INTRODUCCIÓN

El presente trabajo es un estudio de la litosfera continental y oceánica en el Margen Continental Argentino. (MCA), entre los 50° a 66° (A - A’) de longitud oeste y 36° a 50° (B - B’) de latitud sur (Figura 1), en la zona correspondiente a la plataforma, talud, emersión y llanura abisal de Argentina (Figura 2). El mismo consiste en la obtención de un modelo de compensación isostática de la zona y su correlación con modelos existentes, con el doble objetivo de evaluar el comportamiento isostático de la región y buscar mecanismos que permitan explicar su desarrollo. Se considerarán modelos de compensación local (mecanismo de Airy) y compensación regional (mecanismo Flexural) y, a través del análisis comparativo con otros modelos, se analizará el estado isostático de la zona de cuencas offshore, adelgazamiento cortical y niveles astenosféricos.

Figura 1 Topografía América del Sur (escala de colores), zona de estudio (línea negra gruesa). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

Figura 2 Modelo 2D de las principales características del MCA (sin escala), modificado de ^{Arecco et al. (2016b)}. En él se observa la corteza continental superior (CCsup), corteza continental inferior (CCinf), zona de SDRs, zona de alta densidad (ZAD), transición corteza continental-oceánica superior (COTsup), transición corteza continental-oceánica inferior (COTinf), borde oceánico continental (COB), manto, corteza oceánica superior (COsup), corteza oceánica inferior (COinf), zona de sedimentos y agua. 

ANTECEDENTES

La Comisión Nacional del Límite Exterior de la Plataforma Continental (COPLA) realizó campañas geofísicas de adquisición de datos con sísmica 2D, gravimetría y magnetometría a fines del año 2001 y comienzos del 2002. Contando también con los estudios realizados por el Instituto Federal para Geociencias y Recursos Naturales de Hannover (BGR) de 1998 y 2004 y resultados de espesor sedimentario desde derrotas de cruceros geofísicos (^{Neben et al., 2002}).

^{Müller et al. (2008)} elaboraron modelos digitales de edad, tasas de expansión y asimetrías de expansión de la corteza oceánica mundial. ^{Celli et al. (2020)} presentan un modelo tomográfico (SA2019) de la corteza, el manto superior y la zona de transición debajo del Atlántico Sur, América del Sur y África.

El estudio de la litosfera en el MCA, en cuanto a su geometría y estructuras tectónicas, ha sido el objetivo de diferentes trabajos, entre los que podemos citar los estudios sísmicos que aportan zonas estructurales regionales (^{Hinz et al., 1999}), segmentación del margen (^{Franke et al., 2007}), profundidad del basamento y espesores sedimentarios (Figuras 3 y 4) (^{Pizarro et al., 2016}; ^{Pizarro, 2020}), límite de las cortezas continental-oceánica (^{Arecco et al., 2016a}, ^2016b, ²⁰¹⁸ y ²⁰²³; ^{Arecco, 2018}), profundidad de la discontinuidad corteza-manto superior (Figura 5) (^{Pizarro et al., 2012}; ^{Arecco et al., 2016b}; ^{Pizarro, 2020}), interpretaciones de anomalías magnéticas en el margen argentino (^{Ghidella et al., 1995} y ²⁰¹⁷; ^{Arecco et al., 2018}), profundidad del punto de Curie (Figura 6) y flujo térmico (^{Pizarro et al., 2020}; ^{Pizarro, 2020}).

Figura 3 Profundidad del basamento (escala de colores), TFZs (líneas amarillas), altos estructurales (líneas de trazos negras), cuencas offshore (líneas de puntos marrones), COB (línea de trazos azul) y borde de talud (línea azul). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

Figura 4 Espesores Sedimentarios (escala de colores), zonas estructurales regionales (^{Hinz et al., 1999}) (líneas negras), segmentación entre TFZs (^{Franke et al., 2007}) (líneas amarillas), alto estructural (líneas de trazos negras), cuencas offshore (líneas de puntos marrones), COB (línea de trazos azul) y borde de talud (línea azul). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

Figura 5 Moho gravimétrico (escala de colores), TFZs (líneas amarillas), COB (línea azul a trazos), SDRs (líneas azules) y cuencas offshore (líneas de puntos marrones). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

Figura 6 Mapa de CPD (escala de colores), borde de talud (línea azul), anomalía magnética Tona (línea roja), arco magmático (línea de trazos roja), altos estructurales (líneas de trazos negras), cuencas offshore (líneas de puntos marrones), TFZs (líneas amarillas) y TFZ propuesta (línea de trazos amarilla). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

MARCO GEOLÓGICO

La configuración estructural regional de la plataforma continental argentina se desarrolla en el sector suroriental del cratón del Río de la Plata y la parte oriental de la microplaca de la Patagonia, que fuera independiente del paleocontinente Gondwana en el Paleozoico temprano a medio (^{Ramos, 1988} y ²⁰⁰⁸; ^{Rapallini, 2005}). La tectónica de compresión asociada con la acreción cesó sólo durante la orogenia gondwaniana tardía, cerca del Paleozoico tardío (^{Ramos, 1996}). El sector de la plataforma que se extiende al sur del río Colorado es una de las mesetas riolíticas mejor desarrolladas del mundo (^{Ramos, 1996}).

La apertura del Océano Atlántico Sur, entre 126 a 137 Ma, se desarrolló a lo largo de una dorsal de dirección aproximadamente Norte - Sur. Fue la consecuencia de una progresiva extensión litosférica, que produjo en forma sucesiva la separación del supercontinente Gondwana y la generación de corteza oceánica (^{Rabinowitz y LaBrecque, 1979}; ^{Unternehr et al., 1988}; ^{Nuernberg y Müller, 1991}; ^{Gladczenko et al., 1997}; ^{Yrigoyen, 1999}). Ocurrió el emplazamiento ígneo de Paraná-Etendeka, en el Cretácico Temprano (129 a 134 Ma) (^{Peate, 1997}). Se produjeron en la corteza procesos de extensión y rupturas, algunas no alcanzaron la etapa de expansión oceánica y evolucionaron como cuencas aulacogénicas, como las cuencas del Salado y Colorado (^{Ramos, 1996} y ¹⁹⁹⁹; ^{Ramos y Turic, 1996}; ^{Introcaso et al., 2002}; ^{Introcaso, 2003}). Este mecanismo de extensión y flexohundimiento también dio origen al resto de las cuencas offshore de Argentina, Rawson, Valdés, San Jorge, San Julián, Austral, Malvinas Norte y Argentina (^{Barredo y Stinco, 2010}; ^{Baristeas et al., 2013}; ^{Pizarro et al., 2016}; ^{Lovecchio et al., 2019}; ^{Folguera et al., 2020}).

El Margen Continental Argentino posee más de 3000000 km² de superficie considerando la emersión continental (continental rise), es el producto de una compleja interacción de placas corticales. En este marco, se desarrollan cuatro tipos de márgenes (^{Violante et al., 2017}). Al norte de 55° de latitud sur (^{Violante et al., 2017; fig. 3.4}): A- el margen de extensión pasivo de tipo volcánico, típicamente divergente (^{Urien y Zambrano, 1996}; ^{Hinz et al., 1999}; ^{Esteban et al., 2020}), entre los 35° y 48° de latitud sur y B- el margen transcurrente-cizallado, activo y traslativo, a los 48° y 49° de latitud sur, al norte de las islas Malvinas y en dirección este-oeste, constituyendo el borde norte del Plateau de Malvinas. Al sur de 55° de latitud sur (^{Violante et al., 2017; fig. 3.4}), fuera de la zona de este estudio, los del tipo: C- el margen mixto, del tipo traslativo y convergente, un poco al norte del canal de Beagle (^{Turic et al., 1996; fig. 2}) (^{Marinelli et al., 1996; fig. 2}) y D- el margen activo convergente, donde existen procesos de subducción, es el caso de las Antillas Menores y las islas Sandwich del Sur (^{Turic et al., 1996}).

El margen de tipo pasivo volcánico (MPV) está caracterizado por: i) ser estrecho, entre 60 y 120 km, ii) presentar cuñas basálticas inclinadas hacia el mar (^{Hinz et al., 1999}, iii) poseer cuerpos sub-placados de alta velocidad (7.8-8 km/s) (^{Schnabel et al., 2008}), cuencas de rift y aulacogénicas (^{Ramos, 1996}) y iv) presentar fallas de transformación (^{Franke et al., 2007}). El margen de tipo cizallado (MCZ) está caracterizado por: i) una extensa escarpa (1100 km) correspondiente a la zona de falla de Malvinas-Agulhas (^{Ramos, 1996}) con un rechazo de aproximadamente 2000 m, ii) una zona de falla de transformación (TFZ, Transform Fracture Zone) que separa dos basamentos, uno alto y liso hacia el sur y el otro bajo y rugoso hacia el norte, en coincidencia con máximas profundidades al lecho marino y iii) el extremo sur de la cuenca Argentina.

El sector del MCA que se ubica en el borde de extensión pasivo de tipo volcánico (^{Urien y Zambrano, 1996}; ^{Hinz et al., 1999}; ^{Esteban et al., 2020}), se caracteriza por una significativa reducción del espesor de la corteza continental, de 29 a 6 km aproximadamente (^{Pizarro et al., 2012}; ^{Arecco et al., 2014} y ²⁰²³; ^{Pizarro, 2020}), a partir del talud (Figura 2). Se han detectado reflectores sísmicos intrabasamentales que inclinan hacia el mar (SDRs, Seawards Dipping Reflectors) característicos de los márgenes pasivos de tipo volcánico (Figura 2), formados por flujos basálticos, cuyo emplazamiento habría sido episódico en coincidencia con la segmentación producida por las zonas de fallas de transformación (TFZs, Transform Fracture Zones) del Salado, Colorado, Ventana y Malvinas (^{Franke et al., 2007}) (Figura 3).

Los SDRs se encuentran asociados a anomalías isostáticas y relacionados con la anomalía magnética mesozoica G (^{Rabinowitz y LaBrecque, 1979}) (Figuras 2 y 5) que marcaría el inicio de la transición corteza continental-oceánica (COT, Continental-Oceanic Transition) (^{Blaich et al., 2011}; ^{Arecco et al., 2016a}). El borde oceánico-continental (COB, Continental-Oceanic Boundary) (Figuras 2 a 6), es el límite entre el COT y la corteza oceánica, se encuentra sobre el margen oriental de la anomalía magnética G, su existencia y ubicación ha sido determinada a través de estudios sísmicos y gravimétricos (^{Arecco et al., 2014}, ^2016a, ^2016b y ²⁰²³).

FUENTES DE DATOS

Este estudio está basado en información gravimétrica de excelente cobertura y calidad en el área oceánica, proporcionada por el método geodésico “altimetría satelital” (^{Sandwell y Smith, 1997} y ²⁰⁰⁹; ^{Smith y Sandwell, 1997}; ^{Sandwell et al., 2014}). Las derrotas de buques de exploración geofísica son escasas, se restringen a la región del talud (^{Franke et al., 2007}) y a las cuencas sedimentarias cercanas a la costa (^{Figueroa et al., 2005}). El producto de la combinación de resultados obtenidos de los sondeos de buques y datos de satélites, es una retícula topográfica de alta calidad. Se obtuvo una ventana cuadrículada de topografía (altimetría en continente y batimetría en océano), con resolución de 1’ × 1’ (^{Sandwell y Smith, 2009}) y otra de topografía del fondo oceánico (batimetría) con una resolución de 15” (^{Sandwell et al., 2014}; ^{Tozer et al., 2019}) disponibles en <http://topex.ucsd.edu/marine_grav/mar_grav.html>. Esta última, representa una resolución promedio para el área de estudio de 460 m en la dirección N-S y 390 m en la dirección E-W, cuatro veces mayor que el anterior.

ESTUDIO ISOSTÁTICO

La isostasia es la condición de equilibrio gravitacional a la que tiende la litosfera y se fundamenta en el principio de Arquímedes, de manera que las masas topográficas se compensan por diferencias de densidades, principalmente, en niveles de corteza inferior-manto superior. Por este proceso la elevación de la superficie terrestre varía en respuesta a cambios de densidad en profundidad y/o cargas superficiales, con el fin de homogeneizar la presión de un área considerada (^{Hernández Moraleda, 2012}), es la manera en que la superficie topográfica está compensada en profundidad (^{Pedraza, 2015}).

Con el doble objetivo de evaluar el com portamiento isostático de la región y buscar mecanismos que permitan explicar su desarrollo, se consideran modelos de compensación local (modelo de Airy) y compensación regional (modelo Flexural). Se consideraron las siguientes densidades.

Agua de mar = 1.03 g/cm³. Corteza continental = 2.9 g/cm³

Sedimentos = 2.45 g/cm³. Manto = 3.30 g/cm³.

Modelo de Airy

El modelo de Airy explica satisfactoriamente variaciones en la estructura de la corteza asociadas con montañas y márgenes continentales. Es una hipótesis de compensación local, la columna de masas está compensada directamente por debajo, con densidades de corteza y manto constantes, donde se adopta un espesor normal de corteza (^{Airy, 1855}), entre 30 y 40 km como valores más probables (^{Introcaso, 2006}) (^{Introcaso, 2006; fig. 4.25}). En este modelo, cuando la compensación isostática está completa, la deficiencia de masas de la raíz es igual al exceso de carga en la superficie y viceversa. Así a una montaña le corresponde una raíz, lo que implicaría un engrosamiento cortical, mientras que en los océanos corresponde una raíz negativa (antirraíz), es decir un adelgazamiento cortical. A una cierta profundidad de compensación la presión ejercida por toda la columna cortical, situada por encima, es igual en todos sus puntos. La presión es entonces hidrostática, como si el interior se tratara de un fluido (^{Airy, 1855}).

La evaluación isostática exige construir un modelo de comparación perfectamente compensado (^{Martínez et al., 1994} y ²⁰⁰⁰; ^{Ruiz e Introcaso, 1998}; ^{Giménez et al., 2009}; ^{Cornaglia et al., 2009}; ^{Pedraza, 2015}). Según el concepto de Airy, esto significa que la columna sedimentaria de una cuenca debería estar compensada por una antirraíz desde la base de la corteza normal (Figura 7) (^{Cornaglia et al., 2009; fig. 5}).

Figura 7 Esquema del comportamiento isostático local, bajo la hipótesis de Airy. Figura sin escala, tomada de ^{Cornaglia et al. (2009}, fig. 5). 

En este trabajo se elaboró un modelo 3D de corteza en equilibrio isostático, a partir de la batimetría y de los valores de isobatas de basamento del modelo de espesores sedimentarios (^{Pizarro et al., 2016}; ^{Pizarro, 2020}). Se tomaron bloques cuadrados de 30 × 30 km, con el objeto de promediar la carga y acercar el modelo al proceso de flotación, ya que la flotación no debe considerarse en sentido ordinario sino entenderse como un proceso plástico que necesita miles de años (10000 a 15000 años, por ejemplo) (^{Introcaso, 2006}). Se obtuvieron las antirraíces compensadoras mediante la Ecuación 1 (^{Cornaglia et al., 2009}):

TNrC=Hwrw+HSrS+TN-Hw-HS-XrC+XrMX=TNrC-Hwrw-HSrS-TN-Hw-HSrC/rM-rC (1)

• donde:

• X es espesor de antirraíz.

• TN es espesor de la corteza normal.

• H_W es espesor de agua, H_S es espesor de sedimentos.

• r_W es densidad del agua, d_S es densidad de los sedimentos.

• r_M es densidad del manto y d_C es densidad de la corteza.

Los contrastes de densidades y espesores de sedimentos fueron obtenidos del modelo gravimétrico de espesores sedimentarios (^{Pizarro et al., 2016}; ^{Pizarro, 2020}) y profundidad de la discontinuidad corteza-manto superior (^{Pizarro et al., 2012}; ^{Arecco et al., 2016b}; ^{Pizarro, 2020}). Se adoptó un espesor de corteza estandarizada o normal de 35 km en función de los valores obtenidos (^{Introcaso, 2003}; ^{Arecco et al., 2016b}; ^{Pizarro, 2020}).

Mapa de profundidad del Modelo de Airy

Se obtuvo un mapa de profundidad del Moho isostático según el modelo de Airy (Figura 8), con los valores obtenidos del modelo isostático de corteza compensada. Los valores de profundidad del Moho disminuyen a partir de la zona de emplazamiento de los SDRs, en la zona de corteza oceánica son más superficiales (entre 10 y 24 km, aproximadamente) que en la continental (entre 20 y 35 km, aproximadamente). En la corteza continental, los sectores de las cuencas offshore, tienen menor profundidad que su entorno. Las cuencas del Salado y Colorado exhiben una elevación del manto, que continúa hasta la zona del talud continental. Las cuencas Austral, San Julián, San Jorge y Valdés, en menor medida, presentan escasa elevación del manto, tanto en éste como en el modelo gravimétrico. Pese a que el contraste de densidad adoptado, para estos modelos, ha mostrado una buena correlación con información sísmica (^{Pizarro et al., 2016}; ^{Arecco et al., 2014}, ^2016a, ^2016b y ²⁰²³; ^{Franke, et al., 2007}; ^{Schnabel, et al., 2008}) y ajuste a nivel regional (cuenca del Colorado, Salado y Argentina) (^{Franke, et al., 2002}), podría existir una variación de densidades a nivel local, que requeriría un estudio de estos sectores en particular. La existencia de una corteza menos densa que la propuesta, en estos sectores, sería una posible causa de estas observaciones.

Figura 8 Moho de Airy (escala de colores), borde de talud (línea azul), COB (línea de trazos azul), altos estructurales (líneas de trazos negras), cuencas offshore (líneas de puntos marrones) y TFZs (líneas amarillas). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

Estos valores de profundidad fueron comparados con los del modelo gravimétrico (Figura 5) (^{Pizarro et al., 2012}; ^{Arecco et al., 2016b}; ^{Pizarro, 2020}). Asumiendo que el modelo gravimétrico es una distribución de masas que se aproxima razonablemente a la posición real de la discontinuidad corteza-manto superior y el modelo isostático representa la posición ideal de esa discontinuidad bajo la hipótesis de equilibrio hidrostático, la diferencia entre ellas corresponde al grado de descompensación isostática de la región.

Para la zona de corteza oceánica el Moho isostático local (Airy) es menos profundo que el gravimétrico, mostrando un ajuste que resulta poco satisfactorio. En corteza continental los valores isostáticos son más profundos que los del modelo calculado por inversión gravimétrica en los sectores de cuencas offshore, mostrando una buena correlación entre ellos. La elevación del manto mostrada por el modelo isostático en la cuenca del Colorado se encuentra al sur de la observada en el modelo gravimétrico, mostrando una asimetría en el adelgazamiento cortical a la que nos referiremos más adelante.

Modelo Flexural Elástico

Mientras las hipótesis isostáticas de Airy y Pratt plantean modelos de compensación local, gracias a variaciones del espesor cortical para una litosfera sin rigidez y de la densidad litosférica para una litosfera rígida, respectivamente. El mecanismo de compensación regional (^{Vening Meinesz, 1931}) considera una litosfera elástica con rigidez flexural. Más conocido como modelo de isostasia regional o flexión litosférica, donde la litosfera actúa como una placa elástica y su rigidez flexural inherente distribuye la carga topográfica sobre una región (regional) y no por columnas (local) (^{Ruiz e Introcaso, 1998}; ^{Hernández Moraleda, 2012}; ^{García et al., 2018}).

El modelo de Vening Meinesz considera a la topografía como una carga en la superficie de la corteza, que causaría un combamiento de la misma, una raíz más amplia que la calculada por la hipótesis de Airy debido a que la carga sería soportada en parte por la rigidez de la corteza (^{Vening Meinesz, 1931}). Para el caso de litosfera oceánica, la descarga topográfica inherente a la cuenca oceánica genera una deflexión flexural. El espesor elástico de una determinada región de la litosfera, también conocido como espesor elástico equivalente de la litosfera, es el espesor que debería tener una placa ideal (delgada, elástica y homogénea) para reproducir su comportamiento flexural (^{Pedraza, 2015}). La litósfera, como capa externa resistente de la Tierra, es una lámina con cierta rigidez que descansa sobre una capa terrestre que en escalas de tiempo geológicas se comporta como un fluido viscoso (astenosfera) y tiende a alcanzar el equilibrio isostático. La flexión o curvatura depende de las propiedades elásticas (módulo de Young: E) de la litosfera (^{Watts, 1978}; ^{Ruiz e Introcaso, 1998}; ^{Hernández Moraleda, 2012}) (Figura 9).

Figura 9 Esquema del comportamiento flexural de la litosfera. Figura sin escala, tomada de ^{Ruiz e Introcaso (1998)}. 

Al relacionar la flexión observada o la flexión de la litosfera con las cargas superficiales conocidas, podemos deducir las propiedades elásticas y los espesores de las placas con un modelo numérico flexural. En este análisis la litosfera y astenosfera terrestres son modeladas como una delgada capa elástica y un substrato fluido, respectivamente (^{Turcotte y Schubert, 1982}, ²⁰⁰² y ²⁰¹⁴). La litosfera se flexiona bajo la carga superficial Pt y se obtiene la flexión vertical w (^{Ruiz e Introcaso, 1998}) a través de las expresiones 2 a 8 (^{Turcotte y Schubert, 2002}).

El caso más simple es una placa plana, infinitamente larga, de espesor T y ancho L, fija en sus extremos, que se flexiona bajo la carga de una fuerza lineal Px(Nm⁻¹); aplicada en su centro. La flexión de la placa se puede determinar planteando la ecuación de equilibrio estático para todas las fuerzas y momentos, donde la simetría de la situación requiere que se apliquen fuerzas verticales iguales Px / 2 en los soportes (^{Turcotte y Schubert, 2002; fig. 3.9}). Se supone que la placa es delgada en comparación con su ancho, T ≪ L, y la deflexión vertical de la placa w se considera pequeña, w ≪ L. Esta última suposición es necesaria para justificar el uso de la teoría elástica lineal. La deflexión de la placa se puede determinar por la expresión 2:

Dd4wdx4=Px+Fd2wdx2 (2)

donde:

• D es la constante de rigidez flexural de la placa.

• F es la resultante de las fuerzas horizontales.

• D tiene dimensiones de momento y caracteriza la flexión de la placa, manteniendo la relación proporcional con E (módulo de Young) y Te (espesor elástico), v es el coeficiente de Poisson, según la expresión 3:

D=ETe3121-v2 (3)

La rigidez flexural D determina tanto la máxima longitud de onda como la máxima amplitud de la flexión de la placa que produce una carga aplicada. En términos generales, D se encuentra entre 10²¹ y 10²⁴ N × m para litosferas oceánicas y para litosferas continentales entre 10²² y 10²⁴ N × m.

En el marco de la tectónica de placas, a escalas de tiempo geológicas, la litosfera se comporta como una viga elástica que flota sobre una astenosfera débil que puede fluir lateralmente. Así la carga P(x) debe computarse agregando términos que tengan en cuenta la flotación o empuje del fluido desplazado, debido al hundimiento de la corteza en el manto. La ecuación para la flexión de la capa litosférica, considerando que no existen fuerzas horizontales (F = 0) aplicadas, queda de la forma 4:

Dd4wdx4+σm+σcgw=Ptx (4)

Así, para una rigidez flexural D constante, en una placa bidimensional (-∞ < y < ∞) y para una carga lineal Pt aplicada en x = 0, la solución general está dada por expresión 5:

w=ex/ac1cosxa+c2senxa+e-x/ac3cosxa+c4senxa (5)

donde:

• c ₁ , c ₂ , c ₃ y c ₄ ,son constantes a determinar por las condiciones de borde.

• α es el parámetro flexural.

El parámetro a se conoce como parámetro flexural, tiene unidades de longitud y determina la amplitud y longitud de onda de la flexión de la placa. Es función de la rigidez flexural, la gravedad g y las densidades de la placa elástica σ_c y del substrato σ_m, dado por la expresión 6:

a=4Dσm-σcg1/4 (6)

Debido a las condiciones de simetría sobre x = 0, sólo hace falta determinar x >= 0 para w. Las condiciones para este caso son que w - 0 cuando x - ∞ y dw/dx = 0 en x = 0. Claramente,c ₁ y c ₂ , deben ser cero y c ₃ = c ₄ . Siendo la constante c ₃ proporcional a Pt, Fórmula 7:

c3=P1a28D (7)

La expresión para w queda de la forma 8:

w=Pta28De-x/acosxa+senxa; x≥0 (8)

Usando este modelo es posible, a partir de realizar estimaciones de la rigidez flexural, obtener las deformaciones regionales elásticas en la vecindad de las cargas y viceversa.

Mapa de Profundidad del Moho Elástico

Utilizando la expresión (8) se calculó la flexión de la litosfera, explorando distintos valores de rigidez flexural, para valores de Te de 1, 5, 10, 15 y 20 km. El contraste de densidad adoptado para corteza continental-manto superior, al igual que en los modelos gravimétricos, fue de -0.40 gr/cm³ (^{Pizarro et al., 2012} y ²⁰¹⁶; ^{Arecco et al., 2016b}; ^{Pizarro, 2020}). Se computó la carga del espesor de agua y sedimentos, a partir de la topografía del fondo oceánico y modelo de espesores sedimentarios (^{Sandwell et al., 2014}; ^{Pizarro et al., 2016}; ^{Tozer et al., 2019}). Adoptando un Te de 5 km por su mejor ajuste al modelo gravimétrico en la zona de corteza oceánica, en coincidencia con los valores mencionados por ^{Tassara et al. (2007)}, de espesor elástico inferior a 10 km en varias regiones de las placas oceánicas y márgenes continentales.

Se elaboró un modelo 3D de corteza en equilibrio isostático. La carga se computó promediando el espesor de la columna de agua en celdas cuadrados de 50 × 50 km, para producir una carga suficiente y generar un modelo comparable al proceso de flexión (^{Introcaso, 2006}) (^{Introcaso, 2006; fig. 4.29}) (Figura 9).

El Moho flexural se obtuvo asumiendo:

• Módulo de Young: E = 1×10¹¹ N/m²

• Coeficiente de Poisson: v = 0.25

• Te = 5 km

Los valores obtenidos indican una marcada disminución en la profundidad del Moho flexural elástico entre la zona del talud continental y el COB, de 30 a 15 km de profundidad, aproximadamente (Figura 10).

Figura 10 Moho Flexural Elástico para Te = 5 km (escala de colores), borde de talud (línea azul), COB (línea de trazos azul), altos estructurales (líneas de trazos negras), cuencas offshore (líneas de puntos marrones) y TFZs (líneas amarillas). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

Estos valores de profundidad fueron comparados con los del modelo gravimétrico (^{Pizarro et al., 2012}; ^{Arecco et al., 2016b}; ^{Pizarro, 2020}) mostrando una gran concordancia en las zonas de corteza continental, con adelgazamientos corticales más leves que el modelo de Airy bajo las cuencas offshore, y algo más superficial en corteza oceánica, con mejor concordancia que el modelo de Airy.

DISCUSIÓN

Para analizar los resultados se trazaron perfiles de comparación (Figuras 11 y 12). En ellos se muestra la batimetría (Figura 1), profundidad de basamento (Figura 3), Moho gravimétrico (Figura 5), CPD (Figuras 6 y 11), Moho de Airy (Figura 8) y Moho Flexural (Figura 10).

Figura 11 Mapa de CPD (escala de colores), traza de perfiles (línea de puntos negras) (Figura 12), anomalía magnética Tona (línea roja), arco magmático (línea de trazos roja), altos estructurales (líneas de trazos negras), zona SDRs (línea azul), COB (línea de trazos azul), cuencas offshore (líneas de puntos marrones) y TFZs (líneas amarillas). Figura en sistema de coordenadas Gauss-Krüger Faja 5, utilizado por el Instituto Geográfico Nacional de Argentina. 

Figura 12 Perfiles AA’, BB’, CC’, DD’ y EE’. Batimetría (línea azul), basamento (línea celeste), Moho Airy (línea roja), Moho gravimétrico (línea marrón), Moho flexural (línea verde) y CPD (línea rosada). En la figura se observan las intersecciones con otros perfiles y la ubicación de las principales estructuras como cuencas, TFZs, anomalía Tona, Alto de Belén, COB, borde de talud y SDRs. 

El mapa de profundidad del basamento cristalino, del Modelo de Espesores Sedimentarios (^{Pizarro et al., 2016}; ^{Pizarro, 2020}), indica que el basamento oceánico posee una profundidad de entre 5 y 7 km, aproximadamente (Figura 3). Las mayores profundidades se encuentran debajo de la Cuenca Argentina, donde ^{Müller et al. (2008)} determinan una anomalía residual negativa en la profundidad del basamento (^{Müller et al., 2008; fig. 11}), la que sería producida por un flujo astenosférico descendente de origen profundo (^{Steinberger, 2007}; ^{Müller et al., 2008}). ^{Celli et al. (2020)} identifican una litosfera inusualmente gruesa y con alta velocidad de ondas sísmicas, debajo de la mayor parte de la Cuenca Argentina (^{Celli et al., 2020; fig. 21c}), sugiriendo que su profundidad anormalmente elevada puede explicarse, en gran medida, por la flotabilidad litosférica isostática negativa.

También se observa la presencia de dos elevaciones del basamento (Figura 3). La primera está ubicada entre la zona de emplazamiento de los SDRs y el COB, de E-W, y las zonas de transformación del Colorado y Malvinas, de N-S. Alcanza unos 2000 m de altura respecto del basamento que lo circunda, tiene unos 65 km de ancho y 240 km de largo (^{Pizarro et al., 2016}; ^{Pizarro, 2020}). Es el Alto de San Javier y su existencia ha sido corroborada con información sísmica (^{Franke et al., 2010}), ubicándolo junto a los SDRs exterior, hacia el COB, dentro de la corteza de transición continental-oceánica (COT) (Figuras 3, 4, 6, 8, 10 y 11). Según ^{Franke et al. (2007)} los SDRs exteriores indicarían la última fase de la actividad volcánica antes del inicio de la expansión normal continua del lecho marino, el Alto de San Javier estaría relacionado con esa fase (Figura 11). La segunda es el Alto de Belén (^{Pizarro, 2020}), una meseta que se alza unos 1200 m sobre su entorno, en dirección S-N, desde un poco más al norte de la TFZ de Bahía Blanca (al sur) hasta más allá de la TFZ del Salado (al norte) (Figuras 3, 4, 6, 8, 10, 11 y 12) (Figura 12; Perfiles AA’, BB’, CC’ y EE’). El Alto de Belén posee espesores corticales mayores que los de su entorno, la batimetría del basamento se aproxima a los 5 km, la profundidad del punto de Curie alcanza el nivel cortical y los modelos isostáticos la muestran como una zona levemente subcompensada. Se habría generado en un proceso normal de formación del fondo oceánico, en la etapa de expansión continua del lecho marino, con buen aporte de material astenosférico.

Las cuencas offshore, en corteza continental, se manifiestan como zonas de adelagazamiento cortical, sobrecompensadas y en estado de subsidencia (^{Introcaso et al., 2002}), en concordancia con ascenso de material astenosférico y profundidades someras del punto de Curie (Figuras 6, 11 y 12) (Figura 12; Perfiles AA’ a DD’). Las cuencas del Salado y Colorado muestran esta correlación hasta la zona del talud continental (Figuras 3, 5, 6 y 12) (Figura 12; Perfiles AA’ y DD’), evidenciando su origen aulacogénico (^{Ramos, 1996} y ¹⁹⁹⁹; ^{Pizarro et al., 2016}). No sucede lo mismo en la cuenca del Golfo San Jorge (Figuras 3, 5, 6 y 12) (Figura 12; Perfil DD’), sustanciando la definición de rift continental (^{Barredo y Stinco, 2010}) o cuenca intracratónica vinculada a estructuras extensionales del Neocomiano (^{Folguera et al., 2020}).

^{Müller et al. (2008)} mencionan a la Cuenca Argentina como una zona de anomalía residual negativa de profundidad del basamento. Basados en tomografías sísmicas (^{Steinberger, 2007}), atribuyen estas anomalías al flujo astenosférico descendente provocado por el material de placa subductada que se hunde debajo de la región.

^{Celli et al. (2020)} identifican una litosfera rápida y anormalmente gruesa debajo de la mayor parte de la Cuenca Argentina, en coincidencia con la anomalía residual negativa de profundidad del basamento (^{Müller et al., 2008}). Sugieren que su excesiva profundidad puede explicarse por la flotabilidad litosférica negativa debida a la isostasia. También observan el efecto del extremo de la placa de Nazca, subductada desde Chile, que llega hasta la cuenca.

Los modelos isostáticos muestran una corteza oceánica más delgada que la gravimétrica, sobre la Cuenca Argentina, lo que indicaría una litosfera subcompensada (Figuras 5, 8, 10 y 12) (Figura 12; Perfiles AA’ a CC’), en coincidencia con la anomalía de profundidad cortical (^{Müller et al., 2008}) o de litosfera gruesa y densa (^{Celli et al., 2020}). Teniendo en cuenta que en los sectores donde CPD se profundiza a niveles del manto (15 a 20 km), la batimetría del basamento es mayor (entre 6 a 8 km) y los niveles del Moho gravimétrico se encuentran por debajo del de los modelos isostáticos (posible subcompensación isostática), ambas teorías (^{Müller et al., 2008} y ^{Celli et al., 2020}) resultan coherentes en la región. La teoría del flujo astenosférico descendente explicaría la anomalía de profundidad del basamento en la Cuenca Argentina y la teoría de la serpentinización del manto, la profundización del punto de Curie (Figuras 3, 5, 6, 8, 10 y 11). Sin poder precisar la razón de la litosfera inusualmente gruesa y con alta velocidad de ondas sísmicas, propuesta por ^{Celli et al. (2020)}.

El sector correspondiente al Alto de Belén, al contrario de la Cuenca Argentina (Figuras 3, 4, 6, 8, 10, 11 y 12) (Figura 12; Perfiles AA’, BB’, CC’ y EE’), no tendría anomalías de profundidad del basamento, el CPD alcanza el nivel del Moho y estaría isostáticamente subcompensada.

El modelo de CPD (^{Pizarro et al., 2020}; ^{Pizarro, 2020}) muestra sectores oceánicos donde ésta se encuentra por debajo de la discontinuidad corteza-manto superior (Figuras 6, 11 y 12). La existencia de un manto magnetizado plantea la presencia de una composición mineralógica que incide en la profundización del punto de Curie (^{Rosales-Rodríguez et al., 2014}). Las serpentinitas que contienen magnetita generada a partir de la hidratación de los minerales del manto superior son buenas candidatas para producir la magnetización del manto superior (^{Li et al., 2013}; ^{Ranero et al., 2003}; ^{Manea and Manea, 2008}).

La existencia de tres sectores conspicuos de profundidades someras del punto de Curie (Figuras 6 y 11) demarcados, limitados o controlados por lineamientos de CPD más profundos, en coincidencia con la traza de las TFZs de Malvinas, Colorado y Ventana, se debería a la serpentinización in situ del manto superior por la infiltración de agua de mar a través de grandes fallas de transformación (^{Dyment et al., 1997}; ^{Li y Lee, 2006}; ^{Delescluse y Chamot-Rooke, 2008}; ^{Dziak et al., 2000}; ^{Manea and Manea, 2008}). De igual manera se explicaría la coincidencia de las TFZs de Bahía Blanca en el tercer sector de someridad (segmento I) y Rawson en el segundo sector de someridad (segmento II) (^{Franke et al., 2007}; ^{Arecco et al., 2018}), con lineamientos de profundización de CPD. La observación de un efecto similar en el primer sector (segmento III), al sur de la TFZ del Salado, indicaría la existencia de una TFZ (TFZ de Belén) o falla asociada a la amplia zona de transformación del Salado (Figura 6).

Ambos análisis isostáticos, local y regional, indica una litosfera débil en la región, por lo cual se adopta una corteza normal de 35 km y con Te de 5 km, respectivamente (Figuras 8 y 10). En corteza continental el modelo de Airy (hipótesis local) define mejor los adelgazamientos corticales de las cuencas y en corteza oceánica el modelo flexural se ajusta mejor al modelo gravimétrico (Figuras 5 y 12). Esto indicaría un cambio de rigidez flexural entre la corteza continental y oceánica de Te = 0, correspondiente al modelo sin rigidez de Airy, a Te = 5 km, correspondiente al modelo flexural.

La cuenca del Colorado no muestra un adelgazamiento cortical simétrico que responda a la hipótesis isostática en el modelo de Airy (Figura 8). Su adelgazamiento cortical obtenido por inversión gravimétrica, en coincidencia con los valores someros de CPD (Figuras 3, 5 y 6), se encuentran desplazados hacia el norte (Figura 12; Perfile DD’). La pendiente de su margen norte es más suave que la pendiente de su margen sur. Esta asimetría estaría indicando una inclinación hacia el sur de cizalla maestra que controló el sistema de rift (^{Ramos, 1996}), cuyo rasgo principal es el contraste de espesores corticales entre los márgenes norte y sur de la cuenca (^{Ramos, 1996; fig. 9}). ^{Pángaro et al. (2011)} identifican dos zonas de cizallamiento profundamente arraigadas de orientación NE e inclinación al O. Estas zonas de cizallamiento se encuentran al norte de la anomalía Tona, límite sur de la cuenca. ^{Arecco et al. (2018)} interpretan fallas orientadas en la dirección de los estratos sedimentarios paleozoicos, en la cuenca (entre los 8 y 12 km de profundidad) y otra serie de fallas al norte de Tona (entre los 12 y 24 km de profundidad), ambas con inclinación sur-oeste (^{Arecco et al., 2018; fig. 9}). Estas evidencias sugieren la presencia de un rift asimétrico por fallamiento extensivo, con profundas fallas al sur, plano de despegue hacia el norte en la orientación de los sedimentos paleozoicos y fallas de gran longitud y escaso desplazamiento al norte (^{Pángaro, 2013; fig. 1.8}).

La Cuenca de Valdés presenta la isoterma de Curie más somera de la corteza continental (13 km) (Figuras 6 y 11), sin adelgazamiento cortical concordante. Tampoco definen un adelgazamiento cortical pronunciado las cuencas de Rawson y Golfo San Jorge (Figuras 3, 5, 8 y 12) (Figura 12; Perfiles CC’ y DD’). Pese a que los valores de densidad, adoptados en los modelos, han mostrado una buena correlación con información sísmica (^{Pizarro et al., 2016}; ^{Arecco et al., 2014}, ^2016a, ^2016b y ²⁰²³; ^{Franke, et al., 2007}; ^{Schnabel, et al., 2008}) y ajuste a nivel regional (cuenca del Colorado, Salado y Argentina) (^{Franke, et al., 2002}), la falta de ajuste en estos sectores requeriría un estudio más específico o localizado de los mismos. Una densidad de corteza menor a la adoptada para el modelo (Figura 3) (^{Pizarro et al., 2016}), sería una posible causa para este efecto. De esta manera se calcularía un espesor de sedimentos menor al esperado y, también, una elevación del Moho menor a la esperada, como adelgazamiento cortical de las cuencas. A la vez, puede ocurrir que CPD en la cuenca de Valdés, que se encuentra en la prolongación del arco magmático septentrional (^{Ramos, 2008}) (Figuras 1 y 6), no esté indicando la base de la corteza magnetizada. De modo que el análisis espectral haya determinado un contraste en magnetizaciones intracorticales, en lugar de CPD, o que las magnetizaciones estén correlacionadas, apartándose del modelo simple de corteza de 3 capas con magnetizaciones aleatorias y no correlacionadas (^{Pizarro et al., 2020}; ^{Pizarro, 2020}).

En la zona de la anomalía magnética Tona (^{Ghidella et al., 1995} y ²⁰¹⁷) el Moho isostático es más somero que el gravimétrico, con valores al punto de Curie entre medios y profundos (aproximadamente 20 km) (Figuras 5, 6 y 8) (Figura 12; Perfiles BB’ y DD’). Evidenciando una corteza más densa y delgada que la propuesta por el modelo gravimétrico. Basados en estudios previos (^{Arecco et al., 2018}) se propone, como causa de esta observación, la presencia de sills y diques magmáticos que generan la anomalía magnética Tona (^{Arecco et al., 2018; fig. 7}).

CONCLUSIONES

Este estudio determina, por primera vez, y en forma continua, la profundidad del moho isostático (bajo hipótesis de Airy y flexural) en el MCA y su análisis comparativo con valores de CPD, profundidad del basamento y profundidad de la discontinuidad Corteza - Manto Superior.

Ambos modelos isostáticos, de compensación local como regional, muestran el sector de la corteza continental como una zona sobrecompensada, principalmente en las zonas de cuencas, y la corteza oceánica como una zona subcompensada.

La hipótesis local de Airy se ajusta mejor al Moho gravimétrico en la zona de corteza continental y la regional (flexural) en la zona de corteza oceánica. Existiría un cambio de rigidez flexural entre la corteza continental y oceánica de Te = 0 a Te = 5 km.

En la zona de emplazamiento de las cuencas offshore, en corteza continental, existe muy buena correlación entre los valores de CPD, profundidad del basamento, Moho gravimétrico y Moho isostático (Airy). En concordancia con un adelgazamiento cortical y ascenso de material astenosférico.

Se corrobora el origen aulacogénico de las cuencas del Salado y Colorado y la definición de cuenca intracratónica para la cuenca del Golfo San Jorge.

La cuenca del Colorado sería un rift asimétrico, con un fallamiento normal extensional al sur y fallamiento escalonado de gran longitud y poco desplazamiento al norte.

Se determina por primera vez las dimensiones y ubicación de dos elevaciones del basamento: Alto de San Javier, su existencia ha sido corroborada con información sísmica (^{Franke et al., 2010}), que estaría relacionado con la última fase de la actividad volcánica antes del inicio de la expansión normal continua del lecho marino, y Alto de Belén, que estaría relacionado con la expansión normal continua del lecho marino.

Una posible justificación para los valores de CPD que se encuentran por debajo de los de la discontinuidad corteza-manto superior, en corteza oceánica, serían el efecto de la serpentinización del manto superior por una lenta expansión del fondo oceánico durante su etapa de formación o serpentinización in situ producida por la infiltración de agua de mar, en el caso de las TFZs. Un análisis más detallado sobre la correlación con anomalías magnéticas elevadas y bajos valores de anomalías gravimétricas, en cada una de estas zonas, podría dar la respuesta, ya que la serpentinita es altamente magnética y de menor densidad que el manto.

Al igual que en las TFZs de Bahía Blanca y Rawson, en la zona del alto de Belén se observa una profundización de CPD a lo largo de un lineamiento, podría corresponder a una TFZ (TFZ de Belén) o falla asociada a la TFZ del Salado.

El Alto de Belén sería el resultado de un sector oceánico sin flujo astenosférico descendente ni serpentinización del manto.

La zona de la anomalía magnética Tona estaría constituida por una corteza más densa y delgada que la propuesta por los modelos corticales, debido a la presencia de sills y diques magmáticos que generan la anomalía magnética Tona.