros (1.215 ± 50 metros).
Falla Majadas: 850 ± 10 metros (1.085 ± 50 metros).
o Cuenca Oriental.
Falla Terramar – Cuarto Chorrillo: 850 ± 25 metros (1.750 ± 50 metros).
Falla 1: 1.050 ± 10 metros.
La longitud del Perfil Regional 8 para esta etapa corresponde a 113,422 km lo que implica
una extensión de 11,804 km que corresponde a un 11,62%.
62
Figura 40: Perfil Regional 8 en profundidad para la 1ra y 2da etapa de extensión durante el Batoniano - Caloviano, donde se muestra la posible
condición de la Cuenca de Magallanes para el área de estudio con sus principales estructuras y desplazamiento asociado.
63
Perfil Regional 5: De W a E, de la sísmica se aprecia una gran falla de geometría lístrica que
generaría el Hemigraben que se encuentra en oposición a la Cuenca Cameron que debió estar
activa en este periodo, comportándose como falla principal para el inicio de este intervalo de
tiempo la falla sin nombre que segmenta al Paleoalto Cameron – Carretas (Figura 38). Por
otro lado se habría originado el Graben Fueguino central, comenzando por activarse la Falla
San Sebastián que produjese así la rotación del bloque y posterior desmembramiento mediante
la Falla San Martin y Carretas de forma posterior. Finalmente la Falla Lagunas presentaría una
fuerte actividad en este momento dando a lugar la Cuenca Gaviota una de las cuencas más
estudiadas y de la cual se dispone mayor información.
Durante esta etapa los desplazamientos de cada Falla corresponden a los siguientes (Figura
41):
o Cuenca Cameron.
Falla sin nombre que segmenta al Paleoalto de Cameron - Carretas: 1.615
± 25 metros.
o Graben Fueguino Central:
Subcuenca San Martin.
Falla Carretas: 950 ± 25 metros.
Falla San Martin: 950 ± 25 metros.
Subcuenca San Sebastián.
Falla San Sebastián: 1.425 ± 25 metros.
o Cuenca Gaviota.
Falla Lagunas: 2.485 ± 25 metros.
La longitud del Perfil Regional 5 para esta etapa corresponde a 118,51 km lo que implica una
extensión de 3,86 km que corresponde a un 3,36%.
Luego de ocurrido este proceso viene un pulso extensivo mayor asociado al volcanismo
explosivo, que aportaría con la mayor cantidad de material de relleno de las cuencas. En el
caso de la Cuenca Cameron, la falla principal para este momento es su homónima quien es la
culpable de la generación del mayor espacio. Para el Graben Fueguino Central cada una de las
fallas que lo componen, continúan con su actividad progresivamente durante todo este periodo
al igual que la Falla Laguna, falla principal de la Cuenca Gaviota.
64
Durante esta etapa los desplazamientos de cada Falla corresponden a los siguientes (Figura
41):
o Cuenca Cameron.
Falla Cameron: 2.165 ± 25 metros.
o Graben Fueguino Central (Se consideraran solo los desplazamientos acumulados
puesto que los datos dados anteriormente corresponden a los de todo el periodo
dándose de forma continua la extensión para el Batoniano – Caloviano, tanto en el
Graben Fueguino Central, como en la Cuenca Gaviota):
o Graben Fueguino Central:
Subcuenca San Martin.
Falla Carretas: 950 ± 25 metros.
Falla San Martin: 950 ± 25 metros.
Subcuenca San Sebastián.
Falla San Sebastián: 1.425 ± 25 metros.
o Cuenca Gaviota.
Falla Lagunas: 2.485 ± 25 metros.
La longitud del Perfil Regional 5 para esta etapa corresponde a 121,81 km lo que implica una
extensión de 7,16 km que corresponde a un 6,24%.
65
Figura 41: Perfil Regional 5 en profundidad para la 1ra y 2da etapa de extensión durante el Batoniano - Caloviano, donde se muestra la posible
condición de la Cuenca de Magallanes para el área de estudio con sus principales estructuras y desplazamiento asociado.
66
3. Oxfordiano – Kimeridgiano, Rift Juvenil.
Para el final de la extensión, se seguirían desarrollando sistemas depositacionales
sintectónicos que darían a lugar a sistemas depositacionales continentales nuevamente, del
tipo lacustres en general, con pulsos importantes de reactivación del volcanismo. Para cada
cuenca en particular se aprecian diferencias en el desarrollo de este último episodio, mientras
que para algunas predominarán aun los depósitos volcánicos, sin desarrollarse notablemente
depósitos sedimentarios, para otras se dará el caso inverso.
En este momento se darán notables cambios que darán cuenta de procesos de alzamiento o
caída de en los márgenes de las cuencas, desarrollándose de esta manera intercalaciones
frecuentes entre secuencias propias de tract de estados bajos, trangresivos y altos. Estos
depósitos de cuencas aunque en este trabajo no son estudiados al detalle, se reconocen
fácilmente cuando están presentes por la continuidad y orden de los reflectores en relación a
las unidades anteriormente depositadas en las cuencas.
Perfil Regional 8: De W a E, Las fallas Dorado – Cabañas y Victoria Norte se movieron de
manera conjunta, a pesar de ello la primera es la que exhibe un mayor desplazamiento para
este periodo, desarrollándose de esta manera hacia el borde Oeste de la Cuenca Dorado un
sistema depositacional continental que exhibe una forma de cuña. Por otro lado, se da un gran
desplazamiento en la falla Chañarcillo (Falla principal de la Cuenca Manantiales), donde al
igual que para la cuenca anterior, en el tramo superior de la última secuencia depositada
durante la extensión, se aprecia una cuenca con reflectores bien ordenados y definidos, que
pudieran definir un proceso de sedimentación continental y lacustre. Para concluir, La Falla
Terramar – Cuarto Chorrillos en el borde de la Cuenca Oriental, persiste siendo la que refleja
una mayor actividad generándose en esta etapa una gran cantidad de depósitos continentales
de diferentes tracts depositacionales.
Los desplazamientos de cada Falla corresponden a los siguientes (Figura 1Figura 42):
o Para la Cuenca Dorado y Manantiales, durante esta etapa, el desplazamiento
ocurrido en sus fallas es menor, sin embargo, este existe y se ve reflejado en la
existencia de pliegues de arrastre y pequeñas cuencas de relleno sedimentario de
origen continental desarrolladas en los extremos activos de cada depresión. Por lo
cual para ambas se disponen a continuación, los desplazamientos totales de sus
fallas relacionadas.
67
o Cuenca Dorado.
Falla Dorado – Cabañas: 980 ± 50 metros obtenidos gráficamente y 920 ±
30 metros de la sumatoria de los desplazamientos.
Falla Victoria Norte: 1.015 ± 50 metros obtenidos gráficamente de la
sección final y 1.115 ± 25 metros de la sumatoria de desplazamientos.
o Cuenca Manantiales.
Falla Chañarcillo: 1.215 ± 50 metros obtenidos gráficamente de la
sección final y 1.120 ± 20 metros de la sumatoria de desplazamientos.
Falla Majadas: 1.085 ± 50 metros obtenidos gráficamente de la sección
final y 1.250 ± 20 metros de la sumatoria de desplazamientos.
o Cuenca Oriental.
Falla Terramar – Cuarto Chorrillo: 1.935 ± 10 metros (Acumulados 3.685
± 50 metros).
Falla 2: 450 ± 10 metros.
Falla 1: 1.050 ± 10 metros.
La longitud del Perfil Regional 8 para esta etapa corresponde a 114,027 km lo que implica una
extensión de 12,409 km que corresponde a un 12,21%.
Perfil Regional 5: De W a E, Si bien la actividad de las fallas continua progresivamente, para
el sector Occidental en las Cuenca de Cameron y en Graben Fueguino Central, resulta muy
complejo hablar del tipo de relleno para este periodo, esto ya que no se aprecia una gran
variación en los reflectores sísmicos siendo ellos en su mayoría caóticos y poco continuos
(Sumado a la baja resolución hacia esta zona de la sísmica regional), de esto se concluye que
el relleno al parecer presenta cierta homogeneidad y que sería principalmente volcánico a
diferencia de lo que sucedía en el tramo superior del relleno para las cuencas de la sección
anterior.
Hacia el borde Este de la sección, en la Cuenca Gaviota si se exhibe el desarrollo de un
sistema depositacional continental muy acotado hacia la Falla Lagunas, pero no tan
importante como el desarrollado en la Cuenca Oriental.
Durante esta etapa los desplazamientos de cada Falla corresponden a los siguientes (Figura
42):
68
o Cuenca Cameron.
Falla Cameron: No se aprecian desplazamientos importantes.
o Graben Fueguino Central:
Subcuenca San Martin.
Falla Carretas: 1.350 ± 25 metros, de esta manera tenemos un
desplazamiento final de 2.210 ± 50 metros obtenidos gráficamente de la
sección final, frente al resultado de la sumatoria que da como resultado un
movimiento sobre la falla del orden de 2.300 ± 50 metros.
Falla San Martin: de igual manera se aprecia un desplazamiento de 1.600
± 25 metros (2.680 ± 50 metros acumulados desde la sección final)
acumulando como resultado 2.550 ± 50 metros.
Subcuenca San Sebastián.
Falla San Sebastián: 1.230 ± 25 metros (2.700 ± 50 metros acumulados y
obtenidos gráficamente), sumando así 2.655 ± 50metros en total.
o Cuenca Gaviota.
Falla Lagunas: posee en este periodo un desplazamiento de 1.225 ± 25
metros (3.665 ± 50 metros total obtenidos gráficamente) y por otro lado
suma un desplazamiento de 3.710 ± 50 metros.
La longitud del Perfil Regional 5 para esta etapa corresponde a 127,45 km lo que implica una
extensión de 11,16 km que corresponde a un 12,8%.
69
Figura 42: Perfil Regional 5 y 8 en profundidad para el Oxfordiano - Kimeridgiano, donde se muestra la posible condición de la Cuenca de
Magallanes para el área de estudio con sus principales estructuras y desplazamientos asociados.
70
4. Cretácico Inferior, Post Rift (Figura 32).
En este periodo se pone fin a la fase extensiva de la cuenca (ligado al proceso de rifting de
Gondgwana), por un cambio en régimen extensional a uno compresional en subducción que
marcara el cierre de la Cuenca de Rocas Verdes por un lado y el inicio del desarrollo de la
Cuenca de Antepaís de Magallanes (Uliana et al. 1986).
De esta forma la subsidencia del margen continental producto del decaimiento termal de la
corteza, controlaría de manera importante el desarrollo de una gran plataforma marina que
sería la responsable de los depósitos de post rift. La secuencia más importante en este
momento periodo corresponde a la Formación Springhill que cubrió el relleno de las cuencas
pre – Cretácicas dando a lugar para fines del Aptiano a dominio de plataforma en toda la zona.
La longitud del Perfil Regional 8 para esta etapa corresponde a 116,322 km, mientras que para
el Perfil Regional 5 es de 129 km, lo que implica una extensión de 14,47 km y 11,16 km
respectivamente. En términos porcentuales en resumen, el Perfil Regional 8 se extendió un
14,45% y el Perfil Regional 5 un 12,516%. La evolución de las secciones se puede observar
más claramente en la Figura 44 y Figura 45.
Cabe destacar que la solución acá entregada se basa en los modelos de McClay (1995) donde
la zona más subsidente hacia el Oeste estaría controlada por una serie de fallas lístricas
mayores ubicadas hacia el eje de la Cuenca de Magallanes con vergencia Oeste (Figura 46).
Este nivel fue calculado mediante el método Construct Fault de 2DMove, que permite
determinar la geometría de la falla en profundidad según la forma de bloque colgante. Sin
embargo, la existencia de un simple sistema nivel de despegue calculado del orden de 16 km
de profundidad y el desplazamiento de los bloques sobre este logran explicar de igual manera
la evolución de este dominio extensional de la cuenca.
71
Figura 43: Perfil Regional 5 y 8 en profundidad para el Cretácico Inferior, donde se muestra la posible condición de la Cuenca de Magallanes para
el área de estudio con sus principales estructuras.
72
Figura 44: Restauración del Perfil Regional 8 y de las distintas unidades.
73
Figura 45: Restauración del Perfil Regional 5 y de las distintas unidades.
74
Figura 46: Perfiles regionales 5 y 8 en profundidad, en el se muestran las fallas principales y las
estructuras en profundidad, pudiendose distinguir el nivel de despegue principal propuesto en este
trabajo a unos 16 km de profundidad aproximadamente.
75
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
En función de los análisis estructurales realizados a partir de los Perfiles Regionales 5 y 8 se
concluye que:
El procedimiento realizado en la plataforma 2DMove de Midland Valley valida el modelo
presentado previamente, en tanto a que se cumplen las condiciones geométricas y cinemáticas
para su restauración. Sin embargo, debe hacerse la consideración de que esta solución es solo
uno de muchos modelos factibles. Con el fin de entender de mejor manera la evolución de la
Cuenca para el Jurásico, es necesario un mayor estudio del relleno de las Cuencas Pre –
Cretácicas y por cierto la datación sistemática de estos mismos.
La extensión total para el Perfil Regional 8 corresponde a 14,47 km, mientras que para el
Perfil Regional 5 es de 11,16 km, lo que corresponde a un 14,46% y un 11,26%
respectivamente. Este resultado se condice con la posición de cada uno de los Perfiles
Regionales en la Cuenca, los que mientras más al Norte deben poseer mayor extensión al estar
acercándose hacia el centro de la Cuenca, lugar donde esta es más amplia. Además, los
resultados se condicen con estudios previos realizados en la zona por Moraga (1996), donde
estimó en dos secciones orientadas en igual dirección que las de este trabajo, aunque de menor
envergadura, porcentajes de extensión de 10,8% y 12,4%.
Se distinguen además que las cuencas extraandinas, en general todas las más someras para
ambos Perfiles Regionales, y ubicadas en el sector más Nororiental presentan un mayor
desarrollo de sistemas depositacionales continentales, mientras que las más cercanas al área de
la Cordillera Patagónica no desarrollan de igual forma estos sistemas.
La restauración de las secciones en cuestión pueden ser explicadas casi en su totalidad por
medio de rotación de bloques sobre fallas de geometría tanto planas como curvas que
conforman sistemas extensionales más complejos, siendo de particular importancia el pilar
tectónico de Spiteful, del que se puede concluir que estuvo alzado durante todo el Jurásico por
la ausencia casi total de material perteneciente a la Formación Tobífera por sobre él y por el
contrario la presencia de material perteneciente a la posterior plataforma marina desarrollada
en la zona y que presenta una rotación de 5º con lo cual se puede reconstituir las secciones en
su totalidad. Además este se caracteriza por encontrarse mayormente alzado hacia el Oeste
situación que vendría dada por el rebote isoestático producto del desprenderse mediante la
falla Terramar – Cuarto Chorrillo al Norte y San Sebastián al Sur, de los bloques que al rotar
generarían las cuencas asociadas a dichas fallas.
76
Las fallas principales de cada cuenca presentan desplazamiento que van desde 1.000
metros a 3.500 en algunos casos lo que permitió en este periodo el desarrollo de grandes
depresiones donde se confinaron los depósitos de la Formación Tobífera alcanzando así
rellenos de espesores de 2.000 metros en algunos casos como en la Cuenca Gaviota e incluso
más para algunas aunque se desconoce el material que compone a estas por estar a
profundidades menos someras, si bien su análisis es factible mediante criterios
sismoestratigráficos, se recomienda la obtención de sísmica de mayor resolución para las
cuenca menos someras a fin de favorecer su entendimiento y el desarrollo de pozos
exploratorios que permitan definir de manera concreta el relleno de estas.
Se puede decir de manera concluyente que el mayor pulso de extensión, momento en el
cual las fallas principales poseen sus mayores desplazamientos, se encuentra claramente
asociado al desarrollo de las secuencias de rift temprano (volcanismo explosivo y sus
consecuentes depósitos), periodo comprendido entre el Batoniano y Caloviano, por otro lado
se debe considerar que a pesar de esto las fallas continuaron su actividad casi de manera
continua hasta finales del Jurásico, sin embargo, del desarrollo de Tracts de estados bajo y
altos cíclicos en las secuencias superiores de la Formación Tobífera en algunos casos
particulares hablan de pulsos extensivos menores durante el Jurásico Superior.
Si bien, la solución acá entregada explica que la zona más subsidente hacia el Oeste
estaría controlada por una serie de fallas lístricas mayores ubicadas hacia el eje de la Cuenca
de Magallanes con vergencia Oeste, la existencia de un simple sistema nivel de despegue
calculado del orden de 16 km de profundidad y el desplazamiento de los bloques sobre este
lograrían explicar de igual manera la evolución de este dominio extensional de la cuenca. La
dificultad para saber cuál modelo resuelve de mejor manera las secciones resultan que hacia el
Oeste el dominio extensivo fue deformado en gran medida por el avance progresivo que
tenido la faja Plegada y Corrida de Magallanes durante la evolución de la Cuenca de Antepaís.
Cabe destacar que en algunos casos las fallas principales parecieran tener un mayor
desplazamiento del nombrado a lo largo del trabajo, esto ya que parte de su desplazamiento
viene dado subsidiariamente para ciertos periodos por el que ocurriese sobre las fallas
menores para cada cuenca. En resumen, el desplazamiento sobre las fallas de menor
importancia generaría movimiento asociado en las fallas mayores producto de delimitar
bloques separados de basamento.
Para finalizar, se recomienda como ampliación a este trabajo y de esta manera responder
de mejor forma y concretamente la evolución de la Cuenca de Magallanes para su proceso
77
extensional durante el Jurásico, la generación de nueva información sísmica de mayor
resolución, que permitiese una interpretación más acabada sobre las secuencias
sismoestratigráficas para cada Cuenca. Por otro lado de existir la posibilidad la generación de
pozos de exploración en dichos sectores con objetivo la Formación Tobífera, a fin de conocer
a ciencia cierta el relleno de cada depresión y la datación de esta misma para poder determinar
la temporalidad de la generación de cada una de ellas.
78
REFERENCIAS
Allen, P. A. and Allen, J. R., 2005. Basin Analysis: Principles and Applications, second edition,
Blackwell Publishing.
Barredo, S., Giambiagi, L., Martinez, A., Tunik, M., 2010, Guía Curso Tectónica Extensional,
Sociedad Geológica Argentina, Mendoza.
Biddle, K., Uliana, M., Mitchum, R. Jr, Fitzgerald, M. G. y Wright, R., 1986. The stratrigraphic
and structural evolution of the central and eastern Magallanes Basin, southern South America. In Foreland
Basins: Special Publication of the International Association of Sedimentologists (Edited by Allen, P. A.
and Homewood, P.) v. 8, p. 41-61.
Bosworth, W. 1985. Geometry of propagating continental rifts. Nature v. 316, p. 625-627.
Bravo, P., y C. Herrero, 1997, Reservorios naturalmente fracturados en rocas volcánicas Jurásicas,
Cuenca de Magallanes, Chile: VI Simposio Bolivariano, Cartegena, v. 1, p. 66-84.
Bruhn, R., Stern, C. y De Wit, M., 1978. Field and geochemical data bearing on the development
of a Mesozoic volcano-tectonic rift zone and back-arc basin in southernmost South America.Earth and
Planetary Science Letters, v. 41, p. 32-46.
Burke, K. y Dewey, J., 1973 Plume generated triple junctions: key indicators in applying plate
tectonics to old rocks, Journal of Geology, v. 81, p. 406-433.
Busby, C. e Ingersoll, R., 1995. Tectonics of sedimentary basins. Blackwell Scientific Publication,
579 pp., Oxforfd.
Cunningham, D., 1993. Strike-Slip faults in the Southernmost Andes and the development of the
Patagonian orocline. Tectonics, v. 12 (1), p. 169-186.
Dalziel, I., De Wit, M. y Palmer, K., 1974. Fossil marginal basin in the Southern Andes. Nature, v.
250, p. 291-294.
Dalziel, I. y Brown, R., 1989. Tectonic denudation of the Darwin metamorphic core complex in
the Andes of Tierra del Fuego, Southernmost Chile. Implications for Cordilleran orogenesis. Geology, v.
17, p. 699-703.
Flemings, P. y Jordan, T., 1989, A synthetic stratigraphic model of foreland basin development. J.
Geophys. Res., v. 94, B4, p. 3853-3866.
79
Fuenzalida, R., 1972. Geological correlation between the Patagonian Andes and the Antarctic
Peninsula and some tectonic implications, MSc Thesis, Stanford University, 75 pp.
Fuenzalida, R., Covacevich, V., 1988, Volcanismo y bioestratigrafía del Jurásico Superior y
Cretácico Inferior en la Cordillera Patagónica, Región de Magallanes, Chile. Congreso Geológico Chileno
Nº 5, Actas, v. 3, p. H159-H183.
Galeazzi, J., 1996. Cuenca de Malvinas. In Geología y Recursos Naturales de la Plataforma
Continental Argentina (Edited by Ramos, V. A. and Turic, M. A.). XIIIº Congreso Geológico Argentino y
IIIº Congreso de Exploración de Hidrocarburos, v. 15, 273-309.
Galeazzi, J., 1998. Structural and stratigraphic evolution of the Western Malvinas basin,
Argentina. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists v. 82, p. 596-636.
Ghiglione, M.C.; Aguirre-González, A.; Olivero, E.B. 2002. Frente deltaico mioceno de Tierra del
Fuego: facies, geometría y control tectónico. In Congreso Geológico Argentino, No. 15, Actas, CD-ROM,
Artículo 16, No. 86, 6 p. Calafate.
Gibbs, A., 1984, Structural evolution of extensional basin margins, Journal of the Geological
Society 1984; v. 141; p. 609-620.
Gregory, J., 1986. The Great Rift Valley, John Murray, London (1986) p. 422.
Halpern, M., 1973. Regional Geochronology of Chile South of 50 degrees Latitude. Geological
Society of America Bulletin, v. 84(7), p. 2407-2422.
Hanson, R.E. y Wilson, T.J., 1991. Submarine rhyolitic volcanism in a Jurassic proto-marginal
basin, southern Andes, Chile and Argentina, in Harmon, R.S., and Rapela, C.W. (eds.), Andean
magmatism and its tectonic setting: Geological Society of America Special Paper v. 265, p. 13-27.
Harambour, S.M. y Soffia, J.M., 1988. Transición desde el margen pasivo a cuenca de antepaís:
modelo de evolución para el extremo Norte de Última Esperanza. Acta V Congreso Geológico Chileno.
Magallanes, Chile. Tomo I, p. 385-402.
Harambour, S.M. 1998. Structural evolution of the Magallanes Block, Magallanes (Austral) Basin,
offshore Argentina, South Atlantic. M.Sc.Thesis (Unpublished), University of London, Royal Holloway,
p. 136.
Jordan, T., 1981. Thrust loads and foreland basin evolution, Cretaceous, Western United States.
American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 65, p. 2506-2520
80
Katz, H., R., 1972. Plate tectonics and orogenics belt in the South-East Pacific. Nature, v. 237, p.
331-332.
Keary, P., Vine, F., 1996. Surveys in Geophysics, Global Tectonics, Blackwell Science, v. 19,
Issue 1, p. 87-88.
Klepeis, K., 1994. Relationship between uplift of the metamorphic core of the Southernmost
Andes and shortening in the Magallanes foreland fold and thrust belt, Tierra del Fuego, Chile. Tectonics,
v.13 (4), p. 882-904.
Kranck, E. H. 1932. Geological Investigations in the Cordillera of Tierra del Fuego. Acta
Geographica v. 4, p. 1-231.
McClay, K. R., 1995. 2D and 3D analogue modelling of extensional fault structures: templates for
seismic interpretation, Petroleum Geoscience, v. 1(2), pp 163–178
Moraga, J., 1995. Prospección de hidrocarburos en cuencas Precretácicas, Magallanes, Chile.
Memoria para optar al título de geólogo, Universidad de Chile, Santiago.
Moraga,J., Briceño, M., Mella, P., Alvarez P., Vieytes, H., Laval, E., Méndez D., 2004, Potencial
de Hidrocarburos Cuenca de Antepais de Magallanes, Informe Inedito Archivo Tecnico ENAP, Punta
Arenas.
Mpodozis, C., 2006. Proyecto Tranquilo-Otway Informe Final. Informe inédito Sipetrol S.A.
Chile. pp. 290.
Olivero, E. B. y Martinioni, D. R. 1996 a. Sedimentología de la Formación Yahgán (Jurásico-
Cretácico) en Tierra del Fuego. XIIIº Congreso Geológico Argentino y IIIº Congreso de Exploración de
Hidrocarburos v. 2, p. 45-59.
Olivero, E. B. y Martinioni, D. R. 1996 b. Late Albian Inoceramid bivalves from the Andes of
Tierra del Fuego. Age implications for the cloSure of the Cretaceous marginal basin. Journal of
Plaeontology, v. 70, p. 272-274.
Olivero, E. B., Martinioni, D. R., Malumián, N. y Palamarczuk, S., 1999. Bosquejo geológico de
la Isla Grande de Tierra del Fuego, Argentina. XIV Congreso Geológico Argentino, Actas I, p. 291-294.
Salta.
Olivero, E.B., y D.R. Martinioni, 2001. A Review of the Geology of the Argentinian Fuegian
Andes. Mesozoic Paleontology and Stratigraphy of South America and the South Atlantic, P. Bengtson
(ed.), Journal of South American Earth Sciences, v. 14 (2), p. 175-188.
81
Pelayo, A.M. y Wiens, D., 1989. Seismotectonics and relative plate motions in the Scotia Sea
region.Joumal of Geophysical Research, v. 94 (86), p. 7293-7320.
Pittion, J.L y Arbe, H.A., 1999. Sistema Petrolero de la Cuenca Austral. Acta IV Congreso de
Exploración y Desarrollo de Hidrocarburos, Mar del Plata, Argentina, Tomo 1. Pág. 506.
Prieto, X., 1993. Geología del sector comprendido entre Seno de Última Esperanza y Seno
Obstrucción, Región de Magallanes, Chile. Memoria para optar al título de Geólogo. Universidad de
Chile.
Quinlan, G. y Beaumont, C., 1984. Appalachian thrusting, litospheric flexure and the Paleozoic
stratigraphy of the Eastern Interior of North America: Canadian Journal of Earth Sciences, v. 21, p. 973-
996.
Riccardi, A. C., 1976. Paleontología y edad de la Formación Springhill. Actas 1º Congreso
Geológico Chileno, v.1, p. C41-C56.
Sengör, A.M.C., 1995. Sedimentation and Tectonics of Fossil Rifts. En: Busby, C. e Ingersoll, R.
ed. 1995. Tectonics of sedimentary basins.
Stern, Ch., Nohseni, P. y Fuenzalida, R., 1991. Petrochemistry and tectonics significance of
Lower Cretaceous Barros Arana Formation basalts. Southmost Chilean Andes. Journal South American
Earth Sciences, v. 4, p. 331-342.
Turcotte, D. and G. Schubert, 1982.Geodynamics. Applications of continuum physics to
geological problems. John Wiley & Sons Inc, New York. 450 pp.
Twiss, R.J., y Moores, E.M., 1992, Structural Geology. New York, W.H. Freeman and Co.
Uliana, M.; Biddle, K.; Phelps, D.; Gust, D. 1986. Significado del volcanismo y extensión
mesojurásico en el extremo meridional de Sudamérica. Asociación Geológica Argentina, v. 40, Nos. 3-4,
p. 231-253.
Uliana, M. A., Biddle, K. T.m Phelps, D.W. y Gust, D. A., 1985. Significado del vulcanismo y
extensión Mesojurásicos en el extremo meridional de Sudamérica. Revista de la Asociación Geológica
Argentina, v. 40 (3-4), p. 231-253.
Withjack, M., Schlische, R. y Olsen, P., 2002, Rift Basin structure and its influence on
sedimentary systems. Sedimentation in Continental Rifts. SEMP Special Publication v. 73, p. 57-81.
82
Wilson, T. J. 1991. Transition from back-arc to foreland basin development in the Southernmost
Andes.Stratigraphic record from the Última Esperanza District. Chile. Bulletin of the Geological Society
of America v. 103, p. 98-111.
Winslow, M. A., 1982. The structural evolution of the Magallanes basin and neotectonics in the
southernmost Andes. In Antarctic Geoscience (Edited by Craddock, C.) v. 15, p. 143-153. University of
Winconsin Press, U. S. A.
Yrigoyen, M., 1989. Cuenca de Malvinas - En: Cuencas sedimentarias Argentinas, G.A. Chebli y
L.A. Spalletti (eds.): Universidad Nacional de Tucumán, Instituto Superior de Correlación Geológica,
serie de correlación Geológica, v. 6, p. 481-491.
Ziegler, P.A. y Cloetingh, S., 2003. Dynamic processes controlling evolution of rifted basins.
Earth-Science Reviews, v. 64(2004)(1-2), p. 1-50.
Sin Autor, Markers Geológicos y Eléctricos, Seminario del Petróleo, ENAP Magallanes, Punta
Arenas
83
ANEXOS
A ARQUITECTURA ACTUAL DE LA
CUENCA DE MAGALLANES, SECTOR
NORTE DE TIERRA DEL FUEGO
A.1 INTRODUCCIÓN
En este anexo se discutirá la interpretación estructural y la evolución general de La Cuenca de
Magallanes realizada en vista de interpretaciones previas principalmente y algunos nuevos aportes
entregados en esta investigación. En particular se analizará la estructura actual de la Cuenca a lo largo de
dos secciones principales que han sido nombradas como Perfiles Regionales 5 y 8 (Figura 12 y Figura 13),
las que han sido trazadas de forma perpendicular a las estructuras mayores que conforman el sistema
extensional del sistema de rift para el Jurásico de la Cuenca de Magallanes.
El objetivo de esta sección principalmente se enmarca en correlacionar la información conocida
acerca de la situación actual de la zona de estudio, la evolución de la cuenca tanto estructural como
sedimentaria a grandes rasgos, en pos de dar un contexto al análisis de las secuencias Pre Cretácicas que
se estudiaron en el Capítulo 4.
A.2 CONCEPTOS BÁSICOS
A.2.1 CUENCA DE ANTEPAÍS
Una cuenca de antepaís corresponde a grandes rasgos a una depresión que permite la acumulación
de sedimentos provenientes de un orógeno. Estas cuencas se forman debido a que las capas más externas
de la tierra poseen reológicas diferentes, en consecuencia actúan de manera distinta al ser sometidas a
ciertos esfuerzos, se distinguen principalmente 2 capas hacia la superficie, en primer lugar la litosfera,
capa más externa y rígida y la astenósfera, capa interna y viscosa. De esta manera al someter a un peso
como el del orógeno a la litosfera terrestre, la región del antepaís se hunde isostáticamente y genera un
espacio que atrapa los sedimentos aportados principalmente desde el relieve asociado a la región alzada
(Figura 47). Este hundimiento se debe principalmente a que al ser sometida esta capa rígida a esfuerzos
verticales y esta a su vez descansar sobre una capa viscosa, reacciona acomodando a modo de un balance
de masas este peso adicional de la superficie. Diversos métodos mecánicos y físicos explican y permiten
determinar la extensión de la flexión cortical producida, la cual será proporcional a la rigidez de la
84
litosfera, y a su vez la profundidad de la cuenca dirá relación con el peso de la carga tectónica (Turcotte y
Schubert, 1982).
Estas cuencas se desarrollan siempre en conjunto con una faja orogénica y se componen
principalmente por potentes y asimétricas secciones de sedimentos, esta faja orogénica es la mayor
responsable de la flexión cortical y consiguiente creación de la Cuenca mediante el peso de esta misma.
Esta flexión da a lugar a dos dominios o zonas importantes de comportamiento subsidente distinto, en
primer lugar cercano a la zona donde se encuentra la carga tectónica se haya la zona más deprimida de la
cuenca que se conoce como foredeep, donde se acumularan de esta manera la mayor cantidad de
sedimentos, por otro lado la parte más distal donde se someriza el antepaís, es decir la parte más elevada,
se denomina forebulge o bulbo periférico (Jordan, 1981; Quinland y Beaumont, 1984).
Figura 47: Esquema de la Cuenca de Antepaís donde se aprecia la flexión de la litosfera rígida causada por
la carga del Frente orogénico y el alzamiento del Bulbo Periférico dado por el mismo proceso.
Para entender la evolución de una cuenca de antepaís, hay que comprender la información que se
registra en la región más distal del orógeno, esto ya que cerca de la carga tectónica, normalmente los
sedimentos acumulados aún participan en la deformación y pueden haber sido transportados o fuertemente
erosionados durante el desarrollo de la cuenca. Por otro lado cerca del bulbo periférico, por la menor
profundidad e inclinación del basamento sobre el cual se apoyan los nuevos depósitos, permite la
generación de ambientes más someros y de más lenta subsidencia, lo que permite un mejor registro de
fenómenos tales como regresiones y transgresiones entre otros. Por otro lado esta zona más somera es una
85
barrera natural, que confina la sedimentación y la amplitud de la cuenca, sin embargo no se debe olvidar
que para niveles eustáticos altos, esta especie de muro no es de gran importancia como límite para la
sedimentación.
La sedimentación en una cuenca de antepaís ya más evolucionada, se traduce en una serie de
cuñas asimétricas que se trasladan de forma lateral conforme se flexiona la corteza y migra la deformación
responsable de la generación de dicho espacio (Figura 48). De esta manera es claro que con la migración
del bulbo periférico a sectores más alejados de los centros de depósitos generará relaciones del tipo onlap
entre los sedimentos, o offlap de desarrollarse de manera inversa. Desarrollando lo que comúnmente se
denomina discordancia de antepaís.
Figura 48: Esquema de migración de carga tectónica y cuenca de antepaís. En a) etapa de flexión de
la corteza y de creación del espacio de acomodación de la nueva cuenca. En b) etapa de relleno
sedimentario de la cuenca por la erosión de la carga. En c) se esquematiza un nuevo ciclo de carga,
creación de depresión por flexión y sedimentación con sus elementos migrados hacia la dirección de
propagación del frente deformado (modificado de Beaumont, 1981).
Si bien el desarrollo de sistemas depositacionales en estas cuencas pude diferir una de otra, se han
reconocido en la mayoría de estas, ciertas características sedimentológicas y estratigráficas compartidas.
86
De esta manera se ha logrado establecer un modelo general para explicar la evolución de estas cuencas,
reconociéndose una fase inicial llamada de cuenca hambrienta o underfilled basin y una final conocida
como cuenca rellena (Covey, 1986; Flemings y Jordan, 1989).
Durante la primera etapa (Cuenca hambrienta) se desarrollan en su inicio sistemas
depositacionales alineados al eje de la cuenca, de esta manera en cuencas marinas por ejemplo estos
registros comúnmente corresponden a turbiditas alineadas axialmente. Los sedimentos principalmente
provienen del frente en alzamiento y solo si el margen cratónico resulta alzado durante el proceso
participará en dicho proceso, generando flujos hacia el eje de la cuenca.
Finalmente durante la etapa de cuenca rellena, la sedimentación comienza una progresiva
somerización de los ambientes depositacionales, esto en respuesta a una mayor tasa de sedimentación en
relación a la de subsidencia que producirá el relleno total de la cuenca e incluso en algunos casos sus
colmatación.
A.3 ESTRUCTURAS DE LA CUENCA
Para entender la estructura actual de la cuenca es básico entender de la evolución de esta,
identificando los mayores eventos de deformación que consecuentemente la han llevado a su
configuración actual. De esta manera a lo largo de diversos estudios, de los cuales destacan aquellos
llevados acabos por Harambour, Rojas y Castellani, se logra desentrañar una serie de episodios de la
historia estructural de la cuenca. De esta manera se han de distinguir tres eventos principales:
Extensión – Sag Termal, desarrollada entre el Jurásico Medio a Cretácico Inferior
principalmente, donde se habrían desarrollado una serie de cuencas de orientación NW –
SE a lo largo de toda la región. Si bien muchos de estos grabenes se conocen de estudios
exploratorios con objetivo la arenisca Springhill en su zona más someras, de este estudio y
de la interpretación de la sísmica regional, se puede observar que estas estructuras no solo
se encuentran limitadas al este de la cuenca y en profundidades someras a medias, si no
que comprenden una mayor extensión dentro del basamento de la cuenca de antepaís,
logrando identificarse grabenes y hemigrabenes a profundidades de hasta 6.000 a 7.000
metros con estas mismas orientaciones, limitados actualmente al W por el desarrollo de la
Faja Plegada y Corrida de Magallanes, que a priori podría estar cubriendo la evidencia de
otras estructuras con esta orientación en profundidad.
Como se puede observar en las Figura 50 y Figura 51 las estructuras mayores dejan entre
ver, una rotación preferencial de estos bloques hacia el NE, con gran desarrollo de
estructuras antitéticas a este movimiento que han permitido el desarrollo de estructuras
87
muy parecidas a Fulls Grabenes. En particular se conoce que estas estructuras han sido
desarrolladas durante el Jurásico, momento en el cual se desarrollaba una fuerte extensión
en el Sur del continente, sin embargo, estas estructuras juegan un papel más moderno aún,
debido a su reactivación en distintos periodos posteriores.
Compresión – Cuenca de antepaís, esta proceso tiene lugar entre el Cretácico Superior y
el Paleógeno y se caracteriza por tres elementos mayores, un arco magmático, un faja
plegada y corrida y una gran cuenca de antepaís. Se ha de tener en consideración que las
estructuras desarrolladas durante este periodo corresponden en gran parte a la reactivación
o crecimiento de fallas relacionadas con la extensión anterior.
De estudios posteriores, consistentes en la horizontalización de distintos markers de la
zona y el estudio de las distintas unidades que componen la cuenca a través de la sísmica
regional, se han logrado distinguir variaciones de en los espesores de bloques marginados
por ciertas fallas importantes desarrolladas principalmente en los bordes de las Cuencas
Gaviota, Oriental y Graven Fueguino Central, concluyéndose que estas fallas fueron
activas durante todo el Cretácico Inferior, sin embargo, muestran una mayor actividad
durante el Albiano.
Durante el Cretácico Superior, al desarrollarse durante el Cenomaniano, los primeros
estadios de la Cuenca de antepaís, se produce alzamiento en el sector más oriental y por
consiguiente el bulbo periférico asociado al proceso, este se ubicaría en un sector bastante
al Oeste de las secciones regionales vistas en este estudio, como resultado de esto se
puede apreciar que durante este periodo la Cuenca exhibía una geometría de prisma,
donde los mayores espesores de la unidades correspondientes se encontraban hacia el
Oeste como resultado de la erosión del bulbo periférico en la posición más occidental.
Además se han reconocido a través de la sísmica reactivación de las mismas fallas que en
el Cretácico Inferior, pero que no modifican mayormente la estructura general de la
cuenca.
De igual manera durante el Paleógeno, tras el avance del frente orogénico hacia el Oeste y
migración del bulbo periférico asociado, como resultado de este desplazamiento se
produce en la cuenca una gran geometría que se puede describir, como un gran bloque
monoclinal antiforme rotado hacia el Noreste, donde la parte más alzada de este mismo
correspondería a la expresión del bulbo periférico de este periodo (Figura 49). En el sector
SurOeste de este paleorelieve, se expresa una gran cuenca generada por la rotación del
bloque, que aprovecharía las estructuras previamente desarrolladas durante el Jurásico.
Por otro lado, en el sector más Occidental en la flexura desarrollada en el alzamiento del
88
bulbo periférico se desarrollaran nuevas estructuras extensionales producto de la tensión
causada por la flexura de las secuencias ya depositadas, además de la reactivación de las
fallas previamente existentes en esta área.
Figura 49: Esquema evolutivo de la Cuenca de Antepaís. a)Muestra el alzamiento del Bulbo periférico, b)
aumento de la carga tectónica, erosión del bulbo periférico y desarrollo de estructuras por la flexión de la
litosfera rígida, por ultimo c) Muestra la migración tanto del bulbo periférico como del depocentro
causado por el avance del orógeno, además del desarrollo de nuevas estructuras extensionales causadas
por el mismo proceso.
Deformación por rebote isostático, se desarrolla entre el Paleógeno y la actualidad y es
un proceso caracterizado por el alzamiento y erosión del frente orogénico, correspondiente
a la faja plegada y corrida, causado por alivio del peso sobre la corteza atribuible a la
erosión de terrenos exhumados en el proceso de compresión.
Como resultado de este último proceso de deformación se observa la estructura actual de
la Cuenca de Magallanes, donde se puede apreciar un fuerte desarrollo de fallas aunque
pequeñas en la zona del bulbo periférico como resultado de los esfuerzos tensiónales de la
flexión en esta zona, por otro lado en el dominio extensional de la cuenca donde se centra
89
este trabajo, si bien no se aprecian las fallas inversas que dan origen a la Faja Plegada y
Corrida de Magallanes, podemos apreciar en los depósitos acumulados durante el
Paleógeno y Neógeno en el frente de deformación la expresión de un monoclinal asociado
a estas fallas y el alzamiento desarrollado hacia el Oeste de la zona. La expresión de este
monoclinal hacia el Este en depósitos más modernos hace creer que su basculamiento
debe ser el resultado en parte al menos del rebote isoestático causado por el alivio
isostático causado por la erosión de los terrenos alzados anteriormente en el desarrollo del
frente orogénico.
90
Figura 50: Perfil Regional 5 en Profundidad, donde se muestran Las Secuencias Principales definidas entre Markers (Ubicación en Figura 10).
91
Figura 51: Perfil Regional 8 en Profundidad, donde se muestran Las Secuencias Principales definidas entre Markers (Ubicación en Figura 10).
92
A.4 ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA
Durante la evolución de la Cuenca de Magallanes desde su fase extensiva, hasta su actual
configuración como Cuenca de antepaís se reconocen diversas secuencias acumuladas, las que responden
a una configuración determinada para el tiempo en que se han depositado. Es así como actualmente se
registran al menos cinco Megasecuencias que describen de alguna forma los depósitos desarrollados para
periodos específicos en lo que primaba algún comportamiento particular en la cuenca (Potencial de
Hidrocarburos Cuenca de Antepaís de Magallanes, Informe Inédito Archivo Técnico ENAP) (Figura 52).
Megasecuencia S1, Jurásico – Cretácico Inferior.
Esta Megasecuencia corresponden a las facies de rift-sag del Jurásico al Cretácico Inferior,
incluye facies de rift volcano-sedimentarias asociadas al relleno de hemigrábenes (Formación Tobífera)
formados a consecuencia de la ruptura de borde continental sudamericano debido a la apertura de la
Cuenca de Rocas Verdes. Las facies de subsidencia termal subsecuente están bien representadas por una
secuencia transgresiva retrogradante (Sprighill, Erezcano/Lutiutas con Ftanitas). La megasecuencia
culmina con arcillolitas de plataforma del Aptiano - Albiano, que constituyen una unidad de transición
(Mpodozis, 2004) definida la que según estudios presentaría evidencias de depositación sinextensión.
Megasecuenscia S2 y S3 o Megasecuencia de Foreland I, Cenomaniano – Paleoceno Inferior.
Corresponde a una secuencia marcada inicialmente por el desarrollo del alzamiento del bulbo
periférico como consecuencia de la evolución de la cuenca de antepaís Cretácica y la regresión regional
que desplaza las líneas de costa en consecuencia hacia el interior de la cuenca. Esta secuencia ha sido
descrita ampliamente en el Informe “Potencial de Hidrocarburos en la Cuenca de Antepaís de Magallanes”
(Moraga, 2004), en síntesis corresponde a depósitos desarrollados en tres procesos principales, los dos
primeros agrupados en la Megasecuencia S2 y el tercero en S3 (Ambos agrupados constituyen la
Megasecuecia Foreland I). En primer lugar, una etapa de cuenca hambrienta donde se habrían acumulado
areniscas y lutitas de ambiente marino profundo alimentados por corrientes de turbidez que se
desplazaron, en parte, en forma paralela al eje de la cuenca. En segundo lugar durante el Campaniano-
Maastrichtiano la cuenca se colmató rápidamente por sistemas sedimentarios que incluyen complejos
deltaicos progradantes desde el Norte y Oeste (cuenca rellena). El paso de una a otra se debería al rebote
isotático, por alzamiento y erosión, asociado a la ruptura del manto del piso oceánico subductado de la
CRV. Para concluir, en tercer lugar durante el Maastrichtiano Superior – Daniano un rápido evento de
transgresión-regresión afectó gran parte de la zona, si bien en el sector de Ultima Esperanza, las
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secuencias de este periodo se disponen en discordancia sobre las secuencias anteriores, en el resto de la
cuenca su expresión no es tan clara.
Megasecuenscia S4a o Megasecuencia de Foreland II, Paleoceno Superior – Eoceno Inferior.
En este periodo se desarrolló una nueva cuenca de antepaís cuyo depocentro se encuentra
desplazado hacia el Noreste con respecto a la anterior, este cambio es el resultado del avance de la Faja
Plegada y Corrida en la misma dirección, lo que llevo consecuentemente a la deformación y transporte en
esta misma dirección del relleno de la Cuenca de Antepaís Cretácica al mismo tiempo que se acumulaban
en el frente de deformación secuencias sedimentarías sintectónicas.
Megasecuencia S4b o Megasecuencia de Foreland III, Eoceno Superior – Mioceno Inferior.
El relleno de la cuenca terciaria culminó, en el Oligoceno - Mioceno Inferior con un complejo
sedimentario deltaico progradante desde el Oeste y Sur que produjo la colmatación final de la cuenca de
antepaís (cuenca rellena) al cesar la fuerte subsidencia característica del Eoceno. De esta manera los
sedimentos del Oligoceno cubrieron, completamente al bulbo periférico de la cuenca terciaria y se
interdigitan hacia el este y Norte con los sedimentos asociados a la transgresión “Patagoniana”
provenientes desde el Atlántico.
Megasecuencia S5 o Megasecuencia de Margen Atlántico, Mioceno Inferior – Mioceno
Superior.
En la etapa final de la evolución de la Cuenca, se depositaron sedimentos y volcanitas que forman
un sello sobre los depósitos anteriores. Estos sedimentos volcánicos y sedimentarios en su mayoría
continentales, cubren de manera discordante las series deformadas de las Cuencas de Antepaís Terciaria y
Cretácica, en forma de una potente secuencia subhorizontal, los que se interdigitan al Oeste con los
sedimentos marinos provenientes de las transgresiones atlánticas, alternadas con secuencias volcánicas
acumuladas en el tras arco.
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Figura 52: Sísmica del Perfil Regional 11, donde se ilustran las principales megasecuencias que componen a la Cuenca de Antepaís de Magallanes
(Ubicación en Figura 10).
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B ANEXOS DIGITALES Los Anexos se encuentran en formato digital, y se pueden ubicar como sigue a continuación:
Anexos(Carpeta raíz):
1. Markers eléctricos (Carpeta)
1.1. BAS (Carpeta):
1.1.1. BAS_espesores.cgm (Mapa de espesores del Basamento)
1.1.2. BAS_prof.cgm (Mapa Profundidad del Basamento)
1.1.3. BAS_tiempo.cgm (Mapa isotiempo sísmico del Basamento)
1.2. TAS (Carpeta)
1.2.1. Mapa_prof_TAS.cgm (Mapa profundidad del TAS)
1.2.2. Mapa_tiempo_TAS.cgm (Mapa tiempo sísmico TAS)
1.2.3. Mapa_velo-TAS.cgm (Mapa isovelocidades del TAS)
1.3. C11 (Carpeta)
1.3.1. Mapa_prof_C11.cgm (Mapa profundidad del C11)
1.3.2. Mapa_tiempo_C11.cgm (Mapa tiempo sísmico C11)
1.3.3. Mapa_velo-C11.cgm (Mapa isovelocidades del C11)
1.4. I10 (Carpeta)
1.4.1. Mapa_prof_I10.cgm (Mapa profundidad del I10)
1.4.2. Mapa_tiempo_I10.cgm (Mapa tiempo sísmico I10)
1.4.3. Mapa_velo-i10.cgm (Mapa isovelocidades del I10)
1.5. G7 (Carpeta)
1.5.1. Mapa_prof_G7.cgm (Mapa profundidad del G7)
1.5.2. Mapa_tiempo_G7.cgm (Mapa tiempo sísmico G7)
1.5.3. Mapa_velo-G7.cgm (Mapa isovelocidades del G7)
2. Secciones sísmicas (capeta)
2.1. PR5 (Carpeta)
2.1.1. PerfilRegional5.png (Sísmica del Perfil Regional 5)
2.1.2. pr5.cgm (Sísmica del Perfil Regional 5 de mayor resolución)
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2.2. PR8 (Carpeta)
2.2.1. PerfilRegional8.jpg (Sísmica del Perfil Regional 8)
2.2.2. pr8.cgm (Sísmica del Perfil Regional 8 de mayor resolución)
3. Tablas
3.1. Tabla 1 (Información de pozos que llegan a la “Tobífera”)