Análisis comparativo de los controles tectónicos y
eustáticos sobre la estratigrafía de post-rift (Jurásico
Inferior - Cretácico Inferior) en el sector central de la
Cuenca Neuquina, Argentina

Scivetti, Nicolás
Doctor en Ciencias Naturales

Dirección: Franzese, Juan Rafael

Facultad de Ciencias Naturales y Museo
2017

Acceso en:
http://naturalis.fcnym.unlp.edu.ar/id/20171005001552 

Naturalis
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Universidad Nacional de La Plata

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Análisis	comparativo	de	los	controles	
tectónicos	y	eustáticos	

sobre	la	estratigrafıá	de	post-rift	
(Jurásico	Inferior	-	Cretácico	Inferior)	

en	el	sector	central	de	la	Cuenca	Neuquina,	
Argentina

Universidad	Nacional	de	La	Plata
Facultad	de	Ciencias	Naturales	y	Museo

TESIS	DOCTORAL

Autor:	Lic.	Nicolás	Scivetti
Director:	Dr.	Juan	Rafael	Franzese

La	Plata,	2017



Universidad Nacional de La Plata 

Facultad de Ciencias Naturales y Museo 

Centro de Investigaciones Geológicas 

 

 

Análisis comparativo de los controles tectónicos 

y eustáticos sobre la estratigrafía de post-rift 

(Jurásico Inferior - Cretácico Inferior) en el 

sector central de la Cuenca Neuquina, Argentina 

 

TESIS DOCTORAL 

 

Autor: Lic. Nicolás Scivetti 

Director: Dr. Juan Rafael Franzese 

 

La Plata, 2017



 

 

 

 

 

Don't get set into one form, adapt it and 

build your own, and let it grow, be like 

water. Empty your mind, be formless, 

shapeless, like water… 

Lee Jun-Fan 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 



 

AGRADECIMIENTOS 

 

A mi director, Juan Franzese, por esta oportunidad, su tiempo y su confianza. 

Al CONICET, por financiar este proyecto de investigación y brindarme la posibilidad de continuar mi 

formación profesional. 

A la UNLP y especialmente a la FCNyM. 

A los jurados de este trabajo, quines lo han enriquecido con sus comentarios. 

Al Dr. Sergio D. Matheos quien, a través de la Subsecretaría de Coordinación Institucional del Ministerio de 

Ciencia, Tecnología e Innovación Productiva de la Nación (MINCyT), avaló la solicitud de información de 

subsuelo. 

A la Subsecretaría de Minería y Energía de la provincia de Mendoza, a la Subsecretaría de Minería e 

Hidrocarburos de la provincia del Neuquén y a la empresa YPF S.A. por permitir el acceso a la información 

de subsuelo. 

A las Cátedras de Sedimentología y Geología Estructural de la FCNyM por las enseñanzas y el 

acompañamiento durante estos años. 

A todo el personal de Centro de Investigaciones Geológicas. 

A mis amigos y compañeros de oficina. 

A mis amigos y hermanos de la vida. 

A mi familia. 

A Euge, por acompañarme, apuntalarme, tolerarme y por dedicar su tiempo libre a memorizar la 

estratigrafía de la Cuenca Neuquina. 

 

 

 



 

ÍNDICE 

 

Resumen             

Abstract             

1 - INTRODUCCIÓN            

Introducción           1 

Objetivos            4 

Hipótesis            5 

2 - MARCO GEOLÓGICO 

Marco geológico           6 

Estratigrafía           10 

Área de estudio           16 

3 - METODOLOGÍA 

Tareas de campo 

Recolección de datos para el mapeo geológico       21 

Levantamiento de perfiles estratigráficos y sedimentológicos     22 

Tareas de gabinete 

Recopilación bibliográfica         24 

Solicitud de información de subsuelo        25 

Mapeo digital           25 



 

Legajos y perfiles de pozo         28 

Líneas sísmicas 2D          28 

Obtención de la ley de velocidad        29 

Conversión Tiempo a Profundidad de líneas sísmicas      31 

Secciones estructurales a partir del mapa geológico de detalle    32 

Conversión de imágenes en información de subsuelo      34 

Procesamiento de las Secciones Sísmicas Sintéticas      35 

Cálculo de subsidencia puntual        35 

Construcción del modelo geológico regional 3D      40 

Modelado de facies          46 

Secciones estructurales-estratigráficas regionales      48 

Espesor elástico de la litósfera        49 

Backstripping 2D          51 

Extensión inicial          52 

Cálculo de la flexión litosférica en 2D        53 

Modelado de la flexión litosférica en 3D       54 

Análisis e interpretación de la información       55 

ANEXO 1           56 

 



 

4 - RELLENO JURÁSICO INFERIOR – CRETÁCICO INFERIOR Y ESTRUCTURA DEL ÁREA DE ESTUDIO 

El relleno Jurásico Inferior – Cretácico Inferior en afloramientos del área de estudio  59 

El relleno Jurásico Inferior – Cretácico Inferior en el subsuelo del área de estudio  64 

El relleno Jurásico Inferior – Cretácico Inferior en el área de estudio    66 

La estructura del área y su relación con los espesores de post-rift    73 

Resumen del capítulo          80 

5 - ANÁLISIS GEOHISTÓRICO, BACKSTRIPPING Y CURVAS DE SUBSIDENCIA TECTÓNICA 

Backstripping 1D           81 

Descompactación           81 

Batimetría            84 

Edad de las unidades estratigráficas del post-rift       86 

Variaciones eustáticas          87 

Las curvas de subsidencia tectónica en el área de estudio      89 

Backstripping 2D           99 

Determinación del espesor elástico        100 

Resumen del capítulo          116 

6 - EXTENSIÓN INICIAL DE LA CUENCA NEUQUINA EN EL ÁREA DE ESTUDIO 

Introducción           118 

Determinación del factor de estiramiento       120 

Curvas de subsidencia teórica         122 

Resumen           127 

 



 

7 - DISCUSIÓN 

Introducción           128 

Geometría y distribución del relleno Jurásico Inferior – Cretácico Inferior en el área de estudio 129 

Análisis de las curvas de subsidencia tectónica del área de estudio    131 

Análisis tectono-estratigráfico         135 

Controles tectónicos versus controles eustáticos sobre la estratigrafía de la etapa de post-rift 160 

Evolución tectono-estratigráfica del intervalo Jurásico Inferior – Cretácico Inferior en el área  

de estudio            162 

8 – CONCLUSIONES           164 

9 - BIBLIOGRAFÍA 

Citas            167 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 



Resumen 

RESUMEN 

 

Los controles tectónicos y eustáticos que condicionan la evolución estratigráfica de una cuenca 

sedimentaria suelen actuar con diferentes magnitudes y frecuencias. Por lo tanto, el hecho de aislar, 

comprender y cuantificar la influencia de cada uno de ellos constituye un desafío. El análisis de la 

subsidencia ha demostrado ser una técnica eficaz para el estudio de cuencas sedimentarias. Consiste en 

determinar los movimientos verticales de un horizonte estratigráfico a través del tiempo lo que permite, 

por medio de la comparación con modelos teóricos y empíricos, inferir los mecanismos tectónicos 

responsables de la formación y evolución de una cuenca. 

Dada la escasa existencia de antecedentes en esta temática para la Cuenca Neuquina, en este trabajo se 

presenta un estudio detallado sobre la evolución tectónica del periodo Jurásico Inferior – Cretácico Inferior 

y su relación con las variaciones eustáticas en el sector central de la Cuenca Neuquina, abarcando el sur de 

la provincia de Mendoza y norte de la provincia del Neuquén. Clásicamente, este periodo ha sido asociado 

a la subsidencia termal de la cuenca por lo que se lo denomina etapa de post-rift. Sin embargo, durante esta 

etapa se han reconocido eventos de reestructuración, extensión, reactivación e inversión que demuestran 

alteraciones durante el desarrollo de la subsidencia termal. 

La metodología empleada consistió en la vinculación de información proveniente de los afloramientos 

e información del subsuelo en un área físicamente correlacionable. Para ello, se llevó a cabo el 

levantamiento de perfiles estratigráficos, mapeo geológico de detalle y secciones estructurales, los cuales 

fueron integrados con datos de perforaciones y líneas sísmicas 2D en un modelo geológico regional. A partir 

de dicho modelo se confeccionaron los mapas de espesor de las diferentes unidades del relleno de la etapa 

de post-rift. Posteriormente se aplicó la técnica de backstripping 1D sobre los pozos disponibles y los 

perfiles relevados a fin de obtener los valores de subsidencia tectónica local. Luego se obtuvieron las 

propiedades mecánicas de la litósfera sobre la que se implantó la cuenca en el área de estudio con el objetivo 

de aplicar la técnica de backstripping 2D. Por último, se llevó a cabo la determinación del factor de 

estiramiento que dio origen a la Cuenca Neuquina en el área de estudio. 

Los resultados obtenidos demostraron que existe un marcado cambio en la geometría y distribución 

de los espesores de las diferentes unidades durante el desarrollo de la etapa de post-rift. Durante los 

estadios iniciales de esta etapa, los depósitos parecerían respetar la geometría heredada de la extensión 

inicial, mientras que a partir del Kimmeridgiano pondrían de manifiesto una fuerte influencia andina. 

Además, se determinó que la resistencia flexural de la litósfera durante este periodo fue baja, por lo que el 

mecanismo de isostasia pudo ser modelado como de tipo Airy. De esta menara las curvas de subsidencia 

tectónica obtenidas por medio del backstripping 1D serían representativas para el área de estudio. La 



Resumen 

geometría de dichas curvas se aparta considerablemente del comportamiento esperado para una cuenca 

dominada por la subsidencia termal, lo que sugiere el accionar sincrónico de otros mecanismos de 

subsidencia. 

Estos resultados dejan en evidencia que la etapa de post-rift de la Cuenca Neuquina para el área de 

estudio tuvo una evolución tectónica más compleja que la determinada exclusivamente por la subsidencia 

termal. Su origen estuvo vinculado a un episodio de extensión mecánica de la litósfera en el Triásico 

Superior – Jurásico Inferior que, una vez finalizado, da lugar a la subsidencia termal presentando ambos un 

buen ajuste con los modelos teóricos de cuencas extensionales. A partir del Calloviano Medio, asociado al 

restablecimiento previo de la subducción en el margen sudoeste de Gondwana, se habría interrumpido el 

dominio de la subsidencia termal para dar paso al predominio de la subsidencia dinámica. Este cambio en 

el mecanismo de subsidencia estaría representado por la aparición de la discordancia Intracalloviana. Hacia 

el Kimmeridgiano, el accionar de la carga sobre la litósfera ejercida por el arco magmático andino y la Dorsal 

de Huincul habría dado lugar al predomino de la subsidencia flexural en la cuenca. La magnitud de estas 

cargas y las propiedades mecánicas de la litósfera durante este periodo habrían resultado en un depocentro 

subrelleno y zonas periféricas elevadas. El inicio de esta etapa, dominada por la flexión de la litósfera, 

originaría la discordancia Intramálmica. El periodo Tithoniano – Berriasiano estaría representado por un 

evento transgresivo el cual ocupa rápidamente el depocentro subrelleno con depósitos marino profundos 

en un claro contexto de dominio de la subsidencia dinámica. A partir del Valanginiano Inferior, el descenso 

del ángulo de subducción generaría la disminución de la tasa de generación de subsidencia dinámica para 

este sector de la cuenca y la inversión de estructuras preexistentes que, en sincronía con una caída del nivel 

mar, daría origen a la discordancia Intravalanginiana. 

El análisis comparativo entre los controles eustáticos y tectónicos durante la etapa de post-rift sugiere 

que, a diferencia de los controles tectónicos, las variaciones eustáticas operaron en intervalos y con 

magnitudes que no son consistentes con los cambios estratigráficos mayores registrados. Por lo tanto, la 

evolución estratigráfica para la etapa de post-rift en el área de estudio estaría controlada principalmente 

por eventos tectónicos e influenciada secundariamente por variaciones eustáticas. 

Cabe destacar que el entendimiento de las relaciones tectono-eustáticas reviste importancia en el 

conocimiento e interpretación de los sistemas petroleros de la Cuenca Neuquina. Por ello, los resultados de 

este trabajo de investigación poseen potencial impacto en la industria hidrocarburífera de la Cuenca 

Neuquina, y por lo tanto en el desarrollo socio-económico de la Argentina.



Abstract 

ABSTRACT 

 

The tectonic and eustatic controls that condition the stratigraphic evolution of a sedimentary basin 

usually act with different magnitude and frequency, therefore, to isolate, understand and quantify the 

influence of each and every one of them, constitutes a challenge. Subsidence analysis has proved to be an 

effective technique for the study of sedimentary basins. It consists in determining the vertical movements 

of a stratigraphic horizon over time which allows, by means of comparison with theoretical and empirical 

models, inferring the tectonic mechanisms responsible for the formation and evolution of a basin. 

The existence of previous studies in this topic is scarce in the Neuquén Basin. This work presents a 

detailed study on the tectonic evolution of the Lower Jurassic - Lower Cretaceous period and its relationship 

with the eustatic variations in the central sector of the Neuquén Basin, covering the southern sector of the 

Mendoza province and the northern sector of the Neuquén province. Classically, this period has been 

associated to the thermal subsidence of the basin and as such is termed post-rift stage. However, during 

this stage, events of restructuration, extension, reactivation and inversion have been recognized which 

show alterations during the development of thermal subsidence. 

The methodology used consisted of the integration of information coming from outcrop and subsurface 

within a physically correlated area. Stratigraphic logs, detailed geological maps and structural sections 

were obtained from the outcrop sector and integrated with well and 2D seismic lines in a regional geological 

model. From this model, thickness maps of the post-rift units were made. Subsequently, 1D backstripping 

technique was applied on wells and logs to obtain the local tectonic subsidence values. Then, the mechanical 

properties of the lithosphere during the studied basin stage were determined to apply the 2D backstripping 

technique. Finally, the lithospheric extension factor in the study area was determined. 

Results show that there is a marked change in the geometry and distribution of the thickness in the 

post-rift units during the development of this stage. During the beginning of this stage, units would seem to 

respect the inherited geometry from the initial extension, whereas from the Kimmeridgian onwards they 

show a strong Andean influence. In addition, it was determined that the lithosphere flexural strength of this 

period was low, so that the mechanism of isostasy could be modeled as Airy type. From this, the tectonic 

subsidence curves obtained by 1D backstripping would be representative for the study area. The geometry 

of these curves from the Middle Callovian onwards departs considerably from the expected behavior for a 

basin dominated by thermal subsidence. This suggests the participation of other subsidence mechanisms 

in synchrony with the thermal subsidence. These results show that the post-rift stage of the Neuquén Basin 

for the study area had a more complex tectonic evolution than determined exclusively by thermal 

subsidence. 



Abstract 

The origin of the basin was linked to an Upper Triassic - Lower Jurassic lithosphere mechanical 

extension episode which, once ended, gave rise to thermal subsidence. Both stages show a good fit with the 

theoretical models of extensional basins. From the Middle Callovian, due to the subduction re-

establishment in the Gondwana southwest margin, the dominant subsidence mechanism within the basin 

would have shifted from thermal to dynamic subsidence. This change in the dominant subsidence 

mechanism would be represented by the Intracallovian unconformity. Towards the Kimmeridgian, the 

action of supracrustal loads exerted by the Andean magmatic arc and the Huincul Arch would have given 

rise to the predominance of the flexural subsidence in the basin. The magnitude of these loads and the 

lithosphere mechanical properties during this period would have resulted in a underfilled depocenter and 

uplifted peripheral zones. The beginning of this stage, dominated by lithospheric flexure, would give rise to 

Intramalmic unconformity. The Tithonian - Berriasian period would be represented by a transgressive 

event which quickly occupies the underfilled depocenter with deep marine deposits in a context of dynamic 

subsidence dominance. From the Lower Valanginian, the decreasing subduction angle would generate a 

diminution in the rate of dynamic subsidence generation for this sector of the basin and the inversion of 

preexisting structures that, in synchrony with a sea level fall, would give rise to the Intravalanginian 

unconformity. 

The comparative analysis between the eustatic and tectonic controls during the post-rift stage suggests 

that, unlike tectonic controls, eustatic variations have operated with intervals and magnitudes that are not 

consistent with the major stratigraphic changes recorded. Therefore, the stratigraphic evolution of the 

post-rift stage in the study area would be mainly controlled by tectonic events and secondarily influenced 

by eustatic variations. 

It should be noted that the understanding of tectono-eustatic relations has an impact in the knowledge 

and interpretation of the Neuquén Basin petroleum plays. Therefore, the results of this research work have 

a potential impact on the hydrocarbon industry of the Neuquén Basin and, consequently, in the Argentine 

socio-economic development.



Introducción 

1 

 

INTRODUCCIÓN 

 

La Cuenca Neuquina ha sido estudiada profusamente desde hace ya más de un siglo, tanto desde el 

punto de vista científico como desde el punto de vista de la industria (Howell et al., 2005) por el hecho de 

constituir una de las comarcas petroleras más importantes de la Argentina. Sin embargo, su evolución 

tectono-estratigráfica es muy compleja y aún no se comprende con toda claridad. Su historia se inicia en el 

Triásico Superior y se extiende hasta el Cenozoico; acumulando durante este intervalo una sucesión 

sedimentaria de hasta 7.000 metros de espesor en zonas depocentrales (Vergani et al., 1995). Clásicamente 

su evolución ha sido dividida en tres diferentes etapas (Howell et al., 2005): 1) Etapa de extensión o de rift, 

de edad Triásico Superior a Jurásico Inferior durante la cual la subsidencia estuvo vinculada al desarrollo 

de estructuras asociadas a la respuesta frágil de la litósfera a la extensión 2) Etapa de sag o de post-rift, 

desarrollada entre el Jurásico Inferior y el Cretácico Inferior. Esta etapa estuvo marcada por el predominio 

de la subsidencia de tipo termal, que se caracteriza por ser continua, prolongada y que decae 

exponencialmente en el tiempo, pudiendo generar espacio para la acumulación de miles de metros de 

sedimentos y 3) Etapa de antepaís, de edad Cretácico Tardío a Cenozoico, originada por la flexura de la 

litósfera continental debido al crecimiento o migración de una carga sobre la misma (Allen y Allen, 2005). 

El registro estratigráfico de la etapa de rift de la Cuenca Neuquina se caracterizó por el desarrollo de 

espesas secuencias continentales representadas por depósitos volcánicos, volcaniclásticos y silicoclásticos 

acumulados en una serie de estructuras de tipo hemigraben delimitadas por fallas normales que 

involucraron el basamento de la cuenca (Vergani et al., 1995). Por su parte, el registro estratigráfico de la 

etapa de post-rift (Howell et al., 2005) no es continuo en el tiempo, sino que, por el contrario, se han 

reconocido una serie de discontinuidades y discordancias. Muchas de estas superficies, que manifiestan la 

migración abrupta de ambientes sedimentarios o la completa remoción de unidades estratigráficas, han 

sido clásicamente consideradas como producto de variaciones eustáticas de diferente orden (Legarreta y 

Gulisano, 1989). Por otra parte, durante esta etapa se han reconocido diversos eventos tectónicos, lo que 

condujo a considerar a la tectónica como un factor de control trascendental en la evolución estratigráfica 

(Zavala, 1993; Vergani et al., 1995; Fernández Seveso et al., 1996; Limeres, 1996; Burgess et al., 2000; 

Comínguez y Franzese, 2005; Kay y Ramos, 2006; Mescua et al., 2008; Barredo et al., 2008; Barreda y Stinco, 

2010; Spalletti, 2013). Esto permite suponer que procesos tectónicos más complejos que la simple 

subsidencia termal pudieron haber operado fuertemente —sino continuamente, con gran frecuencia— 

durante ese lapso. A partir del Cretácico Tardío, el inicio de la etapa de antepaís produce el aislamiento 

definitivo de la Cuenca Neuquina con respecto al Océano Pacífico, dando lugar a la acumulación de potentes 

depósitos continentales. Al mismo tiempo, la cuenca se integra con otros depocentros ubicados al sur 



Introducción 

2 

 

generando una cuenca continental. A fines del Cretácico, se registra una transgresión generalizada 

proveniente del Atlántico cuyos depósitos ocupan prácticamente la totalidad del área de la Cuenca 

Neuquina (Spalletti et al., 2010b). Hacia el Mioceno Tardío tuvo lugar la fase principal de deformación y 

levantamiento de los Andes la cual, si bien no ha sido sincrónica en toda la región de los Andes centrales, se 

ha relacionado con la orogenia Quechua (Ramos et al., 2011). 

Las etapas en las que se ha dividido la evolución de la Cuenca Neuquina implican diferentes condiciones 

de subsidencia. Los estudios publicados que se refieren a la evolución del hundimiento tectónico de la 

cuenca son escasos (Manceda y Figueroa, 1995; Horton y Fuentes, 2016) y en ninguno de ellos se llevó a 

cabo un estudio exhaustivo. Por lo tanto, un análisis detallado de la subsidencia podría proporcionar datos 

más precisos sobre la evolución tectónica de la Cuenca Neuquina. El análisis de subsidencia se refiere al 

estudio de los movimientos verticales del sustrato de una cuenca a través del tiempo y a la variación en la 

tasa de los mismos. Los movimientos verticales de la litósfera se denominan subsidencia o levantamiento 

cuando su sentido es descendente o ascendente, respectivamente, y son el resultado del accionar de fuerzas 

verticales u horizontales, no mutuamente excluyentes, aplicadas sobre la litósfera (Teixell et al., 2009). Las 

cuencas sedimentarias se generan cuando grandes áreas de la litósfera desarrollan una subsidencia 

prolongada formando una barrera para el transporte de sedimentos (Ingersoll, 2011) los cuales se 

acumulan en espesores considerables y rellenan esta depresión por largos períodos de tiempo geológico 

(Einsele, 2000). Los mecanismos que generan los movimientos verticales de la litósfera se ubican dentro 

de alguna de las siguientes categorías a) adelgazamiento cortical b) engrosamiento litosférico c) carga 

sedimentaria o volcánica d) carga tectónica supracortical e) carga sublitosférica f) flujo mantélico g) 

densificación de la corteza (Ingersoll, 2011). Por su parte, las causas más aceptadas como responsables de 

las variaciones del nivel del mar son la expansión y contracción glacial y la tasa de generación de fondo 

oceánico (Donovan y Jones, 1979). Estas variaciones se representan en gráficas denominadas curvas 

eustáticas de las que existen diferentes modelos (Haq et al., 1987; Kominz et al., 1998; Miller et al., 2005 

entre otros). Dentro de este marco, los controles tectónicos y eustáticos que intervienen y condicionan la 

evolución estratigráfica de una cuenca sedimentaria pueden actuar con tan diferentes magnitudes y 

frecuencias, que el hecho de aislar, comprender y cuantificar la influencia de cada uno de ellos, constituye 

un verdadero desafío. 

Mediante el análisis de la subsidencia pueden obtenerse representaciones gráficas denominadas 

curvas de subsidencia las cuales, a primera vista, informan sobre la naturaleza del mecanismo responsable 

de la formación de una cuenca y sobre la evolución de la misma (Allen y Allen, 2005). Dada la escasa 

existencia de antecedentes en esta temática para la Cuenca Neuquina, llevar a cabo un análisis de 



Introducción 

3 

 

subsidencia detallado para la etapa de post-rift reviste suma importancia para comprender de manera 

precisa los procesos principales que controlaron su evolución. 

Cabe destacar que el entendimiento de las relaciones tectono-eustáticas resulta crucial para el 

conocimiento e interpretación de los sistemas petroleros. Por ello, este proyecto de investigación posee 

potencial impacto en la industria hidrocarburífera de la Cuenca Neuquina, y por lo tanto en el desarrollo 

socio-económico de la Argentina. 

 



Objetivos 

4 

 

OBJETIVOS 

 

El objetivo general de este trabajo es llevar a cabo un análisis de los factores tectónicos y estructurales 

que controlaron los mecanismos de subsidencia y la acumulación de las secuencias sedimentarias de la 

Cuenca Neuquina durante el periodo Jurásico Inferior - Cretácico Inferior, previos al advenimiento de la 

etapa de antepaís propuesta por Howell et al. (2005). Este análisis se llevará a cabo mediante el estudio de 

las variaciones en los patrones de subsidencia tectónica ponderando de qué manera condicionaron la 

geometría y los atributos de las grandes unidades estratigráficas del relleno. Debido a la gran extensión de 

esta cuenca, se ha seleccionado un área clave ubicada en el sector central de la misma de la que se dispone 

de información de subsuelo y de superficie, proveniente de yacimientos de hidrocarburos y de estructuras 

aflorantes, respectivamente. El resultado final apunta a la creación de un modelo 3D de un área físicamente 

correlacionable, construido en un soporte informático que permita la visualización de los cambios a través 

del tiempo en el lapso comprendido entre el Jurásico Inferior y el Cretácico Inferior, en donde puedan 

identificarse de manera continua las variaciones estratigráficas mayores. El modelado final incluirá los 

siguientes objetivos específicos: 

• Analizar las variaciones de espesor de las unidades estratigráficas mayores y las características de las 

superficies que las limitan (discordancias o discontinuidades) en un área físicamente correlacionable. 

• Estimar características mecánicas de la litósfera (Burov, 2011) sobre la que se desarrolló la Cuenca 

Neuquina. 

• Determinar la magnitud de la extensión inicial en el área de estudio que dio origen a la cuenca. 

• Establecer pautas cronoestratigráficas que vinculen los episodios de reestructuración e inversión de 

bloques y los ciclos transgresivos – regresivos, con los cambios estratigráficos producidos. 

• Discutir los mecanismos que produjeron subsidencia y alzamiento durante el lapso Jurásico Inferior – 

Cretácico Inferior que ayuden a definir las características geodinámicas de la cuenca.



Hipótesis 

5 

 

HIPÓTESIS 

 

Este trabajo propone la utilización de técnicas eficaces para el análisis de la subsidencia en cuencas 

sedimentarias. Con base en el método científico, se han planteado una serie de hipótesis que permitan 

analizar la evolución tectónica del periodo Jurásico Inferior – Cretácico Inferior de la Cuenca Neuquina en 

el área de estudio. 

Las hipótesis que actuaron como punto de partida de este proyecto pueden ser sintetizadas en los 

siguientes tópicos: 

• La evolución general del relleno de la Cuenca Neuquina respondió a un control tectónico que 

predominó sobre el control eustático. 

• El relieve estructural previo condicionó la geometría y los espesores de las unidades estratigráficas 

mayores del periodo Jurásico Inferior - Cretácico Inferior. 

• Cada episodio tectónico se registró en la estratigrafía, ya sea en la composición, arquitectura, 

geometría o espesor de los depósitos. 

• Es factible comprender la relación entre la tectónica local y sedimentación a través del tiempo y, a su 

vez, visualizarla en un modelo. 

• La tectónica local y, aún, la del arco andino mesozoico, influenciaron fuertemente los patrones de 

subsidencia de la cuenca durante el periodo Jurásico Inferior - Cretácico Inferior. 



Marco geológico 

6 

 

MARCO GEOLÓGICO 

 

La Cuenca Neuquina se localiza en el centro-oeste de la Argentina, entre los 32° y 40° de latitud sur, 

abarcando la provincia del Neuquén, el sector occidental de La Pampa y Río Negro y la porción meridional 

de la provincia de Mendoza, comprendiendo unos 160.000 kilómetros cuadrados de superficie (Yrigoyen, 

1991). Posee una geometría aproximadamente triangular limitada por el Macizo Nordpatagónico al sureste, 

el sistema de la Sierra Pintada al noreste y la Cordillera de los Andes al oeste (Figura 2.1). Gran parte de la 

sucesión estratigráfica de la Cuenca Neuquina se extiende hasta la provincia geológica de la Cordillera 

Principal, que ocupa el área andina del centro-norte de Mendoza, San Juan y norte del Neuquén (Yrigoyen, 

1979). Contiene un registro estratigráfico continuo de hasta 7.000 metros de espesor acumulados durante 

al menos 220 millones de años (Vergani et al., 1995), y ha sido reconocida como una depresión ensiálica 

localizada en posiciones de intra-arco y tras-arco desde el Jurásico Temprano (Legarreta y Uliana, 1996). 

Su evolución puede ser subdividida en tres diferentes etapas (Howell et al., 2005) las cuales presentan una 

estrecha relación con los procesos acaecidos en el margen occidental de Gondwana (Uliana et al., 1989; 

Legarreta y Uliana, 1996; Franzese y Spalletti, 2001; Ramos y Folguera, 2005): 

I) Etapa inicial o de rift (Triásico Superior a Jurásico Inferior) 

El régimen extensional imperante durante el Triásico Tardío y el Jurásico Temprano denota el 

comienzo de la etapa de rift en la Cuenca Neuquina (Vergani et al.,1995; Franzese y Spalletti, 2001). Esta 

etapa se caracteriza por el predominio de la subsidencia mecánica y el consecuente desarrollo de grábenes 

y hemigrábenes (Figura 2.2a), los cuales presentan longitudes de hasta 150 kilómetros, anchos de 50 

kilómetros y más de 2000 metros de relleno (Legarreta y Gulisano, 1989; Uliana et al., 1989; Manceda y 

Figueroa, 1993; Vergani et al., 1995; Legarreta y Uliana, 1996) que incluyen materiales silicoclásticos, 

volcánicos y volcaniclásticos de ambientes continentales (Gulisano et al., 1984; Franzese et al., 2007; 

Pángaro et al., 2009; Muravchik et al., 2011; D'Elia et al., 2012; D'Elia y Martí, 2013) agrupados bajo el 

nombre de Precuyano (Gulisano et al., 1984). La distribución de estos grábenes y hemigrábenes presenta 

diferentes orientaciones (Franzese y Spalletti, 2001) o bien rumbo noroeste (Cristallini et al., 2009; 

Giambiagi et al., 2008, 2009; Bechis, 2009; Pángaro et al., 2009; Bechis et al., 2010, 2014) constituyendo 

cuencas aisladas limitadas por fallas normales planares o lístricas, que en algunos casos presentan cambios 

de polaridad (Vergani et al., 1995). Si bien la discordancia Rioatuélica (Stipanicic y Rodrigo, 1968) marca el 

inicio del ciclo subsiguiente o Ciclo Cuyano, la distribución de espesores de la sección inferior de este último 

es similar a la del Ciclo Precuyano, lo que sugiere que el fallamiento extensional ejerció un importante 

control sobre la sedimentación aún durante el Jurásico Temprano (Vergani et al., 1995). 



Marco geológico 

7 

 

 

Fig.2.1. Mapa de esquemático de ubicación, límites y principales rasgos morfo-estructurales de la Cuenca 
Neuquina. Modificado de Howell et al. (2005).  

  



Marco geológico 

8 

 

II) Segunda etapa o de post-rift (Jurásico Inferior a Cretácico Inferior) 

Esta etapa se habría caracterizado por el predominio de la subsidencia termal, la expansión areal de 

los depósitos debido a la conexión de los depocentros inicialmente aislados (circunscriptos a grábenes y 

hemigrábenes) en una única cuenca de extensión regional y por el inicio de la construcción del arco 

magmático andino (Uliana et al., 1989; Franzese y Spalletti, 2001; Ramos y Folguera, 2005; Howell et al., 

2005) (Figura 2.2b). El ascenso del nivel marino global y el descenso generado por la subsidencia térmica 

(Legarreta y Uliana, 1996), habría permitido el ingreso del mar a través del estrecho de Curepto (Vicente, 

2005) y la consecuente inundación de la cuenca. Esta ingresión se desarrolló de forma diacrónica (Gulisano, 

1981) ya que para el sector sur de la provincia de Mendoza se registran edades correspondientes al 

Hettangiano – Sinemuriano (Riccardi et al., 1997) mientras que para Neuquén datan del Pliensbachiano – 

Toarciano (Gulisano y Gutiérrez Pleimling, 1995). A partir de ese momento se desarrolla una sucesión de 

eventos de inversión tectónica (Vergani et al., 1995) y ciclos sedimentarios; estos últimos con diferentes 

distribuciones paleogeográficas y espesores variables con registro de sedimentación marina y continental 

(Legarreta y Gulisano, 1989).  

III) Tercera etapa o etapa de antepaís (Cretácico Superior a Cenozoico) 

Hacia fines del Cretácico Inferior, la Cuenca Neuquina comienza su etapa de antepaís (Figura 2.2c) 

caracterizada por la desconexión definitiva con el océano Pacífico (Aguirre-Urreta et al., 2008a), la 

sedimentación continental y el predominio de la subsidencia flexural. Estos cambios se produjeron debido 

al incipiente levantamiento de los Andes asociado a la formación de la Faja Plegada y Corrida del Agrio 

(Ramos, 1999). El desarrollo de la Faja Plegada y Corrida andina, de orientación norte–sur, sobre el margen 

oeste de la cuenca generó la deformación y exposición de afloramientos mesozoicos (Ramos y Folguera, 

2005). Durante el periodo Cretácico Tardío – Paleogeno, el cambio de velocidad absoluta de la placa 

sudamericana hacia el oeste provocó el inicio de la deformación compresiva y la inversión de estructuras 

de fallamiento normal preexistentes (Ramos y Folguera, 2005). En el intervalo Oligoceno – Mioceno 

Inferior, la migración de la actividad magmática hacia la trinchera, asociada a un empinamiento de la 

subducción, produjo una extensión generalizada en el margen continental (Cisternas y Frutos, 1994). Hacia 

el Mioceno Medio – Tardío tuvo lugar un segundo evento de deformación compresional en la Cuenca 

Neuquina. Este periodo coincidió con una importante somerización del ángulo de subducción, evidenciado 

por el desarrollo de volcanismo a 500 kilómetros desde la trinchera en el sector norte de la cuenca (Ramos 

y Folguera, 2005). Un nuevo episodio de extensión motivado por el aumento del ángulo de subducción se 

desarrolló durante el Plioceno – Pleistoceno, registrándose la máxima extensión horizontal, el desarrollo 



Marco geológico 

9 

 

de importantes volcanes de intra-arco y la extrusión de grandes volúmenes de magma (Folguera et al., 

2004). 

 

 

 

 

Fig. 2.2. Evolución tectónica de la Cuenca Neuquina. a) Estadio de rift: Domino de la subsidencia mecánica, depocentros aislados 

con relleno silicoclástico, volcánico y volcaniclástico. b) Estadio de post-rift: Dominio de la subsidencia termal, conexión de los 

depocentros y expansión de los depósitos, relleno continental y marino. c) Estadio de antepaís: Dominio de la subsidencia 

flexural, desarrollo de Faja Plegada y Corrida, depósitos continentales. Modificado de Howell et al. (2005). 

  



Marco geológico 

10 

 

ESTRATIGRAFÍA DE LA CUENCA NEUQUINA 

 

Desde el siglo XIX, los espléndidos afloramientos, la riqueza de flora y fauna fósil, y la considerable 

dotación de minerales ha promovido la investigación por parte de la academia y la industria sobre los 

depósitos del Jurásico y Cretácico de los Andes centrales de Argentina y Chile. Estos estratos se ubican entre 

los más intensamente estudiados de Sudamérica (Legarreta y Uliana, 1996). La estratigrafía mesozóica de 

la Cuenca Neuquina (Figura 2.3) se caracteriza por presentar una gran complejidad debido, en parte, a su 

evolución tectónica. En el registro estratigráfico de la cuenca están representados los tres estadios 

tectónicos evolutivos mencionados previamente, cuyos controles sobre la sedimentación han quedado 

plasmados en la estratigrafía. Además, el gran tamaño que presenta la cuenca da lugar a que muchas 

unidades estratigráficas del relleno presenten cambios de facies, acuñamientos, diacronismo o pierdan 

representación en el registro, situaciones que dificultan su correlación. 

A continuación, se hará una descripción sintética sobre la estratigrafía de la cuenca en el área de 

estudio con especial interés en el intervalo temporal Jurásico Inferior – Cretácico Inferior. 

Grupo Choiyoi  

Esta entidad presenta un gran desarrollo areal, formando parte del pre-rift de la Cuenca Neuquina 

(Figura 2.3). Su localidad tipo se encuentra en la Cordillera del Viento, y fue denominada como Serie 

Porfirítica Supratriásica y posteriormente Choiyoilitense (Groeber, 1929; 1946). Está constituida por 

andesitas, tobas dacíticas y tobas riodacíticas que alternan con brechas y areniscas tobáceas con 

coloraciones violáceas, rojizas y verdosas. Se le asigna una edad Pérmico Inferior - Triásico Medio (252 ± 

14 y 235 ± 10 Ma) (Caminos et al., 1979; 1982). En el área de estudio sólo aflora constituyendo el núcleo de 

algunos braquianticlinales (Narciso et al., 2001). 

Ciclo Precuyano 

El término Precuyano (Gulisano, 1981) (Figura 2.3) fue utilizado para referirse a un conjunto de 

depósitos piroclásticos, volcánicos y epiclásticos, que conforman parte del relleno inicial de la Cuenca 

Neuquina, comprendidos entre el Grupo Choiyoi y las sedimentitas del Grupo Cuyo en el norte de la cuenca. 

Estos depósitos presentan una distribución irregular, geometría de tipo cuneiforme y espesores que 

superan los 2000 metros. Representan casi exclusivamente depósitos continentales y se encuentran 

contenidos dentro de estructuras de tipo hemigraben desarrollados durante el estadio de rift de la cuenca 

conformando depocentros aislados. Dentro de este término se agrupan numerosas unidades 

litoestratigráficas, como por ejemplo las Formaciones Remoredo, Sañicó, Barda Alta, Planicie Morada y 

Piedra del Águila, entre otras (Leanza et al., 2011) (Tabla 2.1). 



Marco geológico 

11 

 

 

 

Fig. 2.3. Cronoestratigrafía, evolución tectónica y principales discordancias de la Cuenca 

Neuquina. Tomado de Howell et al. (2005). 



Marco geológico 

12 

 

Tabla 2.1. Cuadro estratigráfico de las unidades del Ciclo Precuyano para diferentes localidades de la Cuenca Neuquina. 
Modificado de Franzese y Spalletti (2001). 

  Depocentro 

 Edad Mercedario 
Río 

Atuel 
Malargüe 

Engolfamiento  
Neuquino 

Andacollo Aluminé 
Cerro 

Chachil 
Piedra del 

Águila 

C
ic

lo
 P

re
cu

y
a

n
o

 Ju
rá

si
co

 i
n

fe
ri

o
r 

Fm. Rancho  
de Lata 

Fm. El 
Freno 

Fm. Remoredo 

Fm. Planicie 
Morada 

Fm. La  
Primavera 

Fm. 
Aluminé 

Fm. 
Lapa 

Fm. Sañicó 

Fm. Puesto  
Kaufmann Fm. Piedra 

del Águila 

Fm. 
Arroyo 

Malo 

T
ri

á
si

co
 s

u
p

e
ri

o
r Fm. Llantenes 

Fm.  
Barda Alta 

"Serie 
volcánica 

supra-
triásica" 

Fm. Paso 
Flores 

Fm. Chihulu 

 

Posteriormente, se definió como Ciclo Precuyano a aquellos depósitos que yacen sobre la discordancia 

Supratriásica, es decir, sobre las rocas del basamento de la cuenca, mientras que el techo se encuentra 

representado por la discordancia Intraliásica, por sobre la cual yacen las sedimentitas marinas del Grupo 

Cuyo (Gulisano et al., 1984). Inicialmente, el Ciclo Precuyano fue acotado al Jurásico Inferior (Hettangiano 

- Sinemuriano), aunque hallazgos faunísticos posteriores (Ricardi et al., 1988) en la región del río Atuel 

extienden su límite inferior al Triásico Tardío. El hallazgo de depósitos marinos de edad triásica 

representados por la Formación Arroyo Malo (Ricardi et al., 1997) restringe el rango temporal del Ciclo 

Precuyano desde el Triásico Superior hasta el Hettangiano - Sinemuriano. 

Grupo Cuyo (Sinemuriano - Calloviano Medio) 

El Grupo Cuyo (Dellapé et al., 1978) (Figura 2.3), representa el inicio de la sedimentación de la etapa 

de post-rift en toda la Cuenca Neuquina (Veiga et al., 2013). Este grupo se encuentra limitado en base y 

techo por las discontinuidades Rioatuélica e Intracalloviana o Loténica, respectivamente. La primera 

representa el primer episodio de ingresión marina sobre los depósitos volcánicos del Grupo Choiyoi 

(Stipanicic et al., 1968) y/o los depósitos del Ciclo Precuyano (Gulisano et al., 1984); mientras que la 



Marco geológico 

13 

 

segunda es de carácter tectónico y lo separa del grupo suprayacente. Los depósitos del Grupo Cuyo poseen 

una amplia variabilidad espacial de facies, espesor y edad, por lo que se reconocen en toda la cuenca una 

gran cantidad de unidades formacionales basadas en criterios litoestratigráficos, muchas de las cuales 

representan particularidades locales ocurridas durante los distintos ciclos de avances y retrocesos de la 

línea de costa o eventos arealmente restringidos, que ocurrieron durante la transición entre la etapa de rift 

y la de post-rift (Arregui et al., 2011). Por lo expuesto, se pueden reconocer depósitos de una gran variedad 

de ambientes sedimentarios, desde marino profundo (Formación Los Molles), marinos de plataforma 

(Formación Bardas Blancas), deltaicos (Formación Lajas), continentales (Formación Challacó), 

carbonáticos (Formación Chachil) y evaporíticos (Formación Tábanos) en diferentes sectores de la cuenca. 

Grupo Lotena (Calloviano Medio - Oxfordiano Tardío) 

El Grupo Lotena (Leanza, 1992) (Figura 2.3) se encuentra limitado en base y techo por 

discontinuidades, las cuales poseen características regionales y se denominan Intracalloviana para su base 

e Intramálmica en su tope (Dellapé et al., 1979; Gulisano et al., 1984). El Grupo Lotena muestra una 

distribución areal y de espesores menor en comparación al infrayacente Grupo Cuyo. Desde el punto de 

vista litoestratigráfico abarca las facies arenosas continentales y de plataforma denominada Formación 

Lotena (Weaver, 1931), continúa con los calcáreos de la Formación La Manga (Stipanicic, 1966), y su 

equivalente en el subsuelo denominada Formación Barda Negra (Digregorio, 1972), desarrollando hacia el 

tope una espesa secuencia evaporítica denominada Formación Auquilco (Weaver, 1931) (Figura 2.3). 

Conforma una secuencia completa de segundo orden que se inicia con una regresión forzada 

tectónicamente inducida, prosigue con el desarrollo de plataformas carbonáticas durante la máxima 

expansión del mar y finaliza con evaporitas correspondientes a una regresión normal (Arregui et al., 2011). 

Grupo Mendoza (Kimmeridgiano – Barremiano Inferior) 

El Grupo Mendoza (Figura 2.3) (Stipanicic et al., 1968) presenta como límite inferior a la 

discontinuidad Intramálmica y como superior la Intrabarremiana. Hacia el límite Oxfordiano - 

Kimmeridgiano, debido a un importante evento de reconfiguración vinculada con la mayor inversión 

tectónica registrada en la cuenca (Leanza, 2009), se desarrolló la discordancia Intramálmica. Este episodio 

de inversión generó el levantamiento de dos importantes estructuras internas de la Cuenca Neuquina, la 

Dorsal de Huincul y el Dorso de los Chihuidos (Figura 2.1). La primera de ellas, de orientación este – oeste, 

estaba ubicada a los 39° de latitud sur, y la segunda, con orientación norte – sur, se encontraba ubicada a 

los 69° de longitud oeste aproximadamente. Como fue mencionado por Leanza (1977), la sección tipo del 

Grupo Mendoza se localiza en la provincia del Neuquén, resultando su denominación poco atinada. El Grupo 

Mendoza se encuentra integrado por las sedimentitas clásticas continentales de la Formación Tordillo 



Marco geológico 

14 

 

(Stipanicic, 1966) de edad kimmeridgiana; las pelitas y calizas finas con alto contenido de materia orgánica 

de la Formación Vaca Muerta (Weaver, 1931) acumuladas entre el Tithoniano Temprano Tardío y el 

Valanginiano Temprano; los depósitos continentales y marinos de la Formación Mulichinco (Weaver, 1931) 

de edad Valanginiano Temprano Medio hasta el Valanginiano Tardío Bajo; y las sedimentitas 

principalmente pelíticas y carbonáticas de la Formación Agrio (Weaver, 1931) de edad valanginiana tardía 

a barremiana temprana (Figura 2.3). La sedimentación continental representada por la Formación Tordillo 

constituye el primer registro del Grupo Mendoza. Luego, la cuenca fue rápidamente inundada por la 

transgresión marina del Tithoniano, excediendo el área de depositación de las secuencias previas. En ese 

contexto se depositan los sedimentos marinos de la Formación Vaca Muerta. Como consecuencia de una 

importante caída del nivel del mar acaecida hacia el Valanginiano Temprano Medio (Gulisano et al., 1984), 

influenciada probablemente por un alzamiento tectónico (Vergani et al., 1995; Schwarz et al., 2006), se 

depositan los sedimentos que conforman la Formación Mulichinco. Por último, un nuevo evento 

transgresivo ocurrido en el Valanginiano Tardío da lugar a la acumulación de la Formación Agrio, la cual 

representa la última ingresión marina pacífica (Aguirre-Urreta y Rawson, 1999). 

Los datos utilizados para este trabajo provienen del registro estratigráfico de la etapa de post-rift sensu 

Howell et al. (2005), durante la cual se desarrolló el relleno más característico de la Cuenca Neuquina. Dicho 

registro lo integran diversos ciclos de sedimentación limitados por discontinuidades de diferentes 

jerarquías (Figura 2.4) (Leanza, 2009). Estos ciclos de relleno se agrupan en unidades litoestratigráficas, 

cuyo origen ha atravesado diferentes etapas de análisis y aún hoy no existe un acuerdo general acerca de la 

influencia de los factores tectónicos (Vergani et al., 1995; Howell et al., 2005) y eustáticos (Legarreta y 

Gulisano, 1989; Legarreta y Uliana, 1999) que gobernaron su génesis (Arregui et al., 2011). 

Si bien desde un punto de vista regional la estratigrafía general de la etapa de post-rift es coherente 

con los ciclos eustáticos documentados, los factores tectónicos locales (Vergani et al., 1995; Vergani, 2005) 

habrían ejercido un fuerte control sobre la evolución estratigráfica de la cuenca modificando los patrones 

de generación y dispersión de sedimentos en el área centro - occidental (Schwarz et al., 2006; Veiga et al., 

2011). La influencia de controles estructurales, activos o derivados de la topografía extensional, podría 

haber producido cambios significativos en la localización de los ambientes sedimentarios y en la generación 

de espacio de acomodación. Asimismo, diversos episodios de inversión durante la etapa de post-rift podrían 

haber controlado la distribución y espesor de las secuencias sedimentarias en el ámbito de la Dorsal de 

Huincul (Burgess et al., 2000; McIlroy et al., 2005) y en el Dorso de los Chihuidos (Comínguez y Franzese, 

2006; Spalletti y Veiga, 2007). Por otra parte, algunos fenómenos tectónicos pudieron haber derivado ya 

no de la inversión, sino de estructuras asociadas a los grábenes y hemigrábenes del inicio de la cuenca 

(Cristallini et al., 2009). Además, la tectónica del arco magmático andino habría generado el desarrollo de 



Marco geológico 

15 

 

pendientes regionales provenientes del oeste, modificando la geometría de la cuenca durante su evolución 

(Spalletti et al., 2008). 

 

Fig. 2.4. Diagrama esquemático de las discontinuidades regionales en una transecta sur – norte de la 

Cuenca Neuquina. Modificado de Leanza (2009). 

 

Los controles sobre la subsidencia de la Cuenca Neuquina no están claramente establecidos. Se ha 

señalado un origen relacionado a subsidencia mecánica, seguida por una subsidencia termal y finalmente 

flexural atendiendo a las tres etapas de estructuración de la cuenca (Legarreta y Uliana, 1999; Howell et al., 

2005). La posibilidad de que el control general sobre el hundimiento de la cuenca haya sido de carácter 

flexural ya desde el Jurásico Superior o Cretácico Inferior, tomando el control sobre la etapa termal, ha sido 

mencionado por algunos autores (Franzese et al., 2006), lo cual abre la discusión para precisar la historia 

evolutiva de la subsidencia tectónica de la Cuenca Neuquina.



Área de estudio 

16 

 

ÁREA DE ESTUDIO 

 

El área de estudio involucra el sector norte de la provincia del Neuquén y el sector sur de la provincia 

de Mendoza, y se encuentra comprendida entre los paralelos 36°30´ y 37°20´ latitud sur y los meridianos 

69°00´ y 69°50´ longitud oeste (Figura 2.5). Posee una geometría prácticamente cuadrangular de 

aproximadamente 80 kilómetros de lado, abarcando unos 6400 kilómetros cuadrados de superficie. Su 

límite nor-noreste lo constituye la región denominada Altiplanicie del Payún (36°37'15.5"S; 69°16'73"W); 

mientras que el límite suroccidental lo representa el volcán Tromen (37°11'8.42"S; 70° 2'1.31"W) (4.114 

msnm). Por su parte, la Sierra de Chachahuén (37°4'S; 68°51'W) (1940 msnm) constituye el límite sudeste. 

Se accede a la zona por la Ruta Nacional N° 40, la cual posee una orientación norte-sur a lo largo del margen 

oeste del área. Las rutas provinciales N° 6 y N° 180 posibilitan el acceso por el sur y el este, respectivamente. 

Las principales localidades ubicadas próximas al área de estudio corresponden a Buta Ranquil, Buta-Co, 

Barrancas, el Paraje Auquilco y Ranquil del Norte. 

Debido a la gran extensión de la Cuenca Neuquina, el área de estudio fue definida en función de la 

disponibilidad de información proveniente del subsuelo y de la presencia de afloramientos que permitieran 

el estudio de las secuencias sedimentarias en un área correlacionable y regionalmente representativa. 

Además, al ocupar una posición relativamente marginal en la cuenca, los eventos tectónicos y las 

variaciones eustáticas deberían estar claramente registrados en la estratigrafía. La superficie constituida 

por afloramientos se ubica al oeste del área de estudio y ocupa aproximadamente un 20% de la misma 

(Figura 2.5). Si bien los afloramientos son de difícil acceso, las localidades cercanas facilitan la logística de 

las tareas de campo. Asimismo, la existencia de importantes yacimientos de hidrocarburos en la región ha 

impulsado su exploración y el desarrollo de diversos caminos de yacimiento y picadas que permiten 

recorrer el área. En relación a esto último, el interés económico del área ha permitido obtener información 

de subsuelo que impulsó la redacción de numerosos trabajos antecedentes y profusa bibliografía.  

  



Área de estudio 

17 

 

 

 

 

 

Fig. 2.5. Mapa de ubicación del área de estudio (línea punteada blanca), límite de entre la Faja Plegada y 
Corrida de Malargüe y Engolfamiento Neuquino (línea punteada verde) y principales rasgos 

morfoestructurales. 

 

  



Área de estudio 

18 

 

Dentro del área de estudio se encuentra el límite entre las provincias geológicas Cordillera Principal —

representada por la Faja Plegada y Corrida de Malargüe (Kozlowski et al., 1993)— y Engolfamiento 

Neuquino (Bracaccini, 1970) (Figura 2.5). La Faja Plegada y Corrida de Malargüe consiste en un cinturón 

orogénico de piel gruesa desarrollado durante la orogenia andina en el sector sudoeste de la provincia de 

Mendoza. Esta faja de deformación cenozoica junto con la Cordillera Frontal, conforman los Andes del sur 

mendocino ascendidos como resultado de la interacción entre las placas de Nazca y Sudamericana 

(Turienzo, 2009). Por su parte, al sur de los 35° de latitud se desarrolla el Engolfamiento Neuquino, el cual 

presenta una extensión en sentido norte – sur de unos 600 kilómetros y de 400 kilómetros en sentido este 

– oeste (Aguirre-Urreta et al., 2008b). Posee un estilo tectónico que resulta de una combinación entre 

estructuras epidérmicas y otras con marcada influencia del basamento. Se caracteriza por suaves pliegues 

controlados por el basamento que indican una inversión tectónica de los sistemas extensionales del 

Triásico Superior - Jurásico Inferior durante el Cretácico, y una débil reactivación durante la orogenia 

andina (Ramos, 1999). 

Los rasgos morfoestructurales más sobresalientes del área (Figura 2.6) lo constituyen la Sierra de Cara 

Cura (Figura 2.7a) (36°37'10.14"S; 69°37'35.48"W) y la Sierra de Reyes (Figura 2.7b) (36°56'49.85"S; 

69°44'26.07"W). Ambas estructuras presentan una orientación norte–sur o nor-noreste–sur-suroeste, es 

decir, aproximadamente paralela a la cadena andina. La Sierra de Cara Cura representa una estructura de 

piel gruesa distal al orógeno andino. Constituye una zona de estudio clásica de la Cuenca Neuquina, ya que 

permite observar prácticamente la totalidad del relleno de la cuenca, incluyendo las unidades que 

conforman los sistemas petroleros en los yacimientos cercanos. Se trata de un braquianticlinal asimétrico 

con vergencia oeste y eje buzante en sus extremos norte y sur (Kozlowski et al., 1993). Integran su núcleo 

afloramientos del basamento, secuencias clásticas y volcánicas de syn-rift, y secuencias de post-rift. El 

levantamiento de esta estructura se ha atribuido tanto a la inversión tectónica de fallas normales propias 

del estadio de syn-rift (Manceda y Figueroa, 1993; Uliana et al., 1995), como a fallas inversas andinas sin 

relación alguna con la extensión inicial (Giambiagi et al., 2008). Por su parte, la Sierra de Reyes presenta las 

mismas características morfoestructurales antes mencionadas, aunque muestra un mayor desarrollo de 

espesor en todas las unidades estratigráficas de relleno. Otro rasgo destacable próximo a la zona lo 

constituye el Campo Volcánico Payún Matrú, localizado en la Provincia Basáltica Payenia (Polanski, 1954). 

El Campo Volcánico Payún Matrú contiene dos volcanes compuestos, el Payún Matrú y el Payún Liso, así 

como dos campos basálticos ubicados al este y oeste del Payún Matrú. Este último es el volcán más grande 

de este campo volcánico, y consiste en un edificio con forma de escudo con una caldera circular en su 

cúspide de 8 kilómetros de diámetro (Hernando et al., 2012) y una altura de 3680 msnm. 

  



Área de estudio 

19 

 

 

 

 

 

 

 

Fig. 2.6. Modelo de elevación digital (DEM) del área de estudio y principales rasgos morfoestructurales.  

  



Área de estudio 

20 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Fig. 2.7. a) Vista panorámica de la Sierra de Cara Cura. b) Vista panorámica de la Sierra de Reyes.

N
 

N
 

1
 K

m
 

1
 K

m
 

S
 S
 

a b
 



Metodología 

21 

 

METODOLOGÍA 

 

En este capítulo se hará referencia al conjunto de procedimientos utilizados para alcanzar los objetivos 

propuestos en este trabajo, los cuales requirieron del análisis y vinculación de diversos tipos de datos e 

información. Consecuentemente, se han aplicado diferentes metodologías tanto para la obtención como 

para el análisis de los datos.  

Las actividades llevadas a cabo consistieron, en primera instancia, en el desarrollo simultáneo de 

tareas de campo y de gabinete. De esta manera, los datos colectados en el campo fueron progresivamente 

procesados e integrados a la información existente. Una vez obtenida la información considerada necesaria, 

las tareas se avocaron exclusivamente al análisis intelectual e interpretación de la misma.  

1 Tareas de campo 

Las tareas de campo fueron llevadas a cabo durante el período comprendido entre abril del 2012 y 

marzo del 2014, totalizando 72 días de tareas de campo. Las actividades desarrolladas se focalizaron en el 

reconocimiento del área y de las grandes unidades estratigráficas del relleno de la cuenca correspondientes 

al intervalo de post-rift. Se prestó especial atención a la identificación y reconocimiento de las estructuras 

presentes o evidencias de las mismas en los sectores de afloramiento, como así también a las variaciones 

de espesores y de facies de las unidades estratigráficas mayores. Luego se procedió al mapeo geológico de 

detalle para las zonas de interés y al levantamiento de perfiles estratigráficos y sedimentológicos. 

1.1 Recolección de datos para el mapeo geológico 

Con el fin de analizar la estructura y la estratigrafía del área de estudio, se procedió al mapeo de los 

sectores de interés utilizando como base la Hoja Geológica Barrancas 3769-I de escala 1:250000 (Narciso 

et al., 2001) y la Hoja Geológica Buta Ranquil 32c de escala 1:200000 (Holmberg, 1976) editadas por el 

Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR), e imágenes satelitales Landsat ETM+. Con ellas, se 

confeccionó un mapa base que fue utilizado para el volcado de los datos relevados en el campo. Dichos datos 

comprendieron la delimitación y clasificación (tipos y geometrías) de los contactos entre las grandes 

unidades formacionales y mediciones sistemáticas de espesores, rumbo del buzamiento (Rbz) de planos 

estratificados, fracturas y fallas, estructuras plegadas y estriados en 207 puntos de interés; para ello se 

utilizó una brújula tipo Brunton. Estos datos fueron luego transcriptos en la libreta de campo junto con su 

ubicación en coordenadas UTM y alturas obtenidas por medio de un GPS, su descripción y fotografías; 

posteriormente fueron representados sobre el mapa base (Figura 3.1). 



Metodología 

22 

 

 

Fig. 3.1. Ubicación de los 207 puntos de interés relevados en la Sierra de Cara Cura. 

 

1.2 Levantamiento de perfiles estratigráficos y sedimentológicos 

Luego del reconocimiento de las áreas se seleccionaron los sitios a relevar en función de su 

accesibilidad y la calidad de los afloramientos. Se relevaron cuatro perfiles sedimentológicos con escala 

1:100 denominados Cara Cura Norte (CCN), Cara Cura Oeste Norte (CCWN), Cara Cura Oeste (CCW) y Cara 

Cura Sur (CCS), distribuidos en el área de estudio (Figura 3.2). La ubicación del inicio y fin de los perfiles, el 

rumbo e inclinación del afloramiento, así como toda otra información de interés (superficies erosivas, 

discordancias, discontinuidades, etc.) fueron relevadas mediante GPS y brújula. Para el levantamiento de 

los perfiles se utilizó cinta métrica, báculo de Jacob, brújula tipo Brunton, escala de comparación, ácido 



Metodología 

23 

 

clorhídrico, piqueta y lupa. Durante esta tarea se realizó una descripción de las características litológicas, 

de facies y geométricas de las unidades de interés (Figura 3.3).  

 

Fig. 3.2. Ubicación de los perfiles relevados en la Sierra de Cara Cura. 

 

2 Tareas de gabinete 

Las tareas de gabinete comprendieron la recopilación de bibliografía antecedente del área de trabajo 

y de la temática de estudio, la solicitud de información de subsuelo a organismos gubernamentales y 

empresas, el procesamiento de los datos de campo obtenidos y de la información de subsuelo disponible 

para, posteriormente, dar lugar a la integración, análisis e interpretación de la información en su conjunto. 

Por último, se llevó a cabo la redacción de este trabajo de tesis. 



Metodología 

24 

 

 

 

 

Fig. 3.3. Levantamiento de perfiles estratigráficos. a) Ubicación de las coordenadas y alturas de inicio y 

fin de los perfiles relevados. b) Levantamiento utilizando báculo de Jacob en unidades de gran espesor. 

c) Utilización de cinta métrica para la determinación de espesores en unidades con poco desarrollo. 

 

2.1 Recopilación bibliográfica 

El proceso de recopilación bibliográfica se desarrolló durante toda la duración de este trabajo de tesis. 

El mismo consistió en una búsqueda sistemática, recolección, selección, clasificación, evaluación y análisis 

de contenido del material. Se colectó material impreso y digital, correspondiente a libros, resúmenes de 

congresos, material de divulgación, informes técnicos, publicaciones científicas, mapas, secciones 

estructurales y esquemas. La información obtenida sirvió de fuente teórica, conceptual y/o metodológica 

para esta tarea de investigación científica. Se prestó especial interés a aquellas temáticas relacionadas a: 

origen y evolución de la Cuenca Neuquina, características de los estadios de syn-rift y post-rift en cuencas 

extensionales, post-rift de la Cuenca Neuquina, conversión tiempo-profundidad, modelado de facies, 

métodos estadísticos de interpolación, coeficientes de compactación y densidades en rocas, mecanismos y 

análisis de subsidencia, variaciones eustáticas, backstripping1D y 2D y topografía dinámica, entre otras. 



Metodología 

25 

 

2.2 Solicitud de información de subsuelo 

En esta etapa, comprendida entre abril del 2012 y junio del 2014, se realizó la solicitud de información 

de subsuelo por medio del Centro de Investigaciones Geológicas (CIG-CONICET) y la Subsecretaría de 

Coordinación Institucional del Ministerio de Ciencia, Tecnología e Innovación Productiva de la Nación 

(MINCyT) ante la Subsecretaría de Minería y Energía de la provincia de Mendoza y la Subsecretaría de 

Minería e Hidrocarburos de la provincia del Neuquén. Esta solicitud fue avalada por ambas entidades por 

lo que autorizaron a la empresa YPF S.A. a hacer entrega de la información solicitada, que consistía en 

informes regionales, legajos y perfiles de 36 pozos de exploración y producción y 40 líneas sísmicas 2D. 

2.3 Mapeo digital 

Consistió en la integración de los datos relevados en el campo, información proveniente de la industria 

petrolera, las hojas geológicas Barrancas 3769-I y Buta Ranquil 32c e imágenes satelitales Landsat ETM+ 

para confeccionar un mapa geológico del área. El procesamiento de las imágenes se llevó a cabo con el 

programa SoPI desarrollado por la Comisión Nacional de Actividades Espaciales (CONAE), con el cual se 

llevaron a cabo las tareas de georeferenciación de las imágenes satelitales y la clasificación supervisada 

para la identificación de las diferentes litologías en función de su respuesta espectral. A partir de un modelo 

digital de elevación (DEM) del programa Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) se interpolaron las 

curvas de nivel de la zona. Posteriormente, mediante la utilización de un sistema de información geográfico 

(SIG) de la empresa ESRI™ (ArcMap, plataforma ArcGIS™), se procedió a la vectorización, georeferenciación 

e integración de la información, para la obtención de mapas geológicos de detalle de las áreas de 

afloramiento en escala 1:100000 (Figuras 3.4 y 3.5). 



Metodología 

26 

 

 

Fig. 3.4. Mapa geológico de la Sierra de Cara Cura. Basado en Narciso (2001). 

  



Metodología 

27 

 

 

Fig. 3.5. Mapa geológico de la Sierra de Reyes. Basado en Holmberg (1976). 



Metodología 

28 

 

2.4 Legajos y perfiles de pozo 

La información de subsuelo proveniente de los legajos de pozo se utilizó para precisar la localización 

de dichos pozos en superficie y como medida preliminar de la profundidad de los contactos entre las 

diferentes unidades del relleno. Posteriormente, los registros de pozo (eléctricos, radiactivos o acústicos) 

fueron analizados para la obtención de información litológica y la determinación de la profundidad de los 

pases formacionales con mayor precisión. Esto se llevó a cabo utilizando el programa DataView© de la 

empresa Schlumberger™ el cual permite visualizar en forma de curvas la información contenida en los 

archivos de pozos (archivos .las). De esta manera se analizaron principalmente las curvas correspondientes 

a los perfiles de rayos gamma (GR) y potencial espontáneo (SP) que son aquellas que, en condiciones 

ideales, permiten reconocer la unidad estratigráfica que está siendo perfilada. Ocasionalmente se recurrió 

al análisis de las curvas de perfil sónico (DT) y perfil de densidad (ρ) cuando las litologías de diferentes 

unidades presentaban características similares, hecho que dificultaba su diferenciación. Se recurrió a la 

revisión detallada del fragmento rocoso de perforación o cutting descripto en los legajos de los pozos en 

aquellas situaciones controversiales. 

2.5 Líneas sísmicas 2D 

Las 40 líneas sísmicas de reflexión provistas por la empresa YPF S.A. fueron entregadas en archivos con 

formato estándar de información geofísica (.segy, Society of Exploration Geophysicists). Estos archivos de 

datos pueden ser visualizados en forma de imágenes en las cuales se representa, en el eje de las abscisas, la 

distancia sobre el terreno y, sobre el eje de las ordenadas, el TWT (two way time) o tiempo de ida y vuelta, 

es decir, el tiempo que transcurre desde la emisión de una onda hasta que la misma se refleja en una 

superficie del subsuelo y retorna para ser captada por un receptor. Dichos archivos fueron visualizados y 

analizados con el programa SeiSee© 2.2 (Pavlukhin, 2013), y en cada uno de ellos se reconocieron las 

superficies limitantes de las grandes unidades estratigráficas y las estructuras mayores (Figura 3.6). 

  



Metodología 

29 

 

 

 

Fig. 3.6. a) Visualización de líneas sísmicas 2D. b) Reconocimiento de las unidades estratigráficas mayores 

y de las estructuras presentes. Basado en Zamora Valcarce y Zapata (2005). 

 

2.6 Obtención de la ley de velocidad 

Debido a que la totalidad de la información referente a espesores formacionales (ya sea recopilada, 

recolectada en el campo o proveniente de pozos) se encontraba expresada en unidades de distancia, y que 

las líneas sísmicas obtenidas presentan en el eje de las ordenadas el TWT (two way time), fue necesario 

unificar los dominios convirtiendo las unidades de tiempo en unidades de distancia. Para la conversión de 



Metodología 

30 

 

unidades de tiempo (milisegundos) en unidades distancia/profundidad (metros), y ante la carencia de las 

leyes de velocidad de propagación de las diferentes unidades para este sector de la cuenca, se procedió a la 

determinación de las mismas a partir de los tiempos de tránsito obtenidos a partir de los perfiles sónicos 

(DT). El perfil sónico es un registro continuo en función de la profundidad, esto es, del tiempo que necesita 

una onda compresional para atravesar una distancia dada de la formación inmediatamente adyacente al 

pozo. Se promediaron los valores de tiempo de tránsito de las ondas en las diferentes unidades y se aplicó 

esta velocidad para toda la unidad estratigráfica en ese pozo (Figura 3.7). Luego se convirtieron las 

velocidades de microsegundos por pie (µseg/pie) a metros por segundo (m/s) a fin de unificar la unidad de 

distancia en metros. Posteriormente, a modo de comprobación, se contrastaron los valores de tiempo de 

tránsito obtenidos con los valores estándar para esa litología (Tabla 3.1). 

 

Fig. 3.7. a) Imagen representativa del perfil sónico para la Formación Auquilco en el pozo PM_36. b) 
Archivo .las visualizado en una hoja de cálculos (los recuadros rojos muestran la ubicación de la columna 

del perfil sónico y los valores del mismo). 

 

Tabla 3.1. Valores de velocidad de transito obtenidos a partir de pozos (izquierda) para los yesos de la Fm. Auquilco y valores 
estándar para diferentes litologías (derecha) (Carmichael, 1982). Los valores obtenidos son consistentes con los esperados. 

Pozo μs/ft ft/s m/s 
Valores estandar 

por litologías 
μs/ft ft/s 

BjDC x1 51 19607.84 5976.5 Areniscas 55.5 19000 

Cam18 53 18867.92 5750.9 Calizas 47.5 22000 

EP x4 54 18518.52 5644.4 Dolomías 43.5 23000 

LED x3 52 19230.77 5861.5 Yeso 50 20000 

PM36 51 19607.84 5976.5 Halita 67 15000 

 

 



Metodología 

31 

 

2.7 Conversión Tiempo a Profundidad de líneas sísmicas 

Posteriormente, conociendo la velocidad de propagación para cada unidad de relleno en cada pozo, y 

encontrarse dichos pozos dispersos en el espacio, se confeccionaron mapas de velocidad de propagación 

de onda para las diferentes unidades estratigráficas del relleno de post-rift en el área de estudio a fin de 

poseer un continuo de información de dichas velocidades (Figura 3.8). De esta manera, conociendo la 

velocidad de propagación de las ondas y la ubicación de la línea sísmica en dicho mapa de velocidades, se 

pudo determinar el espesor de las diferentes unidades estratigráficas a partir de las líneas sísmicas. 

 

Fig. 3.8. Mapa de velocidad de propagación de onda para la Formación Vaca Muerta (en rojo los pozos 
utilizados para la obtención de valores). 

  



Metodología 

32 

 

2.8 Secciones estructurales a partir del mapa geológico de detalle 

A modo de poder visualizar la configuración estructural de la Sierra de Cara Cura y la Sierra de Reyes, 

se construyeron 6 secciones estructurales para la primera y 4 para la segunda, utilizando como base los 

mapas geológicos de detalle confeccionados previamente junto con los datos relevados en el campo y la 

información disponible en los informes. Estas secciones se diseñaron con diferentes orientaciones y 

longitudes con el fin de observar las características de las estructuras que elevan dichas sierras y la 

variación de espesor y geometría de las unidades estratigráficas en diferentes sectores de las mismas. Para 

su construcción se utilizó el programa MOVE®, de la empresa Midland Valley, el cual utiliza los datos de 

topografía, de inclinación y los límites entre las unidades, generando la reconstrucción de forma automática 

a través de diferentes métodos (Figura 3.9). Posteriormente, estas secciones fueron corregidas utilizando 

criterio geológico donde fue requerido (Figura 3.10). 

 

Fig. 3.9. a) Ubicación en el mapa geológico de detalle de la sección a reconstruir utilizando contactos litológicos y datos de 
inclinación. b) Reconstrucción por método de bandas Kink. c) Reconstrucción por método de las isógonas. 

  



Metodología 

33 

 

 

Fig. 3.10. Secciones de la Sierra de Cara Cura y su respectiva ubicación. 

  



Metodología 

34 

 

2.9 Conversión de imágenes en información de subsuelo 

Con el objeto de obtener una densidad de información suficiente para la construcción de un modelo 

regional, se generaron perfiles de pozos virtuales basados en la información de espesores y facies relevados 

en el campo. Por otro lado las secciones estructurales confeccionadas de la Sierra de la Cara Cura y la Sierra 

de Reyes a partir de los mapas geológicos de detalle, fueron convertidas en Secciones Sísmicas Sintéticas 

(SSS), es decir, en archivos de información geofísica (.segy) por medio del programa image2segy (Farran, 

2008). Dicho programa utiliza un código MatLab que permite la mencionada conversión por medio de la 

configuración de parámetros tales como la zona UTM del relevamiento, tamaño en pixeles de la imagen que 

será convertida, la ubicación en el espacio de dicha imágen, la duración total en milisegundos del registro, 

y si corresponde a una sísmica terrestre (onshore) o marina (offshore) (Figura 3.11). 

 

Fig. 3.11. Metodología para la conversión de imágenes raster en archivos de tipo .segy. 

Tomado de Farran (2008). 



Metodología 

35 

 

2.10 Procesamiento de las Secciones Sísmicas Sintéticas 

Las secciones sísmicas sintéticas (SSS) en formato .segy, fueron cargadas en el programa de modelado 

de reservorios RMS Roxar™ (Figura 3.12a). En el mismo se procedió a reconocer y marcar los diferentes 

horizontes estratigráficos sobre cada SSS (Figura 3.12b), y posteriormente al mapeo de los mismos en tres 

dimensiones (Figura 3.12c). Una vez obtenidos todos los horizontes estratigráficos de interés, los mismos 

fueron intersectados por el modelo digital de elevación (DEM) (Figura 3.12d) del área de estudio, 

simulando el accionar de la erosión (Figura 3.12e). Este procedimiento se repitió sistemáticamente hasta 

encontrar cuáles SSS (en función de los valores de rechazos y ángulo de inclinación del flanco frontal y 

dorsal) resultaban en modelos consistentes con las morfoestructuras encontradas en superficie (Figura 

3.12f). 

2.11 Cálculo de subsidencia puntual 

El cálculo de subsidencia puntual o backstripping 1D (Watts y Ryan, 1976) consiste en eliminar la 

subsidencia generada por el peso de los sedimentos y de la columna de agua, para poder discriminar la 

subsidencia vinculada exclusivamente a procesos tectónicos. Comúnmente, el backstripping se realiza 

siguiendo la evolución de la subsidencia del basamento de la cuenca, aunque esta técnica puede aplicarse a 

cualquier unidad del relleno. La misma consiste en remover secuencialmente los sedimentos apilados en 

una columna sedimentaria, descompactar las unidades remanentes, estimar la batimetría a la cual se 

depositaron, desestimar la subsidencia generada por carga de sedimentos y de agua, y corregir las 

variaciones eustáticas a través del tiempo, para determinar la subsidencia tectónica de una cuenca 

(asumiendo subsidencia de tipo Airy o puntual, es decir, sin considerar resistencia flexural de la litósfera). 

En este trabajo de tesis, esta operación se desarrolló a partir de los datos de espesor, profundidad y 

litologías obtenidos de los perfiles de pozo y de campo. Los valores de porosidad actual, litologías y 

densidad fueron determinados a partir de los perfiles de pozo. Los parámetros coeficiente de compactación 

y módulo de Young se establecieron a partir de valores estándar. Los valores de batimetría fueron 

estimados a partir de informes paleontológicos cuando los mismos estaban disponibles o, en su defecto, a 

partir de las facies de los depósitos. Los datos de niveles eustáticos se obtuvieron de curvas de variaciones 

eustáticas globales (Haq et al., 1987). Actualmente, esta técnica puede ser llevada a cabo utilizando 

diferentes programas, tanto libres como comerciales (DeCompation Tool®, Backstrip © o PetroMod®). El 

programa utilizado en este trabajo fue Backstip (Cardozo, 2015) el cual fue compilado para realizar 

“Backstripping 1D de tipo Airy con reducción exponencial de la porosidad” en entorno operativo OSX. En 

dicho programa, los valores de espesor, batimetría, nivel eustático y porosidad de las unidades 



Metodología 

36 

 

estratigráficas se introducen en una tabla, y los valores de espesor descompactado, corrección eustática, 

corrección por carga y subsidencia tectónica son generados en forma gráfica y numérica.  

 

Fig. 3 12. a) Ubicación de las SSS. b) Reconocimiento de los diferentes horizontes estratigráficos. c) 

Mapeo de los horizontes. d) Modelo de elevación digital de la zona. e) Intersección de los horizontes 

con el DEM simulando el accionar de la erosión. f) Modelo consistente con la morfoestructura 

encontrada en superficie.  



Metodología 

37 

 

La interfaz del programa Backstrip consiste de tres módulos: a) "Input Units", b) "Backstrip plot", y c) 

"Tectonic subsidence plot". 

 

a)  Panel Input Units o de ingreso de datos (Figura 3.13): en este módulo, las unidades estratigráficas 

pueden ser insertadas o removidas. Para cada una de ellas deben ingresarse, además de su nombre, los 

siguientes parámetros:  

1. Profundidad de la base y el techo de la unidad. Expresada en kilómetros (Km) desde una superficie 

de referencia (generalmente la superficie). 

2. Edad de la base y el techo de la unidad. Expresada en millones de años (Ma). 

3. La altura media del mar en la base y el techo de la unidad. Expresada en kilómetros (Km), con 

valores positivos si la altura al momento de la acumulación fue mayor a la actual y negativa si fue menor. 

4. La batimetría en la base y el techo de la unidad en kilómetros (Km). Siempre en valores positivos. 

5. La densidad de los sedimentos. Se refiere a la densidad en seco, expresada en valores positivos y en 

Kg/m³.  

6. El coeficiente de compactación de cada unidad: Entre 0 y 1, en Km -1. 

7. La porosidad superficial de los sedimentos en valor porcentual (entre 0 y 100). 

8. El tipo de cuenca (“marina” o “continental”): valor 0 para marinas y 1 para continentales. Para el 

caso de cuencas marinas, las depresiones se consideran rellenas con agua, y para continentales con aire. 

9. Además, una ventana denomina Inspector permite configurar la densidad del agua y la densidad del 

manto (ambas variables de importancia relevante en el procedimiento de backstripping). Para este trabajo 

fueron establecidas en 1030 Kg/m³ y 3300 Kg/m³, respectivamente. 

 



Metodología 

38 

 

 

Fig. 3.13: Imagen del módulo Input Units y de los parámetros a completar. 

 

b) Panel Backstrip plot o de backstripping (Figura 3.14): luego de la carga de datos, puede presionarse 

el botón Backstrip que aplica la fórmula general del backstripping (Allen y Allen, 1990) expresada como 

sigue:  

 

𝑇s= [(𝜌m − 𝜌s) / (𝜌m − 𝜌w)] 𝑆 – [𝜌w / (𝜌m − 𝜌w)] Δ𝑠𝑙 + 𝑊𝑑 – Δ𝑠𝑙 

 

Donde se representa: Ts (subsidencia tectónica), 𝜌m (densidad del manto), 𝜌s (densidad del 

sedimento), 𝜌w (densidad del agua), 𝑆 (subsidencia total), Δ𝑠𝑙 (variación del nivel eustático) y 𝑊𝑑 

(batimetría). 

El resultado consiste de una ventana gráfica donde se observan las curvas de subsidencia total para 

todas las unidades estratigráficas. 



Metodología 

39 

 

 

Fig. 3.14. Curvas de subsidencia total obtenidas con el programa Backstrip. 

 

c) Panel Tectonic subsidence plot o de subsidencia tectónica (Figura 3.15): en este módulo, se observa 

un gráfico donde se representan las curvas de:  

1. Compactación (negro): representa simplemente la sumatoria de espesores actuales de las unidades.  

2. Subsidencia total o descompactada (rojo): representa la sumatoria de espesores descompactados 

de las unidades. 

3. Corregida por carga de sedimentos (verde): esta curva remueve de la curva de subsidencia total el 

efecto que ejerce la carga de sedimentos sobre el basamento. 

4.  Subsidencia tectónica o corregida por carga de sedimentos y de agua (en azul): esta curva remueve 

los efectos de la carga de sedimentos y del agua reflejando exclusivamente la subsidencia por tectónica en 

el basamento. 

  



Metodología 

40 

 

 

Fig. 3.15. Imagen del módulo Tectonic subsidence Plot  y de las curvas generadas. 

 

2.12 Construcción del modelo geológico regional 3D 

La construcción del modelo geológico regional se llevó a cabo utilizando el programa MOVE®, de la 

empresa Midland Valley. En primer lugar, se ubicaron los pozos en el espacio (tanto los 36 pozos 

provenientes de información de subsuelo, como aquellos 4 virtuales confeccionados con datos de campo) 

(Figura 3.16). Luego se cargaron los perfiles de pozo (gamma ray, potencial espontáneo, sónico, etc.) 

correspondientes a cada pozo y se posicionaron los well tops o pases formacionales para cada unidad 

estratigráfica. Se prosiguió con la carga de las secciones sísmicas 2D las cuales fueron convertidas desde 

unidades de tiempo a unidades de profundidad (Figura 3.17), como así también las secciones sísmicas 

sintéticas SSS de las sierras de Cara Cura y Reyes, y todo tipo de dato disponible que brindase información 

estructural y/o estratigráfica en forma de secciones (Figura 3.18). Por último, se agregaron los modelos 

estructurales – estratigráficos generados para la Sierra de Cara Cura y Reyes (Figura 3.19). 

  



Metodología 

41 

 

 

 

 

 

Fig. 3.16. Ubicación de los pozos y perfiles utilizados para la construcción del modelo geológico regional. 

  



Metodología 

42 

 

 

 

 

 

 

 

Fig. 3.17. Ubicación de los well tops o pases formacionales entre las diferentes unidades del relleno de 
post-rift en los pozos disponibles y cinco de las líneas sísmicas 2D en escala de grises. 

  



Metodología 

43 

 

 

Fig. 3.18. Tipos de dato con información estructural y/o estratigráfica en forma de secciones utilizados para la 
construcción del modelo geológico regional. 

  



Metodología 

44 

 

 

Fig. 3.19. Imagen con todos los diferentes tipos de información utilizada para construir el modelo 
geológico regional. Well tops o pases formacionales, modelos estructurales - estratigráficos y líneas 

sísmicas 2D. 

  



Metodología 

45 

 

Posteriormente, se identificaron y mapearon las estructuras de fallamiento mayores. Se realizó el 

reconocimiento de los horizontes de interés en cada línea sísmica y luego se procedió con el mapeo 3D de 

los mismos (generación de superficies de techo y base para cada unidad estratigráfica), utilizando como 

fuente los pases formacionales o well tops y los horizontes reconocidos en las líneas sísmicas 2D. El mapeo 

3D de los horizontes se realizó por medio del programa RMS Roxar® utilizando diferentes métodos de 

interpolación (Natural-neighbor, Nearest-neighbor, Krigging, etc.) con el fin de obtener el modelo de mayor 

consistencia, siendo éste el obtenido con el método Local B-Spline, todos ellos integrados a los programas 

de modelado utilizados. Por último, se adicionó un modelo de elevación digital (DEM), que presenta 

características de horizonte erosivo cuando se intersecta con otras unidades formacionales. De este modo, 

aquellas superficies estratigráficas que se ubican por sobre este DEM fueron moldeadas por la topografía 

simulando la morfología de las estructuras en superficie. Así, se consiguió el modelo geológico regional 3D 

de la zona de estudio (Figura 3.20). 

 

Fig. 3.20. Modelo geológico regional obtenido para la zona de estudio. 



Metodología 

46 

 

2.13 Modelado de facies 

Habiendo obtenido previamente el modelo geológico regional, conformado por las superficies 

limitantes de las unidades estratigráficas mayores y el modelo de fallas, se dio lugar al modelado de facies 

de los volúmenes rocosos. Esto requirió que, entre puntos de información dispersos en el espacio, se 

generase un continuo de información estadísticamente interpolada que representara las litologías y sus 

variaciones a escala regional. Para ello, utilizando los datos de fragmentos rocosos de perforación o cutting 

disponibles en los informes de pozos, se confeccionaron perfiles discretos de facies para cada uno de ellos. 

Las diferentes facies se clasificaron en función de características texturales, de composición, estructura o 

contenido fósil y se les asignó un valor numérico (Figura 3.21). Así, por medio de la interpolación de datos 

en los perfiles discretos, se completó el volumen de cada unidad estratigráfica para el modelo regional con 

las facies correspondientes (Figura 3.22). 

 

Fig. 3.21. Perfiles discretos de facies para los pozos ECh x1, P x3, P x2 y BEH x2, y los diferentes valores 
numéricos (code) asignados a cada facies. 

  



Metodología 

47 

 

 

Fig. 3.22. Modelo de facies obtenido para el Grupo Cuyo a partir de la interpolación de los perfiles 
discretos de facies. 

  



Metodología 

48 

 

2.14 Secciones estructurales-estratigráficas regionales 

A partir del modelo geológico regional 3D, se planificaron y obtuvieron secciones estructurales - 

estratigráficas con diversas orientaciones (desde norte-sur hasta este–oeste) que abarcan toda la zona de 

estudio (Figura 3.23). Estas secciones fueron utilizadas con los siguientes propósitos: 

1) Poner a prueba la consistencia de dichas secciones, dado que en el caso de no serlo (ya sea por 

defectos en los espesores o en las facies) las mismas no podrían ser restauradas a su configuración previa 

a la acumulación de la unidad subsiguiente. 

2) Desde el punto de vista descriptivo, observar la geometría de los depósitos y su relación con la 

litología 

3) Inferir el valor de espesor elástico litosférico (ver sección siguiente) al momento de la acumulación, 

y analizar la existencia de una relación entre el mismo y los diferentes episodios de relevancia en la 

evolución tectónica del post-rift de la Cuenca Neuquina en el área de estudio. 

 

Fig. 3.23. Sección estratigráfica obtenida a partir del modelo regional  



Metodología 

49 

 

2.15 Espesor elástico de la litósfera 

La rigidez flexural D de una placa elástica es una medida de su resistencia a la flexión bajo la acción de 

un momento flector (Walcott, 1970) y puede ser calculada mediante (Love, 1906): 

D =
𝐸 𝑇𝑒3

12 (1 − 𝑣2)
 

Donde E es el módulo de Young, Te el espesor elástico y 𝑣 la relación de Poisson.  

Debido a que el módulo de Young y la relación de Poisson pueden ser asumidos como constantes para 

un determinado material, la magnitud de la rigidez flexural queda fuertemente condicionada por el valor 

del espesor elástico (Te) dado que se encuentra elevado a la potencia de tres. 

La importancia y utilidad de la rigidez flexural D o el espesor elástico Te de la litósfera se basan en el 

concepto de que el equilibrio gravitatorio de la litósfera puede mantenerse sobre escalas geológicas de 

tiempo y espacio, y que la deformación estática resultante puede ser explicada como la flexión de una placa 

competente y delgada que sobreyace a la astenósfera (Burov y Diament, 1995). Así, el espesor elástico de 

la litósfera se refiere al espesor de una placa litosférica homogénea que respondería a las cargas de la misma 

manera en que lo hace una capa elástica ideal (Forsyth, 1985) y su valor posee fuerte relación con el 

ambiente tectónico imperante (Allen y Allen, 2005). Existen diferentes métodos para calcular el espesor 

elástico, entre los que se destacan: a) la aplicación de la función de respuesta isostática (admitancia) a un 

conjunto de perfiles utilizando valores de anomalía de gravedad extraídos de modelos geopotenciales 

globales y valores de alturas topográficas obtenidas a partir de modelos de elevación digital (DEM) (Galán 

y Casallas, 2010); b) la restauración de secciones por medio de isostasia flexural a través de la remoción de 

la carga ejercida por una secuencia sedimentaria (Roberts et al., 1998). En este trabajo, la determinación 

del espesor elástico de la Cuenca Neuquina durante el estadio de post-rift para el área de estudio, y las 

posibles variaciones del mismo a través del tiempo, se llevó a cabo mediante la restauración flexural de las 

secciones estructurales-estratigráficas regionales obtenidas previamente. Para ello se utilizó el programa 

MOVE®, de la empresa Midland Valley. Esta metodología permite observar si por medio de la configuración 

de diferentes parámetros (espesor elástico Te, porosidad de sedimentos, coeficientes de compactación, 

etc.), la secuencia es restaurada al nivel donde debería haberse ubicado al momento previo a la acumulación 

de la unidad suprayacente, cuando esta última es removida (Figura 3.24). Si así no sucediera, el valor del 

espesor elástico se puede modificar hasta cumplir la mencionada condición, transformándose este valor en 

el más apropiado o representativo. De esta manera se obtuvieron los valores de espesor elástico para los 

diferentes intervalos dentro del estadio de post-rift. La metodología que utiliza la isostasia flexural para la 



Metodología 

50 

 

determinación del espesor elástico debe aplicarse en secciones geológicas que posean una longitud igual o 

mayor a 10 kilómetros, debido a que en distancias menores la respuesta flexural de la litósfera 

generalmente no puede ser apreciada (Roberts et al., 1998). 

 

Fig. 3.24. Imagen esquemática del procedimiento utilizado para hallar el espesor elástico Te. a) Representa los espesores 

y estratigrafía actual, en donde la Unidad 1 corresponde a un ambiente marino, la Unidad 2 es de carácter continental, y la 

Unidad 3 constituye el basamento. b) Al ser removida la Unidad 1 y el peso del agua, la Unidad 2 aumenta de espesor, 

pero queda por debajo del nivel de referencia al cual debería ubicarse debido a que el valor de Te es erróneo. c) Al ser 

removida la Unidad 1 y el peso del agua, la Unidad 2 aumenta de espesor y además toda la secuencia alcanza el nivel de 

referencia. Es decir, para el caso c) se ha utilizado un valor de Te consistente. 

  



Metodología 

51 

 

2.16 Backstripping 2D 

La técnica denominada backstripping 2D (al igual que el método 1D) informa sobre la evolución de la 

subsidencia tectónica de una cuenca, considerando (a diferencia del método 1D) la resistencia flexural de 

la litósfera frente a las cargas, lo que otorga a los resultados de esta técnica un mayor realismo. La ecuación 

que rige el backstripping flexural o 2D se expresa como (Turcotte y Schubert, 1982): 

Ts=C [𝑆 (𝜎𝑚 − 𝜎𝑠)/(𝜎𝑚 − 𝜎𝑤) − Δ𝑆𝑙𝑖 (𝜎𝑤/𝜎𝑚 − 𝜎𝑤)] + (𝑊𝑑𝑖 − Δ𝑆𝑙𝑖 𝜎𝑤/(𝜎𝑚 − 𝜎𝑤)) 

siendo 

C=(𝜎𝑚 − 𝜎𝑠)/[(𝜎𝑚 − 𝜎𝑠) + (𝐷/𝑔 (2𝜋/𝜆)⁴] 

y donde 

D = E Te³/ 12 (1 - v²) 

Donde Ts corresponde a la subsidencia tectónica, C el grado compensación, 𝜎𝑚 a la densidad del manto, 

𝜎𝑠 a la de los sedientos, 𝜎𝑤 a la del agua, Δ𝑆𝑙𝑖 es la variación del nivel medio del mar, 𝑊𝑑i es la batimetría, 

D es la rigidez flexural de la litósfera, E es el módulo de Young litosférico y Te es el espesor elástico efectivo 

de la litósfera. 

El procedimiento señalado permite calcular la profundidad de un determinado nivel o superficie 

(comúnmente el basamento de una cuenca) y observar los movimientos verticales de dicha superficie a 

través del tiempo, lo que permite construir curvas de subsidencia tectónica que contemplan la resistencia 

flexural de la litósfera (Figura 3.25). 

  



Metodología 

52 

 

 

Fig. 3.25. Imagen esquemática de los diferentes tipos de curva de subsidencia.  

 

2.17 Extensión inicial 

El factor de estiramiento β (McKenzie, 1978) fue introducido para cuantificar la magnitud de la 

extensión de una litósfera que aumenta su longitud inicial (Li), a una longitud final mayor (Lf). De modo 

que: 

β= Lf/Li 

El factor de estiramiento β puede determinarse a partir de los resultados del análisis de subsidencia. 

El procedimiento consiste en encontrar la curva de subsidencia teórica asumida por el modelo de extensión 

uniforme de McKenzie (1978) que mejor se ajuste a los datos de subsidencia obtenidos por medio de la 

técnica de backstripping (Allen y Allen, 2005). Este procedimiento se llevó a cabo por medio de la utilización 

de un código en lenguaje M (Anexo 1) (Song et al., 2010), el cual resuelve la ecuación: 

S(t) = A (1- 1/β) – BQ(t) 

en donde: 

A = tc(ρm – ρc) / (ρa – ρw) 

B = α ρm / (ρα – ρw) 

Q(t) = ∫ [T(z, t) − T(z, ∞)]𝑑z
a

0
 



Metodología 

53 

 

Siendo S(t) la subsidencia total en función del tiempo, A y B los factores de adelgazamiento de la corteza 

y del manto litosférico respectivamente, β es el factor de estiramiento, tc respresenta el espesor de la 

corteza, α corresponde al coeficiente de expansión térmico, Q(t) es una medida de la diferencia entre el 

estado de equilibrio y el perturbado de la estructura de la temperatura y es función de la tasa de 

deformación, T(z, t)  es la temperatura de la litósfera en función de la profundidad y el tiempo, y T(z, ∞) es 

la estructura de temperatura de equilibrio de la litósfera. 

 

2.18 Cálculo de la flexión litosférica en 2D 

La deflexión de una placa puede ser determinada asumiendo un equilibrio bajo la acción de todas las 

fuerzas y torques aplicadas sobre ella. Considerando una placa elástica de tamaño finito, pero lo 

suficientemente mayor al espesor ℎ de ésta y al desplazamiento vertical w (x,y), la ecuación general que 

relaciona el equilibrio de desplazamiento vertical w (x,y) con la acción de una carga vertical R (x,y) queda 

expresada en coordenadas cartesianas ortogonales por (Turcotte y Schubert, 2002): 

𝜕⁴𝑤

𝜕𝑥⁴
+  

𝜕⁴𝑤

𝜕𝑥²𝜕𝑦²
+  

𝜕⁴𝑤

𝜕𝑦⁴
=  

𝑅 (𝑥, 𝑦)

𝐷
    (1) 

Donde D es la rigidez flexural: 

D =
𝐸 𝑇𝑒³

12 (1 − 𝑣2)
 

La rigidez flexural D indica el grado de resistencia que opone una placa de espesor elástico Te, módulo 

de Young E y razón de Poisson 𝑣, a curvarse bajo la aplicación de fuerzas. Si la carga aplicada sobre una 

placa es de densidad homogénea e isotrópica, se verifica una equivalencia física tanto en la dirección x como 

en la dirección y, por lo que se puede prescindir de una de las direcciones. De esta manera, la ecuación (1) 

es equivalente a: 

𝐷
𝑑⁴𝑤(𝑥)

𝑑𝑥⁴
= 𝑅(𝑥)    (2) 

En la litósfera el campo de esfuerzos verticales está constituido básicamente por dos componentes: 

una carga topográfica de la corteza P(x) dirigida hacia abajo y el empuje hidrostático Q(x) dirigido hacia 

arriba producido por el manto. En esas condiciones:  

R(x) = P(x) – Q(x)    (3) 



Metodología 

54 

 

Asumiendo que la flexión de la placa litosférica se rellena con rocas de la corteza, la fuerza de 

flotabilidad ejercida por el manto puede ser expresada como el peso del manto desplazado menos el peso 

de las rocas de la corteza (Turcotte y Schubert, 2002), es decir: 

Q(x) = (ρm – ρc)gw(x)     (4) 

Donde ρm es la densidad de manto, ρc es la densidad de la corteza y g es la aceleración de la gravedad. 

Reemplazando las ecuaciones (2) y (4) en (3), se deriva: 

𝐷 
𝑑⁴𝑤(𝑥)

𝑑𝑥⁴
+ (𝜌𝑚 −  𝜌𝑐)𝑔𝑤(𝑥) = 𝑃(𝑥) 

Esta es la ecuación ideal para una placa elástica delgada de espesor ℎ, la cual modela parte de la litósfera 

continental (Vázquez-Rodríguez y López-Águila, 2013). 

En este trabajo, el modelado de la flexión en dos dimensiones se realizó utilizando el código Flex2D 

(Cardozo, 2016). 

 

2.19 Modelado de la flexión litosférica en 3D 

La flexión litosférica puede ser calculada en un espacio tridimensional considerando diferentes 

magnitudes y distribución espacial de las cargas. El código MatLab Flex3D (Cardozo, 2009) resuelve la 

deflexión de una capa elástica infinita y de espesor elástico constante que sobreyace una astenósfera fluida, 

aplicando el algoritmo de Timoshenko y Woinowsky-Krieger, (1959). El procedimiento consiste en 

dimensionar una porción de la litósfera, determinar la ubicación, altura y densidad de las cargas y definir 

los parámetros flexurales de dicha litósfera. Posteriormente, el código resuelve el algoritmo y representa 

los resultados gráficamente (Figura 3.26). 

  



Metodología 

55 

 

 

Fig. 3.26. Metodología para la obtención de la flexión 3D. a) Dimensionar la litósfera a analizar. b) Ubicar las 
cargas y determinar su altura y densidad. c) Topografía resultante. d) Flexión 3D generada por la carga 

actuante. 

 

2.20 Análisis e interpretación de la información 

En esta etapa se combinaron la información teórica, los trabajos antecedentes, la información existente 

y la información generada a partir de los datos de campo y de las labores de gabinete, para analizar, 

clasificar y cuantificar los controles eustáticos y tectónicos que actuaron sobre la acumulación de los 

depósitos durante la etapa de post-rift en este sector de la Cuenca Neuquina. Por último, se desarrolló la 

discusión acerca de la influencia de los mencionados factores, para determinar de qué manera actuó cada 

uno de ellos, siendo la interpretación de los resultados resumidos finalmente en las conclusiones de este 

trabajo de tesis.  



Metodología 

56 

 

ANEXO 1 Código en lenguaje M para la obtención de curvas de subsidencia teóricas según el modelo de McKenzie 
(Song et al., 2010). 
 

% This script is designed to calculate subsidence and heat flow for 

% three types of strain rate. 

  

% Song Haibin and Chenlin,IGGCAS,2009-04-14  

% (hbsong@mail.igcas.ac.cn, chenlin@mail.igcas.ac.cn) 

  

clear; 

%-------------------------------------------------------------------------- 

% To evaluate parameters 

a=150*1e3;                          % lithospheric thickness [m] 

tc=30*1e3;                          % crustal thickness [m] 

T0=0;                               % surface temperature [C] 

Tm=1350;                            % the temperature of ashenosphere. [C] 

kappa=1.1e-6;                         % thermal diffusivity. kappa=K/rho/c. 

[m^2/s] 

K=3.1;                              % thermal conductivity. [W/C/m] 

alpha=3.28*1e-5;                    % thermal expansion coefficient [1/C] 

rho_w=1.03*1e3;                     % sea water density [kg/m^3] 

rho_m=3.33*1e3;                     % mantle density [kg/m^3] 

rho_c=2.8*1e3;                      % crust density [kg/m^3] 

rho_a=3.2*1e3;                      % asthenosphere density [kg/m^3] 

  

t=(0:0.1:50)*(365*24*3600*1e6); 

z=(0:1:a/1e3)*1e3; 

dz=z(2)-z(1); 

dt=t(2)-t(1); 

Nt=length(t); 

  

%-------------------------------------------------------------------------- 

% To set three types of stain rate 

beta=1.17;                           % uniform stretching factor 

delt_t=10*(365*24*3600*1e6);        % duration of stretching [s] 

tau=50*(365*24*3600*1e6); 

  

id=find(t>=0&t<=delt_t); 

  

G01=log(beta)/delt_t;               % G equal to a constant 

G1=zeros(size(t)); 

G1(id)=G01; 

  

G02=log(beta)/(1-exp(-delt_t/tau))/tau;   % G decreased exponentially with time 

G2=zeros(size(t)); 

G2(id)=G02*exp(-t(id)/tau); 

  

G03=log(beta)/(exp(delt_t/tau)-1)/tau;    % G increased exponentially with time 

G3=zeros(size(t)); 

G3(id)=G03*exp(t(id)/tau); 

  

G=G2;                               % Here G can be set to G1, G2 or G3. 

T=cal_T(a,kappa,T0,Tm,z,t,G); 

  

%-------------------------------------------------------------------------- 

% To compute beta(t) 

beta=ones(size(t)); 



Metodología 

57 

 

for j=2:Nt 

    tt=t(1:j); 

    GG=G(1:j)'; 

    beta(j)=exp(trapz(tt,GG)); 

end 

  

%-------------------------------------------------------------------------- 

% To compute theoretical water-loaded subsidence 

To=z'/a*(Tm-T0);              

for j=1:Nt 

    Tz=T(:,j)-To; 

    Q(j)=trapz(z,Tz'); 

end 

A=tc*(rho_m-rho_c)/(rho_a-rho_w); 

B=alpha*rho_m/(rho_a-rho_w); 

st=A*(1-1./beta)-B*Q; 

  

%-------------------------------------------------------------------------- 

% To compute surface heat flow 

qt=K*(T(2,:)-T(1,:))/dz*1000;              % surface heat flow (mW/m^2) 

  

%-------------------------------------------------------------------------- 

% To display results 

figure, 

plot(t/(365*24*3600*1e6),st/1e3,'k','linewidth',2);axis ij; 

xlabel('Time (Ma)');ylabel('Depth (km)'); 

  

figure, 

plot(t/(365*24*3600*1e6),qt,'k','linewidth',2); 

xlabel('Time (Ma)');ylabel('Heat flow (mW/m^2)'); 



Relleno Jurásico Inferior – Cretácico Inferior y estructura del área de estudio 

58 

 

RELLENO JURÁSICO INFERIOR – CRETÁCICO INFERIOR Y ESTRUCTURA DEL ÁREA DE ESTUDIO 

Las características del régimen de subducción a lo largo el margen occidental de Gondwana a partir del 

Jurásico Inferior a Medio (Franzese et al., 2003), originó el decrecimiento en el predominio de la 

subsidencia mecánica de la Cuenca Neuquina, el comienzo de la construcción del arco magmático andino y 

el inicio de la subsidencia de tras-arco. Esto produjo que los depocentros inicialmente aislados del Jurásico 

Temprano se amalgamasen en un único y amplio depocentro dentro del cual los altos estructurales 

heredados fueron perdiendo representatividad (Vergani et al., 1995). En estas condiciones se inicia el 

estadio conocido clásicamente como post-rift (sensu Howell et al., 2005) en la Cuenca Neuquina. Este amplio 

depocentro estuvo conectado de manera intermitente con el océano proto-Pacífico a través de pasajes en 

el arco magmático (Spalletti et al., 2000; Macdonald et al., 2003). En el estadio inicial de la etapa de post-

rift, la sedimentación estuvo fuertemente influenciada por la topografía y las estructuras heredadas del 

estadio de syn-rift (Burgess et al., 2000). Luego de esa pr