Métodos potenciales aplicados al análisis termo-mecánico de la litosfera en el frente de deformación de los Andes del Norte argentino y cuencas sedimentarias asociadas
Resumen Abstract Índice Conclusiones
García, Héctor Pedro Antonio
2021-A
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En los Andes Centrales de América del Sur, en la región del noroeste argentino (NOA), tres grandes ciclos sedimentarios han evolucionado desde el Paleozoico hasta la actualidad, conformando la cuenca paleozoica, la cuenca cretácica-paleógena o cuenca del Grupo Salta y la cuenca cenozoica de antepaís del Chaco. En el Cretácico temprano-tardío tuvo lugar la Orogenia Andina que dio origen a una serie de provincias morfoestructurales. Particularmente, la cuenca del Grupo Salta originada por procesos distensivos resulta de gran interés, dado a que su rama oriental, conformada por los depocentros Lomas de Olmedo en Argentina y Pirity en Paraguay preservan su forma original de carácter extensional, sin haber sufrido importantes modificaciones por la Orogenia Andina y corresponden a los depocentros con mayor potencial hidorcarburífero en la región.
En este trabajo, se relevaron 3000 km lineales de datos gravimétricos y magnetométricos con posicionamiento GPSD utilizando instrumental de precisión. A partir de los datos de gravedad medidos se pudieron realizar controles de calidad y una integración confiable de otras bases de datos terrestres y globales de última generación (EIGEN-6C4). Desde el análisis estadístico de ambos sets de datos se observó mejor precisión en las anomalías gravimétricas del modelo global para altitudes topográficas bajas. Los datos magnéticos terrestres, permitieron nivelar e integrar datos del modelo global EMAGv3 y conformar un mosaico con datos terrestres en el centro, completados hacia los bordes con el modelo global.
Se aplicó modelado gravimétrico directo utilizando como restricción toda la información disponible (geometría y propiedades físicas de las secuencias sedimentarias), para determinar las profundidades de basamentos de cada uno de los ciclos sedimentarios y obtener un modelo en 3D de profundidades sedimentarias de buena precisión y resolución. El modelo en 3D de basamento presenta profundidades máximas del orden de los 9-10 km que se observaron en el eje de los depocentros Lomas de Olmedo y Pirity y la rama austral de la cuenca paleozoica. Se observó que los espesores sedimentarios de la cuenca cenozoica del Chaco responden en gran medida a la flexión, con mayores espesores en el antepaís frontal que disminuyen hacia el antepaís distal. Sin embargo, un resultado conspicuo es que la cuenca cenozoica exhibe mayores espesores sedimentarios sobre los ejes de los depocentros Lomas de Olmedo y Pirity, disminuyendo hacia los flancos, persistiendo la morfología de distensión de la cuenca cretácica predecesora. Esta mayor subsidencia en el eje de los depocentros podría asociarse a un último pulso distensivo que afecto la región a los ∼ 65-60 Ma.
Se aplicó el método de prolongación ascendente a las anomalías de Bouguer completas (ABct) para separar los campos regionales y residuales, es decir, para filtrar los efectos gravimétricos de cuerpos profundos como la discontinuidad corteza-manto, de las anomalías producidas por la distribución de densidades en corteza superior. Los mapas residuales determinados no mostraron anomalías gravimétricas negativas en concordancia con los grandes espesores sedimentarios de las cuencas. Para normalizar la corteza superior, se corrigieron las anomalías de Bouguer completas por el efecto de espesores sedimentarios (ABctCS) obtenidos a partir del modelado directo descripto. Los campos residuales filtrados a partir de estas anomalías, mostraron una excelente correlación con las cuencas sedimentarias, como es de esperarse debido a que se aplicó la corrección geológica. El campo regional obtenido a partir del filtrado de estas anomalías (ABctCS), exhibió una zona de alta densidad debajo los depocentros Lomas de Olmedo y Pirity. A partir de un método de correlación cruzada, se determinó que 25 km es la altura óptima a prolongar las anomalías para obtener los campos regionales y residuales de la zona.
Para realizar un estudio regional de mayor dimensión que la comprendida por los datos terrestres, se obtuvo un primer modelo en 3D de la discontinuidad corteza-manto utilizando las ABct del modelo global EIGEN-6C4 y considerando capas de densidades constantes. Luego para la región acotada de datos terrestres, se computó un modelo más restringido y de mayor resolución. Para obtener este modelo, se realizaron varias inversiones, complejizando el modelo mediante la incorporación de nueva información, como el efecto de las cuencas sedimentarias, variaciones laterales de densidades de corteza y manto, efecto de la placa que subduce y el efecto de la discontinuidad litosfera-astenosfera. Una de las principales características distintivas de estas últimas inversiones, es una zona de atenuamiento o adelgazamiento cortical bajo la rama oriental de la cuenca del Grupo Salta, del orden de los 4 km, alcanzando profundidades máximas de Moho de aproximadamente 31 km en la región de mayor atenuación. Con máximas profundidades observadas del orden de los 75 km bajo los Andes Centrales.
Se obtuvo para la región en estudio dos modelos de Moho hidrostático bajo la hipótesis local de Airy-Heiskanen, uno que considera la raíz que compensa la carga topográfica, y otro que además involucra antiraíz bajo las cuencas sedimentarias. En este último modelo, se observó un atenuamiento cortical bajo los depocentros Lomas de Olmedo y Pirity, con profundidades máximas de Moho hidrostático del orden de los 32 km, presentando un gran parecido morfológico con el modelo de discontinuidad corteza-manto obtenido por inversión gravimétrica. Esto se respalda en modelos sismológicos regionales, con la salvedad de que nuestros modelos propuestos tienen mayor resolución. Este atenuamiento cortical, implicaría un alto gravimétrico en las anomalías, ocultando las anomalías negativas correspondientes al déficit sedimentario de las cuencas, cuyo efecto debería producir mínimos de decenas de mGal.
Por otra parte, los estudios globales han evaluado la importancia del espesor elástico (Te) en la evolución orogénica, lo que demuestra que el estilo y la naturaleza del acortamiento de la corteza superior están influenciados por la rigidez litosférica heredada. Los trabajos pioneros identificaron que el estilo de deformación en el sector más oriental de los Andes Centrales en América del Sur está relacionado con el espesor elástico (Te). Allí, el estilo de piel gruesa y de cizallamiento puro del Sistema de Santa Bárbara se relacionó inicialmente con la existencia de valores bajos de Te. Por el contrario, el estilo de deformación de piel fina en el Sistema Subandino implica altos valores de Te. Sin embargo, los estudios más recientes de Te en los Andes Centrales presentan resultados contradictorios que llevan a cuestionar esta relación directa. Los resultados de estos estudios muestran una fuerte dependencia de la metodología aplicada que dificulta la comprensión general del estado termo-mecánico litosférico de los Andes Centrales. Para contribuir a resolver esta problemática, obtuvimos mapas de Te de alta resolución, usando modelado directo al resolver la ecuación de flexión del modelo de placa infinita en dos dimensiones. Para contemplar ampliamente la deformación de estos dos estilos, se utilizaron datos gravimétricos modernos de modelos geopotenciales globales, debido a la escasez de datos terrestres relevados en la presente contribución en estas áreas. Además, dichos modelos globales presentan buena resolución para los estudios de carácter regional del Te.
A partir de un análisis pormenorizado de las deflexiones de placa por carga topográfica, se mostró que los valores de las anomalías de la gravedad y las profundidades de cuenca de antepaís en los Andes Centrales, se ajustan mejor considerando como relleno del espacio que genera la deflexión, a las rocas de la corteza inferior. Se construyó y analizó detalladamente un modelo sintético, para determinar que el tamaño de ventana óptimo para calcular el Te, el cual bajo la metodología aplicada es del orden de los 50-100 km. De este modo, se utilizó este tamaño de ventana para todos los valores de Te computados.
Los resultados de Te de este trabajo, demuestran la relación propuesta por trabajos pioneros, entre los estilos y mecanismos de deformación y la rigidez flexural en el sector más oriental de los Andes Centrales. En este sentido, en el Sistema Santa Bárbara se observaron valores bajos de Te, mientras que en el Sistema Subandino se obtuvieron valores altos de Te. Además, este comportamiento rígido se correlaciona con la curvatura orogénica y con el límite del escudo Brasiliano subyacente y con una zona somera del Moho gravimétrico, que rompe la tendencia regional de los Andes Centrales. Esta somerización en las profundidades del Moho podría estar ligada a un alto gravimétrico ubicado en la parte este de la Cordillera Oriental y en el Sistema Subandino, que se sustenta con una zona de alta velocidad en el manto superior reportada por estudios de funciones receptoras. Esta correlación podría indicar cambios en las propiedades de las rocas de la corteza inferior que justifican las profundidades bajas del Moho gravimétrico y explicar en parte los valores más altos de Te.
Se identificó que el modelo local de Airy explicaría en gran parte la evolución para la región de las subcuencas Lomas de Olmedo y Pirity. Esto además fue respaldado con análisis estadístico de las anomalías gravimétricas. Sin embargo, en el modelo de Te determinado con datos geopotenciales se observaron valores altos de Te en el eje de dichos depocentros que contrarrestan estos resultados, respaldando un mecanismo regional en vez de local. Para solucionar esta discrepancia, se realizó una nueva determinación del Te de mayor resolución y más representativa para la rama oriental de la cuenca cretácica. Para ello se utilizó el Moho gravimétrico invertido que contempla el adelgazamiento cortical bajo los depocentros; y en el modelo de placa elástica se consideró la deflexión generada por la carga topográfica y la deflexión negativa debida a las cuencas sedimentarias. Este modelo reportó bajos valores de Te bajo los depocentros, con valores mínimos situados en la transición de Lomas de Olmedo y Pirity. Esto respalda en gran parte la utilización del modelo local de Airy para la compresión de la evolución de dichos depocentros y además sustenta esta metodología utilizada para la estimación del Te. Sin embargo, se observan valores de Te bajos a intermedios en el antepaís cercano y valores altos en la región cratónica, implicando también un mecanismo flexural que afecta como un todo el antepaís.
Por último, a partir del mosaico de anomalías magnéticas, se evaluó el estado térmico de la corteza profunda, determinando un mapa variable de la profundidad al Punto de Curie, el que a su vez fue utilizado para la construcción de un mapa de flujo de calor. Los valores más altos de flujo fueron obtenidos en las inmediaciones del vulcanismo más reciente. Además, se determinaron valores altos de flujo en el eje de la rama oriental de la cuenca cretácica, con valores máximos de aportes térmicos bajo el depocentro Pirity. En el frente de deformación Andina, se observaron altos valores de flujo cortical en el Sistema Santa Bárbara, mientras que en la región austral del Sistema Subandino predomina un flujo térmico bajo. Un resultado conspicuo fue que los valores de Te determinados en este trabajo muestran una excelente correlación inversa con el flujo térmico cortical profundo obtenido, como así también con estudios previos de flujo de calor superficial y zonas de alto gradiente de temperatura superficial, otorgando confianza a nuestros resultados.
In the Central Andes of South America, in the northwestern region of Argentina (NOA), three large sedimentary cycles have evolved from the Paleozoic to the present day, forming the Paleozoic basin, the Cretaceous-Paleogene basin or the Salta Group basin and the Chaco Cenozoic foreland basin. In the early-late Cretaceous, the Andean Orogeny took place, which gave a series of morphostructural provinces. In particular, the Salta Group basin originated by distensive processes is of great interest, given that its eastern branch, composed of the Lomas de Olmedo depocenter in Argentina and Pirity depocenter in Paraguay, preserve their original extensional shape, without having undergone important modifications due to the Andean Orogeny and correspond to the depocenters with the greatest hydrocarbon potential in the region.
In this work, 3000 linear km of gravimetric and magnetometric data were measured with GPSD positions using precision instruments. From the measured gravity data, it was possible to perform quality controls and a reliable integration of other terrestrial and global data bases (EIGEN-6C4). From the statistical analysis of both data sets, better precision was observed in the gravimetric anomalies of the global model for low topographic altitudes. The terrestrial magnetic data allowed leveling and integrating data from the EMAGv3 global model and obtain a mosaic of magnetic anomalies with terrestrial data in the center, completed towards the edges with the global model.
Gravity modeling was applied using as restriction all available information (geometry and physical properties of the sedimentary sequences), to determine the depths at basements of each sedimentary cycles and to obtain a 3D model of sedimentary basins of good precision and resolution. The 3D basement model presents maximum depths of 9-10 km, observed in the axis of the Lomas de Olmedo and Pirity depocenters and the southern branch of the Paleozoic basin. It was observed that the sedimentary thicknesses of the Cenozoic basin of the Chaco respond to a great extent to bending, with greater thicknesses in the frontal foreland decreasing towards the distal foreland. However, a conspicuous result is that the Cenozoic basin exhibits greater sedimentary thicknesses on the axes of the Lomas de Olmedo and Pirity depocenters, decreasing towards the flanks, persisting the distension morphology of the predecessor Cretaceous basin. This greater subsidence in the depocenter axis could be associated with a last distensive pulse that affected the region at ∼ 65-60 My.
Upward continuation method was applied to the complete Bouguer anomalies (ABct) to separate the regional and residual fields, that is, to filter the gravimetric effects of deep bodies such as the crust-mantle discontinuity, from the anomalies produced by the distribution of densities in upper-crust. Negative gravimetric anomalies according to the large sedimentary thicknesses of the basin was not observed in the residual maps. In order to normalize the upper crust, the complete Bouguer anomalies were corrected for the effect of sedimentary thicknesses (ABctCS) obtained from the direct modeling described. The filtered residual map from these anomalies showed an excellent correlation with the sedimentary basins, as expected because the geological correction was applied. The regional field obtained from the filtering of these anomalies (ABctCS), exhibited a zone of high density below the Lomas de Olmedo and Pirity depocenters. From a cross-correlation method, it was determined that 25 km is the optimal height to upward continuation the anomalies to obtain the regional and residual fields in the area.
To carry out a regional study of a larger dimension that the terrestrial data, a first 3D model of the crust-mantle discontinuity was obtained by using the ABct of EIGEN-6C4 global model and considering layers with constant densities. Then for the region of terrestrial data, a more restricted and higher resolution model was computed. To obtain this model, several investments were made, making the model more complex by incorporating new information, such as the effect of sedimentary basins, densities lateral variations in crust and mantle, the effect of the subducting plate and the effect of lithosphere-asthenosphere discontinuity. One of the main distinctive characteristics of these last inversions is a zone of attenuation or crustal thinning under the eastern branch from the Salta Group basin, in the order of 4 km, with maximum Moho depths of approximately 31 km in the region of greater attenuation. Maximum depths in order of 75 km was observed in the Central Andes.
Two Hydrostatic Moho models were obtained for the study region under the local Airy-Heiskanen hypothesis, one of these considers the root that compensates the topographic load, and another that also involves the anti-root under the sedimentary basins. In this last model, a thinned crust was observed in the Lomas de Olmedo and Pirity depocenters, with maximum depths of Hydrostatic Moho around 32 km, and a similar morphology as the crust-mantle discontinuity model obtained by gravity inversion. This is supported by regional seismological models, except that our models proposed have a higher resolution. The cortical attenuation would imply a high gravity anomaly, hiding the negative anomalies corresponding to gravity deficit of sedimentary basins, whose effect should produce minimums of tens of mGal.
On the other hand, global studies have evaluated the importance of elastic thickness (Te) in orogenic evolution, demonstrating that the style and nature of the upper crust shortening are influenced by inherited lithospheric rigidity. The pioneering works identified that the deformation style in the easternmost sector of the Central Andes in South America is related to the elastic thickness (Te). There, the thick-skinned and pure-shear style of the Santa Barbara System was initially related to the existence of low Te values. In contrast, the thin-skinned deformation style in the Sub-Andean System implies high Te values. However, the majority of recent Te studies in the Central Andes present contradictory results that lead to question this direct relationship. The results of these studies show a strong dependence on the applied methodology that hinders the general understanding of the lithospheric thermo-mechanical state of the Central Andes. In order to solve this problem, we obtained high-resolution Te maps, using direct modeling and solving the bending equation of the infinite plate model in two dimensions. In order to contemplate widely the deformation of these two styles, modern gravity data from global geopotential models were used, due to the scarcity of terrestrial data surveyed in the present contribution. In addition, these global models present good resolution for Te regional studies.
From a detailed analysis of the plate deflections generated by the topographic load, it was shown that the gravity anomalies values and the foreland basin depths in the Central Andes, are better adjusted by considering as filling the space that generates deflection, to the rocks of the lower crust. A synthetic model was built and analyzed in detail to determine that the optimal window size to calculate Te. It was observed that the optimal window size to calculate Te, according to the methodology applied is in the order of 50-100 km. Therefore, this window size was used for all computed Te values.
The Te results of this work, allowed to demonstrate the relationship proposed by pioneering works, between the styles and deformation mechanisms with the flexural rigidity in the easternmost sector of the Central Andes. In this sense, low Te values were observed in the Santa Bárbara System, while in the Sub-Andean System, high Te values were obtained. In addition, this rigid behavior is correlated with the orogenic curvature and with the limit of the underlying Brazilian shield and with a shallow zone of the gravity Moho, which breaks the regional trend of the Central Andes. This shallowness in the Moho depths could be linked to a high gravity anomalies located in the eastern part of the Eastern Cordillera and in the Sub-Andean System, which is supported by a high velocity zone in the upper mantle reported by studies of Receiver functions. This correlation could indicate changes in the properties of the rocks in the lower crust, that allow to explain in part the low depths of the gravity Moho and the higher values of Te.
It was identified that the local Airy model would largely explain the evolution for the Lomas de Olmedo and Pirity sub-basins. This was further supported by statistical analysis of the gravimetric anomalies. However, in the Te model determined with geopotential data, high Te values were observed in the axis of these depocenters, which oppose these results, supporting a regional mechanism model instead of a local model. In order to solve this discrepancy, a new determination of the Te with higher resolution and more representative was made for the eastern branch from the Cretaceous basin. For this, the inverted gravity Moho was used, which contemplates the crustal thinning in the depocenters; also, in the elastic plate model, the deflection generated by the topographic load and the negative deflection due to the sedimentary basins were considered. This model reported low Te values under the depocenters, with minimum values located in the transition of Lomas de Olmedo and Pirity sub-basins. This largely supports the use of the local Airy model to understand the evolution of these depocenters and also supports this methodology used to estimate Te. However, low to intermediate Te values are observed in the near foreland and high values in the cratonic region, also implying a flexural mechanism that affects the foreland as a whole.
Finally, from the mosaic of magnetic anomalies, the thermal state of the deep crust was evaluated, determining map of the Curie Point depth, which also was used for the construction of a Heat flow map. The highest Heat flow values were obtained in the vicinity of the most recent volcanism. In addition, high Heat flow values were determined in the axis of the eastern branch from the Cretaceous basin, with maximum values of thermal Flow under the Pirity depocenter. In the Andean deformation front, high values of Heat flow were observed in the Santa Bárbara System, while in the southern region of the Sub-Andean System a low thermal flow predominates. A conspicuous result was that the Te values calculated, show an excellent inverse correlation with the crustal Heat flow determined in this work, as well as with previous studies of surface heat flow and areas of high surface temperature gradient, giving confidence to our results.
Lista de Símbolos ………….. V
Artículos publicados por el autor, relacionados con la Tesis Doctoral …………. VII
Resumen ………….. IX
Objetivos ………….. XV
1. Introducción ………….. 1
2. Marco Geotectónico …………… 9
2.1. Génesis de los Andes Centrales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9
2.1.1. Basamento de los Andes Centrales . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
2.1.2. Cuenca paleozoica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
2.1.2.1. Grupo Macharetí . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
2.1.2.2. Grupo Mandiyutí . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
2.1.2.3. Grupo Cuevo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
2.1.2.4. Grupo Tacurú . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
2.1.3. Cuenca cretácica-paleógena . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
2.1.3.1. Basamento de la cuenca . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18
2.1.3.2. Relleno de la cuenca de rift del Grupo Salta . . . . . . . 20
2.1.4. Cuenca cenozoica del Chaco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
2.1.5. Orogenia Andina . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
2.2. Segmentación de los Andes Centrales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
2.2.1. Cantidad de acortamiento y engrosamiento litosférico . . . . . . . . 28
2.2.2. Estilo de deformación de unidades morfoestructurales más recientes. Sistemas Subandino y Santa Bárbara . . . . . 30
2.2.3. Estilos de cuenca de antepaís . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
2.2.3.1. Cuenca de antepaís normal (s.e) . . . . . . . . . . . . . . 31
2.2.3.2. Cuenca de antepaís fragmentada . . . . . . . . . . . . . 32
2.2.4. Bajo corrimiento (understrust) del escudo Brasiliano . . . . . . . . 33
2.2.5. Remoción de manto litosférico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
Métodos Potenciales ……………… 37
3. Método Gravimétrico …………. 39
3.1. Datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
3.1.1. Datos terrestres . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
3.1.1.1. Instrumental Gravimétrico . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
3.1.1.2. Instrumental Topográfico . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
3.1.2. Datos terrestres y satelitales (modelo EIGEN-6C4) . . . . . . . . . 46
3.2. Anomalías Gravimétricas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
3.2.1. Reducciones gravimétricas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
3.2.1.1. Reducción de aire libre (CAL) . . . . . . . . . . . . . . 47
3.2.1.2. Reducción de Bouguer (CB) . . . . . . . . . . . . . . . 47
3.2.1.3. Reducción topográfica (ct) . . . . . . . . . . . . . . . . 48
3.2.1.4. Reducción por efecto sedimentario (CS) . . . . . . . . . 50
3.2.2. Cálculo de anomalías gravimétricas . . . . . . . . . . . . . . . . . 54
3.2.3. Diferencia entre datos gravimétricos terrestres y geopotenciales . . 61
3.2.4. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65
4. Transformaciones de Campos Potenciales………. 69
4.1. Continuación Ascendente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70
4.1.1. Continuación ascendente aplicado a las ABct . . . . . . . . . . . . 71
4.1.2. Continuación ascendente aplicada a las ABctCS . . . . . . . . . . 74
4.2. Determinación de Altura Óptima para la Prolongación Ascendente. . . . 77
4.3. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
Inversión Gravimétrica……….. 85
5. Modelado de la corteza superior 87
5.1. Cuenca Cenozoica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87
5.2. Cuenca Cretácica-Paleógena del Grupo Salta . . . . . . . . . . . . . . . . 92
5.3. Cuenca Carbonífera – Pérmica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
5.4. Cuenca Silúrica – Devónica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96
5.5. Profundidades al Basamento de los diferentes Ciclos Sedimentarios . . . . 97
5.6. Otros Ciclos Sedimentarios . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 100
5.7. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 102
6. Modelado de la corteza inferior ………. 105
6.1. Discontinuidad Corteza-Manto a partir del Modelo EIGEN-6C4 . . . . . . . . . . 106
6.2. Discontinuidad Corteza-Manto a partir de los Datos Terrestres . . . . . . . 110
6.2.1. Modelos de Densidades basados en Velocidades Sismológicas . . . 110
6.2.1.1. Modelo Chulick . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110
6.2.1.2. Modelo Lithos1.0 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113
6.2.2. Inversión del Moho Gravimétrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . 118
6.2.2.1. Modelo 1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119
6.2.2.2. Modelo 2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 121
6.2.2.3. Modelos 3 al 5 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123
6.2.2.4. Modelos 6 y 7 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 126
6.2.2.5. Modelo 8 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130
6.2.2.6. Modelo 9 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130
6.2.2.7. Modelos 10 al 14 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 134
6.2.2.8. Modelo 15 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 141
6.3. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 152
Isostasia ……….. 159
7. Mecanismo Local ………….161
7.1. Análisis a partir de un Modelo de Compensación Local . . . . . . . . . . . 161
7.1.1. Anomalías isostáticas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 170
7.2. Análisis Estadístico de las Anomalías de Bouguer . . . . . . . . . . . . . . 172
7.3. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 177
8. Mecanismo Flexural. Espesor Elástico (Te)………….. 183
8.1. Metodología . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 185
8.1.1. Modelo de flexión . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 186
8.2. Estudio Regional a partir del Modelo EIGEN-6C4 . . . . . . . . . . . . . . 188
8.2.1. Análisis de densidades . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 188
8.2.2. Análisis de la ubicación del dorso periférico (forebulge) . . . . . . 199
8.2.3. Estimación del espesor elástico efectivo . . . . . . . . . . . . . . . 202
8.2.4. Tamaño de ventanas de cálculo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 204
8.2.4.1. Modelo variable de Te . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205
8.2.4.2. Deflexión elástica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 205
8.2.4.3. Anomalía de Bouguer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 207
8.2.4.4. Deflexión gravimétrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . 207
8.2.4.5. Estimación del Te . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 208
8.3. Estimación del Te en la Cuenca del Grupo Salta . . . . . . . . . . . . . . . 210
8.3.1. Modelo I . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 211
8.3.2. Modelo II . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 213
8.4. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 217
9. Método Magnetométrico………… 223
9.1. Relevamiento de Datos Terrestres . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225
9.1.1. Instrumental magnetométrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225
9.2. Anomalías Magnetométricas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 225
9.2.1. Corrección por variación diurna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 226
9.3. Anomalías Magnéticas Globales (EMAGv3) . . . . . . . . . . . . . . . . 228
9.4. Comparación entre los Datos Terrestres y el Modelo EMAGv3 . . . . . . 229
9.5. Determinación del Punto de Curie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 233
9.6. Flujo de Calor . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 237
9.7. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 239
10. Resultados y Discusiones…………. 245
11. Conclusiones ………….. 261
Bibliografía ……………… 265
Los ∼3000 km lineales de datos gravimétricos y magnetométricos con posicionamiento DGPS relevados en este trabajo, permitieron hacer controles de calidad e integración de otras base, y confeccionar grillas de anomalías con buena resolución y precisión para el estudio termo-mecánico de la litosfera de los Andes Centrales de Sudamérica. Los puntos magnéticos medidos representan la primera base magnetométrica terrestres reportada para la extensa región de estudio. A partir del análisis de dichos datos se obtuvo lo siguiente:
Mediante el modelado gravimétrico y la integración de datos disponibles, se confeccionaron los primeros mapas en 3D de las profundidades de cada uno de los ciclos sedimentarios presentes en el área (cuenca cenozoica del Chaco, cuenca cretácica-paleógena del Grupo Salta y cuenca paleozoica). Estos modelos representan un aporte para la región, debido al potencial hidorcarburífero de las cuencas, en especial de la rama oriental de la cuenca de rift del Grupo Salta (Lomas de Olmedo y Pirity). Al integrar los tres ciclos, se obtuvo un mapa de espesores sedimentarios regional, con espesores que superan los 10 km. Se observó que el modelo global sedimentario analizado subestima los espesores de la región (hasta 4 km).
El modelo de basamento de la cuenca de antepaís del Chaco, presentó espesores sedimentarios mayores en la región de la ante fosa (foredeep) que disminuyen hacia el antepaís distal, marcando un dominio flexural típico de una cuenca de antepaís. Sin embargo, reveló la misma morfología distensiva que los depocentros predecesores Lomas de Olmedo y Pirity. Esto último, podría atribuirse a subsidencia termal asociada al último periodo de reactivación extensional tardío producido a los 65-60 Ma.
En el modelo regional de Moho gravimétrico 3D que involucra el oroclino Andino, determinado a partir de modelos geopotenciales globales y considerando un contraste de densidad corteza-manto constante, se distingue una zona de Moho somero bajo las Sierras Subandinas y parte de la Cordillera Oriental que interrumpe el engrosamiento regional de los Andes Centrales.
Además, en este trabajo se presenta un modelo de Moho gravimétrico 3D de mayor resolución acotado a la cuenca del Grupo Salta (local), invertido a partir de la base de datos terrestres confeccionada en este trabajo. Este modelo representa un aporte para estudios litosférico futuros, debido a que se basa en un modelo más representativo de las características litosféricas de la región en el que se consideraron: i) las variaciones laterales de densidades de la corteza y el manto superior; ii) el efecto producido por déficit de densidad de los sedimentos, considerando cada ciclo sedimentario como capas separadas de densidades constantes; iv) el efecto del límite litosfera-astenosfera; y v) el efecto de la placa de Nazca subducida, con contraste de densidad variable con la profundidad. Se destaca en este modelo un adelgazamiento cortical del orden los 4 km debajo de los depocentros Lomas de Olmedo y Pirity. La magnitud y correlación espacial del atenuamiento cortical con dichos depocentros, no ha sido reportado por modelos gravimétricos previos. En los modelos sismológicos regionales se observa un adelgazamiento cortical, pero con menor resolución y correlación espacial. Este adelgazamiento también fue observado en el modelo de Moho hidrostático que involucra raíz-antiraíz estimado a partir del mecanismo de compensación local de Airy y respaldado por el análisis estadístico de las anomalías de Bouguer respecto altitudes topográficas.
Por otro lado, se ha observado en diferentes trabajos que solamente la rama oriental de la cuenca de rift del Grupo Salta presenta su morfología distensiva, que no ha sido afectada por los esfuerzos de deformación de la Orogenia Andina. En este sentido, el adelgazamiento cortical interpretado a partir de diferentes metodologías, localizado exclusivamente debajo los depocentros Lomas de Olmedo y Pirity y no en el resto de las subcuencas, sustentan estos aportes y evidencia que en la actualidad se conserva el adelgazamiento cortical heredado bajo las cubetas sedimentarias mencionadas.
Si bien el modelo teórico local de Airy permitió caracterizar en gran medida la estructura cortical profunda bajo las subcuencas Lomas de Olmedo y Pirity. Sin embargo, el basculamiento observado en el mapa de anomalías isostáticas, en el de aire libre (con valores negativos de amplitud importante en el frente de deformación y positivos en el antepaís distal), y en las regresiones estadísticas de las anomalías de Bouguer, debería atribuirse a un comportamiento flexural asociado a la cuenca de antepaís del Chaco. Este modelo flexural fue respaldado por un modelo de Te constante para toda el área de estudios, al evaluar las posiciones del dorso periférico.
Se evaluó la rigidez litosférica de los Andes Centrales mediante la confección de mapas de Te variable de alta resolución, implementando el mecanismo de compensación flexural y analizando cuidadosamente la metodología y los parámetros utilizados, debido a que se ha observado que condicionan fuertemente los resultados. Nuestros mapas de Te muestran una estricta correlación entre la rigidez litosférica y el mecanismo y estilo de deformación de las unidades morfoestructurales orientales de los Andes Centrales. Estos resultados refuerzan los aportes pineros de Watts et al. (1995) que se vieron debilitados en trabajos posteriores. En este sentido, se observó una litosfera débil (bajo Te) en todo el Sistema Santa Bárbara, con estilo de deformación de piel gruesa y mecanismo de cizalla pura. Mientras que una litosfera rígida se correlaciona con las Sierras Subandinas con estilo de deformación de piel fina y mecanismo de cizalla simple. Los valores más altos de Te, se relacionan con el Moho gravimétrico somero encontrado bajo las Sierras Subandinas, que interrumpen las largas longitudes de onda de los Andes Centrales. Se discutió que esta zona somera podría estar indicando la presencia de rocas de alta densidad (eclogita) en la transición corteza-manto, donde las profundidades de Moho alcanzadas son óptimas para su generación. De este modo, la zona anómala de valores muy altos de Te puede no estar completamente relacionada con una litosfera elástica rígida, sino que podría ser una consecuencia de la presencia de rocas de alta densidad en la corteza inferior y relacionada con un Moho geofísico menos profundo que el petrológico.
A partir del análisis mecánico de la cuenca del Grupo Salta, en especial de su rama oriental en la que prevalece su génesis distensiva, se observó que el modelo de losa elástico utilizado es eficiente, por considerar la influencia de las cuencas sedimentarias. Estos resultados sustentan las propuestas previas, en cual la historia heredada de la litosfera debe considerase ya que condicionan la rigidez flexural litosférica.
El mosaico de anomalías magnéticas fue utilizado para evaluar el estado térmico profundo de la litosfera de los Andes Centrales. Los resultados de flujo de calor son coherentes con el estado de rigidez litosférica estimado para Los Andes Centrales en este trabajo, y con mapas de flujo de calor de superficie reportados para la región. De este modo, en las Sierras Subandinas relacionadas con el cratón litosférico subyacente se determinó una litosfera rígida con bajo flujo de calor. Mientras que en el Sistema Santa Bárbara, relacionado a la inversión del rift extensional cretácico se estimó una litosfera débil con alto aporte térmico. Bajo las zonas de vulcanismo actual, situadas a lo largo de la Puna, Cordillera Occidental y el Altiplano, obtuvimos una litosfera débil con flujo térmico elevado. Asimismo, en el segmento oriental del Grupo Salta, se estimó una litosfera débil con mayor gradiente geotérmico en el eje que en sus flancos. Esto sustenta el atenuamiento cortical bajo el eje de los depocentros Lomas de Olmedo y Pirity, cuya génesis distensiva no fue afectada por la Orogenia Andina.
Por lo tanto, nuestros resultados muestran que la rigidez litosférica en los Andes Centrales parecería estar controlada por el estado térmico litosférico como fue sugerido por Burov y Diament (1995).