El objetivo de esta Tesis Doctoral ha sido ampliar el conocimiento sobre la evolución y desarrollo de los ecosistemas en el extremo sur de Sudamérica y realizar un aporte al conocimiento de la biosfera, cambios relativos del nivel del mar y paleoclima durante los últimos 18.000 años en el Archipiélago Fueguino. Para ello se llevó a cabo el análisis palinológico, con énfasis en el análisis palinofacial, de los depósitos marinos holocenos ubicados en la costa norte del Canal Beagle. Dicho análisis permitió realizar evaluaciones paleoambientales e inferencias paleoclimáticas. A partir del análisis palinofacial (palinomorfos, fitoclastos, amorfo y zooclastos) se caracterizaron las condiciones ambientales del depósito. La relación del material de origen continental y marino, tamaño y diversidad, permiten comprender sobre la hidrodinámica y la ecología del medio de depositación en el Canal Beagle. Se infieren además las paleocomunidades vegetales existentes en dicha área para el intervalo estratigráfico en consideración. El Canal Beagle, ubicado a los 54 53 S, entre los 66 30 y los 70 O, conecta el extremo sur de los océanos Pacífico y Atlántico. Durante el Último Máximo Glacial (ca 24.000 años A.P.) este área se comportó como un valle glacial, que fue inundado por el mar hacia los 8.000 años cal A.P. y convertido en un profundo y angosto fiordo con intrincados archipiélagos. La dinámica estuarina del canal está controlada por las descargas de agua dulce de las precipitaciones y glaciares a través de los ríos durante el verano y por los flujos de mareas desde el E (Atlántico) y desde el O (Pacífico). Se analizaron dos secciones fósiles (Albufera Lanushuaia y Río Ovando) ubicadas sobre la costa norte del Canal Beagle. Además se analizaron muestras superficiales del fondo del canal correspondientes a una transecta que abarcó desde Bahía Lapataia (sector oeste) hasta V Punta Navarro (E de la Isla Gable) (sector este), con el fin de establecer análogos modernos y su comparación con las asociaciones fósiles. El análisis palinofacial de las secciones estudiadas muestra en todas las palinofacies el dominio de fitoclastos translúcidos, en su mayoría no-bioestructurados, subordinados por palinomorfos y materia orgánica amorfa granular y esponjosa. Los fitoclastos opacos se encuentran escasamente representados. El conjunto de constituyentes orgánicos indican la proximidad del área de aporte continental al ambiente marino, con distancias y/o tiempos de transporte relativamente cortos. La presencia de pirita indicaría condiciones reductoras, probablemente asociadas a ambientes marino-marginales. De acuerdo con los registros polínicos previos de turberas ubicadas a lo largo del Canal Beagle, a partir de los 17.800 años cal A.P. se desarrolló una vegetación postglacial empobrecida, caracterizada por comunidades de matorrales y arbustos bajos, hierbas y taxa palustres con una cobertura parcial del bosque de Nothofagus, propio de ambientes de estepa/tundra. El mejoramiento climático del Holoceno temprano, con incremento de la temperatura y niveles de humedad efectiva más bajos que los actuales habrían favorecido la progresiva expansión del bosque de Nothofagus y la vegetación de estepa a lo largo del Canal Beagle, mientras que en los valles andinos interiores se desarrollaron comunidades abiertas de pastizales y arbustos. Hacia los 8.147 años cal A.P., la transgresión marina inundó el sector oeste del Canal Beagle (área del Lago Roca-Bahía Lapataia), estableciéndose ambientes de aguas someras de baja salinidad. La asociación de palinomorfos marinos identificada en Bahía Lapataia entre los ca 8.000 y 5.500 años cal A.P., sugiere la presencia de ambientes estuarinos internos relacionados con salinidades bajas y variables y/o turbulencia, temperatura del agua de mar templado-fría y abundancia de nutrientes disueltos debido al aporte de agua dulce por escurrimiento superficial. En Río Varela, entre los 6.085 años cal A.P. y 5.887 años cal A.P., los palinomorfos marinos indican ambientes marino-neríticos internos a externos, con aguas ricas en nutrientes, salinidad variable y gran aporte fluvial. Mientras, la vegetación litoral fue principalmente arbórea y el ecotono bosque-estepa se extendía regionalmente hacia el interior de la isla. Durante el Holoceno medio, los espectros polínicos reflejan el desarrollo del bosque cerrado de Nothofagus a partir de los 6.500 años cal A.P. bajo condiciones más frías y húmedas, extendiéndose no solamente en las áreas bajas costeras a lo largo del Canal Beagle, sino también en los valles interiores y valles de altura de los Andes Fueguinos. En la Albufera Lanushuaia (esta Tesis), a partir de los ca 5.800 años cal A.P., las asociaciones palinológicas revelan el mismo patrón de vegetación regional y una asociación de dinoquistes dominada por taxa Peridiniales que sugieren ambientes marino marginales, con baja a moderada salinidad y altas concentraciones de nutrientes en las aguas marinas superficiales, debido probablemente al aporte de agua dulce por escurrimiento superficial. En el área del Archipiélago Cormoranes (Río Ovando, esta Tesis), se observa la misma asociación palinológica. Hacia los 3.510 años cal A.P., los dinoquistes identificados sugieren un ambiente marino-marginal, con condiciones similares a las registradas en Albufera Lanushuaia. Entre los 3.510 años cal. A.P. y 3.395 años cal. A.P., la asociación de dinoquistes es dominada exclusivamente por el complejo Islandinium-Echinidinium sugiriendo la ocurrencia de especies oportunistas debido probablemente, a un alto aporte de agua dulce por escorrentía superficial. La baja diversidad de las asociaciones de microplancton podría ser indicativa de condiciones restringidas y estrés ambiental con salinidades a menudo inestables. Durante los últimos 2.000 años, los registros paleoclimáticos del sur de Sudamérica señalan una tendencia general en la disminución de la temperatura que culmina con el evento de la Pequeña Edad de Hielo (LIA, ca 600-100 años cal AP). En Río Ovando, con posterioridad a los 2.761 años cal. A.P., se observa una disminución en los registros del polen de Nothofagus y el incremento de polen de arbustos y hierbas asociado a un incremento de algas prasinofíceas, reflejando el desarrollo de un bosque más abierto y de áreas adyacentes de herbáceo-arbustivas con influencia marino-marginal. La misma tendencia se registra en Albufera Lanushuaia durante los últimos años (1.958 D.C). Los intervalos con bajos valores de concentración arbórea junto con la escasa ocurrencia de palinomorfos acuáticos podrían estar asociados con un evento regresivo.

La familia Mytilidae Rafinesque, 1815, constituye un grupo de bivalvos que apareció en el Devónico y que incluye numerosos géneros y especies actuales. El registro de la familia es continuo, si bien aparecen en el mismo como abundantes solo a escala local. La familia está claramente delimitada, y se caracteriza por sus branquias de tipo filibranquias, su conchilla elongada, con umbones anteriores terminales o subterminales, sus músculos aductores notablemente desiguales, estando el anterior incluso ausente, y el desarrollo notable del biso, en relación a su modo de vida epibisado o endobisado. En rocas cenozoicas de Argentina aparecen con frecuencia representantes de esta familia, lo que se refleja en las numerosas menciones de la misma en la literatura. Sin embargo las referencias a material de mytílidos en la literatura es frecuentemente difícil de confirmar, ya que la identificación del mismo es incierta debido a que las conchillas de este grupo presentan un conjunto de caracteres relativamente poco informativos desde el punto de vista taxonómico. Además, son en general frágiles, por lo que su preservación muchas veces es deficiente. Adicionalmente, muchas veces los datos de procedencia exacta no están disponibles Es por ello que las referencias a material de mytilidos en la literatura es frecuentemente difícil de confirmar, ya que la identificación del mismo es incierta. Adicionalmente, muchas veces los datos de procedencia exacta no están disponibles. Siendo este grupo tan importante a lo largo de la costa atlántica actual y teniendo una potencial utilidad desde el punto de vista paleoecológico, ya que en general las especies que lo integran están ligadas a ambiente costeros, el conocimiento de la historia del mismo a lo largo del Cenozoico en esta región es indispensable para comprender los patrones de distribución actuales y la posible relación entre su distribución en el pasado y los eventos paleoceanogáficos que tuvieron lugar entonces. Es por ello que el objetivo general de esta tesis es contribuir al conocimiento de la historia de este grupo en el sur de América del Sur. Para ello se contó con material proveniente de las formaciones Roca (Daniano), Río Turbio (Eoceno), San Julián (Oligoceno), Monte León (Mioceno), Estancia 25 de Mayo (Mioceno) y Puerto Madryn (Mioceno). Este material había sido identificado previamente como alguno del total de 23 taxones de rango específico o subespecífico que habían sido descriptos previamente para estas unidades. Para ellos se habían utilizado los siguientes nombres: Mytilus trigonus Borchert, 1901; Mytilus wehrlii Ljungner, 1932; Mytilus brandmayri Feruglio, 1937; Aulacomya aff. A. atra (Molina ,1782); Brachidontes lepidus (Philippi, 1893); “Brachidontes magellanicus” Lam.; Brachidontes purpuratus (Lamarck, 1819); Brachidontes andinus (Ortmann, 1900); Crenella camaronesia Ihering, 1907; Gregariella amara Griffin, Parras y Casadío.,2008; Lithophaga exilis (Feruglio, 1935); Lithophaga platzi (Feruglio, 1935); Lithophaga cf. L. exilis (Feruglio, 1935); Lithophaga platensis (Philippi, 1893); Lithophaga dalli (Ihering, 1907); Modiolus ameghinoi (Ihering, 1897); Modiolus arctus (Feruglio, 1937); Modiolus aprilis (Feruglio, 1937); Modiolus cf. M. thomsoni Zinsmeister, 1984; Modiolus rionegrensis (Ihering, 1903); Modiomytilus argentinensis Griffin, 1990; Modiomytilus mercerati Griffin, 1990; Modiomytilus? pseudochorus (Doello-Jurado, 1922); Modiomytilus? hauthali (Ihering, 1907). Para cada uno de estos taxones se intentó identificar el material original y las localidades en donde hubiera sido registrado. Además, cuando fuera posible, se precisó la localidad tipo y la procedencia estratigráfica, coleccionándose material adicional en el campo. Como resultado, se describen 26 especies agrupadas en 9 géneros: Mytilus? wehrlii, Ljungner, 1932; Mytilus? brandmayri Feruglio, 1937; Aulacomya aff. A. atra (Molina ,1782); Aulacomya minuta n. sp.; Perna patagonica n. sp.; Perna sp.; Brachidontes cf. B. rodriguezii d'Orbigny, 1842; Crenella camaronesia Ihering, 1907; Gregariella amara Griffin, Parras y Casadío, 2008; Gregariella andina (Ortmann, 1900); Lithophaga cf. L. platensis (Philippi, 1893); Lithophaga exilis (Feruglio, 1935); Lithophaga cf. L. exilis (Feruglio, 1935); Lithophaga dalli (Ihering, 1907); Modiolus camachoi n. sp.; Modiolus bruneti n. sp.; Modiolus cf. M. platensis (Philippi, 1893); Modiolus ameghinoi Ihering, (1897); Modiolus arctus (Feruglio, 1937); Modiolus rionegrensis (Ihering, 1903); Modiolus cf. M. thomsoni Zinsmeister, 1984; Modiolus aprilis (Feruglio, 1937); Modiomytilus argentinensis Griffin, 1990; Modiomytilus mercerati Griffin, 1990; Modiomytilus? pseudochorus (Doello-Jurado, 1922) y Modiomytilus? hauthali (Ihering, 1907). Los patrones de distribución de los taxones descriptos reflejan las preferencias de este grupo por zonas costeras, ya sea de ambiente rocoso o de fondo blando en mares someros, muchas veces restringidos, tal como ocurre con los representantes actuales. Los géneros actualmente vivientes a lo largo de la costa ya se encontraban representados en las faunas cenozoicas (con excepción de Mytilus probablemente), si bien el establecimiento de los patrones de diversificación de los mismos y la exacta relación entre las especies fósiles y actuales es difícil de precisar por el momento.

Geóloga / La Cordillera Principal Occidental, entre 33° y 34°S, está conformada por rocas volcánicas y sedimentarias pertenecientes a las formaciones Abanico (Eoceno Superior- Mioceno Inferior) y Farellones (Mioceno). Las rocas de la Formación Abanico han sido interpretadas como depósitos de un sistema de cuencas extensionales de intra arco (Cuenca de Abanico), que posteriormente fueron invertidos tectónicamente. La Fm. Farellones se habría comenzado a depositar sintectónicamente a la inversión. En este contexto, este estudio se centra en el análisis de una estructura compleja de vergencia hacia el este (Anticlinal El Ingenio), ubicada inmediatamente al sur de la localidad de El Ingenio. Se trata de un antiforme de ~5 km de media longitud de onda y aproximadamente ~1.2 km de amplitud, con fallas y pliegues de segundo orden en su núcleo. Se levantaron columnas estratigráficas y secciones estructurales, caracterizando la geometría y cinemática de las estructuras presentes y se generó un modelo evolutivo, también se construyeron tres modelos forward con el software MOVE 2014 2D (Midland Valley) para explicar la geometría de las estructuras complejas y estimar acortamientos. Se determinó que los niveles intermedios del anticlinal se deforman más intensamente que los niveles superiores en respuesta al contraste de competencia de las rocas. El acortamiento horizontal estimado para el Anticlinal El Ingenio es de 1900 m y para todo el sistema estudiado es de ~2460 m. Se pudieron reconocer al menos dos eventos de deformación en esta zona, uno asociado a la inversión de la Cuenca de Abanico (Mioceno temprano), y otro; como un evento de deformación fuera de secuencia (Mioceno medio). Por último, fue posible comparar el despegue de este sistema con el corrimiento El Fierro, definido a los 34°S, como estructuras similares, generadas durante el evento de deformación fuera de secuencia.

Geólogo / A partir de la observación de imágenes satelitales y de la utilización de modelos de elevación digital (ASTER GDEM con resolución de 30 m) se determinan parámetros morfométricos de edificios volcánicos (altura absoluta, volumen, área basal y de la cima, diámetros basal y de cima, pendientes promedio y máxima) y razones entre estos parámetros (razón de aspecto y entre este valor versus diámetro cima/diámetro basal) para los 6 conjuntos de volcanes definidos entre los paralelos 25º y 26º S, el meridiano 69ºW, y la frontera entre Chile y Argentina, unidades que representan la evolución del arco volcánico en la zona, en el lapso Oligoceno Holoceno. Existen diferencias morfométricas en valores de altura absoluta y volumen de los conjuntos de volcanes 3 y 4 (Mioceno medio a superior y Mioceno superior Plioceno inferior, respectivamente): mientras el Conjunto Volcánico 3 exhibe una población importante de volcanes compuestos relativamente mayores en la zona, el Conjunto Volcánico 4 presenta una población considerable de conos simples y volcanes compuestos de menor tamaño. Estas diferencias podrían tener relación con la profundidad, duración y distribución de las cámaras magmáticas en cada conjunto. Por otro lado, es posible establecer una secuencia evolutiva para las morfologías volcánicas: a partir de conos simples de <0,1 km3, se desarrollan conos de mayor tamaño (por crecimiento a través de un solo centro de emisión), volcanes compuestos (por colapsos de conos simples y volcanes compuestos, y por migraciones en los centros de emisión). Cuando los procesos migratorios en una zona particular persisten en el tiempo, ocurren complejos volcánicos, que representan la máxima evolución de las morfologías volcánicas en la zona. Las tres morfologías se observan generalmente bien preservadas en todos los conjuntos volcánicos, lo que evidencia que los colapsos volcánicos son el principal proceso de degradación de volcanes en la zona desde hace 25 Ma. Se identifican 7 edificios volcánicos en la zona con depósitos de avalanchas asociados. El origen de estos colapsos es en general mixto (volcánico y tectónico) para los volcanes colapsados, lo que implica una posible latencia de las cámaras magmáticas durante el crecimiento y destrucción de estos volcanes.

Geólogo / En este informe se presentan antecedentes obtenidos en geología de campo y geocronología, junto con un modelo de evolución paleogeográfica de las rocas estratificadas cenozoicas localizadas en la quebrada La Jaula, en la cuenca del Río Teno, en el flanco occidental de la Cordillera Principal de Chile central (35°S). Se realizó una caracterización de la estratigrafía y geología estructural, junto con la obtención de edades para dos unidades litológicas a través de dataciones radiométricas por el método U-Pb en circones detríticos. Los depósitos estratificados que afloran en el cerro Corona del Fraile y en la quebrada La Jaula corresponden a (1): facies sedimentarias fluvio-lacustres provenientes del retrabajo de unidades de edad Eoceno-Oligoceno y (2) una posterior acumulación de volcanitas provenientes del arco volcánico del Mioceno Inferior. Basado en los datos obtenidos en este trabajo es posible acotar la edad máxima de depositación de las secuencias volcánicas de la Unidad Corona del Fraile (González y Vergara, 1962) al Mioceno inferior (Burdigaliano) y correlacionarlas con la serie volcánica del Mioceno, la cual, al norte de los 35°S, ha sido asignada a la Formación Farellones. Se adjunta un mapa geológico a escala 1:25.000 y un perfil estructural de la zona.

Magíster en Ciencias, Mención Geología / Geóloga / En los últimos años, el estilo estructural involucrado en el alzamiento cordillerano de los Andes de Chile Central ha sido materia de debate, así como la vergencia de las estructuras de primer orden dominantes en la orogénesis. Asimismo, a pesar de variados estudios realizados en los depósitos volcánicos y sedimentarios cenozoicos asociados a las formaciones Abanico y Farellones, aún existen incertezas con respecto a la definición y separación de ambas. En este contexto se estudiaron las estructuras, estratigrafía y cronología de la Cordillera Principal occidental entre 34°20'S y 34°40'S. Considerando las características estratigráficas de la zona de estudio y dos dataciones U-Pb en circones nuevas, se definieron dos unidades separadas por una discordancia angular erosiva: la Unidad Volcano-sedimentaria Inferior con una edad máxima de depósito de ca. 18 Ma, la cual es correlacionable con términos jóvenes de la Formación Abanico y con una sección inferior de la Formación Farellones, y la Unidad Volcano-sedimentaria Superior, con una edad máxima de depósito de ca. 12 Ma, asignable a la sección superior de la Formación Farellones. La zona de estudio presenta estructuras de diversa consideración y variadas características, lo cual permitió dividirla en tres dominios estructurales: el dominio Occidental presenta estructuras con rumbo N50°E y de mayor magnitud que aquellas observadas en el dominio Central, que presenta una mayor densidad relativa de estructuras y un cambio de rumbo de N50°E a N20°E. El dominio Oriental presenta un amplio monoclinal con rumbo variable de N°30E en el sector norte a N15°W en el sector sur. Se construyó una sección balanceada representativa de la zona de estudio, con la cual se estimó un acortamiento mínimo de 27% equivalente a 22 km. El dominio Occidental y Central presentan una vergencia oeste de la deformación, mientras que el dominio Oriental presenta vergencia este. Este resultado sumado a las edades termocronológicas utilizadas, permiten definir tres eventos de exhumación que afectaron a la zona de estudio: Evento 1 (Eoceno Medio): exhumación del borde oriental de la Cordillera de la Costa; Evento 2: (Oligoceno Superior-Mioceno Inferior): exhumación del frente occidental de la Cordillera Principal, en particular del Dominio Occidental, asociado a la inversión de la Cuenca de Abanico; y Evento 3 (Mioceno Superior): exhumación generalizada del frente oriental de la Cordillera de la Costa y del frente occidental de la Cordillera Principal. Finalmente, considerando la progresión hacia el este de la deformación y la vergencia de las estructuras principales observadas en un perfil integrado de la Cordillera Principal entre 34°S y 35°S, se propone que la dirección de transporte tectónico dominante desde el Oligoceno tardío en la zona de estudio es hacia el este.

Geólogo / Las unidades litoestratigráficas cenozoicas del sector nororiental de los Andes Patagónicos Australes de la región de Magallanes han sido pobremente estudiadas del lado chileno de la frontera. En esta zona, el borde occidental de la cuenca de antepaís presenta una estructura monoclinal manteando hacia el este, en el dominio externo de la faja plegada y corrida de los Andes Australes (Ghiglione et al., 2009; Fosdick et. al., 2011; Likerman et al., 2013). En Sierra Baguales (50°51'24.12 S, 72°19'53.89 O), Cecioni (1957b) definió la Formación Las Flores como 160 m de depósitos de areniscas intercaladas con limolitas grises continentales. Correlacionada con la Formación El Salto (González y Tapia, 1952a) a través de improntas foliares de Nothofagus sp., se le asignó una edad oligocena superior miocena inferior. Tras los trabajos de ENAP en la década del 50' y 60', sólo estudios como Le Roux et al. (2010) y Bostelmann et al. (2013) han analizado con cierto detalle las unidades cenozoicas en este territorio. El presente trabajo revisa el estratotipo de la Formación Las Flores, para determinar su validez y sus relaciones con otras unidades litoestratigráficas del sector. La zona de estudio comprende el chorrillo Las Flores, paralelo al río Baguales, 120 km al norte de la ciudad de Puerto Natales. Se realizó una campaña de trabajo durante el mes de marzo de 2013, recorriendo localidades del río Baguales, río Bandurrias y de las estancias 3R, Baguales, La Cumbre, Los Leones y Cerro Guido. En ésta se realizó una columna estratigráfica en detalle del estratotipo de la Formación Las Flores, afloramiento escarpado y prominente en la ladera este del cañadón norte-sur tras el cerro Torta. Se midió la potencia con cinta métrica y se corrigió con brújula Brunton. Se realizaron descripciones litológicas, colecta de muestras geológicas y de restos fósiles. La columna, de 56.8 m, constó de seis sub-unidades: limolitas y areniscas macizas azules a amarillas (sub-unidad A); areniscas medias con estratificación cruzada planar de bajo ángulo y bioturbaciones (B); areniscas muy finas a medias intercaladas con limolitas, estratificación cruzada planar de alto ángulo y trazas de Spongeliomorpha isp., Thalssinoides suevicus y Ophiomorpha nodosa (C); areniscas azules con estratificación cruzada planar de alto ángulo y concreciones rojas (D); intercalaciones de areniscas amarillas y limolitas grisáceas con improntas foliares mal preservadas de Nothofagus sp. (E); areniscas medias amarillas, estratificación cruzada planar de ángulo medio, moldes de Modiomytilus mercerati, dientes de tiburón y trazas de T. suevicus, O. nodosa y Skolithos sp. (F). El techo está cubierto por depósitos glaciales cuaternarios y un filón basáltico de ca. 100 m de espesor. Se determinó un sistema deposicional de borde costero. La asociación de icnogéneros indicó la icnofacies de Skolithos. Se sugirió la interpretación de tres facies sedimentarias: planicie mareal (A, E), barra mareal (B, D, F) y un posible canal mareal (C). Se asignó un sistema estuarino dominado por mareas. No se descartaron deltas dominado por mareas ni por olas. Debido a la errónea definición y diferencias en extensión, potencia, ambiente deposicional y relaciones estratigráficas, se propone descartar la Formación Las Flores y nombrar momentáneamente las unidades con la Formación Man Aike (Piatnitzky, 1938; Feruglio, 1938; Furque, 1973; Marenssi et al., 2002), del final del Eoceno medio.

As bacias de Taubaté e Resende são bacias continentais paleógenas do tipo rift, orientadas segundo a direção NE a ENE e fazem parte do segmento central do Rift Continental do Sudeste do Brasil. Ambas foram instaladas durante o Eoceno, resultantes de um campo de esforços distensivo de direção NW-SE. Este campo reativou zonas de cisalhamento de direção NE do embasamento pré-cambriano como falhas normais, importantes durante a instalação e evolução da bacia. Há também inúmeras estruturas transversais ao eixo da bacia, de direções N-S, NE-SW e NW-SE, as quais compreendem falhas e dobras que estiveram ativas durante diferentes intervalos de tempo, embora seus papeis na evolução da bacia ainda sejam pouco conhecidos. A fim de reconhecer estas estruturas em subsuperfície na Bacia de Taubaté, cinco perfis sísmicos longitudinais ao eixo da bacia foram interpretados, demonstrando o caráter distinto dessas estruturas como falhas normais e inversas, que interceptam diferentes unidades sísmicas, indicando uma deformação tectônica polifásica. A presença de altos estruturais transversais, distinguíveis em perfis sísmicos, ativos durante a abertura da bacia, pode estar relacionada com anticlinais formados na capa das falhas, durante uma evolução relacionada ao crescimento das falhas principais de borda em um regime distensivo de direção NW-SE. Ainda, foram descritas em afloramentos falhas sinsedimentares de componente normal, de direção NW-SE e transversais à Bacia de Resende, dispostas em um alto ângulo com relação à orientação ENE das falhas principais de borda. Estas estruturas foram interpretadas como falhas de alívio formadas no mesmo contexto distensivo. As relações estratigráficas e a análise de paleotensões das populações de falhas indicaram que as estruturas transversais estão relacionadas a quatro eventos deformacionais: compressão NE-SW, provavelmente durante o Mioceno; compressão NW-SE, durante o Pleistoceno Superior; distensão E-W a NW-SE durante o Holoceno; e por fim compressão E-W relacionada ao campo de esforços atual. A evolução da Bacia de Santos na porção adjacente offshore durante o Cenozoico pode estar diretamente relacionada à presença de estruturas transversais, mudanças de campo de estresse e a geração e eventos deformacionais nas bacias continentais do tipo rift. / The Taubaté and Resende are NE-to-ENE-oriented Paleogene continental rift basins of the central segment of the Continental Rift of Southeastern Brazil. Both basins were installed during the Eocene as a result of a NW-SE-oriented extensional stress field. This stress field reactivated NE-trending shear zones of the Precambrian basement as normal faults, which played a major role during the basin installation and evolution. There are also numerous N-S, NE-SW and NW-SE-oriented structures transverse to the NE-trending basin axis. These structures comprise faults and folds that were active at different time intervals, but their role in the basin evolution is poorly understood yet. In order to recognize these structures in the subsurface in Taubaté Basin, five longitudinal seismic profiles were interpreted showing their distinctive character as normal and reverse faults, which intersect different seismic units and indicate a polyphasic tectonic deformation. The presence of transverse structural highs, recognizable in the seismic profiles, which were active during the opening of the basin, can be related to anticlines formed in the hangingwall during an evolution related to the growing of the border master faults in a NW-SE-trending extensional regime. Moreover, syn-sedimentary NW-SE-oriented transverse normal faults oblique to the ENE-orientation of the border master faults were described in outcrops in the Resende Basin. These structures are interpreted as release faults and thus formed in the same extensional context. Stratigraphic relationships and paleostress analysis of fault populations indicate that transverse structures are related to four deformational events: a NE-SW-oriented compression probably during the Miocene, a NW-SE-oriented compression in the Late Pleistocene to Holocene, an E-W-to-NW-SE-oriented extension in the Holocene and lastly, an E-W-oriented compression related to the present-day stress field. The evolution of the adjoining offshore Santos Basin during the Cenozoic has a narrow correlation with the formation and evolution of Taubaté and Resende basins. The migration of depocenters in the Santos Basin during the Cenozoic can be associated with the presence of NW-SE-oriented transverse structures, changes in the stress fields, and generation and deformation events in the continental rift basins

As bacias de Taubaté e Resende são bacias continentais paleógenas do tipo rift, orientadas segundo a direção NE a ENE e fazem parte do segmento central do Rift Continental do Sudeste do Brasil. Ambas foram instaladas durante o Eoceno, resultantes de um campo de esforços distensivo de direção NW-SE. Este campo reativou zonas de cisalhamento de direção NE do embasamento pré-cambriano como falhas normais, importantes durante a instalação e evolução da bacia. Há também inúmeras estruturas transversais ao eixo da bacia, de direções N-S, NE-SW e NW-SE, as quais compreendem falhas e dobras que estiveram ativas durante diferentes intervalos de tempo, embora seus papeis na evolução da bacia ainda sejam pouco conhecidos. A fim de reconhecer estas estruturas em subsuperfície na Bacia de Taubaté, cinco perfis sísmicos longitudinais ao eixo da bacia foram interpretados, demonstrando o caráter distinto dessas estruturas como falhas normais e inversas, que interceptam diferentes unidades sísmicas, indicando uma deformação tectônica polifásica. A presença de altos estruturais transversais, distinguíveis em perfis sísmicos, ativos durante a abertura da bacia, pode estar relacionada com anticlinais formados na capa das falhas, durante uma evolução relacionada ao crescimento das falhas principais de borda em um regime distensivo de direção NW-SE. Ainda, foram descritas em afloramentos falhas sinsedimentares de componente normal, de direção NW-SE e transversais à Bacia de Resende, dispostas em um alto ângulo com relação à orientação ENE das falhas principais de borda. Estas estruturas foram interpretadas como falhas de alívio formadas no mesmo contexto distensivo. As relações estratigráficas e a análise de paleotensões das populações de falhas indicaram que as estruturas transversais estão relacionadas a quatro eventos deformacionais: compressão NE-SW, provavelmente durante o Mioceno; compressão NW-SE, durante o Pleistoceno Superior; distensão E-W a NW-SE durante o Holoceno; e por fim compressão E-W relacionada ao campo de esforços atual. A evolução da Bacia de Santos na porção adjacente offshore durante o Cenozoico pode estar diretamente relacionada à presença de estruturas transversais, mudanças de campo de estresse e a geração e eventos deformacionais nas bacias continentais do tipo rift. / The Taubaté and Resende are NE-to-ENE-oriented Paleogene continental rift basins of the central segment of the Continental Rift of Southeastern Brazil. Both basins were installed during the Eocene as a result of a NW-SE-oriented extensional stress field. This stress field reactivated NE-trending shear zones of the Precambrian basement as normal faults, which played a major role during the basin installation and evolution. There are also numerous N-S, NE-SW and NW-SE-oriented structures transverse to the NE-trending basin axis. These structures comprise faults and folds that were active at different time intervals, but their role in the basin evolution is poorly understood yet. In order to recognize these structures in the subsurface in Taubaté Basin, five longitudinal seismic profiles were interpreted showing their distinctive character as normal and reverse faults, which intersect different seismic units and indicate a polyphasic tectonic deformation. The presence of transverse structural highs, recognizable in the seismic profiles, which were active during the opening of the basin, can be related to anticlines formed in the hangingwall during an evolution related to the growing of the border master faults in a NW-SE-trending extensional regime. Moreover, syn-sedimentary NW-SE-oriented transverse normal faults oblique to the ENE-orientation of the border master faults were described in outcrops in the Resende Basin. These structures are interpreted as release faults and thus formed in the same extensional context. Stratigraphic relationships and paleostress analysis of fault populations indicate that transverse structures are related to four deformational events: a NE-SW-oriented compression probably during the Miocene, a NW-SE-oriented compression in the Late Pleistocene to Holocene, an E-W-to-NW-SE-oriented extension in the Holocene and lastly, an E-W-oriented compression related to the present-day stress field. The evolution of the adjoining offshore Santos Basin during the Cenozoic has a narrow correlation with the formation and evolution of Taubaté and Resende basins. The migration of depocenters in the Santos Basin during the Cenozoic can be associated with the presence of NW-SE-oriented transverse structures, changes in the stress fields, and generation and deformation events in the continental rift basins

Made available in DSpace on 2015-04-22T21:58:43Z (GMT). No. of bitstreams: 1 DISSERTACAO HUMBERTO.pdf: 5127545 bytes, checksum: 400026a6b269904008b162564f4aa1eb (MD5) Previous issue date: 2008-07-03 / CNPq - Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico / The geological history of Cenozoic in the Amazonas Basin is not well known yet. After the Cretaceous ages had been extended also to younger deposits from Amazonas Basin, only in the beginning of this century, Cenozoic deposits were described locally on fluvial scarps of Solimões and Amazonas rivers. Based-outcrop facies and stratigraphic analysis of the central-west region of Amazonas Basin, between Manacapuru and Itacoatiara towns, state of Amazonas, allowed to individualize two Cenozoic units, the Iranduba and Novo Remanso formations that recorded the Miocene-Pleistocene history of the Amazon fluvial system. Both units overlie Cretaceous siliciclastics deposits of the Alter do Chão Formation and are separate by stratigraphic surfaces S1, S2 and S3 associated to lateritic paleosoils. The Iranduba Formation is characterized by poor sorted, reddish, medium to coarse grained sandstones with trough and planar cross stratification, inclined heterolithic stratification and interbedded pelites. Trace fossil (Taenidum) and roots marks occur in the top of the fining upwards cycles. The Novo Remanso Formation is characterized by coarse grained to ferruginous sandstones and fine to medium grained kaolinitc sandstones with incipient planar stratification and subordinates pelites. Locally, occurs inclined heterolithic stratification with pelites rich in organic detritus and Late to Middle Miocene palinomorphs, and woods fragments fossilized by oxides and hydroxide of iron. Those units are interpreted as deposits of fluvial channels and flood plains, related to a meandering fluvial system. The integration of stratigraphic analysis and available data in the literature allowed the correlation with others Cenozoic units from Amazonas and Solimões basins and Bragantina Platform/São Luis Basin. Geochronological data show the absence of Andean sedimentary source that suggested a limited connection with the Solimões Basin drainage and indicate that Purus Arch was a geographic barrier in the Late Miocene to Pliocene. The current configuration of the Solimões-Amazonas transcontinental drainage seems has established after the Pliocene. The paleoenvironment and paleogeographic changes have contributed mainly to the current Amazon biodiversity. / A história geológica do Cenozóico na Bacia do Amazonas ainda é pouco conhecida. Após a idade Cretácea ter sido estendida também para os depósitos mais jovens da Bacia do Amazonas, somente a partir do início deste século depósitos cenozóicos foram descritos localmente nos terraços dos rios Solimões e Amazonas. A análise estratigráfica da região centro-oeste da Bacia do Amazonas, entre as cidades de Manacapuru e Itacoatiara, Estado do Amazonas, permitiu individualizar duas unidades cenozóicas, as formações Iranduba e Novo Remanso, que registram a história miocena-pleistocena do sistema fluvial Amazônico. Ambas as unidades sobrepõem-se aos depósitos siliciclásticos cretáceos da Formação Alter do Chão, separadas pelas superfícies estratigráficas S1, S2 e S3, que na sua maioria são marcadas pela presença de paleossolos lateríticos. A Formação Iranduba é caracterizada por arenitos médios a grossos, mal selecionados, de coloração avermelhada, com estratificações cruzadas acanalada, tabular e estratificação heterolítica inclinada, bem como intercalações de pelito. Traços endicniais (Taenidium) e marcas de raízes ocorrem no topo dos ciclos granodecrescentes ascendentes. A Formação Novo Remanso caracteriza-se por camadas de arenitos ferruginosos grossos e arenitos finos a médios cauliníticos com estratificação plana incipiente, e pelitos subordinados. Localizadamente, ocorre estratificação heterolítica inclinada com níveis de argilito cinza, rico em detritos orgânicos e palinomorfos do Mioceno Médio a Superior. Moldes e contramoldes de lenhos fossilizados por óxidos e hidróxidos de ferro ocorrem localmente. Estas unidades são interpretadas como produtos de canais fluviais e planície de inundação, relacionados a um sistema fluvial meandrante. A integração de dados estratigráficos e disponíveis na literatura permitiu correlacionar às unidades cenozóicas da Bacia do Amazonas com aquelas conhecidas na Bacia do Solimões e Plataforma Bragantina/Bacia de São Luis. Dados georonológicos demonstraram a ausência de fontes andinas sugerindo limitada conexão com a drenagem da Bacia do Solimões e indica o Arco de Purus como uma barreira geográfica no final do Mioceno até o Plioceno. A configuração atual da drenagem transcontinental Solimões-Amazonas, parece ter se estabelecido após o Plioceno e as mudanças paleoambientais e paleogeográficas podem ter contribuído principalmente para a biodiversidade atual amazônica.