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Tesis (DCI)--FCEFN-UNC, 2014

Las estrellas variables son objetos magníficos para explorar el interior estelar y someter a prueba teorías de evolución estelar mediante la astrosismología. La astrosismología es una potente herramienta de la astrofísica estelar que permite obtener información valiosa de una dada población estelar, como la masa estelar, la estructura interna, la metalicidad, la distancia, la velocidad de rotación, etc, mediante la comparación de observaciones y el modelado de las pulsaciones estelares. Las estrellas variables delta Scuti (DSC) y gamma Doradus (GDR) yacen en una de las más complejas e interesantes regiones del diagrama Hertzsprung-Russell (H-R), la parte inferior de la banda clásica de inestabilidad y su intersección con la Secuencia Principal (SP), hacia temperaturas comprendidas entre 6700 K y 8500 K. La complejidad y el interés de esta región reside en el gran número de diversas familias de estrellas variables transitando diferentes estadios evolutivos: la pre-SP, la SP y la post-SP. Históricamente, las variables DSC son reconocidas por presentar pulsaciones en un rango de altas frecuencias, correspondientes principalmente a modos radiales y no radiales de presión (p) de bajo e intermedio orden radial (n). Por otra parte las estrellas GDR se distinguen por exhibir pulsaciones en un rango bajo de frecuencias, correspondientes a modos de gravedad (g) de alto orden radial. La banda de inestabilidad de estas estrellas se superpone parcialmente en una región en la cual encontramos a las variables denominadas híbridas DSC-GDR. Estas estrellas poseen un excelente potencial astrosismológico, dado que exhiben simultáneamente modos de oscilación p y g, los cuales permiten explorar las capas externas y a su vez el núcleo, respectivamente, abarcando por completo su estructura interna. En esta tesis, explotamos el potencial astrosismológico de las variables híbridas DSC-GDR, haciendo uso de herramientas numéricas de última generación para modelar la evolución estelar y la estructura interna de estas estrellas, como así también el espectro de frecuencias. Además, llevamos a cabo un análisis exhaustivo de la curva de luz y el espectro de frecuencias de una estrella híbrida DSC-GDR con actividad superficial a partir de los datos proporcionados por la misión CoRoT. Algunos resultados importantes de este trabajo son la determinación de los parámetros estelares de cinco estrellas híbridas DSC-GDR y el descubrimiento de la primer estrella híbrida DSC-GDR con manchas reportada hasta el momento. Existe además otro tipo de estrellas variables con características espectroscópicas muy similares a las DSC y GDR que pueblan parcialmente la región del diagrama Teff-log g donde se hallan usualmente estas estrellas. Este tipo de variables descubierto recientemente, lo conforman los progenitores de enanas blancas de masa extremadamente baja (o pre-ELMV de sus siglas en inglés) cuyo rango de frecuencias se superpone parcialmente con el de las DSC. La presencia de pre-ELMV en esta región aumenta la diversidad de variables y hace más compleja la correcta clasificación de estrellas en esta región. En esta tesis, brindamos además herramientas astrosismológicas para distinguir entre las variables DSC y los progenitores de las enanas blancas de masa extremadamente baja.

Las estrellas variables son objetos magnificos para explorar el interiorestelar y someter a prueba teorias de evolucion estelar mediante la Astrosismologia. La Astrosismologia es una potente herramienta de la astrofisica estelar que permite obtener informacion valiosa de una dada poblacion estelar, como la masa estelar, la estructura interna, la metalicidad, la distancia, lavelocidad de rotacion, etc, mediante la comparacion de observaciones y elmodelado de las pulsaciones estelares.Las estrellas variables delta Scuti (delta Sct) y gamma Doradus (gamma Dor) yacen en una de las mas complejas e interesantes regiones del diagrama Hertzsprung-Russell (H-R), la parte inferior de la banda clasica de inestabilidad y su interseccion con la Secuencia Princial (SP), hacia temperaturas comprendidas entre 6700 K y 8500 K. La complejidad y el interes de esta region reside en el gran numero de diversas familias de estrellas variables transitando diferentes estadios evolutivos: la pre-SP, la SP y la post-SP. Historicamente, las variables delta Sct son reconocidas por presentarpulsaciones en un rango de altas frecuencias, correspondientes principalmentea modos radiales y no radiales de presion (p) de bajo e intermedio ordenradial (n). Por otra parte las estrellas gamma Dor se distinguen por exhibir pulsaciones en un rango bajo de frecuencias, correspondientes a modos de gravedad g de alto orden radial. La banda de inestabilidad de estas estrellas se superpone parcialmente en una region en la cual encontramos a las variables denominadas hibridas delta Sct-gamma Dor. Estas estrellas poseen un excelente potencial astrosismologico, dado que exiben simultaneamente modos de oscilacion p y g, los cuales permiten explorar las capas externas y a su vez el nucleo, respectivamente, abarcando por completo su estructura interna.En esta tesis, explotamos el potencial astrosismologico de las variables hibridas delta Sct-gamma Dor, haciendo uso de herramientas numericas de ultima generacion para modelar la evolucion estelar y la estructura interna de estas estrellas, como asi tambien el espectro de frecuencias. Ademas, llevamos a cabo un analisis exhaustivo de la curva de luz y el espectro de frecuencias de una estrella hibrida delta Sct-gamma Dor con actividad superficial a partir de los datos proporcionados por la mision CoRoT. Algunos resultados importantes de este trabajo son la determinacion de los parametros estelares de cinco estrellas hibridas delta Sct-gamma Dor y el descubrimiento de la primer estrella hibrida delta Sct-gamma Dor con manchas reportada hasta el momento.Existe ademas otro tipo de estrellas variables con caracteristicas espectroscopicas muy similares a las delta Sct y gamma Dor que poblan parcialmente la region del diagrama Teff-log g donde se hallan usualmente estas estrellas. Este tipo de variables descubierto recientemente, lo conforman los progenitores de enanas blancas de masa extremadamente baja (pre-ELMV) cuyo rango de frecuencias se superpone parcialmente con el de las delta Sct. La presencia de pre-ELMV en esta region aumenta la diverisdad de variables y complejiza la correcta clasificacion de estrellas en esta region. En esta tesis, brindamos ademas herramientas astrosismologicas para distinguir entre las variables delta Sct y los progenitores de las enanas blancas de masa extremadamente baja.

El presente trabajo tiene como objetivo principal determinar la evolución tectónica y el desarrollo paleogeográfico de las secuencias jurásicas de la Alta Cordillera, entre los 31°40’ y 32°20’ de latitud sur y los 70°30’ y los 70°10’ de longitud oeste, en el extremo sudoccidental de la provincia de San Juan, Argentina (véase figura 1.1). La presencia de depósitos del Mesozoico temprano en la Cordillera Principal Sanjuanina es conocida desde fines del siglo pasado por trabajos de carácter regional como los de Stelzner (1873), Göttschettsche (1897), Bodenbender (en Tornquist 1898) y Schiller (1912). Sin embargo, no se habían desarrollado aún estudios detallados que permitiesen caracterizar la historia del relleno sedimentario de la cuenca y la evolución geológica de la comarca durante el Mesozoico. Debido a que la región carecía de un mapa geológico previo, los primeros estudios que se realizaron en el área debieron ser enfocados hacia su levantamiento geológico, para así posteriormente poner énfasis e n el análisis estratigráfico y bioesligráfico detallado de las secuencias jurásicas que permitieron la reconstrucción de la evolución paleogeográfica y tectónica del Mesozoico temprano de la Cordillera Sanjuanina.

Se presenta en esta tesis un estudio detallado de la estructura del sector interno de la faja plegada y corrida de Malargüe a la latitud de 35oS. A partir del relevamiento geológico realizado se determinó la estratigrafía local, que abarca desde el Paleozoico tardío hasta el Cenozoico. Se compone de un basamento integrado por metamorfitas paleozoicas y rocas ígneas del Permotriásico, la cobertura sedimentaria mesozoica de la cuenca Neuquina, rocas ígneas cenozoicas y depósitos cuaternarios. El relevamiento estructural de superficie permitió definir diferentes dominios estructurales dentro de un estilo general de piel gruesa: (1) un dominio noroccidental de inversión del depocentro Río del Cobre de la cuenca Neuquina; (2) un dominio sudoccidental de pliegues por despegue, favorecido por unidades jurásicas de comportamiento dúctil; (3) un dominio hacia el este correspondiente al bloque de basamento de Las Leñas; y (4) un dominio oriental de pliegues cuya dirección estuvo controlada por un graben mesozoico. A partir de su descripción se destaca la importancia de la historia geológica pre-ándica en la estructura ándica. Se reconoció por primera vez en la zona de estudio un episodio de deformación cretácico tardío. Por otro lado, sobre la base de las edades de deformación en secuencia y fuera de secuencia determinadas en la zona durante el Cenozoico, se propone una historia de la faja plegada y corrida a partir de la teoría de cuña crítica de Coulomb. La integración de los datos relevados con otros publicados del sector externo de la faja plegada y corrida permitió construir una sección balanceada de toda la faja plegada y corrida de Malargüe, obteniéndose un acortamiento de 26,18 km, equivalente al 22%. Se realizó ademas un estudio de la petrografía y geoquímica de rocas ígneas meso- y cenozoicas del área de estudio, que permitió interpretar un ambiente tectónico de retroarco extensional para la zona durante el Jurásico tardío, y una evolución cenozoica caracterizada por (1) una expansión del arco hacia el este durante el Mioceno temprano; (2) una leve tendencia al engrosamiento cortical durante el Mioceno tardío; y (3) una contracción del arco en el Plioceno. Por último, se discuten los controles tectónicos en la evolución estructural y magmática de la zona de estudio.

Los Andes Centrales presentan un combamiento pronunciado a los 18ºS. Este combamiento es denominado codo de Arica. Se determinó la existencia de rotaciones según ejes verticales en sentido antihorario al norte de Arica y en sentido horario al sur de Arica a partir de datos paleomagnéticos. Estos datos provienen de rocas mesozoicas y cenozoicas aflorantes en el antearco y el retroarco andinos. Varios autores han propuesto distintos modelos para tratar de explicar la evolución geodinámica de los Andes Centrales, pero el origen de las rotaciones continúa siendo discutido. Los modelos regionales propuestos involucran combamiento oroclinal y/o rotación local de bloques. Esta falta de consenso en parte se debe a la escasez de datos paleomagnéticos y a la incertidumbre en la edad de la mayoría de las rotaciones. Los objetivos de esta tesis doctoral son la obtención de nuevos datos paleomagnéticos a partir de rocas aflorantes en la Puna Argentina y tratar de definir los procesos generadores del patrón de rotaciones observado. En el campo se obtuvieron 831 muestras orientadas en distintas zonas: Siete Curvas, Juncal Grande, Tebenquicho, Chorrillos, Tiomayo, Morro Blanco, Rinconada, Mina Loma Blanca y Coranzulí. A los distintos especímenes se les aplicaron diferentes técnicas de desmagnetización. Algunos especímenes sufrieron cambios mineralógicos durante la desmagnetización térmica. Se determinó que durante el calentamiento se generaba maghemita como consecuencia de la descomposición y la oxidación de siderita y de la deshidratación de lepidocrocita. También se observó, la formación de hematita a partir de la deshidratación de goethita. Se aislaron magnetizaciones remanentes que indican la existencia de sitios no rotados, sitos rotados en sentido horario y sitios rotados en sentido antihorario. Se propone un modelo flexural muy simplificado para tratar de explicar el diacronismo observado en la deformación mio-pliocena a lo largo de la Puna Argentina. Dicha deformación finalizó en la Puna Septentrional y migró hacia el este a las Sierras Subandinas aproximadamente hace 10 Ma, pero continuó en la Puna Austral hasta los 4 Ma antes de que se produjera una migración similar. Se consideró una reología elástica. Se modelaron dos perfiles E-0 a los 22 y los 24ºS con espesores elásticos de 25 y 15 km respectivamente aplicando la carga de la topografía estimada para los Andes Centrales a los 10 Ma. Mientras la placa debajo de las Sierras Subandinas a los 22ºS sufría elevación, a los 24ºS debajo del Sistema de Santa Bárbara sufría subsidencia, explicando el diacronismo anteriormente mencionado. La base de datos paleomagnéticos de los Andes Centrales fue analizada y se determinaron algunas características del patrón de rotaciones. Estas características son explicadas considerando un modelo de rotación local de bloques en respuesta a cizalla distribuida en el antearco y en respuesta a cizalla penetrativa en niveles subcorticales en el retroarco.

En este trabajo se estudia geológicamente el area conformada por el extremo NW del mar de Weddell y el flanco NE de la peninsula Antártica, comprendiendo principalmente a la denominada "cuenca de Marambio". Debido a las relaciones paleogeográficas existentes entre la peninsula Antártica y Sudamérica, esta cuenca es comparada con la cuenca Austral o Magallánica, surgiendo similitudes y diferencias que son analizadas en el Capitulo I (item I.c.1). Asimismo, para completar el marco geológico dentro del cual se desarrollaron las investigaciones, se ha recopilado la información disponible sobre la Evolución Geotectónica del área (Capitulo I, item I.c.2). La peninsula Antártica es dividida en tres unidades litotectónicas mayores, cuyo origen puede ser relacionado con la interacción de placas corticales: la primera unidad está formada principalmente por rocas volcánicas calco-alcalinas frecuentemente asociadas a sedimentos continentales portadores de floras mesozoicas; la segunda unidad está integrada por una secuencia clástica volcanigénica, de origen marino, que es intruida por complejos plutónicos y cubierta por vulcanitas mayormente silícicas, relacionadas con la actividad de un arco magmático, mientras que la tercera unidad litotectónica comprende la potente sucesión sedimentaria, formada mayormente por facies volcaniclásticas y tobas, que constituye el relleno de la cuenca de Marambio, la cual se halla ubicada detrás del arco volcánico desarrollado en la peninsula Antártica desde el Jurásico tardío. En el Capitulo II se establecen las dos megasecuencias que integran el relleno de la cuenca estudiada: a) Jurásico superior-Cretácico inferior "bajo" y b) Cretácico inferior-Terciario inferior (item II.a.1). Se describen las unidades estratigráfícas reconocidas en el área (item II.a.2), dándose a conocer nuevas secciones de las mismas. Asimismo se propone un nuevo nombre formacional (F. Pedersen) y se establecen las correlaciones entre las distintas formaciones y unidades de rango menor, varias de las cuales fueron denominadas por el autor en colaboración con otros investigadores (Estratos del nunatak Troilo, Estratos del cabo Welchness, Formación Longing, F. López de Bertodano y F. Sobral). La Historia Geológica de la región estudiada y las fases de su evolución, que se proponen en los items II.b y II.c, fueron inferidas sobre la base de la información estratigráfica de superficie y a los escasos datos geofísicos disponibles. Debido al carácter eminentemente volcaniclástico del relleno de la cuenca, el Magmatismo desarrollado en el arco es analizado con atención especial en el Capitulo III. El vulcanismo es dividido geoquímicamente en dos categorias, una calco-alcalina y alcalina la otra (item III.a). El desarrollo del vulcanismo calco-alcalino comprende dos fases: Kimmeridgiano-Berriasiano y Hauteriviano temprano-Paleoceno tardío, mientras que el vulcanismo alcalino se desarrolló durante el Mioceno tardío-Reciente (item III.a.1). El vulcanismo calco-alcalino es de carácter silicico a intermedio y su actividad, en el área estudiada, ocurrió mayormente durante el Mesozoico tardío como producto de la evolución del arco volcánico Eomesozoicode la peninsula Antártica. Por su parte, el vulcanismo basáltico alcalino, que afectó sectores parciales de la cuenca, fue un rasgo significativo de la expansión tardía de pos-arco, ocurrida durante el Cenozoico tardío, siendo estudiado con particular atención en los nunataks Foca (items III.a.2 y III.a.3). El plutonismo calco-alcalino que predomina ampliamente en el norte de la peninsula Antártica es tratado brevemente en el item III.b, donde se resumen sus rasgos mas significativos. En el Capitulo IV se considera a la peninsula Antártica como un arco volcánico intraoceánico, en el cual la corteza posee espesores continentales. El basamento de este arco estaráa integrado por un prisma acrecionario Pérmico-Triásico adosado a los remanentes de un zócalo siálico antiguo, de probable edad paleozoica media (item VI .a). Las evidencias de actividad tectónica dentro de la cuenca y la parte del arco estudiada, son descriptas y analizadas en el item IV.b, estableciéndose que el levantamiento principal de esta estructura y del comienzo de la subsidencia en la cuenca ocurrieron hacia el Valanginiano (item IV.c). Asimismo, se determinan y describen los principales acontecimientos tectónicos y fases diastróficas y se presentan evidencias de tectónica de estilo compresional, en los ítems IV.d, IV.e, IV.f y IV.g. Sobre la base de todos los elementos enunciados, se realiza el análisis de la cuenca (Capitulo V), infiriéndose que el control tectónico ejercido sobre los rangos de ascenso del área de aporte detrítico y también sobre la actividad volcánica del arco, son puestos en evidencia por la correspondencia que existe entre los eventos tectónicos y magmáticos entre sí y con la respuesta sedimentaria a tales procesos. En los terrenos de intra-arco, el vulcanismo fue uno de los procesos más importantes en la producción de detritos, ya que el aporte masivo de materiales piroclásticos a la cuenca de pos-arco fue casi constante; en este aspecto, el vulcanismo explosivo, que dominó durante los primeros estadios de la evolución del arco, originó la efusión de ingentes masas de cenizas que se acumularon como tobas, las cuales tuvieron dominante carácter ignimbrítico. La producción de fragmentos accidentales, arrancados por las erupciones explosivas al atravesar las rocas del basamento metamórfico, constituyó un proceso genético importante que dió origen a una enorme masa de materiales volcaniclásticos, los que se agregaron a los detritos procedentes de la degradación de rocas volcánicas medianamente consolidadas. La presencia de materiales piroclásticos se evidencia en la gran mayoria de las formaciones sedimentarias estudiadas, tanto durante la etapa de proto-arco y cuenca anóxica, como en la mayor parte de los episodios de acumulación ocurridos durante los distintos estadíos de la etapa de cuenca madura, excepto en la parte más joven del desarrollo de esta última. La generación masiva de fragmentos accidentales, por parte del vulcanismo explosivo, se pone de manifiesto espectacularmente en los terrenos de intra-arco donde las facies fluviales superiores del Grupo Botany Bay, abundan en conglomerados con matriz piroclástica, los que están compuestos por grandes rodados y bloques redondeados que se hallan profusamente fracturados y quebrados como fruto de las explosiones La composición volcaniclástica de las capas que constituyen el relleno de esta cuenca de pos-arco, está fehacientemente corroborada a través de las formaciones del Grupo Gustav, el Grupo Marambio y el Grupo Seymour, excepto la Formación La Meseta del Eoceno tardío que está virtualmente libre de materiales volcaniclásticos. Los conglomerados del monte Lombard contienen clastos resedimentados, provenientes de rocas volcanigénicas previamente depositadas en el intra-arco, en ambientes subaéreos y probablemente aluviales (Grupo Botany Bay y entidades homólogas). De esta manera, los conglomerados marinos del monte Lombard estarían formados por clastos mayormente provenientes del Complejo Metamórfico Trinity Peninsula, pero resedimentados o reciclados a partir de entidades volcaniclásticas continentales previas. Estas entidades continentales estaban compuestas exclusivamente por clastos derivados del citado Complejo Metamórfico yaciendo en una matriz piroclástica que fue eruptada, explosivamente y en forma directa, a través de dicho basamento metamórfico. De este modo, la remoción explosiva y el redepósito, practicamente instantáneo, de tales rocas que eran originalmente continentales, generó conglomerados marinos con una aparente proveniencia casi exclusiva desde el Complejo Metamórfico Trinity Peninsula. Las tobas forman aproximadamente el 5% de toda la columna jurásico-cretácico-terciaria aflorante en el area, siendo menor la proporción de tobas subaéreas. Tobas originadas en "lluvias de cenizas", que pueden corresponder a erupciones submarinas tanto comoa procesos volcánicos subaéreos, ocurren profusamente intercaladas con fangos ricos en radiolarios en la mayoria de las secciones de la Formación Ameghino, la cual es atribuida al ?Kimmeridgiano-Berriasiano. Tobas, en las que se reconocen trizas, forman bancos de hasta 2 m de espesor en la Formación Longing del Turoniano y asimismo en el Grupo Gustav del Valanginano-Santoniano. Ademas, bancos de tobas con características semejantes, se observan intercaladas entre las facies fluviales superiores del Grupo Botany Bay, probablemente del Cretácico temprano; adicionalmente, rocas piroclásticas similares a las citadas, ocurren dentro de la secuencia conglomerádica marina del monte Lombard y en las secciones maastrichtianas y paleocenas de la isla Marambio. Una buena parte de los detritos volcanigénicos está compuesta por fragmentos de cristales de plagioclasa y cuarzo, los que pudieron haber sido acrecionados directamente desde las fuentes volcánicas como lluvias piroclásticas y también como resultado de la erosión y resedimentación rápida de acumulaciones piroclásticas inconsolidadas, las que se habrían depositado originalmente dentro de la zona de intra-arco o bien en el interior de la cuenca de pos-arco, pero casi siempre muy cerca de las fuentes volcánicas. El otro proceso que contribuyó a la producción de detritos, fue la remoción en masa que contribuyó, principalmente en la zona proximal de la cuenca, con grandes cantidades de material detrítico a veces muy grueso, por ejemplo los enormes bloques de la Formación Ameghino que se deslizaron dentro del Cretácico inferior. De lo expuesto surge que la meteorización fisica fue dominante. La inmadurez textural y composicional evidenciada por la mayoria de las rocas sedimentarias, especialmente las correspondientes a la parte inferior de la columna, pone de manifiesto la fuerte influencia ejercida por la tectónica sobre la sedimentación. La erosión y el retrabajo intenso de los materiales sedimentados en la cuenca se pone de manifiesto a través de toda la historia de la misma; en efecto, desde los albores del Cretácico hasta la iniciación del Terciario, se hallan mezclas anómalas de fósiles. Ejemplos de estas mezclas existen desde los conglomerados del nunatak Pedersen, donde existen megafósiles del Cretácico inferior rodeados por una matriz de edad maastrichtiana, hasta las faunas cretácicas halladas en estratos danianos, en las capas superiores de la Formación López de Bertodano, en la isla Marambio. Complementariamente, en esta cuenca antartica la linea de costa demuestra progradación relativamente rápida a través de un dilatado engolfamiento marino original, en el cual la restricción en la circulación habría sido un rasgo preponderante. Esta progradación ocurrió mediante desplazamientos de la linea de costa, que totalizan un cambio de posisción del orden de 90 km hacia el interior de la cuenca (SE), durante unos 50 Ma (hasta las capas paleocenas emergidas de la Formación Sobral). Dicha velocidad de progradación sumada a las características sedimentológicas de las acumulaciones (que se describen en el Capitulo II) indican regímenes de subsidencia moderados y aportes sedimentarios grandes, principalmente en la etapa inicial (Cretácico temprano) del desarrollo de la cuenca. Luego, en otra etapa iniciada en el Cretácico tardío, la subsidencia comienza con regímenes moderados-altos, los que se mantienen hasta las postrimerias del Maastrichtiano, apartir del cual la subsidencia continúa con regímenes moderados-bajos hasta el Eoceno tardío pero, esta vez, con aportes detríticos también moderados a bajos. Esto último ocurrió principalmente durante la parte final de esta última etapa (Terciario temprano) del desarrollo de la acumulación. Durante la primera etapa (Cretácico inferior), de subsidencia baja y aporte grande, el sector proximal de la cuenca se habría comportado como zona exportadora de detritos. Esta condición habría estado favorecida por movimientos tectónicos que sobreelevaron, durante esta época, bloques marginales cercanos al borde deposicional de la misma. En etapas posteriores de la evolución de la cuenca (Cretácico tardío más alto-Terciario temprano), este sitio de depositación presenta rasgos de cuenca progradada, en la cual el oleaje y las corrientes marinas pudieron retrabajar rapidamente materiales de ciclos deposicionales anteriores y resedimentarlos, luego de abrasionarlos, junto con aportes detríticos provenientes de cuerpos plutónicos del arco, los cuales fueron denudados recién hacia el Eoceno. Este evento erosivo fue posible por el ascenso rápido de los terrenos de intra-arco y por la concurrente falta de una cubierta volcánica que los sustrajera de la erosión. Esto último refuerza la hipótesis de la cesación del vulcanismo hacia esta época. Los cambios en la relación entre la subsidencia y el aporte detrítico, reflejan cambios en el control tectónico de la depositación, el que fue dominante durante el Cretácico inferior a través de la zona de fallas marginales (fracturas del canal príncipe Gustavo y fallas conexas con las mismas hacia el NE y el SO). En cambio hacia el Cretácico superior y también durante las postrimerías del desarrollo de la cuenca, durante el Terciario temprano, el borde occidental de la cuenca dejó de ser controlado exclusivamente por la zona de fallamiento marginal produciéndose la progradación de la cuenca, que originó depositación deltaica en las zonas distales de la misma (Formación Sobral, Formación La Meseta). Durante las etapas que comprenden la "madurez" del desarrollo de la cuenca, se infiere la influencia de un rasgo estructural transversal a la zona de falla del canal príncipe Gustavo, el cual podría corresponder a la prolongación sudoriental del sistema de fracturas que está integrado entre otras por la denominada "zona de fractura Hero". Dicha influencia se manifestó en la estructuración de la peninsula que culmina en el cabo Longing y también a través de la peninsula Jason; en estas áreas afloran entidades que corresponden a los terrenos de intra-arco, principalmente pertenecientes al Grupo Volcánico Antarctic Peninsula y al Grupo Botany Bay, ambos de origen netamente continental. Los afloramientos antedichos se hallan desplazados hacia el cuadrante Este configurando una "invasión" del intra-arco dentro de la cuenca de pos-arco; lo cual unido a las evidencias tectónicas comentadas en los capitulos III y IV, sugiere que dichas penínsulas constituían extensas zonas emergidas que actuaron como elementos positivos y de aporte sedimentario, durante los procesos de acumulación que generaron el Grupo Gustav, el Grupo Marambio y el Grupo Seymour. Estas áreas positivas habrian contribuido grandemente a configurar sendos engolfamientos, dentro de los cuales ocurrió la sedimentación en las postrimerías del Cretácico y en los albores del Terciario. Se efectúan estudios petrográficos comparativos de algunas de las manifestaciones volcaniclásticas psamíticas del ?Jurásico tardío-Cenozoico tardío y de las vulcanitas alcalinas cenozoicas, que afloran en la cuenca (Capítulo VI), debido a que tales estudios aportan a la interpretación de los mecanismos efusivos y deposicionales, relacionados con la actividad volcánica, ocurridos en la cuenca de Marambio.

La isla Decepción está situada en el Archipiélago de las islas Shetland del Sur y consiste en una caldera volcánica de edad menor que 780000 años, originada a través del colapso tectónico del área central del volcán original. El volcanismo, permanece aún activo, tuvo sus últimas manifestaciones de importancia en las erupciones de los años 1967, 1969 y 1973. En este trabajo, se presenta un estudio geológico integral, a fin de desarrollar un modelo evolutivo de la isla. Se ha recopilado datos geológicos sobre el área tectónica a la cual se halla integrada la isla. En el trabajo de campo, se subdividieron las rocas presentes en tres unidades principales conformadas por tres etapas mayores dentro de una misma evolución: una "precaldera" (Formación Basaltic Shield y diques asociados, Martí y Baraldo, 1990) y una "postcaldera", "Erupciones piroclásticas tempranas", "Erupciones traquíticas" y "Erupciones históricas". Esta división estratigráfica se basa en evidencias de campo y es consistente con los estudios de las propiedades magnéticas de las rocas, entre otras: susceptibilidad magnética total y anisotropía de susceptibilidad magnética. Un estudio paleomagnético integral de las unidades aflorantes permitió establecer que la distribución de los polos geomagnéticos virtuales sigue un ordenamiento consistente con la dividión estratigráfica propuesta. Se determinó la temperatura de emplazamiento de los depósitos piroclásticos de pre y sincaldera de la isla por medio paleomagnéticos, correspondiente a una temperatura que abarca entre los 300 y 400°C para los diferentes tipos litológicos. Se ha recopilado datos geoquímicos de las rocas de la isla y se realizaron once análisis de relaciones isotópicas Sr87/Sr86, en todo el espectro evolutivo (geoquímico y estratigráfico) de la asociación de rocas presentes en la isla; sugiriendo una correspondencia que ubica a dichas muestras en el campo de las rocas de islas oceánicas y que se interpreta como correspondiente a una asociación de rocas de isla oceánica con tendencia tholeítica, producto del ambiente tectónico de arco particular de la zona. Los estudios de direcciones de remanencia magnética realizados indican una polaridad normal para todas las muestras de la isla Decepción, ubicándolas dentro del último período de inversión magnética (de polaridad normal) (límite de Bruhnes-Matuyama; Cand y Kent, 1995). Esto indica una edad menor de 780000 años para todas las unidades de la isla. Las evidencias estructurales de la isla; especialmente la distribución y emplazamiento de las unidades sincaldera sugieren un modelo evolutivo nuevo, que se presenta relacionando el colapso central y lateral del volcán original con la formación de una cuenca de "pull apart" en un ambiente netamente distensivo; donde se conjuga la presencia del "rift" del estrecho de Bransfield y un ambiente trastensivo, producto de la influencia de la falla Hero en el pasaje Drake. Se postula la rotación a partir de un eje vertical del sector noreste de la isla en base a las evidencias de fracturamiento en dicho sector. Palabras Claves: Isla Decepción - Antártida - Volcanismo - Paleomagnetismo - Caldera Volcánica

Durante el transcurso de este trabajo de Tesis se efectuó un estudio volcanológico, petrográfico y geoquímico de las rocas que forman los centros eruptivos basálticos cenozoicos, ubicados en el margen oriental de la zona volcánica de retroarco extraandino en las provincias de La Pampa y Mendoza. Además, se investigó la petrografía y geoquímica de los xenolitos ultramáficos alojados en las rocas de tres de los centros eruptivos mencionados. Se identificaron siete períodos de actividad volcánica para el lapso Oligoceno superior - Holoceno, en la zona de retroarco situada entre los 34º y 37º 30’ de latitud sur. Estos se agruparon en las épocas eruptivas: Puentelitense, Chapualitense superior, Chapualitense inferior, Coyocholitense y Palaocolitense. Las tres primeras épocas fueron definidas previamente, sumándose aquí las dos últimas. Los centros eruptivos estudiados están formados por las siguientes litofacies: aglomerados y brechas volcánicas; piroclastos sueltos; cenizas y coladas de lava. Sobre la base de observaciones de volcanismo activo, se estableció una secuencia eruptiva para explicar la formación de estas rocas. Esta secuencia consta de tres fases eruptivas: 1) fase eruptiva inicial, durante la cual se generaron aglomerados y brechas volcánicas de alto soldamiento; 2) fase eruptiva media o principal, compuesta por el conjunto de pulsos responsables de los depósitos de mayor volumen, que conforman sucesiones de capas de cinder y spatter; 3) fase eruptiva final, la que comprende el conjunto de pulsos finales que dieron origen a coladas de lava, depósitos de spatter y bombas aisladas sin soldar. Se propone que las unidades volcánicas indicadas fueron generadas por actividad de fuentes de lava tipo hawaianas. Los volcanes estudiados serían monogenéticos por la homogeneidad del magma eruptado en cada uno de ellos y por las características simples de sus bocas de emisión.