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La Formación Springhill fue definida por Thomas (1949), en el campo de explotación petrolera de Manatiales, Provincia de Magallanes, Chile. Este autor se refirió a esta unidad como un conjunto de rocas que se apoya sobre el Complejo el Quemado de manera disconforme, y que se compone de material derivado de éste. Se divide en dos partes, hacia el oeste del campo Manantiales presenta facies carbonosas (ambiente de lagoon, mientras que hacia el este es principalmente arenosa (ambiente de nearshore; Thomas, 1949). Por más de 60 años se ha considerado a la Formación Springhill como enteramente desarrollada durante la etapa de post-rift(sag) de la Cuenca Austral, pero dicha interpretación podría variar entre los distintos depocentros. El área de estudio se ubica en el Lago San Martín de la Provincia de Santa Cruz, Argentina. En dicha localidad, la Formación Springhill en posee entre 50 y 100 m de espesor, y se encuentra rellenando un hemigráben del Complejo el Quemado. Se relevaron 4 perfiles sedimentológicos de detalle en esta unidad con una separación aproximada entre los perfiles extremos de 1,5 km, cada sección se posiciona en diferentes zonas del hemigráben, dos paralelos y cercanos al borde de la estructura y dos de manera perpendicular. A partir de estas secciones se diferenciaron 3 paleoambientes de depositación para la Formación Springhill. El primer tramo se compone de depósitos fluviales, caracterizados por el desarrollo de canales y planicies de inundación con paleosuelos. Posteriormente, continúa un tramo transicional compuesto por depósitos de planicie de mareas. Finalmente, el arreglo transgresivo finaliza con depósitos marinos. El tramo fluvial se compone basalmente de canales simples de escala pequeña (3 a 5m de ancho por 1 m de espesor) encapsulados en pelitas de planicie de inundación con desarrollo de paleosuelos de tipo gley. La composición de los canales suele ser psamítica con alta participación de material tobáceo. Esta primera etapa de relleno finaliza con el desarrollo de canales amalgamados de gran escala, que pueden ser seguidos por más de 500 m en los afloramientos. Dichos canales se componen de areniscas cuarzosas muy bien seleccionadas, desde medianas a muy gruesas. En general presentan estratificación entrecruzada en artesa que la base suelen tener niveles de psefitas finas. Presenta abundantes restos de troncos petrificados de hasta 1 m de longitud. Con respecto a la etapa transicional, esta se inicia con mantos de carbón de hasta 3 m de potencia sobre los cuales se depositaron sedimentos principalmente heterolíticos. Entre estas rocas mixtas se alternan cuerpos de geometría lobular y composición arenosa (4m de longitud y hasta 0,5m de potencia). Todo el intervalo se caracteriza por la abundancia de material vegetal intercalada en los sedimentos, no solo en los carbones, sino también en las heterolíticas y lóbulos arenosos. También es de destacar el importante desarrollo de paleosuelos de tipo histosoles. Los depósitos marinos se inician con unos 3 a 5 m de areniscas cuarzosas depositadas en ambientes de marino somero con abundantes trazas fósiles. En general este intervalo presenta areniscas desde medianas a muy gruesas con muy escasa participación de sedimentos finos. Las estructuras mecánicas más comunes son estratificación entrecruzada planar y en artesa. En estos niveles se ha recuperado una importante icnofauna compuesta por: Arenicolites, Bergaueria, Cylindrichnus, Diplocraterion, Macaronichnus, Ophiomorpha, Palaeophycus, Planolites, Rosselia y Skolithos. Por encima de este nivel de areniscas bioturbadas siguen unos 20m de rocas de composición mixta, donde predominan wackestones y packstones que alternan con pelitas negras. Todo el intervalo en un arreglo estratocreciente y granodecreciente. Finalmente, los depósitos marinos muestran un aumento en la participación de pelitas negras, evidenciando condiciones de plataforma externa con alternancia de niveles de tempestitas, las cuales se caracterizan por materiales muy mal seleccionados, donde predominan los vaques, bases erosivas y corta continuidad lateral. El desarrollo de las etapas fluvial y transicional de la Formación Springhill no demuestra mayores cambios en cuanto a los espesores preservados dentro del hemigráben, como así tampoco los primeros metros del relleno marino. Sin embargo, por sobre las areniscas marinas del inicio de la transgresión, el cambio en los espesores entre perfiles es notable, desarrollándose una sucesión con geometría de cuña. Mientras que en el perfil más cercano al borde pasivo del hemigráben (Perfil 1; Fig. 1C), sólo se preservan unos 15m de sedimentitas entre las areniscas marinas iniciales muy bioturbadas y el inicio de la Formación Río Mayer, en las zonas más alejadas a dicho borde se preservan mas de 40m para el mismo intervalo, el cual es limitado por superficies de depositacionales correlativas. La marcada geometría de cuña y la estabilidad lateral del ambiente marino somero, a pesar de una variación en el espacio de acomodación de 30m, sugieren un control tectónico syn-sedimentario de alta frecuencia (Perfil 3; Fig. 1C). Esto podría representar la primera evidencia de un control estructural durante la depositación de la Formación Springhill, al menos para algunos hemigrábenes de pequeña escala. De ser así tendría un gran efecto sobre los estudios de subsuelo del reservorio más importante de la Cuenca Austral. Futuros estudios de mayor detalle, en especial desde el punto de vista estructural, como así también la confección de nuevos perfiles sedimentológicos que aumenten el volumen de datos, permitirán caracterizar mejor la evolución en la historia del relleno de este hemigráben y confirmar o descartar la hipótesis planteada.