Velocidades sismicas de las unidades aflorantes en el flanco occidental de la Sierra de la invernada, precordillera de San Juan
Sofía Pérez Luján1, 2, Patricia Alvarado1, 2, Arturo Güell2, Mauro Sáez2 y Graciela Vujovich3
1 CIGEOBIO. CONICET-Universidad Nacional de San Juan, Argentina.
2 Departamento de Geofísica y Astronomía-Universidad Nacional de San Juan, Rivadavia, San Juan. e-mail: sofiap.lujan@unsj-cuim.edu.ar
3 IDEAN. Dpto. de Ciencias Geológicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires, Argentina.
RESUMEN
En este trabajo se muestran determinaciones de velocidades de ondas sísmicas P (Vp) en un sector (Reserva Don Carmelo) del flanco occidental de la sierra de la Invernada, Departamento Ullúm, Provincia de San Juan. Las velocidades obtenidas con el método de refracción sísmica indican valores de Vp de 550; 1.670 y 4.134 m/s y espesores de 1 m y 7 m aproximadamente, para un modelo de dos capas apoyadas sobre un substrato correspondiente a la mayor velocidad. Las unidades aflorantes reconocidas abarcan grauvacas y areniscas muy bien compactadas que se correlacionan con los valores más altos de Vp determinados en el experimento geofísico para los niveles interpretados a mayor profundidad. Asimismo los valores más bajos de Vp son consistentes con material de tipo aluvional situado en las capas sísmicas más superficiales (< 7m de profundidad). Otras unidades relevadas en el terreno indican afloramientos de diabasas y gabros, los cuales no han sido explorados geofísicamente. Sin embargo, a partir de la comparación de las litologías y velocidades sísmicas Vp observadas con bases de datos globales, es posible predecir la continuación en profundidad de las litologías máficas con velocidades sísmicas de Vp aún mayores que aquellas determinadas en superficie. Estos resultados son de interés debido a que ayudan a identificar una posible faja ofiolítica en Precordillera, en un sector donde el espesor cortical actual estimado en 64 km aproximadamente, estaría engrosado.
Palabras clave: Refracción sísmica; Basamento; Ondas P; Ofiolita; Precordillera; Petrología; Geofísica.
ABSTRACT
Seismic velocities in outcropping units in the western flank of the la Invernada range, San Juan Precordillera. P-wave seismic velocity (Vp) determinations are shown in this work for a region in the western flank (Don Carmelo nature reserve) of the la Invernada range in the Ullúm Department of the San Juan Province. The velocities obtained using the seismic refraction method indicate Vp values of 550; 1.670 and 4.134 m/s and thicknesses of 1 m and 7 m approximately, for a two-layer over a higher Vp half space model. The exposed units show greywacke and well compacted sandstones, which have a good correlation with the deepest and higher Vp values of the seismic model. Also the lowest Vp values are consistent with alluvial material located in the shallower seismic layers (< 7m depth). Other units observed on the surface exhibit outcrops of diabases and gabros, which were not geophysically explored. However, a comparison between the observed lithologies and Vp values with a global database predicts the continuation at depth of mafic rocks associated with even higher Vp values than those determined at the surface. These results are of interest because they help us to identify an ophiolite belt in the Precordillera, a region presently characterized by an overthickened crust of 64 km.
Keywords: Seismic refraction; Basement; P waves; Ophiolite; Precodillera; Petrology; Geophysics.
INTRODUCCIÓN
La zona de estudio se encuentra sobre el flanco occidental de la sierra de la Invernada, que se destaca por ser un cordón alargado en sentido norte-sur, extendiéndose desde el cerro Pachaco al sur hasta los 30° 41'S donde comienza el cordón del Coronel. La ladera occidental de la sierra es más abrupta que la oriental, pero más corta, ya que cae rápidamente a los valles elevados que la circundan. Su altura máxima es de 3.449 m s.n.m., correspondiente al cerro Bayo, ubicado en el sector medio de la misma (Figs. 1 y 2). En este trabajo geológico-geofísico se ha relevado un sector de la sierra de la Invernada, en las inmediaciones de la Reserva Don Carmelo. El sitio es de fácil acceso a través de una huella con buen mantenimiento sobre el valle de la Invernada, tras recorrer 32 km desde la ruta provincial Nº 149 que dista unos 130 km desde la ciudad de San Juan (Fig. 1).
Figura 1: Ubicación de la Reserva Don Carmelo y estación sismológica DOCA donde se ha realizado el perfil
sísmico que se muestra en las figuras 3 y 4. T1 y T2 corresponden a los puntos de emisión de energía tomados
en el perfil.
Figura 2: Mapa geológico en las inmediaciones de la Reserva Don Carmelo y localización de la estación sismológica
DOCA. Se muestran las litologías relevadas y la localización de la figura 5a donde se ha medido con funciones
del receptor el espesor de corteza continental en unos 64 km (Gans et al. 2011).
El objetivo del estudio consiste en determinar un modelo de velocidades sísmicas para un sector donde afloran unidades correspondientes a la Formación Sierra de la Invernada de edad ordovícica media a superior, constituida mayormente por sedimentitas silicoclásticas con intercalaciones de cuerpos ígneos básicos. Para ello se han generado ondas sísmicas primarias (P) longitudinales utilizando el método de refracción sísmica que permite obtener las velocidades sísmicas de las mismas en función de la profundidad. Las velocidades medidas son correlacionadas con distintas composiciones de los materiales del subsuelo permitiendo elaborar un modelo geológico-geofísico a lo largo del perfil estudiado. Además, otras litologías reconocidas en el sector bajo estudio (no exploradas geofísicamente) son comparadas con bases de datos globales. Cabe destacar que la zona relevada se encuentra muy próxima a la estación sismológica de banda ancha Don Carmelo, perteneciente a la Universidad Nacional de San Juan para la cual, existen determinaciones de velocidades sísmicas de ondas P y estimaciones del espesor de corteza continental de unos 64 km (Gans et al. 2011; figuras 1 y 2).
ANTECEDENTES Y GEOLOGIA DE LA SIERRA DE LA INVERNADA
La sierra de la Invernada se caracteriza por
estar constituida casi exclusivamente por sedimentitas
con intercalaciones de rocas básicas
de edad paleozoica (Furque 1983). En
el cerro Bayo, ubicado en el sector central
de la sierra, Furque y Caballé (1985) realizaron
una descripción geológica de detalle
(Fig. 2). Trabajos posteriores identificaron
graptolitos de edad ordovícica y realizaron
el ordenamiento estratigráfico de la sucesión
sedimentaria aprovechando el corte natural
expuesto a lo largo de la quebrada Vallecito
(Furque y Caballé 1988). Estos autores reconocieron
el Grupo Vallecito que en orden
ascendente corresponden a las siguientes
formaciones: Formación Corralito con grauvacas
y areniscas de matices verde-claro de
400 m de espesor; Formación Sierra de La
Invernada, constituida por dos miembros
inferiores compuestos por alternancias de
cuarcitas, subgrauvacas y filitas de color verde
claro grano estrato-crecientes, un miembro
cuarcítico medio consistente en un banco
de conglomerados en su techo y clastos
de calizas grises de la Formación San Juan y,
un miembro superior con una alternancia de
cuarcitas y calizas estratos crecientes, que van
de 5 cm hasta 1,5 metros; los niveles superiores
presentan una caliza conglomerádica.
El espesor de esta formación es de 1.000 m
aproximadamente. La unidad superior del
Grupo Vallecito corresponde a la Formación
Cántaro de Oro, con lutitas satinadas
e intercalaciones de areniscas cuarcíticas,
limolitas y calizas subordinadas, de unos
1.000 m de espesor. La edad de este Grupo
quedó asignada al lapso Darriwiliano superior,
Sandbiano y Katiano inferior en base al
hallazgo de niveles fosilíferos de graptolitos
y conodontes (Furque 1983), lo cual es ratificado
por Ortega et al. (2008).
La Formación Corralito, fue posteriormente
asignada al lapso silúrico-devónico
en base al hallazgo de fauna fósil (Banchig
1995, Pittaluga et al. 1997). Banchig
(1996), reconsideró el concepto de Grupo
Vallecito, relacionando a la Formación
Cántaro de Oro como una variación lateral
de la Formación Sierra de la Invernada.
Entre el material cuaternario se encuentra
la Formación Invernada, definida por Furque
(1983), que se desarrolla exclusivamente
en la quebrada de la Invernada, sepultando
con sus sedimentos a las unidades del
Neógeno. En general son fanglomerados
integrados por rocas de la Formación Sierra
de la Invernada, entre las que se destacan
cantos rodados de rocas básicas, de mayor
resistencia a la erosión.
La interpretación paleoambiental de las
unidades ordovícicas en la sierra de la Invernada
es aún motivo de debate. Las mismas
fueron inicialmente interpretadas como depósitos
de sistemas de abanicos y corrientes
de turbidez (Banchig 1995, 1996) en
cañones submarinos, en ambiente marino
profundo (Furque y Caballé 1985, Spalletti et al. 1989). Por otro lado Basilici et al.
(2003, 2005), Gomes et al. (2005) y Moretti
(2009) interpretan estas formaciones como
depósitos de plataforma silicoclástica en base
a la presencia de estructuras sedimentarias de
tipo hummocky la cual indicaría deposición
de material clástico por encima del nivel de base de olas de tormenta y asociados a depósitos
de flujos gravitacionales con icnofósiles
o niveles altamente bioturbados.
Una característica a resaltar en la sierra de la
Invernada es la presencia de manifestaciones
magmáticas de carácter básico, que se
distribuyen en forma de filones o cuerpos
lenticulares concordantes con la estratificación
afectando a las Formaciones Sierra de
la Invernada y Cántaro de Oro. La actividad
magmática que afecta a los miembros de la
Formación Sierra de la Invernada es similar
a la que intruye a la Formación Yerba Loca
en la sierra del Tigre al oeste y cordón del
Coronel al norte (Fig. 1). En la sierra de la
Invernada, el cuerpo volcánico más potente
es el que aflora en el cerro Bayo (Cortelezzi et al. 1982). El mismo consiste en rocas basálticas
de color negro a marrón oscuro, con
textura porfírica, pasta muy fina con escasos
fenocristales de plagioclasa básica y piroxenos;
se encuentra generalmente alterado,
propilizado y serpentinizado. Las plagioclasas
están generalmente argilizadas y carbonatizadas.
De acuerdo a las descripciones de
Furque y Caballé (1985), en este sector habría
evidencias de metamorfismo de contacto
en las sedimentitas calcáreas. Los cuerpos
volcánicos son generalmente de geometría
tabular, concordantes y discordantes con el
material clástico y carbonático
Estructuralmente, la sierra de la Invernada
forma parte de un bloque corrido y plegado
como es descripto localmente por La
Motte (1996), afectando a las Formaciones
Sierra de La Invernada y Corralito. El
plegamiento es de tipo asimétrico apretado,
con vergencia oriental y ejes buzantes
al sur. Entre las formaciones anteriormente
mencionadas existe un fallamiento inverso
buzante al oeste y con rumbo casi meridional.
La Formación Sierra de la Invernada
posee un espesor variable a lo largo de su
exposición submeridional, oscilando entre
1000 y 4000 m por efectos de acuñamientos
y repetición tectónica (Banchig 1995).
METODOLOGIA DE TRABAJO
En este trabajo se ha realizado un estudio
geológico-geofísico de campo en el sector de
la estación sismológica DOCA (más detalles
relacionados con la instalación y toma de
datos sísmicos de banda ancha pueden obtenerse
en Monsalvo 2011). Para ello, se llevó
a cabo un relevamiento geológico de detalle
en las proximidades de la Reserva Don
Carmelo (Fig. 1) con el objeto de reconocer
y describir las unidades geológicas aflorantes
que pudieran compararse con el modelo
geofísico. Esta etapa incluyó mapeo de
campo, toma de muestras georeferenciadas y
descripción petrográfica de las mismas, con
el fin de obtener un conocimiento más preciso
de las litologías involucradas. Los trabajos
geofísicos consistieron en un estudio de
refracción sísmica a lo largo de un perfil y
contra-perfil intersectando los afloramientos
relevados en el sitio de emplazamiento
de la estación DOCA para comparar los
resultados de las mediciones geofísicas con
aquellos provenientes del relevamiento geológico
realizado en el sector del perfil. Además,
se contrastaron estas observaciones con
valores de referencia esperados de acuerdo a
determinaciones existentes a nivel global de
Christensen y Mooney (1995), Christensen
(1996) y Brocher (2005). Estos autores
confrontaron estudios de laboratorio y de
campo relacionados con el comportamiento
de las ondas sísmicas en función de la profundidad,
litología y densidad de las rocas.
Sus trabajos permitieron obtener valores
promedio de referencia para las velocidades
sísmicas, densidad y rangos característicos de
profundidad para diferentes composiciones
mineralógicas lo cual es aprovechado en este
trabajo a modo de comparación en el sector
del perfil sísmico para los niveles superiores
de la corteza y también, para estimar parámetros
de la corteza más profunda atendiendo
al relevamiento geológico realizado que
se muestra en la figura 2 y a determinaciones
geofísicas que involucran niveles más profundos
de la corteza.
El objetivo final de este trabajo consistió en
integrar la información geológica y geofísica
en un modelo local a nivel de superficie y
compararlo con un modelo teórico de velocidades
sísmicas esperadas a partir de datos
experimentales de referencia obtenidos por
otros autores. Por otra parte debido a que las
litologías máficas y otras metasedimentarias
reconocidas en terreno para la sierra de la Invernada
(Fig. 2) no fueron auscultadas por la geofísica realizada se procedió a compararlas
también con valores de referencia conocidos
con el propósito de extender un modelo a
mayores profundidades que considere al
menos los niveles superiores de la corteza, la
cual exhibe 64 km de espesor bajo la estación
DOCA (Gans et al. 2011).
Descripción del método de refracción
sísmica
El método de refracción sísmica demuestra
ser de inestimable eficacia para la determinación
de espesores de cubiertas sedimentarias
así como profundidades de basamento.
Para la ejecución de este ensayo, se dispone
de un cable con sensores denominados
geófonos a lo largo de la traza a investigar.
La separación entre geófonos depende de
la profundidad de prospección deseada en
cada caso y del detalle que se quiera lograr
bajo los mismos. Si bien las profundidades
y velocidades sísmicas de las capas del subsuelo
horizontales pueden conocerse precisamente
a partir del registro de ondas sísmicas
de un perfil en un sentido, es deseable
contar con un registro para la emisión de
energía en ambos extremos del tendido; así,
es posible determinar si existen variaciones
en el buzamiento de las capas del subsuelo
y sus velocidades de manera más aproximada.
En este caso se realizaron impactos
dinámicos con golpes de martillo para las
posiciones de tiro T1 y contra-tiro T2 del
perfil sísmico (Fig. 3). Durante el ensayo se
midieron los tiempos de arribos de las ondas
sísmicas P, desde que la señal es emitida
hasta que llega a cada uno de los geófonos,
los cuales están alineados y mantienen una
distancia de separación prefijada entre ellos.
La identificación de los diferentes arribos
en tiempo correspondientes a los estratos o
capas donde se generan, se realizó sobre el
registro sísmico. En la figura 3a se ilustra
mediante una vista en planta el esquema de
un perfil sísmico de 12 canales empleado en
el trabajo de campo de este estudio.
Figura 3: Perfil sísmico esquemático: a) vista en planta. Referencias: [T] distintos puntos de emisión de energía
sísmica para la posición de tiro (1) y contra-tiro (2); [*] localización del disparo; [+] ubicación de receptor (geófono);
[g1] geófono Nº1; [g12] geófono Nº12; [a] off-set equivalente a la distancia entre el punto de disparo y
el primer geófono: b) corte transversal para el esquema del perfil sísmico que se muestra en (a) suponiendo una
sola capa de profundidad irregular y velocidad V1 apoyada sobre un substrato de mayor velocidad V2. Por simplicidad
solo se muestran los rayos que arriban al tercer geófono (g3) para las posiciones de emisión de energía de
tiro (T1) y contra-tiro (T2); ZT1, ZT2 y Zg3 representan las profundidades bajo cada elemento del perfil sísmico.
[x] simboliza la distancia desde la fuente T1 a cada geófono mientras que [X] es la longitud total del tendido; ic
corresponde al ángulo de incidencia/emergencia crítico, para el cual la refracción en el medio 2 se produce con
un ángulo de 90° de acuerdo con la ley de Snell.
El equipo de medición empleado en este
estudio es un sismógrafo EG-S 1225 GEOMETRICS
con registro de 12 canales. Para
la generación de las ondas sísmicas P se emplearon
golpes verticales de martillo de unos
8 kg en una placa solidaria al suelo. Cada
disparo debe ser transmitido al equipo registrador
para tomar una señal de referencia del
tiempo cero a partir del cual se miden los
tiempos de arribos (tiempos de viaje) de las
distintas ondas sísmicas. Los impactos fueron
repetidos para un mismo punto de disparo
con el objeto de superponer la energía
en la fuente sísmica y aumentar la relación
señal/ruido en los canales registrados. La
longitud del perfil estudiado es de 72 m, con
separación entre geófonos de 6 m.
Una vez obtenidos los sismogramas, se efectuaron
las lectuas de los tiempos de arribo
de las ondas P en gabinete (Cuadro 1), y
luego se graficaron en función de la distancia
obteniendo las dromocronas (Fig. 4).
Cuadro 1: tiempos de arribo de ondas P (columnas 3 y 4) en los diferentes geófonos indicados en la columna
1 y ubicados según indica la progresiva (columna 2) para las posiciones de los puntos de emisión de energía T1,
T2 (ver Figs. 1, 3 y 4).
Figura 4: Dromocronas obtenidas para el perfil sísmico mostrado en la figura 1 y esquema de la figura 3. En el
Cuadro 2 se muestran los valores de velocidades sísmicas resultantes del análisis geofísico.
Los detalles de la fundamentación teórica
del método de refracción sísmica no se presentan
en este trabajo; los mismos pueden
obtenerse en la mayoría de los libros de exploración
geofísica (ej. Telford et al. 1990).
La velocidad sísmica promedio para distintas
capas del subsuelo se puede calcular a partir
de las dromocronas desde una regresión lineal
de los grupos de datos asociados a cada
una de ellas. Las pendientes de las rectas
se relacionan con la velocidad sísmica y el
buzamiento de cada capa del subsuelo. Así
por ejemplo, la velocidad del medio superior
(V1) puede obtenerse como la inversa de la
pendiente de la onda directa y, las velocidades
de los otros medios (V2 y V3) como la inversa de las pendientes de las otras ondas
refractadas (asumiendo que no hay buzamiento).
Se hace notar que en el estudio
realizado la mayor incertidumbre existe en la
determinación de los parámetros de la capa
superior ya que la recta correspondiente a la
onda directa no contiene una alta densidad
de puntos de observación (Fig. 4); esto conlleva
a una mayor incertidumbre en la estimación
del espesor de la primera capa.
En el caso de capas del subsuelo que inclinan,
el buzamiento para cada una de ellas
afecta a los tiempos de intersección y así
a las profundidades. En este caso, un detalle
de la geometría que siguen las ondas
refractadas para un modelo multicapas que
inclinan y la estimación de las velocidades y
profundidades correspondientes puede obtenerse
de Johnson (1976).
Siguiendo esta metodología que considera
el buzamiento, se procedió a estimar las velocidades
sísmicas y el espesor de cada capa
bajo las posiciones T1 y T2. Para ello se utilizaron
además de las velocidades obtenidas
a partir de las pendientes de las rectas que
representan a las ondas directa y refractadas,
el tiempo de intersección de la recta
correspondiente a la onda P refractada con
el eje de ordenadas de las dromocronas (eje
de tiempos de la figura 4).
Es importante destacar que no se observaron
variaciones significativas en la topografía
relevada a lo largo del perfil sísmico.
Así, este estudio permitió obtener un modelo
de velocidades sísmicas superficial utilizando
el método sísmico de refracción para
un perfil y contra-perfil que contiene al sitio
de la estación DOCA y los afloramientos
relevados alrededor de la misma (Fig. 5a),
correlacionando las unidades aflorantes con
aquellas interpretadas en profundidad.
Figura 5: a) unidades aflorantes observadas en las proximidades de la estación sismológica DOCA y detalle de los distintos tipos de rocas reconocidas. Se indican las localizaciones
de las muestras analizadas petrográficamente en corte delgado (figuras 5b-g) y la localización del tendido sísmico. La línea amarilla separa las rocas máficas de las
rocas sedimentarias; b) fotomicrografía de roca clástica cuarzosa (M1) en la que se observan granos de cuarzo (Qtz) con extinción ondulante y migración de borde de grano,
acompañado por granos de feldespato (Kfs), clorita (Chl) y biotita (Bt), aumento 10x con nicoles cruzados; c) M1con nicoles paralelos; d) fotomicrografía de gabro (M2) con textura poikilítica en el que se reconoce cristales de augita (Aug), plagioclasa (Pl) y clorita (Chl), aumento 5x con nicoles cruzados; e) fotomicrografía de M2 con nicoles
paralelos; f ) fotomicrografía de gabro de textura granuda media (M3) de composición similar a la muestra M2 con aumento 5x y nicoles cruzados; g) Fotomicrografía de
M3 con nicoles paralelos.
Relevamiento geológico de campo
En el relevamiento geológico de campo se
llevó a cabo la descripción de las unidades
aflorantes en las inmediaciones de la Reserva
Don Carmelo, previo estudio de los
antecedentes de la zona, aprovechando un
corte natural de la sierra la Invernada, aquí
denominada quebrada Don Carmelo (Fig.
1). Sobre este sector se discriminaron diferentes
unidades litológicas separando las
mismas en clásticas y volcánicas (Fig. 5a).
En las unidades clásticas reconocidas se observaron areniscas y grauvacas compuestas
por granos de cuarzo de granulometría
variable, de forma angulosa a subangulosa,
con extinción ondulante y en algunos casos
con migración de bordes; granos de feldespato
que constituyen un componente subordinado
fuertemente alterados a arcilla y
sericita; y finalmente, acompañan cristales
de biotita completamente alterados a clorita,
que junto al material arcilloso, ocupa el
espacio entre los componentes más importantes
(Figs. 5b y c).
Las unidades máficas están representadas
por cuerpos de diabasas y gabros de color
verde oscuro en corte fresco, de textura fina
a gruesa, con venillas de composición diorítica
en su mayoría de rumbo N-S con un
ancho de hasta 3 centímetros. La composición
mineralógica de estas rocas consiste en
clinopiroxeno; biotita alterando a clorita y
plagioclasas generalmente alteradas a arcilla,
sericita y calcita. En algunos especímenes
se observó textura subofítica a ofítica y
poikilítica, mientras que en otros es equigranular
(Figs. 5d-g).
En el contacto entre ambas litologías, no se
reconocen a simple vista cambios texturales
y/o composicionales, pudiendo observar en
algunos casos estructuras sedimentarias de
tipo convoluta en las proximidades de los
intrusivos máficos.
ANALISIS DE LOS RESULTADOS
Sísmica de refracción
La disposición del perfil sísmico se eligió
tomando en cuenta la zona más favorable
en las inmediaciones de la estación sismológica
DOCA, correspondiente a la de
menor pendiente ubicada sobre el flanco
occidental de la sierra de la Invernada y coincidente
con una traza aproximadamente
este-oeste, aprovechando las exposiciones a
lo largo de la quebrada natural Don Carmelo
con el objeto de mostrar variaciones
litológicas posibles de asociar a las velocidades
sísmicas investigadas (Figs. 1 y 2).
A partir de las mediciones y del análisis de
los sismogramas registrados, se procedió a
leer los tiempos de arribo de las ondas P
(Cuadro 1) y se graficaron los mismos en
función de las distancias para las cuales
fueron observados dichos tiempos de arribo
obteniendo así el gráfico camino-tiempo
que se muestra en la figura 4. El siguiente
pasó consistió en identificar la estructura
de subsuelo calculando las velocidades de
las ondas para distintas capas investigadas
(Cuadro 2) y la profundidad de las mismas
bajo los geófonos (Cuadro 3). Así, fue
posible obtener una sección transversal esquemática
en función de la profundidad de
las diferentes capas rocosas relevadas en el
ensayo geofísico (Fig. 6).
Cuadro 2: valores promedios obtenidos de las velocidades
sísmicas de ondas P (V1, V2 y V3) para el
modelo de tres capas de rocas relevadas en el ensayo
geofísico (Fig. 6) a partir de los tiros T1 y T2 en uno y
otro sentido (Figs. 1, 3 y 4).
Cuadro 3: Profundidades en metros de distintos tipos de rocas obtenidas de la interpretación de los registros
sísmicos (columnas 3 y 4), para las posiciones de la progresiva correspondientes (columnas 1 y 2).
Figura 6: Perfil esquemático que detalla la profundidad de las capas del subsuelo relevadas con el método de
refracción sísmica y las velocidades de ondas P interpretadas a partir de las dromocronas y el método de capas
con buzamiento (Fig.4).
Las velocidades Vp obtenidas indican valores de 550 m/s para el nivel más superficial correspondiente a la cobertura sedimentaria poco consolidada a consolidada que constituirían el abanico aluvial al pie de la sierra, un nivel intermedio de Vp de aproximadamente 1.700 m/s y, a mayor profundidad Vp de alrededor de 4.000 m/s representando niveles rocosos compactos y competentes (Cuadro 2). El análisis de las velocidades registradas indica su variación en función de la profundidad quedando asignados los valores de Vp encontrados a capas rocosas de diferente comportamiento mecánico y por lo tanto, diferente competencia. La investigación de la geometría del modelo sísmico indica una suave pendiente en la dirección de T1 a T2 (es decir de este a oeste) con un ángulo de buzamiento de las capas superiores menor a 1 grado. La estimación de velocidades y profundidades se resume en los Cuadros 2 y 3 y figura 6.
Comparación de los resultados sísmicos
con el análisis de la litología de la sierra
de la Invernada
Si bien el ensayo fue realizado a nivel de
superficie (profundidades máximas investigadas
menores que 16 m), los valores máximos
de velocidades medidas estarían representando
un material fuertemente compactado
cubierto de sedimentos detríticos de
origen aluvial acorde a la morfología de la
zona investigada. Este resultado es consistente
con las observaciones geológicas en
superficie, donde el material aflorante está
constituido por grauvacas y niveles de areniscas
sabulíticas muy bien compactados
de edad ordovícica, intruidas por cuerpos
de diabasas y gabros en relación de concordancia
con las sedimentitas. Es importante
destacar que estas litologías representan la
composición predominante de la sierra de
la Invernada y por lo tanto aquellas situadas
en las inmediaciones de la estación sismológica
DOCA (Figs. 1; 2 y 5a).
Las velocidades medidas para la capa más
profunda (> 4.000 m/s), para las rocas situadas
a mayor profundidad podrían corresponder
a sedimentitas clásticas o rocas
ígneas básicas tal como se reconocen en los
afloramientos. En este sentido, un análisis
sismológico más detallado que investigue
una mayor profundidad de penetración
puede ayudar a precisar alguna diferencia
entre las litologías de la sierra.
Otra información disponible en la zona de
la Reserva Don Carmelo proviene de estudios
de función del receptor y representan
niveles de corteza profunda. Para esta zona
se ha observado valores de espesor de la
corteza de 64 km y velocidades de ondas
P superiores a 6.000 m/s. En este sentido,
puede esperarse la continuación en profundidad
de las litologías observadas en superficie
indicando en este caso que las mismas
estarían afectadas en menor grado por meteorización
o bien corresponder a rocas máficas
y ricas en calcio (Grupo C en Fig. 7)
cuyas velocidades de ondas P son aún mayores
como se discute a continuación.
Figura 7: Diagrama simplificado (modificado de Brocher 2005) basado en observaciones independientes de Vp, Vs y Vp/Vs sobre litologías relevadas en otras regiones
(Brocher 2005) utilizado para comparar las velocidades de ondas sísmicas interpretadas geofísicamente en DOCA para el grupo de datos A y B (rectángulos con línea de
trazo, ver esquema de la figura 6) y predichas para las litologías observadas en afloramientos para el grupo de datos C (elipse con línea de trazo, ver figura 2). Los números
entre paréntesis indican las siguientes litologías y/o determinaciones: (1) Sedimentos holocenos; (2) Perfil sísmico vertical (VSP); (3) Aluviones cuaternarios; (4) Rocas
sedimentarias; (5) Complejo "Franciscan" de Norteamérica; (6) Tufas; (7) Granito saliniano de Norteamérica; (8) Meta-grauvacas y rocas máficas; (9) Rocas metamórficas;
(10) Corteza superior; (11) Velocidades modeladas para corteza y (12) Testigos de rocas máficas. Para mayores detalles ver Brocher (2005). Nótese la consistencia entre las
litologías presentes en el sector de estudio y los valores predichos para rocas máficas y metagrauvacas (Grupo C) de mayor velocidad de ondas P que las relevadas con el
método de sísmica de refracción.
DISCUSIÓN
El análisis litológico de las unidades aflorantes
en las cercanías de la Reserva Don
Carmelo y las mediciones realizadas mediante
el método de sísmica de refracción
permitió modelar un perfil en profundidad
con velocidades crecientes para dos capas
rocosas apoyadas sobre un substrato de mayor
velocidad. Los valores de velocidades
medidas indicarían para el nivel más profundo
situada a más de 13 m de profundidad
una composición de material clástico
compacto, una capa intermedia de material
meteóricamente disgregado y una cobertura sedimentaria de baja velocidad sísmica P
del orden de 550 m/s consistente con valores
globales (Grupo A en Fig. 7).
Tomando como base las mediciones globales
presentadas por Brocher (2005) que
compara las velocidades de ondas sísmicas P y la relación entre ondas sísmicas P y
S (Vp/Vs o el coeficiente de Poisson) en
base a datos obtenidos desde perforaciones
y mediciones de laboratorio, se estableció
un rango de velocidades Vp y Vp/Vs para
una amplia gama de litologías (Fig. 7).
En
el caso de las determinaciones geofísicas
de este trabajo y las litologías observadas
en superficie se observan estimaciones de
velocidades que se correlacionan con un
grupo de valores identificado como Grupo
de datos B en la figura 7. El grupo B con
Vp del orden de 4.000 m/s corresponde
a los mayores valores esperados para rocas
sedimentarias (Brocher 2005). Por otra
parte, las otras litologías relevadas (Figs. 2 y 5a) se corresponden con otro rango de
valores posibles de velocidades sísmicas
Vp mayores indicadas como Grupo de datos
C. El Grupo C puede exhibir valores
de Vp de hasta 6.200 m/s con una buena
correlación con los valores esperables para
rocas cristalinas máficas y enriquecidas en
calcio.
Otra observación interesante que se desprende
de los ajustes de parámetros petrofísicos
establecidos por Brocher (2005)
nos permite afirmar que las unidades
geológicas involucradas en la medición
corresponderían a material sedimentario
detrítico muy compacto pero fracturado
como para producir valores Vp/Vs elevados
del orden de 1,94 para meta-grauvacas
y rocas máficas de acuerdo al diagrama de
la figura 7, lo cual es consistente con las
observaciones en afloramiento (Fig. 5a).
Estas unidades fracturadas provocarían
una disminución de la velocidad de ondas
S (Vs) aunque el comportamiento de este
tipo de ondas sísmicas no ha sido relevado
o modelado en este trabajo.
Se destaca que para producir un promedio
de velocidades de ondas P de más de
6.000 m/s en la corteza de 64 km de espesor
como aquél determinado a partir del
apilamiento de funciones sísmicas del receptor,
las velocidades de la corteza media
e inferior deben experimentar un notable
aumento con la profundidad. Esta observación
es consistente con la presencia de litologías
de la faja de rocas máficas propuesta
en este sector de la sierra de la Invernada,
las cuales se corresponden con altos valores
de velocidades Vp.
CONCLUSIONES
Las mediciones geofísicas y geológicas relevadas
en el flanco occidental de la sierra
de la Invernada indican la presencia de metagrauvacas y rocas básicas en niveles
aflorantes estudiadas sobre un perfil en
las proximidades de la estación sismológica
DOCA. Las determinaciones de velocidades
Vp mapean litologías con grados
variables de meteorización, que pueden
ser separadas en tres grupos: el primero
correspondería a la cobertura sedimentaria
de baja velocidad sísmica, del orden
de 550 m/s (Grupo de datos A en figura
7); un segundo grupo con Vp de aproximadamente
4.000 m/s corresponde a los
mayores valores esperados para rocas sedimentarias
más compactas a mayor profundidad
(Grupo de datos B en figura 7).
Ambos grupos son consistentes con valores
globales determinados por Brocher (2005)
y con las litologías observadas en superficie.
El tercer grupo de datos, correspondería a
unidades relevadas tanto sobre el perfil sísmico
realizado como a escala más regional,
que consiste en potentes cuerpos de rocas
máficas intercalados entre material clástico
de granulometría fina. Si bien no se obtuvieron
para estos cuerpos máficos velocidades
sísmicas lo suficientemente altas, cabría
esperar para las mismas, a niveles de corteza
media a inferior, velocidades superiores
a los 6.200 m/s como así lo establecen
aquellas estimadas por Brocher (2005) y en
concordancia con las mediciones sismológicas
de esta zona de 64 km de profundidad
del Moho. Esta litología se separa de
las anteriores como Grupo C (Fig. 7) señalando para las mismas velocidades de Vp
esperadas para rocas cristalinas máficas y
enriquecidas en calcio que no han sufrido
fracturamiento por meteorización.
Estos valores tomados en conjunto muestran
una buena correspondencia con la
presencia de una faja de rocas máficas, probablemente
asociada a una faja ofiolítica en
este sector de Precordillera.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo ha sido posible gracias al apoyo logístico brindado por la Reserva Don Carmelo agradeciendo cálidamente al señor propietario de la Reserva Don Arturo Curatola y a Andrés Calderón y Sergio Pérez. Agradecemos los comentarios y sugerencias de dos árbitros anónimos y editores Dr. Rubén Somoza y Dr. Pablo Pazos que ayudaron decididamente a mejorar este artículo. Las actividades se enmarcan en el Proyecto de Investigación financiado por la UNSJ (CICITCA E888) y FONCyT2011- 160 para el periodo 2011-2013, PIP-0072 (2011-2013).
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
1. Banchig, A. L. 1995. Evolución del talud continental Cambro-Ordovícico entre el río San Juan y Los Sombreros, San Juan. Tesis doctoral, Universidad Nacional de San Juan (inédita), 202 pp., San Juan.
2. Banchig, A. L. 1996. Litofacies y Paleoambiente Sedimentario del Ordovícico clástico de la sierra de la Invernada (Formación Sierra de la Invernada), Precordillera Central, San Juan. 6°Reunión Argentina de Sedimentología, 111-116, Bahía Blanca.
3. Basilici, G., Peralta, S. y Finney, S. C. 2003. The Portezuelo del Tontal Formation: A widespread storm-dominated siliciclastic shelf of the lower Caradocian, Western Precordillera, San Juan Province, Argentina. 3° Latinoamerican Congress of Sedimentology (Abstract), Belem Do Para, Brasil.
4. Basilici, G., Cutolo, A., Gomes Borges, J.P., Henrique, A. y Moretti, P.A. 2005. Ordovician storm-dominated basin and the evolution of the western Gondwana margin (Portezuelo del Tontal, Sierra de la Invernada and Yerba Loca formations, Argentine Precordillera). In: Pankhurst, R.J., Veiga, G.D. (eds.). Gondwana 12. "Geological and Biological Heritage of Gondwana", Mendoza, Academia Nacional de Ciencias, Abstracts, p. 64.
5. Brocher, T. 2005. Empirical relations between elastic wavespeeds and density in the Earth's crust. Bulletin of the Seismological Society of America, 95: 2081-2092.
6. Christensen, N. y Mooney, W. 1995. Seismic velocity structure and composition of the continental crust: A global view. Journal of Geophysical Research, 100: 9761-9788.
7. Christensen, N. 1996. Poisson's ratio and crustal seismology. Journal of Geophysical Research, 101: 3139-3156.
8. Cortelezzi, C., G. Furque y Paulicevic. R., 1982. Estudio petrológico de la lavas en almohadilla del Katiano inferior a medio de la zona de Rodeo. Departamento Iglesia. Provincia de San Juan. República Argentina. 5° Congreso Latinoamericano de Geología, actas, 161-172.
9. Furque, G. 1983. Descripción Geológica de la Hoja 19c - Ciénaga de Gualilán Boletín Servicio Geológico Nacional, 111 pp.
10. Furque, G. y Caballé, M. 1985. Paleozoico inferior en el Cerro Bayo, sierra de la Invernada, San Juan. Revista del Museo de la Plata (Nueva Serie), 1-18. La Plata.
11. Furque, G. y Caballe, M. 1988. Descripción de la sierra de la Invernada, San Juan. Dirección Nacional de Geología y Minería (Inédito), 1-76. Buenos Aires.
12. Gans, C.R., Beck, S.L., Zandt, G., Gilbert, H., Alvarado, P., Anderson, M. y Linkimer, L. 2011. Continental and oceanic crustal structure of the Pampean flat slab region, western Argentina, using receiver function analysis: new high-resolution results. Geophysical Journal International 186: 45-58.
13. Gomes, J. P. B., Basilici, G., Cutolo, A. A., Henrique, A. y Moretti, P. A. Jr. 2005. The importance of storm-gravitational combined flows on the construction of sandstone reservoirs in siliciclastic shelves: analogous in Portezuelo del Tontal and Sierra de la Invernada Formations (middle-upper Ordovician, Precordillera Argentina). Gondwana 12 "Geological and Biological Heritage of Gondwana", Mendoza, Academia Nacional de Ciencias, Abstracts, p. 174.
14. Johnson, S. H. 1976. Interpretation of splitspread refraction data in terms of plane dipping layers. Geophysics 41: 418-424.
15. La Motte, G. M. 1996. Estratigrafía y estructura en la Quebrada de Aparicio, sierra de la Invernada, departamento de Ullúm, San Juan. Trabajo final de Licenciatura, Facultad de Ciencias Exáctas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan. Inédito, 210 pp.
16. Monsalvo, G. 2011. Instalación de estación sismológica de tiempo real. Análisis de datos mediante SAC. Práctica Profesional de la Especialidad de Licenciatura en Geofísica, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan, 50 pp.
17. Moretti, P. A. 2009. Análise de Fácies e Modelo Paleodeposicional da Plataforma Siliciclástica Ordoviciana da Pré-Cordilheira Argentina. Subcomissão de Pós-graduação em Ciências e Engenharia de petróleo, Faculdade de Engenharia Mecânica e Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, 126 pp. São Paulo, Brasil.
18. Ortega G., Albanesi, G. L., Banchig, A. L. y Peralta, G. L. 2008. High resolution conodont- graptolite biostratigraphy in the Middle- Upper Ordovician of the Sierra de la Invernada Formation (Central Precordillera, Argentina). Geológica Acta, 2: 161-180.
19. Pittaluga, A., Banchig, A. L., y Bordonaro, O. L. 1997. Depósitos olitostrómicos Silúricos-Devónicos en la Quebrada de Vallecitos, sierra de la Invernada, Precordillera Central, San Juan. II Jornadas de Geología de Precordillera, Actas I: 54-59.
20. Spalletti, L. A., Cingolani, C. A., Varela, R., y Cuerda, A. J. 1989. Sediment gravity flow deposits of Ordovician deep-sea fan system (western Precordillera, Argentina), Sedimentary Geology, 287-301.
21. Telford, W.M., Geldart, L.P. y Sheriff, R.E. 1990. Applied geophysics. Cambridge (England), New York: Cambridge University Press., 770 p.
Recibido: 07 de septiembre, 2012
Aceptado: 24 de febrero, 2013