Geólogo / El presente trabajo corresponde a un estudio sismoestratigráfico efectuado en la porción norte de la Isla de Tierra del Fuego, abarcando un área cercana a los 4300 km2 desde la costa norte de Bahía Inútil hasta la costa atlántica. Ésta se analiza mediante datos de afloramientos, perfiles sísmicos y registros de pozos, centrándose en los estratos cenozoicos de la Cuenca de Magallanes. Esto permitió entender la relación entre el mapa litológico del lugar y su relación con las unidades sismoestratigráficas descritas. Producto de ello, se corroboró que las primeras tres formaciones de este estudio (Leña Dura, Bautismo y Discordia) calzan de excelente manera con lo descrito por Barwick (1949) y Céspedes (1957), pero que desde la Formación Santa Clara hasta la Formación Filaret, existe un desfase en dirección noreste de todas las formaciones suprayacentes. Por otro lado, se propone un modelo de depositación de las formaciones a través de estratigrafía de secuencias. Esto facilitó el reconocimiento de las discordancias y superficies de máxima inundación y regresión. A partir de ello, se plantean 10 unidades sismoestratigráficas interpretadas como secuencias de 3er orden, controladas por cambios eustáticos y variaciones en la tasa de subsidencia tectónica. Durante el Eoceno tardío, las primeras tres secuencias, donde están involucradas las formaciones Leña Dura, Bautismo y Discordia, están asociadas a ambientes de talud y piso de cuenca, atestiguando una progresiva somerización de los ambientes deposicionales, para luego emerger posiblemente a inicios del Oligoceno, hecho registrado en la Formación Santa Clara. El aumento en la tasa de sedimentación habría depositado las arcillolitas progradantes de la Formación Puerto Nuevo durante una regresión forzada, expresada en la cuarta y quinta megasecuencia. Esto propició las condiciones para la posterior sedimentación de las areniscas arcillosas de la Formación Río del Oro. En el Mioceno, habría acontecido una segunda regresión forzada relevante en la cuenca, que se habría dado en ambientes marinos más someros, depositando las secuencias 7 y 8 que conforman dos ciclos relacionados a la Formación Brush Lake. Finalmente, la somerización generada por la menor flexura cortical dio paso a los estratos marinos someros a continentales de las formaciones Filaret y Palomares. Asimismo, se construyó un diagrama de Wheeler con los estratos reconocidos, los que ayudaron a generar una curva con los posibles cambios relativos costeros, identificándose tres ciclos principales. Éstos indican que las variaciones del nivel base relativo local habrían sido controladas por factores tectónicos locales de subsidencia y orogenia, así como por la aparición y derretimientos de capa de hielos, los que pudieron incidir en las regresiones y transgresiones en la isla y desencadenar rebotes isostáticos. / Este trabajo ha sido financiado por ENAP Magallanes

Geólogo / La Ignimbrita Pudahuel, corresponde a un importante dep ósito de flujo pirocl ástico de composici on riol tica y baja raz ón de aspecto, que ha sido asociado al colapso de la Caldera Diamante, en cuyo interior se edi ficó posteriormente el volc án Maipo. Afloramientos de esta ignimbrita han sido reconocidos principalmente en los valles de los rí os Maipo y Cachapoal, en Chile; y Yaucha, Rosario y Papagayos, en Argentina, en donde tambi én se reconocen dep ósitos de caí da. Trazas de fisión en circones contenidos en las p ómez dieron una edad de 450 ka, refin nada m ás tarde a 150 ka mediante el m étodo U-Th-He. La ultima estimaci ón del volumen total de los dep ósitos es de 270-350 km3 (135-170 km3 DRE). El estudio de la granulometrí a, componentes y arquitectura de los dep ósitos encontrados en Chile, permiti ó identificar cuatro facies en esta ignimbrita: mLT, que corresponde a una facies maciza, sin gradaci ón y con fragmentos tamaño lapilli, que se reconoce en la parte media del valle del r o Cachapoal; plensmT, que corresponde a una facies maciza de grano m ás fi no que contiene lentes de p ómez y tiene ausencia casi total de l íticos, y que se presenta en la parte distal del rí o Cachapoal; mLTpip, que se reconoce a lo largo de todo el cauce del r ío Maipo, y que corresponde a una facies maciza con algunos niveles ricos en lí ticos tamaño lapili y bloque y que, adem ás, presenta abundantes pipas de desgasi ficaci ón; y por ultimo, sT, que representa una facies de grano fi no, bien seleccionada y con estrati ficaci ón tanto paralela como cruzada. Esta última se reconoce s ólo en dos localidades y representa un volumen mí nimo con respecto a las dem ás facies. Las facies son, en general, homog éneas en cuanto a componentes, estando constituidas mayormente por fragmentos de p ómez, aunque tambi én presentan fragmentos l í ticos, principalmente í gneos, variando de empobrecidas (plensmT) a enriquecidas en estos (mLTpip). Presentan, adem ás, escasos cristales de plagioclasa y biotita. El material es en su mayor parte fino (facies mLT y mLTpip), llegando a ser muy fino (facies plensmT). Las muestras obtenidas a lo largo del r ío Maipo (facies mLTpip) presentan peor selecci ón que las muestras obtenidas en el cauce del r ío Cachapoal (facies mLT y plensmT). La diferencia m ás relevante en cuanto a granulometr í a es el enriquecimiento en partí culas m ás gruesas en la facies mLTpip con respecto a las dem ás, y el empobrecimiento en éstas en la facies plensmT, la cual presenta escasos fragmentos tamaño lapilli, que corresponden exclusivamente a p ómez, y que carece de fragmentos tamaño bloque. Las diferencias observadas entre los valles de los r íos Maipo (facies mLTpip) y Cachapoal (facies mLT y plensmT) se deber ían a que los flujos pirocl ásticos que viajaron por el primero fueron m as energ éticos, y por tanto, capaces de erosionar de manera importante el sustrato y enriquecerse en lí ticos m ás densos, los cuales, al ser depositados, favorecieron la formaci ón de pipas de desgasifi caci ón. La transici ón de mLT a plensmT, en el valle del Cachapoal, serí a producto de un mismo flujo que fue perdiendo capacidad de transporte mientras viajaba. La mayor energí a adquirida por los flujos pirocl asticos en el valle del Maipo podrí a explicarse por diferencias topogr áfi cas entre ambos valles. Las diferencias previamente observadas entre los dep ósitos del Estero del Rosario y de los r íos Yaucha y Papagayos, en Argentina, son an álogas a las observadas entre los valles del los rí os Cachapoal y Maipo, respectivamente, por lo que lo anterior podr í explicar tambi én lo ocurrido en la vertiente argentina. En el valle del Cachapoal, no fue posible distinguir m as de una unidad de flujo en esta ignimbrita ya que no se reconocieron variaciones verticales muy marcadas. En el valle del r í o Maipo, en cambio, se reconocieron claramente dos unidades de flujo cerca de la localidad de El Toyo (Estero Coyanco). Variaciones verticales en componentes debido a la aparici on de l íticos de obsidiana en la parte superior del dep ósito (facies sT y mLTpip), observadas en la parte distal del mismo valle, rea firmar í an lo anterior. Una nueva estimaci ón del volumen del dep ósito se realiz ó a partir de la posible distribuci ón original de los dep ósitos en Chile, bas ándose en informaci ón tanto nueva como preexistente, obteni éndose un volumen m í nimo de 260 km3 (135 km3 (DRE)) para el total de los dep ósitos. Una combinaci ón entre la topograf í a (gran diferencia de elevaci ón); una alta tasa de descarga de material; una elevada altura de la columna eruptiva; y la importante fluidizaci ón adquirida por los flujos pirocl ásticos, ser ían algunas de las causas de la gran distancia alcanzada por estos desde la fuente, hasta ser finalmente depositados,

A bacia do Grupo Rio Pardo localiza-se na margem sudeste do Cráton do São Francisco, marcando a transição do domínio cratônico para o de faixa dobrada nesta área. O Grupo Rio Pardo inicia-se na base com metapsefitos e psamitos imaturos da Formação Panelinha, depositados em leques aluviais com correntes detríticas subaquáticas, associados a um relêvo acidentado conseqüente do abatimento de blocos e formação de bacias do tipo \"graben\" ou \"hemi-graben\". Sugere-se que a subsidência destes blocos crustais ocorreu devido a um regime tracional da crosta siálica, relacionado provavelmente com a intrusão de diques básicos freqüentes no embasamento da bacia, datados por volta de 1.100 m.a.. Seguiu-se uma fase de calmaria tectônica, com transgressão dos metapelitos, metapsamitos finos e rochas metacarbonatadas com intercalações psamíticas dos Membros Camacã, Água Preta, Serra do Paraíso e Santa Maria, que constituem variações faciológicas laterais da Formação Itaimbé. Os dois primeiros representam um sistema deposicional deltaico, com um fácies proximal de planície deltáica que passa para o frontal mais interno da bacia. Os Membros Serra do Paraíso e Santa Maria correspondem a um depósito de plataforma marinha carbonática com fácies de planície de maré e zonas mais profundas, adjacentes ao sistema deltaico. A Formação Salobro, topo da seqüência do Rio Pardo, com metapsamitos, metapsefitos imaturos, é produto de uma fase epirogenética do embasamento, com reativação de falhamentos normais, que produziram um relevo emerso, que condicionou a erosão parcial das unidades subjacentes, alimentando fluxos detríticos subaquáticos com caráter turbidítico. A estratigrafia aqui apresentada, com somente três formações, difere das várias colunas recentemente propostas, com no mínimo cinco formações, devido às evidências de importantes variações faciológicas e repetições tectônicas. Compartimentou-se a bacia do Grupo Rio Pardo em duas ) unidades litoestruturais. A unidade litoestrutural 1 abrange o setor nordeste da bacia, sendo limitada a sudoeste pela falha inversa Rio Pardo - Água Preta de direção NW-SE e vergência para NE. Caracteriza um bloco antóctone com dobramentos abertos e clivagem ardosiana a norte, que se intensificam no sentido SW, através da presença de megadobras inversas e xistosidade, associadas a primeira fase de deformação. Esta causou um encurtamento de no máximo 15% na cobertura metassedimentar. A unidade lito-estrutural 2 inicia-se a sudoeste da falha inversa Rio Pardo - Água Preta, caracterizando um bloco sub-autóctone com dobramentos fechados relacionados principalmente à segunda fase de deformação e com transporte tectônico para NE. O encurtamento devido à segunda fase foi avaliado em 35% a 40%, o que condicionou um descolamento generalizado da cobertura metassedimentar deste bloco. Registrou-se, localmente nesta unidade, um terceiro evento deformacional com vergência ENE e dobras locais de terceira fase, sendo consequüente da tectônica compressiva de blocos do embasamento ao longo de falhamentos inversos NS na borda oeste da bacia e localmente no inerior da mesma. O metamorfismo da bacia está associado à primeira fase de deformação, sendo crescente de NE para SW, desde o grau incipiente, atingindo o grau fraco na unidade litoestrutural 2, caracterizando um metamorfismo regional intermediário do tipo Barroviano na zona da clorita e biotita. A idade máxima do Grupo Rio Pardo foi restringida a cerca de 1.100 m.a. (final do Proterozóico Médio), sendo a idade de 550 m.a. mínima, correspondendo ao metamorfismo do ciclo Brasiliano. Em função da ausência de magmatismo, das características litológicas e estruturais da bacia, conclui-se que o Grupo Rio Pardo constitui uma cobertura cratônica gerada no final do proterozóico Médio e início do Superior, num regime paraplataformal do cráton do São Francisco). Posteriormente sofreu parcialmente a tecnogênese brasiliana, associada à instalação da faixa de dobramentos Araçuaí, adjacente à borda sudeste do cráton. Nesta fase, a bacia do Grupo Rio Pardo insere-se num contexto de antepaís em relação à faixa Aracuaí. O limite geológico do cráton do São Francisco nesta área foi traçado ao longo da falha inversa Rio Pardo - Água Preta que limita o domínio de faixa dobada da região considerada pericratônica a cratônica a unidade lito-estrutural 2 pertence portanto à Faixa Araçuaí. No contexto do cráton do São Francisco, correlacionou-se as Formações Salobro e Bebedouro, em função de suas semelhantes litológicas e devido à presença de ambas de uma importante discordância erosiva, conseqüente de uma fase epirogenética generalizada do cráton no final do Proterozóico Médio. Esta discordância marca o topo do Grupo Chapada Diamantina e a base da Formação Bebedouro na cobertura do cráton (distante do Rio Pardo de 240 Km), como também das unidades correlatas no domínio da faixa Araçuaí. Desta forma, as Formações Panelinha e Itambé são correspondentes, estratigraficamente, às unidades superiores do Grupo Chapada Diamantina e Supergrupo Espinhaço. Em relação à unidade da Faixa do Congo Ocidental, que constituiu juntamente com a Faixa Araçuaí um orógeno brasiliano/pan-africano intracontinental com vergência centrífuga, o Grupo Rio Pardo é correlacionado aos Grupos Sansikwa e Haut Shiloango, ou a parte superior do Supergrupo Mayombiano e parte inferior ao Supergrupo Oeste Congoliano. / The proterozoic Rio Pardo Group, located in the southeastern part of Bahia State, begins with the immature coarse clastics of the Panelinha Formation, formed by alluvial fans and subaqueous debris flows. The subsidence of its granulitic basement resulted probably from tractional stress in the crust, with associated normal faulting and intrusion of basic dikes. These are at least 1.100 My old, from the radiometric evidence. The overlying Itaimbé Formation is related to a transgression during a period of low tectonic activity. It is made up of the Camacã (metapelites with local carbonates), Água Preta (fine metapsamites and local carbonates), Serra do Paraíso and Santa Maria (metapsamites interstratified with metacarbonates) Members. The general environent seems to have been a deltaic system adjacent to a marine carbonate platform, with tidal flats and shallow marine siliclastic facies. The Salobro Formation consists of immature coarse and local fine clastic rocks, disconformably overlying the Itaimbé Formation. The rocks were mainly deposited as subaqueous debris flows with local turbidites, within a submarine fan system. The three fold stratigraphy here proposed for the Rio Pardo Group, differs from the already existent stratigraphic columns, all them with at least five formations. This is due to the recognition of important lateral facies variations, as well as tectonic repetitions of the sequences, as described in the present work. Two litho-structural units can be described for the Rio Pardo Group, the first one occupying the northeastern part of the basin, and the second in the southwestern part of the basin, the limit between them being clearly marked by the Rio Pardo-Água Preta inverse fault, trending NW-SE and dipping southwesterly. The first unit is autochthonous, displaying open folds and slaty cleavage, but grading southwesterly into large overturned folds with axial plane schistosity. This unit is monophasic and exhibits tectonic shortening of 15%. The second unit is polyphasic and exhibits large folds with a northeastern vergence. Tectonic shortening of about 40% is produced mainly during the second and most important deformational phase. A third folding phase is locally conspicuous, displays a E-NE vergence, and increases in intensity towards the western border of the basin. Regional metamorphism of the Rio Pardo Group is associated with the first phase of folding, and can be described as an intermediate Barrowian type in the chlorite and biotite zone. A lower limit to the depositional age of the Rio Pardo Group is given by some radiometric determinations on basic dikes intruding the basement, which yielded apparent K-Ar ages of about 1.100 My. The upper limit is set by Rb-Sr ages of about 550 My, which correspond to the late tectonic phases of the Brasiliano orogeny. On the basis of structural pattern and absence of magmatism, the Rio Pardo Group can be classified as a cratonic cover, whose sedimentation occured during a paraplataformal stage of the São Francisco craton. It was affected by intense tectonism due to the development of the Araçuaí fold belt, at the southeastern border of the craton. Moreover, the Rio Pardo-Água Preta fault is here assumed as the tectonic boundary between the São Francisco craton and the Araçuaí folded belt, which means that, in the author\'s opinion, the south-western part of the Rio Pardo Group, tectonized and regionally metamorphosed, really belongs to the Araçuaí belt of the Brasiliano orogeny. In the context of the São Francisco craton, the Salobro Formation can be correlated, on the basis of lithologic similarities, with the Bebebdouro Formation. The both began upon an important disconformity, probably due to a regional epeirogenes of the craton in the late Proterozoic. The Panelinha and Itaimbé Formations of the Rio Pardo Group are here considered as stratigraphically equivalent to the upper Chapada Diamantina Group and upper Espinhaço Supergroup. The Rio Pardo Group can also be correlated either with the Sanksikwa and Haut Shiloango Groups of the West Congo Belt (Africa), or with the upper part of the Mayombe Supergroup and the lower unit of the West Congolian Supergroup.

Geólogo / El presente trabajo aborda el estudio estratigráfico y sedimentológico de la Formación Putani y su posible relación espacial con el basamento del volcán Tacora. La Formación Putani, de edad miocena, es de características continentales sedimentarias y aflora en una franja elongada con orientación NW-SE al este del volcán Tacora, en la decimoquinta región de Arica y Parinacota, Chile. Si bien en las versiones preliminares de las cartas geológicas Visviri y Villa Industrial se decide considerar los afloramientos cercanos al poblado de Ancolacane como parte de la Formación Putani, en este trabajo dadas las diferencias litológicoambientales y a la obtención de una edad radiométrica Ar-Ar en sanidina de ~10.4 Ma se prefirió considerarlos como parte de la Formación Huaylas. La descripción de litofacies permitió definir ambientes y subambientes de depositación para las formaciones Putani y Huaylas en el sector de estudio. La Formación Putani se asocia a ambientes de depositación lacustres, evaporíticos y principalmente fluviales trenzados mientras que la Formación Huaylas se asocia a facies de abanico aluvial. Los datos de terreno y bibliográficos parecen indicar que el volcán Tacora se emplazó sobre parte del bloque este del Sistema de Fallas Incapuquio, el cual corresponde al límite de las cuencas Moquegua o Azapa y Maure o Putani, y las respectivas unidades que se depositaron en ellas: Formación Oxaya y las formaciones Putani y Huaylas respectivamente. Sin embargo la gran cobertura cuaternario-volcánica hace difícil encontrar afloramientos que evidencien lo ya mencionado, haciendo necesaria la realización de sondajes para comprobar que las unidades ya mencionadas sean parte del basamento del volcán Tacora.

Geólogo / En la zona norte de Chile entre los 20º30 S y 20º45 S aproximadamente, se encuentra la Cuenca del Salar de Coposa. Esta cuenca al igual que otras cuencas aledañas posee las características adecuadas para el depósito de sales. Actualmente en esta zona se explota agua para el abastecimiento de faenas mineras. En este estudio se pretende describir detalladamente el registro estratigráfico de la zona nor-este de la cuenca, determinando como se forman las distintas unidades que se puedan reconocer. Para esto se analizan macroscópica y microscópicamente 3 sondajes diamantinos profundos, llamados DEC-04, DEC-05 y DEC-06. Hacia la base de los tres pozos aparece una toba cristalina que se correlaciona con la Ignimbrita Huasco, con una edad miocena media. Se observa que el techo de esta unidad se eleva hacia el sur. Sobre la toba cristalina se observa una brecha volcano-sedimentaria compuesta por clastos de origen volcánico y plutónico, mal seleccionados. Esta brecha es correlacionable con los depósitos aterrazados Tt de edad miocena tardía-pliocena temprana (Victor, 2004). Sobreyaciendo a esta unidad se encuentra la secuencia volcano-sedimentaria (inferior), compuesta principalmente por arenas medias y cenizas. Es común observar en este nivel laminación y retrabajo. Sobre estos depósitos destaca la presencia de la sucesión sedimentaria evaporítica en los pozos DEC-04 y DEC-05, en la cual se distinguen sulfatos de calcio, niveles clásticos y piroclásticos (principalmente ceniza). En esta unidad es posible reconocer como ambientes de formación sabkhas y lagos playa conviviendo con un arco activo con actividad explosiva. Los sulfatos de calcio encontrados corresponden a yeso y anhidrita. Es común observar en el microscopio cristales de yeso transformándose a anhidrita. Este tipo de depósitos se ve interrumpido aproximadamente a los 3.600 m s.n.m. donde nuevamente se observa una secuencia volcano-sedimentaria. Tanto en la brecha volcano-sedimentaria como en la secuencia volcano-sedimentaria (inferior) se encontró anhidrita como cemento. Es posible encontrar, además, entre los depósitos antes mencionados distintos niveles piroclásticos y depósitos volcánicos como lavas andesíticas y brechas volcánicas. Ya hacia la superficie aparece la Ignimbrita Pastillos y depósitos no consolidados.

Los estuarios son uno de los ambientes costeros más importantes que se desarrollan a lo largo del litoral Argentino. Cada uno de ellos adquiere particularidades dinámicas y geológicas diferentes. Particularmente, la configuración morfológica del estuario de Bahía Blanca, ubicado al sur de la provincia de Buenos Aires, es el resultado de los procesos hidrológicos y sedimentarios vinculados a las variaciones cuaternarias del nivel del mar. El presente trabajo de tesis se desarrolló en el sector de entrada al canal Principal del estuario, vía de acceso a los importantes puertos de la región. El objetivo de este estudio es profundizar el conocimiento geológico-estratigráfico, geomorfológico y dinámico del sector. Para el análisis morfológico y sedimentológico del fondo se utilizó un sistema batimétrico de alta precisión y muestreo de fondo, respectivamente. Las condiciones hidrodinámicas se analizaron a partir de datos obtenidos con ADCP, mientras que el subfondo marino se estudió con un perfilador sísmico de alta resolución. El análisis de los datos morfosedimentológicos permitió definir cuatro tipos de fondo. Sobre el veril norte el lecho es rocoso, constituido por terrazas y desniveles, pasando, hacia el sur, a un fondo plano con escasa cubierta sedimentaria. En las máximas profundidades del canal se desarrolla un amplio sector con grandes dunas submareales. Sobre el veril sur del canal Principal y sureste del campo de dunas, el fondo es arenoso plano, carente de formas. El análisis sismoestratigráfico permitió reconocer cuatro secuencias sísmicas, las que fueron correlacionadas litológicamente con perforaciones profundas preexistentes. Las secuencias S1 y S2 constituyen el basamento acústico, conformado por sedimentos arcillo limosos y limo areno arcillosos cementados y correlacionables a la Formación Arroyo Chasicó-Formación Pampiano (Mioceno tardío-Pleistoceno). Hacia arriba, se determinó la secuencia S3, cuya configuración sísmica indica un origen fluvial. La columna estratigráfica se completa con la secuencia S4, compuesta por materiales arenosos, los cuales forman las dunas submareales estudiadas. El presente trabajo de Tesis incluyó, como parte relevante de la investigación, un análisis detallado de la morfología de las dunas, de su variabilidad temporal y tasa de migración, en función del tipo de geoforma. El campo se compone de grandes dunas que muestran dos configuraciones morfológicas, diferenciadas en dunas sinuosas y barjanes. Las dunas estudiadas son las más grandes del estuario, con alturas y longitudes de onda superior a 5 m y 130 m, respectivamente. Las crestas de las grandes se disponen, en general, perpendiculares al eje del canal. A partir del análisis geométrico de sus parámetros, las dunas muestran una correlación positiva débil entre la altura y su longitud de onda, como también entre la altura de la duna y la profundidad del agua. Por otro lado, las mediciones de las corrientes indican que la velocidad de reflujo (140 cm/s) es superior a la de flujo (120 cm/s) y se producen en el centro del canal, donde se desarrollan las mayores formas tipo barján. Mediante las mediciones realizadas se estableció una velocidad media de migración de las dunas de 43 m/año, hacia el exterior del estuario. / Estuaries are one of the most important coastal environments along the Argentine coast. They are characterized by different dynamic and geological features. Particularly, Bahía Blanca estuary, which is located in the south of Buenos Aires province, Argentina, has a morphological configuration that arises from hydrological and sedimentary processes related to quaternary variations in sea level. This Ph. D. Thesis was carried out in the entry area to the Principal Channel of Bahía Blanca estuary, the major path to the principal ports in the region. The purpose of this Thesis was to further deepen our knowledge on the stratigraphic geology, geomorphology and dynamics of this estuary. To this end, bottom sampling was carried out for the sedimentological analysis and a high precision bathymetric system was used for the morphological analysis of the study area. The hydrodynamic conditions were analyzed from data obtained with ADCP and the marine sub-bottom was studied using high-resolution seismic profiling. Our analysis of morphosedimentological data showed four bottom types. On the northern flank of the channel, the bottom, which is predominantly rocky, was found to be modeled in terraces and escarpment levels, and towards the south, it could be observed that it becomes flat with scarce sedimentary cover. A large area with large subtidal dunes was observed to be located at the maximum depths of the channel. On the southern flank of the Principal Channel and southeastern sector of the dune field, the bottom was found to be sandy and with no shapes. Our seismic-stratigraphic analysis showed four seismic sequences which were lithologically correlated with deep pre-existing drillings. Sequences S1 and S2 form the acoustic basement composed of clayey silt and cemented silty clay sediments correlated with the Arroyo Chasicó and Pampiano Formations (late Miocene-Pleistocene). Sequence S3 formed above S2 and showed a seismic configuration indicative of fluvial origin. The stratigraphic column was observed to be completed with sequence S4 which is composed of sandy materials shaping the subtidal dunes studied. A major issue in this Thesis was a detailed analysis of dune morphology, their time variability and migration rate, depending on the geoform type. The dune field was observed to be composed of large dunes showing two morphological configurations, both differentiated into sinuous and barchan dunes. The dunes studied were observed to be the largest in the estuary, with heights and wavelengths higher than 5 m and 130 m, respectively. Their crests were observed to be, in general, perpendicular to the channel axis. Our geometric analysis of dune parameters revealed that dunes show a weak positive correlation not only between dune height and wavelength but also between dune height and water depth. Our current measurements indicated that ebb current velocity (140 cm/s) is higher than flood current velocity (120 cm/s) and that both occur at the center of the channel where barjan dunes are formed. The current measurements carried out in the study area determined an average dune migration velocity equivalent to 43 m/year towards the outer part of the estuary.

Se realizó el relevamiento geológico del área de la costa Atlántica de Tierra del Fuego entre la punta Gruesa (54 21 Sur; 66 38,5 Oeste) y el río Policarpo (54 39 Sur; 65 30 Oeste), y de otros sectores de interés en los Andes Fueguinos, mediante la definición de la estratigrafía y sedimentología de secuencias sinorogénicas de la cuenca Austral, y su relación genética con la geometría y cinemática de estructuras de la faja corrida y plegada Fueguina. El estudio permitió definir 7 secuencias sinorogénicas principales entre el Maastrichtiano y el Mioceno, separadas por discordancias: Maastrichtiano-Daniano (180 a 800 m), Paleoceno (50 a 370 m), Ypresiano (450 a 650 m), Lutetiano (80 m), Lutetiano superior-Priaboniano (1200 m), Oligoceno (1600 a 200 m) y Oligoceno superior alto-Mioceno (200 m). Las secuencias se componen de sedimentitas marinas, mayormente depositadas por flujos gravitatorios en ambientes relativamente profundos (por debajo de la acción de olas de tormenta). Las paleocorrientes y la petrografía indican áreas de proveniencia sedimentaria en el arco volcánico del margen Pacífico del los Andes y en el núcleo de los Andes Fueguinos, con dominancia del primero entre el Maastrichtiano y el Lutetiano, y mayor participación de detritos derivados de los Andes Fueguinos a partir del Lutetiano tardío. El mapeo detallado de las estructuras de la faja corrida y plegada Fueguina permitió reconstruir sus geometrías en subsuelo mediante la construcción de 2 secciones balanceadas. La sección sur muestra despegues en la base del Cretácico y en la base del Paleoceno post-Daniano, y plegamiento asociado a corrimientos y retrocorrimientos (pliegues por flexión y pliegues por propagación de falla) de la cubierta cretácica-miocena. El acortamiento total en dicha sección es de 41,8 km. La sección norte tiene un despegue principal en la base del Paleoceno-Ypresiano, y despegues menores en niveles del Bartoniano-Priaboniano, y muestra plegamiento asociado a corrimientos y retrocorrimientos de la cubierta paleocena-miocena. El acortamiento total en esa sección es de 17,8 km. Mediante la combinación de ambas secciones, en una estimación previa al desarrollo del sistema transformante Fagnano del Neógeno, se determinan 6 etapas principales de acortamiento tectónico durante la evolución de la faja corrida y plegada, calibradas con la bioestratigrafía de las secuencias sinorogénicas reconocidas: Df1 (Daniano) con desarrollo de acortamiento paralelo a las capas y bajos valores de acortamiento en el antepaís, Df2 (Ypresiano) con desarrollo de pliegues relacionados a fallas en una secuencia de corrimientos frontal y acortamiento de entre 7 y 18,8 km (21%), Df3 (Lutetiano) con desarrollo de estructuras fuera de secuencia y acortamiento de 6,6 km (7,3%), Df4 y Df5 (Oligoceno) con formación de retrocorrimientos y acortamiento de 13,6 km (15,2%), Df6LC y Df6PG (Oligoceno más tardío-Mioceno), correspondientes a las últimas etapas de deformación registradas en la faja corrida y plegada Fueguina oriental, con fallamiento y plegamiento en el interior de la faja corrida y plegada acomodando 2,8 km (3,1%) de acortamiento, y en el frente de la faja corrida y plegada con acortamiento de 10,5 km (11,6%). La faja corrida y plegada revela una evolución episódica que puede ser analizada en términos de la teoría de cuñas de Coulomb, obteniéndose un modelo con tres estadíos: estado de cuña crítica durante el Daniano a Ypresiano (etapas Df1 y Df2) con avance de la deformación hacia el antepaís y progresiva disminución del ángulo de cuña, estado de cuña subcrítica durante el Lutetiano a Oligoceno medio (Df3 a Df5) con desarrollo de estructuras fuera de secuencia y estructuras retrovergentes y tendencia a recuperar el ángulo crítico, y estado crítico durante el Oligoceno más tardío a Mioceno temprano (etapa Df6PG) con desplazamiento de la cuña de corrimientos hacia el antepaís y propagación del despegue basal hacia niveles más someros. El sistema de cuenca de antepaís Austral evolucionó como un depocentro único (antefosa) durante la depositación de las secuencias del Maastrichtiano-Daniano, Paleoceno e Ypresiano, esta última con posible depositación en depocentros asociados al techo de estructuras activas (techo de cuña). Entre el Lutetiano y el Mioceno la sedimentación ocurrió en dos depocentros: el techo de cuña y la antefosa. Durante el Oligoceno la segmentación de la cuenca determinó una zona de mayor espesor sedimentario en el depocentro de techo de cuña, distinguiéndose de modelos tectonestratigráficos clásicos. Durante el Mioceno el cese de la contracción en la faja corrida y plegada acompañó el desarrollo de la última antefosa de la cuenca. La columna estratigráfica del depocentro de techo de cuña aquí definida es significativa desde el punto de vista del análisis de potenciales sistemas petroleros asociados a capas del Cenozoico, ya que incluye sucesiones con buenas características de reservorio y sello, y un estilo estructural favorable al desarrollo de un sistema vertical de carga de hidrocarburos. / A geological study of the Atlantic coast of Tierra del Fuego between the punta Gruesa (54 21 S; 66 38.5 W) and the río Policarpo (54 39 S; 65 30 W), and other sectors of theFuegian Andes, allowed to define the stratigraphy and sedimentology of synorogenic successions from the Austral basin, and their genetic relations with the geometry and kinematics of the Fuegian thrust-fold belt. Seven synorogenic successions were defined between the Maastrichtian and the Miocene, bounded by unconformities: Maastrichtian-Danian (180 to 800 m), Paleocene (50 to 370 m), Ypresian (450 to 650 m), Lutetian (80 m), upper Lutetian -Priabonian (1200 m), Oligocene (1600 to 200 m) and uppermost Oligocene-Miocene (200 m). These successions are composed of marine sedimentites, mostly deposited by gravity flows bellow storm-wave base. The paleocurrent directions and the petrography indicate sediment provenance areas in the volcanic arc along the Pacific margin of the Andes, and in the core of the Fuegian Andes, the former dominant between the Maastrichtian and the Lutetian, and the latter since the late Lutetian. The detailed mapping of the Fuegian thrust-fold belt structures allowed to construct two balanced cross sections that depict their subsurface geometries. The southern cross section shows décollements at the base of the Cretaceous and above the Maastrichtian-Danian, and thrust-related folding in the Cretaceous-Miocene sedimentary cover. The total shortening in that cross section is of 41.8 km. The northern cross-section has a main décollement at the base of the Paleocene-Ypresian rocks, and minor ones in Bartonian-Priabonian levels. This section shows thrust-related folding of the Paleocene-Miocene sedimentary cover, with a total shorte-ning of 17.8 km. By combining both cross sections, estima-ting their location before the development of the Neogene Fagnano transform system, six contractional stages are defined in relation to the evolution of the thrust-fold belt, age-constrained by the biostratigraphy of the synoro-genic successions recognized: Df1 (Danian) with layer paralel shortening and low percentages of shortening in the foreland, Df2 (Ypresian) with development of thrust related folding in a forward thrust-sequence and shorte-nings between 7 and 18.8 km (21%), Df3 (Lutetian) with development of out-of-sequence structures and a shortening of 6.6 km (7.3%), Df4 and Df5 (Oligocene) related to backthrusting with a shortening of 13.6 km (15.2%), Df6LC and Df6PG (latest Oligocene-Miocene), the last contrac-tional stages recorded in the eastern Fuegian thrust-fold belt, with thrust related folding within the belt with a shortening of 2.8 km (3.1%), and in the leading edge of deformation with a shortening of 10.5 km (11.6%). The thrust-fold belt reveals an episodic evolution that can be analyzed in terms of the Coulomb wedge theory, obtaining a model with three main stages: a critical wedge during the Danian to Ypresian (stages Df1 and Df2) with forward direc-ted thrusting and a progressively diminishing taper angle, a subcritical wedge between the Lutetian and the mid Oligocene (Df3 a Df5) with development of out-of-sequence structures and backthrusts and a tendence to attain a critical taper, and a critical wedge during the latest Oligocene to early Miocene (Df6PG) with foreland displace-ment of the thrust wedge and propagation of the basal décollement to shallower levels. The Austral foreland ba-sin system evolved as a single depocenter (foredeep) du-ring deposition of the Maastrichtian-Danian, Paleocene and Ypresian successions, the latter posibly also accumulated in depocenters atop active structures (wedge-top). Between the Lutetian and the Miocene, sedimentation occured in two depocentres: the wedge-top and the foredeep. During the Oligocene this segmentation of the basin resulted in a thicker succession within the wedge-top, which distin-guishes it from classic tectonostratigraphic models. During the Miocene, cessation of contractional deformation in the thrust-fold belt was simultaneous with the develo-pment of the last foredep of the basin. The stratigraphic succession of the wedge-top depocenter here defined is intersesting for the assesment of potential petroleum systems associated to Cenozoic beds, since that succession includes sedimentites with good reservoir and seal features, and a structural style that favours a vertical hydrocarbon charge system.

Los Andes Fueguinos ubicados entre el canal Beagle y el lago Fagnano, en el sector argentino de la Isla Grande Tierra del Fuego, exponen rocas metamórficas de muy bajo a bajo grado cuyos protolitos corresponden a sedimentitas, volcaniclastitas y volcanitas del Jurásico y el Cretácico Inferior de la cuenca de retroarco Rocas Verdes. La apertura de la Cuenca Rocas Verdes se remonta a tiempos jurásicos, asociada a un evento extensional (rift) ligado a la fragmentación de Gondwana. Durante el Cretácico Temprano, la Cuenca Rocas Verdes estaba limitada hacia el Sur-Sudoeste por un arco volcánico desarrollado sobre corteza continental, y hacia el Norte-Noreste por el margen sudoccidental de Gondwana (coordenadas actuales). Hacia el Cretácico “medio”, inició el cierre e inversión de la cuenca, producto de la colisión del arco magmático y la obducción de la corteza oceánica sobre el margen cratónico de Gondwana (Sudamérica). La estructura del núcleo orogénico o cinturón central de deformación de los Andes Fueguinos (zona de tesis) se caracteriza por una primera fase de deformación en condiciones dúctiles y metamorfismo regional (ca. 100 Ma), seguida por una fase (ca. 80-40 Ma) de naturaleza frágil/dúctil vinculada a fallamiento, levantamiento y la exhumación del orógeno. Este estudio se enfocó, por un lado, en mejorar el estado de conocimiento de la estratigrafía de la Cuenca Rocas Verdes de este sector del orógeno, reconociendo grados y tipos de metamorfismo, y la naturaleza de los protolitos de las rocas afectadas durante la deformación; y por otro, en la caracterización de las estructuras correspondientes a las dos fases principales, a fin de reconstruir la historia orogénica. Sobre la base de una hipótesis de trabajo previa, se corroboró la existencia de zonas de cizalla frágiles/dúctiles, posteriores a las estructuras de primera fase, que corresponden a superficies de despegue y corrimientos que funcionaron como un sistema de dúplex con apilamiento antiforme durante la segunda fase de deformación, transmitiendo acortamiento hacia el antepaís. / The Fuegian Andes located between the Beagle channel and lake Fagnano, on the Argentine side of the Main Island of Tierra del Fuego, expose very-low to low grade metamorphic rocks, whose protoliths correspond to Jurassic and Lower Cretaceous sedimentary, volcaniclastic and volcanic rocks of the Rocas Verdes back-arc basin. The opening of the Rocas Verdes basin initiated during jurassic times, as part of a rifting stage related to widespread regional extension due to the break-up of Gondwanaland. During the Early Cretaceous, the Rocas Verdes Basin was rimmed at its south-suthwestern end by a volcanic arc funded on continental crust, and to the North-Northeast by the southwestern margin of Gondwana (present coordenates). By the “middle” Cretaceous, the closure and inversión of the basin started, as a result of the collision of the magmatic arc and the obduction of the oceanic crust toward the cratonic margin of Gondwana (South America). The structure of the Fuegian Andes orogenic core, or central bel of deformation (study area) is characterized by a first phase of ductile deformation and regional metamorphism (ca. 100 Ma), followed by a brittle-ductile thrusting phase, related to the uplift and exhumation of the orogen. This study focused, on one hand, on improving the present stratigraphic knowledge of the Rocas Verdes basin in this sector of the mountain range, by recognizing metamorphic types and grades and the nature of the protoliths involved. On the other hand, the orogenic history through the closure of the Rocas Verdes basin is treated, by characterizing the geological structures related to the two main phases of deformation. Based on a previuos hypothesis, this study verifies the existence of fragile/ductile shear zones, posterior to first phase structures, and related to detachment surfaces and thrusts which acted as part of a duplex system with antiformal stacking during the second deformation phase, transferring shortening to the foreland.

La Formación Agrio constituye la cuarta y última transgresión marina vinculada al océano proto-Pacífico, desarrollada durante el Valanginiano tardío – Hauteriviano tardío. Esta tesis se focaliza en la realización de un estudio sedimentológico y estratigráfico detallado del miembro superior de esta unidad, denominado Miembro Agua de la Mula (Hauteriviano medio-tardío). El estudio de campo consistió principalmente en el relevamiento de seis columnas estratigráficas del Miembro Agua de la Mula, medidas desde el contacto basal con el Miembro Avilé hasta el contacto superior con el Miembro Troncoso inferior (Formación Huitrín). Las columnas estratigráficas relevadas totalizan 2996,6 m de espesor y corresponden a las localidades: 1) El Mojado, 2) Bajada del Agrio, 3) La Quebrada, 4) Jara, 5) Pichi Mula y 6) Balsa Huitrín. De modo adicional, en el flanco oriental del anticlinal Pichi Mula se relevaron cuatro secciones estratigráficas parciales que comprenden los últimos ~170 m del Miembro Agua de la Mula. A partir del análisis detallado de todas las columnas relevadas, se identificaron seis facies de areniscas (SfM, SfL, SfX, SfW, SfH, SfR), tres facies de heterolitas (HeF, HeW, HeL), dos facies de pelitas (FM, FL) y una facies calcárea (Ca). El posterior análisis de las facies sedimentarias identificadas, permitió reconocer tres asociaciones de facies, correspondientes a: A) asociación de facies de prodelta/offshore, B) asociación de facies de frente deltaico distal y C) asociación de facies de frente deltaico proximal. En afloramiento, se observa que las facies sedimentarias identificadas se disponen formando arreglos grano-estrato crecientes que gradan transicionalmente desde pelitas a areniscas, para culminar con niveles calcáreos bioclásticos. Estos arreglos, constituyen secuencias progradantes y somerizantes. A escala regional, se pudieron identificar siete secuencias de cuarto orden (AM1-AM7), las que a su vez se componen por secuencias deposicionales elementales de quinto orden, todas ellas de carácter alocíclico. Cada secuencia muestra internamente un arreglo somerizante, lo que le confiere a toda la unidad un carácter progradante. Las evidencias de campo y el estudio de facies, permiten inferir que el Miembro Agua de la Mula representan ambientes deltaicos, acumulados en una rampa homoclinal de muy bajo gradiente. El análisis de facies, sugiere que esta rampa se habría originado por una progradación clástica relacionada a una combinación entre flujos hiperpícnicos diluidos y el accionar de procesos de difusión marina, principalmente oleaje. Estos sistemas deltaicos poco conocidos corresponden a Deltas Litorales Hiperpícnicos. Estos deltas estarían alimentados por descargas de ríos sucios (dirty rivers) de larga duración, las cuales debido a su exceso de densidad se hundirían en la zona costera conformando flujos hiperpícnicos diluidos. Este efecto habría sido enfatizado por la posible existencia de un medio marino salobre, lo cual habría permitido que estos flujos y sus depósitos se extiendan cientos de kilómetros cuenca adentro con pendientes menores a los 0,02°, ayudados por la acción del oleaje. La disminución (o cese) del aporte de ríos sucios, controlado por factores alocíclicos (climáticos?) contribuiría a restablecer las condiciones marinas “normales” en la cuenca. En este sentido, la disminución del influjo de agua dulce y materiales en suspensión turbulenta habría permitido el desarrollo de niveles calcáreos (bioclásticos) de extensión regional, a menudo reconocidos hacia el tope de las secuencias progradantes. Estos niveles bioclásticos conformarían intervalos condensados, los cuales posiblemente involucrarían un intervalo de tiempo igual o mayor que el requerido para la acumulación de los depósitos de frente deltaico de los deltas litorales hiperpícnicos. / The Agrio Formation constitutes the third and last marine transgression related to the proto-Pacific Ocean, developed during the late Valanginian - late Hauterivian. This PhD thesis will focus on a detailed sedimentological and stratigraphic study of the upper member of this unit, named Agua de la Mula Member (middle-late Hauterivian). The fieldwork consisted mainly on the measure of six stratigraphic columns of the Agua de la Mula Member, from the basal contact with the Avilé Member to the upper contact with the lower Troncoso Member (Huitrín Formation). The stratigraphic columns have a total thickness of 2996,6 m and correspond to the localities of: 1) El Mojado, 2) Bajada del Agrio, 3) La Quebrada, 4) Jara, 5) Pichi Mula and 6) Balsa Huitrín. Additionally, four partial stratigraphic sections comprising the last ~170 m of the Agua de la Mula Member were measured on the eastern limb of the Pichi Mula anticline. From the detailed analysis of the stratigraphic sections, six sandstone facies (SfM, SfL, SfX, SfW, SfH, SfR), three heterolite facies (HeF, HeW, HeL), two mudstone facies (FM, FL) and one calcareous facies were identified. Subsequent analysis of the identified sedimentary facies allowed us to recognize three facies associations, corresponding to: A) prodelta/offshore facies association, B) distal deltaic front facies association and C) proximal deltaic front facies association. In outcrop, it is observed that these facies comprise thickening and coarsening upward arrangements that grade from mudstone to sandstones, ending with bioclastic calcareous levels. These arrangements constitute progradational and shallowing upwards sequences. At a regional scale, seven fourth-order sequences (AM1-AM7) could be identified, which in turn are composed of fifth-order elemental depositional sequences, all of them of allocyclic character. Each sequence internally shows shallowing upwards arrangement, which gives the whole unit a progradational character. The field evidence and facies analysis allow us to infer that the Agua de la Mula Member correspond to a deltaic system, accumulated in a homoclinal ramp of very low gradient. The facies analysis suggests that this ramp would have been originated by a clastic progradation related to a combination of dilute hyperpycnal flows and the action of marine diffusion processes, mainly wave-action. These poorly known deltaic systems correspond to Hyperpycnal Littoral Deltas. These deltas would be fed by discharges of dirty rivers of long duration, which can sink in the coastal zone due to their greater density, creating dilute hyperpycnal flows. This effect would have been emphasized by the possible existence of a brackish marine environment, which would have allowed these flows to extend hundreds of kilometers basinward, with slopes less than 0.02°, aided by wave action. The decrease (or cessation) of dirty river input, controlled by allocyclic (climatic?) factors, would contribute to re-establishment of "normal" marine conditions in the basin. In this sense, the decrease in the influx of fresh water and turbulent suspended materials would have allowed the development of calcareous (bioclastic) levels of regional extension, often recognized towards the top of the progradational sequences. These bioclastic levels would form condensed intervals, which would possibly involve a time interval equal to or longer than that required for the accumulation of the deltaic front deposits of the hyperpycnal littoral deltas.

Geólogo / Las causas de los pulsos orogénicos de la cadena andina durante el Cenozoico, son aún un enigma, distintos autores han postulado que estos eventos, o fases compresivas, estarían gatillados por los cambios en el vector de velocidad de convergencia entre la placa oceánica subductante y la placa Sudaméricana, el movimiento hacia el oeste de Sudamérica por el centro de expansión Atlántico, o corrientes astenosféricas. Sin embargo, muchos modelos, numéricos y análogos, muestran que estos procesos, por sí solos, no explicarían el momento ni el rango latitudinal en que ocurren estos sucesos. Por otro lado, la placa oceánica que subduce bajo Sudamérica, no es homogénea, posee una compleja batimetría consistente en cadenas de montes submarinos, zonas de fracturas, plateaus oceánicos y centros de expansión activos e inactivos, estos rasgos batimétricos afectan hoy en día la tectónica del margen continental, produciendo mayor sismicidad en la zona del margen y hacia el interior del continente donde se le atribuyen sismos más profundos, como también la somerización de la placa subductante. Por lo que el esfuerzo que produce la subducción de estos elementos, afectaría la corteza continental con mayores tasas de deformación. El objetivo de esta memoria es generar un modelo de reconstrucción tectónica, que sea coherente con los rasgos batimétricos, la fábrica del suelo oceánico y las anomalías magnéticas, en las Placas Pacífico y Nazca, que pueda constreñir el tiempo y la latitud donde estos rasgos batimétricos llegaron a interactuar con el margen sudamericano, y así observar la relación espacio-temporal entre el arribo de estos rasgos batimétricos al margen de subducción, y las fases orogénicas que dieron origen a la Cordillera de los Andes durante el Cenozoico.