Las cuencas del Salado y del Colorado pertenecen a aquella extensa orla de cuencas marginales que como engolfamientos aulacogénicos intersectan transversalmente el borde continental atlántico de Sudamérica. El origen de estos importantes depocentros cretácico - terciarios está vinculado a procesos de fracturación extensional que tuvieron lugar sobre primitivas zonas de debilidad (fracturas basame ntales transcurrentes y/o viejas zonas de sutura de preexistentes sistemas arco-fosa precámbricos - paleozoicos) rejuvenecidos
durante la apertura del Atlántico Sur en el Mesozoico tardío (Yrigoyen, 1975; Stoakes et al., 1991).

Aquellas zonas de debilidad constituyeron focos de puntos triples donde se concentró el mecanismo de apertura inicial del primitivo continente de Gondwana. A medida que continuó la deriva continental y cuando la separación de las placas tomó un dominante rumbo meridiano, algunos puntos triples, así como sus ramas occidentales tierra adentro, se fueron desactivando. Estos brazos abortados y los abandonados centros de expansión se transformaron entonces en áreas de subsidencia con su eje orientado transversalmente al margen del pull-apart continental (Burke, 1976).
El cuadro anterior es en un todo aplicable a una amplia región del borde sudamericano, especialmente para la que va desde el alto de Cabo Polonio, en Uruguay, hasta la boca del río Negro, en el sur de la provincia de Buenos Aires.Como se aprecia en la fFigura , (mayormente basada en Urien et al., 1981) los elementos estructurales principales delimitan una serie de cuencas sedimentarias que pueden sintetizarse así: entre el arco de Polonio hasta el arco de Torres, se extiende hacia el NE la cuenca de Pelotas; entre el alto de Polonio y el alto de Martín García, la cuenca de Punta del Este, también llamada cuenca del Plata Oriental; entre el alto de Martín García y el alto de Tandil (y su extensión en la plataforma Mogotes), la cuenca del Salado y siguiendo hacia el suroeste, entre el positivo de las sierras bonaerenses (Yrigoyen, 1975) y el Macizo Nordpatagónico, la cuenca del Colorado.

Por último se completa este cuadro regional con la relativamente aislada cuenca de Santa Lucía, entallada íntegramente en el cratón de Rivera, segmento uruguayo del escudo brasileño. Todas las cuencas presentan fuertes similitudes en su desarrollo tectónico y deposicional, lo que permite su tratamiento descriptivo conjunto.
Estas cuencas aulacogénicas, como la mayoría de las cuencas de tipo rift, pueden caracterizarse por una evolución tectónica y sedimentaria desarrollada cronológicamente en tres etapas distintivas: una fase prerift, una fase de rift y una fase de cuenca interior, tal como postulara Harding (1984).
Cada una de estas fases ostenta geometrías, estilos estructurales y sucesiones estratigráficas individuales, las que son seguidas por una fase final de relleno de margen pasivo, cuando al finalizar la tectónica de rift, el nuevo borde continental del recién abierto Atlántico Sur es sepultado gradualmente por múltiples secuencias traslapantes derivadas del vecino hinterland.

ESTADIO PREFOSA (PRERIFT PHASE)
Se agrupan aquí las rocas que constituyen el basamento sobre el que están desarrolladas las cuencas deposicionales que tratamos. Estos terrenos se los reconoce aflorando en los bordes de las mismas, incluyéndose aquí los afloramientos precámbricos y paleozoicos de Ventania y Tandilia, del nordeste del Macizo Nordpatagónico, así como del escudo brasileño (Cratón de Rivera) en el suroeste uruguayo y aun en el pequeño asomo de la isla Martín García, dentro del estuario del río de la Plata. En líneas generales están compuestos por metasedimentos de bajo grado, incluyendo cuarcitas y argilitas en contacto tectónico con brechas, esquistos y gneises con intrusiones granitoideas.
Costa afuera estos terrenos antiguos han sido alcanzados por las perforaciones profundas realizadas sobre el alto de Martín García, en la porción externa de la cuenca del Salado así como en la cuenca del Colorado donde algunos pozos fueron completados en granito o en sedimentos neopaleozoicos.
Tal es el caso del sondeo YPF. Puelche x-1, que por debajo de capas rojas neocomianas atravesó 1140 m de lutitas negras y 483 m de diamictitas, al parecer correspondientes a depósitos lagunares intracratónicos de edad pérmica. Las perforaciones marinas de la cuenca de Punta del Este no llegaron a alcanzar estos terrenos prerift, los que, por otro lado, fueron atravesados parcialmente en algunos pozos de la cuenca de Santa Lucía.

ESTADIO DE FOSA (RIFT PHASE)
Como se bosqueja en el esquema estratigráfico , luego de un largo período de erosión, mediante fuerte discordancia angular se depositaron en todas las cuencas sedimentos correspondientes al estadio de fosa, los que en las cuencas del Salado, Punta del Este y Santa Lucía suelen iniciarse con las volcanitas suprajurásicas - eocretácicas del Grupo Serra Geral.

Este episodio volcánico ha sido sincrónico con los primeros procesos tensionales de la deriva continental que provocaron fracturas profundas que alcanzaron las cámaras magmáticas de la tectonósfera permitiendo la efusión de lavas basálticas tholeíticas e ignimbritas. Continúa una segunda secuencia de depósitos continentales red beds con tendencia grano-decreciente constituida por conglomerados, areniscas y fangolitas pardo-rojizas que rellenan los graben subsidentes.

Los espesores de la secuencia del rift son bastante variables debido a escalonamientos
del fondo y a la discordancia de su techo, pudiendo superar los 3500 m en el depocentro del Salado, quizá mucho menores en la cuenca del Colorado (+395 m en pozo Ranquel
x-1 según Lesta et al., 1979), y aproximadamente unos 1500 m en la cuenca de Punta del Este. Los depósitos del estadio de fosa son conocidos como Formación Río Salado en la cuenca homónima y como Formación Fortín en la del Colorado, ambas asignadas al Cretácico temprano pero pudiendo llegar su techo al Turoniano. Todo el estadio de fosa se caracterizó por una fuerte convección térmica en la litósfera.

ESTADIO DE RELLENO DE CUENCA (SAG BASIN PHASE)
Al cesar el aporte calórico, la litósfera enfriada y fracturada entró en paulatina subsidencia enmarcada dentro de fosas limitadas por zonas de fallas gravitacionales reactivadas por el diastrofismo intersenoniano. Esto dio lugar a la iniciación del relleno de cuenca subsidente con la individualización de dos litofacies características. La primera de ellas, con neto carácter de red beds, constituye las sincrónicas Formaciones General Belgrano en la cuenca del Salado,
y Colorado, en la cuenca homónima.

Si bien sus espesores varían de acuerdo a su posición dentro de cada depocentro, los valores máximos registrados son 886 m en el Salado (pozo Las Chilcas x-1) y 1925 m en el Colorado (pozo Ranquel x-1), en donde muestra en su sección superior una intercalación parcialmente
marina con microfauna. En ambos casos estos depósitos mayormente continentales se asientan sobre los sedimentos del estadio de fosa con discordancia angular bien marcada en las secciones sísmicas aunque no tan evidente en la diferenciación litológica de muestras de pozos constituida
por sedimentos deltaicos y transicionales de alcance regional que tuvo lugar en el Maastrichtiano - Daniano, certificado por su elevado contenido micro y macropaleontológico diagnóstico. Se trata de limolitas grises verdosas y arcilitas varicolores, con areniscas, yeso y anhidrita subordinadas. El espesor máximo conocido es de 1190 m para la Formación Las Chilcas en la cuenca del
Salado (pozo Signal Los Cardos x-1), en tanto que en la cuenca del Colorado, la homóloga Formación Pedro Luro sólo ha demostrado un máximo de 288 m en el pozo Ballena x-1, llegando a estar ausente en otros sondeos vecinos más cercanos a la costa.

El contacto entre Formaciones Colorado y Pedro Luro corresponde a una discordancia erosiva regional.
La edad de los depósitos de relleno de cuenca es cretácica tardía en su sección continental y maastrichtiana - daniana en su sección marina.

A diferencia de las otras cuencas marginales atlánticas, en la porción media de la cuenca del Colorado los pozos YPF. Ranquel y Puelche han puesto de manifiesto la presencia de un episodio efusivo localizado que se denomina Formación Ranquel. Se trata de tobas y coladas basálticas
que se expanden sobre la Formación Pedro Luro, alcanzando espesores sumados entre 340 y 380 metros.

Dataciones radimétricas del INGEIS sobre un testigo corona del basalto Ranquel han certificado una edad de 66 ± 3 Ma (Lesta et al., 1979), edad paleocena que coincide por su posición y
relaciones estratigráficas con la geocronología de las unidades supra e infrayacentes. Es de destacar que dentro del espesor basáltico, amígdalas, diaclasas y microfracturas, rellenas por carbonato y sílice amorfa, encierran gran cantidad de microfósiles, y hasta llegan a constituir intercalaciones de caliza fosilífera. A este interesante fenómeno caben dos interpretaciones: efusiones subácueas relativamente frías que englobaron fragmentos de fangos calcáreos fosilíferos, o bien efusión, diaclasamiento y posterior precipitación de carbonato y sílice que incluyó la biocenosis de la fauna del mar transgresivo que sucede al basalto en el Eoceno (Menzel, 1977).

ESTADIO DE MARGEN PASIVO
Completa la colmatación de las cuencas marginales una serie de secuencias tanto continentales como marinas, de disposición transgresiva - regresiva, que constituyen los depósitos característicos de un margen pasivo correspondiente a la continua expansión del fondo atlántico, que abarca todo el Cenozoico y continúa en nuestros días.

Por sobre las unidades marinas de la transgresión larámica tierra adentro siguen depósitos transicionales y luego capas rojas continentales de carácter regresivo. Aéstos se los conoce como Formaciones Olivos - Los Cardos en la cuenca del Salado, y Formaciones Elvira - Ombuctá,
en la cuenca del Colorado, conjuntos que alcanzan hasta unos 800 m de potencia y que hacia el naciente pasan transicionalmente a depósitos deltaicos y marinos, los que se hacen totalmente dominantes ya antes de alcanzar el talud continental (Figura 3).
El análisis de las secciones sísmicas costa afuera permite reconocer un ordenamiento que se inicia con depósitos eocenos de plataforma proximal y que progresivamente hacia arriba cambian a facies deltaicas hasta pasar a depósitos de planicie aluvial, en el Oligoceno cuspidal. En el Mioceno temprano a medio se produce otro gran avance marino que, como el anterior maastrichtiano-paleoceno,s.