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Esta Tesis se enfoca en las manifestaciones geotermales del Valle del Cura, ubicado a los 29,5°S y 69,5°O en la Cordillera Frontal de los Andes y sobre el segmento de subducción subhorizontal pampeano-chileno. Se realizó un estudio de prospección geotérmica que incluyó métodos geofísicos (especialmente magnetotelúrica), análisis de la composición química e isotópica de fluidos (fase liquida y gaseosa), modelado geoquímico de los fluidos termales profundos, mediciones de gases en suelos, dataciones radiocarbono, análisis morfoestructural y geomorfológico, litoestratigráfico mediante testigos de pozos y de isotermas locales. Se pudo caracterizar los reservorios, zona de recarga y surgencia, tipo de fluidos, procesos profundos y controles principales y con los resultados integrados al contexto geológico-estructural se confeccionó un modelo conceptual de un sistema geotermal que incluyo su variabilidad espacial y clasificación. Los fluidos termales en Valle del Cura son de origen meteórico y el principal aporte proviene del deshielo (según δ18O, δD y Tritio). Las zonas de recarga tienen un fuerte control estructural-litoestratigráfico y la infiltración puede ser somera o hasta niveles basales de la cuenca (anomalía conductiva identificada a 5 km de profundidad infiere la presencia de salmueras), activando un sistema de circulación profunda conductivo-dominado. El reservorio está constituido por rocas volcaniclásticas del Grupo Choiyoi, es del tipo líquido-dominado y su temperatura alcanza los 180°C y hacia el sur de Despoblados experimenta un incremento en su profundidad, en la fugacidad de CO2 y una disminución de la permeabilidad. Los modelos magnetotelúricos muestran imágenes de la geometría de las zonas de surgencia: están controladas por estructuras permeables enraizadas en la corteza que actúan como conductos de circulación de fluidos termales profundos hasta niveles superficiales fríos. Durante el ascenso, los fluidos termales interactúan con acuíferos someros saturados en componentes atmosféricas a partir de procesos de mezcla, dilución y precipitación de fases minerales (más intensamente en Gollete y Bañitos). Los fluidos termales que alcanzan la superficie descargan aguas cloruradas sódicas con pH neutro y forman manantiales, suelos calcretizados y terrazas de travertino. Los manantiales están comúnmente asociados a intensa emanación de gases (principalmente CO2; mayor a 96%) y se destaca la ausencia de vapor de agua (por enfriamiento conductivo durante el ascenso) y de especies acidas en general (p.ej. H2S). Se propone la existencia de una anomalía térmica que activa la convección local, posiblemente vinculada a cuerpos subvolcánicos recientes con características similares a los emplazados en Despoblados durante el Cuaternario. La magnitud del flujo de CO2, de He y de actividad de Rn es consistente con sistemas convectivos-volcánicos. Además, el aporte de CO2 magmático al sistema geotermal fue confirmado con las composiciones isotópicas del Carbono y del Helio de las manifestaciones termales de Valle del Cura (δ13C ~-6‰ vs. PDB y R/Ra~1,45). La permeabilidad efectiva y el gradiente térmico local controlan selectivamente el dominio de la convección térmica sobre la conducción térmica de las áreas termales estudiadas. La dinámica del sistema es más intensa en Despoblados (mayor complejidad estructural, relación e interacción fluido-roca, temperatura del reservorio y aguas menos evolucionadas, con menor shift de δ18O y un reservorio más superficial) que en Gollete y Bañitos. El área de Bañitos es considerada una posición distal del sistema convectivo y no se descartan celdas de circulación de fluidos parcialmente compartimentalizadas por los lineamientos N120° del basamento. Las características químicas de los fluidos termales y del reservorio son típicas de un sistema geotermal evolucionado –maduro- y consistentes con un cuerpo magmático desgasado que originó la anomalía térmica. La neotectónica regional moderada asegura un ambiente geológicoestructural y magmático suficientemente activo para imponer una evolución del sistema geotermal mediante pulsos de actividad. Como conclusión, el sistema geotermal de Valle del Cura está caracterizado por a) una leve anomalía térmica local que vigoriza una convección tenue sobreimpuesta al sistema termal conductivo-dominado, b) reservorios de media a alta entalpía, líquido-dominados y por debajo de los 800 m de profundidad y c) una dinámica modulada por la permeabilidad efectiva y por la cercanía a la anomalía térmica, con mayor intensidad en Despoblados y que se atenúa hacia el sur. En general, se comprobó que un sistema de fallas enraizados en niveles corticales medios que favorecen la infiltración de agua en profundidad sumado a pequeñas anomalías térmicas vinculadas a la actividad magmática modulada por la neotectónica pueden generar sistemas hidrotermales profundos y sistemas geotermales de alta entalpía. Por consiguiente, el ejemplo del sistema geotermal de Valle del Cura fuerza a reevaluar el potencial geotérmico de los segmentos de subducción subhorizontal actuales, hasta el momento considerado de baja entalpía-conducción-dominados, y abre nuevas perspectivas en la exploración de estos recursos a lo largo de los Andes en zonas previamente desestimadas.

Tesis (MCI Mención Recursos Hídricos)--FCEFN-UNC, 2017

El distrito Cerro Negro está ubicado en el noroeste del Macizo del Deseado, a unos 50 km al sureste de la localidad de Perito Moreno, en la provincia de Santa Cruz (Patagonia, Argentina). Comprende un conjunto de mineralizaciones vetiformes epitermales de Au-Ag con reservas calculadas en 6,7 Moz Au eq., que posicionan actualmente a Cerro Negro como el más importante proyecto epitermal de oro y plata de la región y como uno de los más importantes descubrimientos epitermales a nivel mundial. En el sector oeste del distrito se alojan los depósitos más importantes que son la veta Eureka y el sistema de vetas Marianas-San Marcos. En este sector es donde se han desarrollado los estudios de esta tesis doctoral. La geología del sector oeste del distrito está dominada por una secuencia volcánica del Jurásico superior correspondiente al Complejo Volcánico Bahía Laura, apoyada sobre un basamento metamórfico no aflorante con una edad máxima de depositación de ~379 Ma (Devónico superior) equivalente a la Formación La Modesta (Macizo del Deseado) y al Complejo Metamórfico Andino Oriental (Argentina-Chile). El vulcanismo está representado por un ciclo inicial denominado Sección Inferior, que se asigna a la Formación Bajo Pobre, conformado por intercalaciones de lavas y niveles piroclásticos de flujo de composiciones andesíticas a dacíticas y cuerpos intrusivos subvolcánicos de similares composiciones. Todas estas unidades están relacionadas genéticamente a través de un tren evolutivo co-magmático de composiciones mayormente intermedias, y se interpreta que formarían parte de un aparato volcánico de naturaleza poligenética y posiblemente de larga vida (>3 Ma). Con posterioridad, y como consecuencia de un alto gradiente térmico, se generaron las condiciones para el emplazamiento de un campo geotermal-hidrotermal de unos 15 km2. Los fluidos hidrotermales se focalizaron en sitios de mayor permeabilidad como son las zonas extensivas de grandes fallas, posiblemente heredadas del basamento (Eureka) y en fracturas secundarias (sistema Marianas-San Marcos), generando depósitos epitermales de Au-Ag. En niveles someros (zonas de descarga) se distinguen depósitos de brechas de erupción hidrotermal con niveles de retrabajamiento intercalados, alteraciones hidrotermales de naturaleza ácida y depósitos de hot spring. Luego se desarrolla un ciclo tardío agrupado en la Sección Superior, que se asigna a las formaciones Chon Aike y La Matilde, caracterizado por una secuencia mayormente ácida, formada por tobas y tufitas, ignimbritas y domos extrusivos de composiciones riolíticas, que no muestran una relación co-magmática con las unidades previas. Esta parte de la secuencia marca una declinación en la frecuencia del vulcanismo, que se desarrolla de manera más episódica y relacionada a la evolución de complejos de domos, posiblemente vinculados a un vulcanismo de naturaleza mayormente monogenética. Las mineralizaciones corresponden a cuerpos vetiformes de rumbo NO, ONO y EO con longitudes, espesores y contenidos en metales preciosos excepcionales. Eureka es la veta más importante del distrito y del Macizo del Deseado, con una longitud de hasta 5 km y espesores de hasta 20 metros. En el extremo oeste, conocido como clavo Eureka West, se reconocieron tres etapas: hidrotermal, tectónica, y supergénica. En la etapa hidrotermal predominan los bandeados crustifome-coloformes de cuarzo-calcedonia, adularia y carbonatos de Fe-Mn con un progresivo aumento de sílice y una disminución en el tamaño de las bandas. Los minerales de mena constituyen el 1% del volumen de la veta, concentrados en bandas de tipo ginguro compuestas por sulfuros y sulfosales de plata junto a sulfuros de metales base y electrum (Au40Ag60). Vetillas de calcita cortan al episodio mineralizante principal. El episodio tectónico está representado por cuerpos de brechas de falla con clastos de veta bandeada que por sectores aportan elevados tenores de plata. Una importante etapa supergénica desarrollada hasta 400 metros de profundidad, modifica los minerales primarios reemplazándolos por una nueva asociación mineral secundaria concentrando los metales preciosos, asociados a microfracturas ricas en óxidos de hierro. La signatura geoquímica de la veta está caracterizada por Au, Ag, Pb, Zn, Cu y As, con una relación Ag:Au de ~17:1. La alteración hidrotermal incluye cuarzo, adularia, illita, esmectita y clorita. Las inclusiones fluidas indican que el fluido mineralizante con evidencias de ebullición alcanzó temperaturas de 260°C y salinidades de entre 1-2% de NaCl eq. Los datos de isótopos estables establecen un origen meteórico para las aguas con un importante aporte magmático para el principal evento mineralizante, y para episodios tardíos composiciones que evidencian la presencia de aguas calentadas por fase vapor. El episodio hidrotermal principal arrojó una edad de ~156 Ma mostrando la coetaneidad con el vulcanismo andesítico-dacítico de la Sección Inferior. El clavo Eureka West se clasifica como un depósito epitermal de metales preciosos de tipo sulfuración intermedia a baja, tipología frecuente en el Macizo del Deseado (e.g. San José, Manantial Espejo y Martha). El sistema Marianas-San Marcos está conformado por vetas epitermales de cuarzo-adularia-esmectita con mineralización de Au y Ag, compuesto mayormente por texturas coloformes-crustiformes agrupadas en 4 episodios principales, siendo 3 de naturaleza hidrotermal y el último de tipo tectónico-hidrotermal. La mineralización principal de metales preciosos se encuentra asociada a bandas tipo ginguro ricas en sulfuros y sulfosales de plata con metales base. La signatura geoquímica de las vetas corresponde a Au, Ag, As, Sb, Zn, Pb, Se y Hg, con una relación Ag:Au <10:1. La alteración hidrotermal incluye cuarzo, adularia, illita, esmectita, illita-esmectita y clorita, conformando un halo de minerales de mayor temperatura alrededor de las vetas. Cerca de la superficie, y asociado a depósitos de brechas de erupción hidrotermal, se identifican alteraciones de tipo ácida que indican el paleo nivel freático. Las inclusiones fluidas indican que el fluido mineralizante alcanzó temperaturas entre 220-300°C y salinidades de 1-3% de NaCl eq. Los datos de isótopos estables establecen un origen meteórico para los fluidos del principal evento mineralizante e indican un origen magmático para los metales. Además, en forma tardía se registraron aguas calentadas por fase vapor que percolaron durante episodios de pausa en el hidrotermalismo, representadas por vetillas de calcita tardía que diluyen la mineralización principal. Las texturas de las vetas, los estudios de inclusiones fluidas y la presencia de brechas de erupción hidrotermal encima de las vetas Marianas, revelan ebullición con procesos de flashing como mecanismos de formación de las vetas. Las vetas se formaron a ~155 Ma durante las últimas etapas del vulcanismo andesítico-dacítico de la Sección Inferior. Las vetas Marianas-San Marcos se clasifican como depósitos epitermales de metales preciosos de tipo baja sulfuración comparables en el Macizo del Deseado con el depósito Cerro Vanguardia y con Hishikari (Japón), Round Mountain, Sleeper, McLaughlin y Midas (oeste de EEUU), y Martha Hill Favona (Nueva Zelanda). Este sistema de vetas puede clasificarse como un sistema epitermal de tipo hot spring formado cerca del paleo nivel freático. El depósito epitermal de Cerro Negro representa el mejor ejemplo de depósitos de Au-Ag de alta ley pertenecientes al Modelo Geotermal del Macizo del Deseado, con preservación de los dos subtipos (proximal y distal a intrusivos), aportando gran variedad de características mineralógicas, geoquímicas y de exploración hasta ahora no reconocidas en la provincia metalogénica del Deseado.

El presente trabajo se centró en el análisis tecto-estratigráfico de los estadios iniciales de relleno de una cuenca de rift, donde interactúan de manera compleja procesos tectónicos, volcánicos, sedimentarios y eustáticos. Como caso de estudio se tomaron las sucesiones del Triásico Superior-Jurásico Inferior del sector austral de la Cuenca Neuquina, aflorantes en al área de Sañicó y Piedra del Águila, desarrollada al este de los Andes Norpatagónicos y al norte del Macizo Norpatagónico. En esta área asoman algunas de las unidades más antiguas de la Cuenca Neuquina, en particular el basamento ígneo-metamórfico y el relleno inicial (Formación Paso Flores, Ciclo Precuyano y Ciclo Cuyano). La metodología empleada consistió en el reconocimiento de las sucesiones volcanosedimentarias a través del mapeo geológico, el levantamiento de perfiles estratigráficos y estructurales y el muestreo sistemático de material rocoso. En laboratorio se procesaron las muestras para estudios petrográficos y geoquímicos. El análisis de las sucesiones rocosas permitió constatar su naturaleza volcano-sedimentaria. Mediante el análisis de facies se identificaron litofacies de rocas volcánicas, piroclásticas y sedimentarias epiclásticas y carbonáticas. El análisis petrográfico permitió determinar las características composicionales y los tipos de alteraciones presentes en el relleno (hidrotermal débil, deutérica y diagénesis temprana). El estudio geoquímico reveló un rango continuo composicional desde andesitas basálticas hasta riodacitas, con características comagmáticas, tendencia subalcalinacalcoalcalina y patrones de elementos trazas típicos de series magmáticas orogénicas. En función de asociaciones de facies genéticamente relacionadas y el control espacial, se definieron unidades de acumulación volcánicas (volcánicas de conducto, diques, domos y coladas y coladas dómicas), piroclásticas (depósitos de corrientes piroclásticas) y sedimentarias (aluviales, fluviales de carga mixta, deltaicas de grano grueso, deltaicas de grano fino, de ambiente marino profundo y de ambiente marino somero carbonático). El control tecto-estratigráfico sobre las sucesiones iniciales permitió definir tres áreas depocentrales mayores, de oeste a este: depocentro de Sañicó, depocentro de la Pintada y depocentro de Piedra del Águila. El depocentro de Sañicó corresponde a un hemigraben volcánico que posee una orientación NE-SW, polaridad hacia el sureste, limitado por fallas NESW y ENE. Esta relleno principalmente por depósitos precuyanos y minoritariamente por depósitos del Ciclo Cuyano. El hemigraben de la Pintada presenta una orientación N-S y polaridad hacia el oeste y acomoda principalmente a depósitos del Ciclo Cuyano. El depocentro de Piedra del Águila fue definido como otro hemigraben volcánico de una orientación NE-SW, con polaridad hacia el noroeste y está relleno en su totalidad por depósitos precuyanos. Teniendo en cuenta las características genéticas y formacionales de las unidades de acumulación y la relación espacial, se identificaron diferentes secciones dentro de los depocentros que fueron correlacionadas entre los depocentros en función de sus atributos genéticos y su posición dentro del relleno. Para el análisis tecto-estratigráfico se utilizó el concepto de unidades tecto-sedimentarias (UTS) - unidades aloestratigráficas limitadas por discontinuidades, originadas por procesos tectónicos o sedimentarios -. La relación entre las diferentes unidades que componen el relleno inicial con los elementos estructurales, sumado a la identificación y jerarquización de superficies clave, permitieron definir a la Formación Paso Flores y los Ciclos Precuyano y Cuyano como unidades tecto-sedimentarias asociadas a eventos tectónicos extensionales. La UTS I, equivalente a la Formación Paso Flores, corresponde a un periodo rift continental caracterizado por ambientes sedimentarios desde aluviales y a lacustres. La UTS II “Precuyana”, corresponde a una etapa de rift con una fuerte actividad magmática y la UTS III “Cuyana basal”, corresponde al último periodo de sinrift del rifting inicial de la cuenca en su borde austral. Este último evento se caracteriza por una reorganización total de las áreas de acomodación y una merma abrupta del volcanismo. El esquema cronoestratigráfico planteado para el borde austral de la Cuenca Neuquina indica que el lapso Triásico Superior - Jurásico Inferior se encuentra conformado por una sucesión de unidades tecto-sedimentarias asociadas a una tectónica extensional (UTS I, UTS II y UTS III), las cuales se presentan en diferentes áreas depocentrales. Las mismas se desarrollaron durante aproximadamente 30 Ma, sin interrupciones mayores. Los resultados de éste análisis, dejaron en evidencia la fuerte influencia de los controles tectónicos y volcánicos sobre el relleno inicial. El control tectónico fue identificado de diferente manera y escalas: a) control en las áreas de acomodación b) control en la orientación de los depocentros por parte de las estructuras heredadas del basamento, c) control en la ubicación y polaridad de los ambientes volcano-sedimentarios y sedimentarios y d) control del nivel relativo del mar. La expresión del volcanismo fue identificada tanto para el Ciclo Precuyano como para la base del Ciclo Cuyano. Su actividad afectó la naturaleza agradacional o excavacional de los aparatos volcánicos, el tipo y cantidad de materiales volcánicos y sedimentos ingresados a los depocentros. El modelo petrogenético para el Ciclo Precuyano fue evaluado desde dos puntos de vista: la relación volcanismo-zona de aporte magmático superficial y la relación magma-fuente de origen. El magmatismo habría estado relacionado con cámaras magmáticas superficiales, multinyectadas, que suministraron productos volcánicos comagmáticos. Las características geoquímicas indican una fuente con participación de fluidos ocurridos un ambiente geodinámico con la impronta de las series orogénicas. En el macizo Norpatagónico, fuera del ámbito de la Cuenca Neuquina, se desarrollaron simultáneamente rocas volcánicas con fuertes similitudes litológicas y geoquímicas. Esto evidenciaría que el magmatismo Triásico Superior- Jurásico Inferior del margen occidental de Gondwana se manifestó en diferentes segmentos de margen protoandino asociado a muy diferentes marcos de evolución tecto-estratigráfica.

La cuenca de Gastre constituye, a más de 500 km al este de la trinchera, una de las depresiones topográficas cenozoicas más extensas del antepaís nordpatagónico. Localizada en el centro‐norte de la Provincia de Chubut y centro‐sur de la Provincia de Río Negro, se presenta como una depresión endorreica oblicua a la cadena andina limitada por contrastantes y heterogéneos bloques de basamento pre‐neógenos. Conforma un bajo topográfico de marcada orientación NW‐SE con dimensiones de cerca de130 km de largo y entre 6 km y 25 km de ancho, bordeado por sierras y montañas de alturas entre 1.200 y 1.800 msnm, que limitan un relleno neógeno‐cuaternario. Las características de su estructuración, su relleno y su historia evolutiva fueron estudiados a través de cuatro líneas de trabajo diferentes, desarrolladas en forma simultánea e integrada: estratigrafía, geología estructural, sedimentología y geomorfología. La adquisición de datos se realizó mediante mapeo geológico y estructural, levantamiento de perfiles estratigráficos y sedimentológicos, adquisición de imágenes de pozo, mapeo geomorfológico, análisis de dataciones radimétricas preexistentes y nuevos y estudios de superficies cuaternarias. Las tareas de campo fueron procesadas e integradas junto con la información procedente de análisis morfométricos y de drenaje, de las facies neógenas y cuaternarias y de la construcción de un mapa estructural sobre un nivel clave. Del análisis morfogeológico y estructural se concluye que los límites de la Cuenca de Gastre aparecen asociados con la generación y la reactivación de fallas inversas y la inversión de fallas normales de cuencas extensionales más antiguas (Cuenca mesozoica de Cañadón Asfalto). Estas estructuras, asociadas a los frentes montañosos que la circunscriben, presentan doble vergencia, con un borde sudoeste con vergencia al NE y un borde noreste con vergencia al SW. Estas relaciones definen, por debajo del área central de la cuenca de Gastre, una geometría similar a una zona triangular donde, subyaciendo a los depósitos cuaternarios, se localizan depósitos neógenos y, más en profundidad, potentes espesores de secuencias volcano‐sedimentarias mesozoicas de la cuenca de Cañadón Asfalto que actuarían como basamento de la cuenca junto con rocas ígneo‐metamórficas más antiguas. El relleno de la cuenca de Gastre se compone de depósitos continentalesvolcánicos neógenos y cuaternarios depositados en diferentes ambientes (lagos efímeros, grandes lagos, sistemas aluviales, sistemas fluviales y campos volcánicos). Los depósitos neógenos involucran a las Formaciones La Pava, Collón Curá y Río Negro, localizadas esencialmente en el subsuelo de la cuenca, con escasos afloramientos en las márgenes o en sectores de fuerte incisión fluvial. Los depósitos cuaternarios se disponen cubriendo a los anteriores e integran las Formaciones Choiquepal, Moreniyeu, Cráter y Gastre (nov. nom.). Las relaciones entre la tectónica y la sedimentación, apoyadas con nuevos datos bioestratigráficos y geocronológicos, indican que la estructuración principal habría tenido lugar en un lapso relativamente breve durante el Mioceno Medio, previamente a los 14,86 ± 0,13 Ma, sin reactivaciones posteriores. La integración de estos resultados indicarían que la cuenca de Gastre es una cuenca intermontana de tipo bolsón, cuya forma heredada por la estructuración miocena ha sido preservada por la estabilidad tectónica cuaternaria de la región y las condiciones climáticas áridas que predominaron durante el Neógeno y Cuaternario. La evolución geológica de la cuenca de Gastre fue subdividida en seis etapas, desde su origen hasta su configuración actual, registrando cada una de ellas la influencia de diferentes controles alocíclicos (tectónicos, climáticos, volcánicos y geomórficos). La primera etapa (Etapa 1, Mioceno Temprano tardío‐Mioceno Medio) involucra la estructuración regional incipiente del área, asociada con volcanismo explosivo. Le sigue el evento de estructuración principal de la cuenca de Gastre (Etapa 2, Mioceno Medio); y luego un relleno postdeformacional (Etapa 3, Mioceno Medio) caracterizado por el desarrollo de grandes lagos bajo influencia volcánica explosiva. Posteriormente se produce el cese del volcanismo explosivo y fin de los grandes lagos (Etapa 4, Mioceno Medio‐Superior ‐ Plioceno) y se dan lugar a las últimas reconfiguraciones hacia un contexto actual (Etapa 5, Plioceno ‐ Pleistoceno Medio tardío). Finalmente, ya durante las últimas etapas del Cuaternario, tienen y tuvieron lugar los procesos que dan origen al relleno actual de la cuenca de Gastre (Etapa 6, Pleistoceno Medio tardío ‐ Reciente). Las evidencias aportadas en este trabajo indican que la cuenca de Gastre, representa parte de un sistema de cuencas de antepaís fragmentado o broken foreland basin. Esta estructuración, localizada en la misma intraplaca, se desarrolló durante la fase final de la tectónica que dio origen a la deformación neógena de la faja plegada y corrida de Ñirihuau, adyacente al orógeno al oeste del área de estudio. Su origen se vincula con un período de tectónica contaccional asociado a un segmento de subducción plana, generado por el sobrecorrimiento de la Placa Sudamericana por sobre la Placa de Nazca y/o por la subducción de anomalías de baja densidad en tiempos miocenos.

Tesis presentada para optar al Grado de Doctor en Ciencias Naturales

El estudio de las características mesoestructurales presentes en anticlinales y sinclinales que conforman grandes sistemas fallados y plegados, permite entender los procesos de deformación que tuvieron lugar durante la evolución de la estructura en particular, y a una escala mayor, clarificar la historia cinemática del sistema fallado y plegado, siendo esta información sumamente importante ya que éstas estructuras sirven como análogos de reservorios de hidrocarburos en subsuelo. En este trabajo se presenta un estudio estructural de detalle sobre el anticlinal Tin Tin, un pliegue con núcleo de basamento ubicado en los Valles Calchaquíes del Noroeste argentino, en el extremo Sur de la provincia geológica Cordillera Oriental. Esta zona se caracteriza geológicamente por la presencia de pliegues y extensos bloques de basamento. Estos son el resultado de la inversión tectónica regional y exponen en sus flancos la estratigrafía parcial o completa de la cuenca de rift cretácica-paleógena del Grupo Salta y la cuenca de antepaís del Grupo Payogastilla. El estudio estructural del anticlinal Tin Tin se realizó sobre el Grupo Salta, con un enfoque particular en la deformación de la Formación Yacoraite (Subgrupo Balbuena), ya que esta unidad es principalmente conocida por conformar importantes yacimientos de hidrocarburos en áreas adyacentes. También se estudió la deformación de esta unidad en otra estructura vecina y con características particularmente diferentes (anticlinal Cerro Bayo), con fines comparativos. La metodología de trabajo (medición de orientación de estratos y estructuras geológicas, mapeo de unidades) permitió caracterizar las estructuras principales que deforman el núcleo de basamento y los flancos y charnela del anticlinal Tin Tin (cobertura sedimentaria). Estas estructuras son pliegues, fallas inversas y fracturas de mesoescala (diaclasas, venas y fracturas de cizalla). Las observaciones y mediciones realizadas sobre las estructuras del basamento permitieron definir pliegues con rumbo E-W, fallas inversas con transporte occidental, paralelas al eje de pliegue, y una fracturación de mesoescala ampliamente distribuida (diaclasas y venas). A partir del análisis de estas estructuras se concluyó que los planos axiales de los pliegues E-W se reactivan y posibilitan el movimiento de bloques menores dentro del basamento, que en ocasiones se propagan como fallas en la cobertura sedimentaria. La fracturación, como debilidad estructural homogéneamente distribuida, permitió la generación de fallas inversas que levantaron los bloques de basamento de la zona, incluyendo el bloque de basamento (núcleo) del anticlinal Tin Tin, mediante la Falla inversa Tin Tin. Dentro de la cobertura sedimentaria, los pliegues, fallas y fracturas de mesoescala presentan orientaciones específicas con respecto al rumbo NNE-SSW del eje de pliegue del anticlinal Tin Tin, ya que formaron parte del crecimiento del anticlinal. Del análisis de pliegues y fallas, se concluyo que estas estructuras se formaron relativamente antes del levantamiento principal del anticlinal Tin Tin, en respuesta al acortamiento andino. Del análisis de los sistemas de fracturación se concluyó que los diferentes sets de diaclasas afectan a todas las posiciones estructurales del anticlinal y están relacionadas a su evolución. Las diaclasas se formaron secuencialmente (siguiendo un orden cronológico de formación) y se agrupan en cuatro direcciones principales: Diaclasas subperpendiculares al eje de pliegue del anticlinal (se formaron relativamente primero siguiendo los esfuerzos compresivos andinos); dos grupos de diaclasas oblicuos al eje de pliegue (se formaron posteriormente debido a perturbaciones durante el plegamiento de los flancos y charnela); y diaclasas subparalelas al eje de pliegue (últimas en formarse debido a la curvatura externa de las capas plegadas). Los sistemas de fracturas se formaron en un estadio inicial a intermedio en el crecimiento del anticlinal Tin Tin. En base al análisis e interpretación de las estructuras en conjunto se propuso un modelo evolutivo para la deformación y crecimiento del anticlinal Tin Tin, dividido en tres estadios: 1) Los esfuerzos compresivos de dirección aproximada E-W actúan sobre capas subhorizontales en el inicio de la contracción andina. Se forman diaclasas paralelas a los esfuerzos (subperpendiculares al futuro eje de pliegue) y fracturas de cizalla de bajo ángulo de inclinación. 2) Se produce el inicio del levantamiento del basamento y se forman diaclasas oblicuas al eje de plegamiento. Posteriormente se forman los pliegues y fallas que acortan la cobertura sedimentaria y las diaclasas paralelas al eje de pliegue del anticlinal Tin Tin. Hacia el final del estadio se producen las fallas en el basamento y el levantamiento general del Cerro Tin Tin. 3) Se reactivan fracturas con movimiento de rumbo para acomodar mayor deformación. La evolución estructural del anticlinal ocurre entre el inicio de la deformación andina (Eoceno Medio) y el Plio-Pleistoceno. Esta evolución estructural implica una combinación de mecanismos de plegamiento, dominados por buckling en un principio y seguido por bending hasta alcanzar su forma actual. El estudio del anticlinal Tin Tin permite inferir que la deformación general de la zona de estudio comenzó con una estructuración de piel fina (involucrando sólo cobertura sedimentaria) antes del levantamiento principal de los bloques de basamento (deformación de piel gruesa) y que la inversión tectónica en el extremo Sur de la Cordillera Oriental constó de la generación de estructuras nuevas y de la reactivación inversa de antiguas fallas normales pertenecientes al rift cretácico (mayormente en la zona de cuenca), como indican otros autores. La fracturación estudiada en la Formación Yacoraite se comparó con los sistemas de fracturas en anticlinales dentro de la zona de estudio (anticlinal Cerro Bayo) y en áreas adyacentes dentro de la cuenca del Grupo Salta, algunos conformando yacimientos de hidrocarburos en subsuelo. Las comparaciones indican que existen características similares en la mayoría de los casos. También arroja conclusiones sobre la importancia de trabajo estructural de campo en la interpretación de procesos y génesis de fracturas.

En el presente trabajo, se realizó la caracterización estructural del bloque Bajo Baguales, el cual se encuentra en el sector central de la Dorsal de Huincul, en cercanías de Plaza Huincul, hacia el Oeste de la Ciudad de Neuquén. A partir de la interpretación de datos sísmicos 3D, y con la ayuda de la información provenientes de legajos de pozos, se pudieron identificar en el área varias estructuras, siendo la de mayor importancia para este estudio un gran pliegue anticlinal localizado en el sector norte del cubo, producto de la propagación de una falla inversa con rumbo Este – Oeste ubicada en este sector, la cual presenta un notable rechazo vertical de alrededor de 700 metros, elevando el basamento cristalino y los depósitos Precuyanos, ambos de gran interés como roca reservorios de hidrocarburos. Las estructuras que podemos encontrar en el área de estudio son el producto de una inversión tectónica, donde un sistema extensional de edad Jurásico fue reactivado en diversos eventos como producto de los esfuerzos provenientes del margen convergente occidental. Dichos esfuerzos presentaron un cambio en la orientación del vector del esfuerzo máximo horizontal de alrededor de 90° desde el Jurásico temprano hasta la actualidad. El reconocimiento de los elementos estructurales, basados en la información sísmica y de pozos exploratorios, fueron utilizados en la confección de secciones estructurales y mapas isócronos para la caracterización estructural de la zona.

El trabajo se llevó a cabo sobre el bloque petrolero Puesto Tuquet, ubicado en el sector centro-oeste de la Dorsal de Huincul, hacia el oeste de la ciudad de Neuquén, Argentina. Se realizó la interpretación de datos sísmicos 3D con ayuda de información de pozos, identificando tres estructuras principales y se determinaron los tiempos relativos de su generación, en función de las relaciones estratales entre las formaciones de roca presentes. La primera de ellas, se encuentra en el sector noroeste (NO) del cubo sísmico, el anticlinal California, que se genera a través de un proceso de inversión tectónica regional, donde se encuentra el yacimiento Puesto Touquet. La segunda estructura, se aloja en el sector centro-norte del cubo sísmico y también está dada por inversión, en este caso correspondiente a dos fallas normales, preexistentes. Se observa la presencia de estratos de crecimiento, interpretados en base a la relación de los reflectores, asociados a la estructura (on-lap, acuñamientos, etc), e información proveniente de legajos de pozo. La tercer estructura de importancia, se ubica en el sector sureste (SE) del cubo, en donde se distingue un claro predominio del basamento por sobre el paquete sedimentario, lo que genera un acuñamiento de la formación Molles, sobre el basamento Precuyano, localizando una particularidad en la cúspide del basamento. En base a la interpretación de estratos de crecimiento y discordancias en las secciones sísmicas, se han determinado cuatro fases principales, para la caracterización tectónica estructural del área, siendo estas: Fase 1 Molles Media-Superior (comienza en el Mb Cutral-có y culmina en el Mb Pelítico Superior); 2 Fase Challaco; 3 Fase Quintuco Superior; 4 Fase base del Grupo Neuquén.

La PPNA es indicadora de la biomasa disponible y se relaciona con la capacidad de carga de los sistemas pastoriles extensivos. Es posible estimarla a partir de índices de vegetación obtenidos de sensores remotos. El objetivo de esta tesis fue caracterizar funcional y estructuralmente una estepa graminosa (Estepa Magallánica Seca-EMS)y una arbustiva ((Matorral de Mata Negra-MMN)de la Patagonia Austral. En 18 sitios se midió cobertura vegetal (2004 y 2010)y biomasa por estratos (2004 y 2005). Se obtuvieron 8 índices de vegetación a partir de imágenes MODIS (resolución 16 días, 250m, 2003-2010). Se caracterizaron las comunidades vegetales (PCA). Se extrajeron los índices en áreas de 3x3 pixeles y correlacionaron con la biomasa y cobertura medidas a campo. Ambas áreas están dominadas por especies perennes con una cobertura de 66 por ciento En MMN la mitad de este valor corresponde a arbustos. La biomasa aérea total fue de aproximadamente 1000 Kg MS/ha en EMS y el triple en MMN, en ambos casos un 33 por ciento corresponde a material verde. Los índices presentan patrones temporales similares entre áreas, con un máximo a fines de octubre, aunque NDVI y RVI mostraron un segundo pico en abril. El MMN posee mayor biomasa pero los índices fueron 20 por ciento menores que EMS. El NDVI caracterizó mejor la vegetación de la EMS, con correlaciones de 0,69, 0,43 y 0,48 con la fracción verde de biomasa total, intercoironal y coironal, respectivamente. Reflejó además el crecimiento otoñal característico de ambientes con régimen isohigro, limitados por temperatura y humedad. Por el contrario, en el MMN, los índices espectrales y los indicadores de biomasa no correlacionaron. Los valores de regresión obtenidos indican que la evaluación de biomasa disponible a partir de sensores remotos es solo posible en uno de los ecosistemas y muestran que para estimar la receptividad, seria necesaria una calibración local de los índices, dado que la estructura de la vegetación modifica los valores espectrales.