ARTÍCULOS
Modelo estructural del área termal de la Sierra La Candelaria, departamento Rosario de la frontera, Salta
Raúl Seggiaro1,2, Eduardo Gallardo1, Néstor Aguilera1, Néstor Vitulli1, Esteban Brandan1, Víctor Bercheñi1,2, Emilio Barrabino3, Melina Celedon3 y Agustina Villagran1
1 Consejo de Investigaciones, Universidad Nacional de Salta. E-mail: ruliseggiaro@yahoo.com.ar
2 Servicio Geológico Minero Argentino, Salta.
3 CONICET, Universidad Nacional de Salta, Salta.
RESUMEN
Las surgencias termales de Rosario de La Frontera se emplazan en el norte de la sierra La Candelaria situada en la franja suroriental del Sistema de Santa Bárbara, provincia de Salta. Esta sierra forma parte de una faja plegada que involucra el basamento integrado por la Formación Medina, depósitos cretácicos y paleógenos del Grupo Salta y las secuencias neógenas del Grupo Orán. A partir del mapeo y de la interpretación de dos líneas sísmicas extendidas al oeste y al este de la sierra, se construyeron tres secciones estructurales que, integradas, definen un sistema de corrimientos vergentes al este. El corrimiento que elevó la sierra La Candelaria produjo la rotación de una falla normal cretácica, inclinada al este, con un mecanismo corroborado por modelado analógico. La intensa fracturación del basamento en la zona de falla sumado a los depósitos de sin-rift del Subgrupo Pirgua dio como resultado una zona de alta permeabilidad, que conectó el reservorio de agua caliente con la superficie. Este reservorio se ubica en la base del Subgrupo Pirgua a 2.500 m de profundidad. La temperatura de equilibrio en el reservorio fue calculada por geotermometría en 130º C y el gradiente geotérmico local en 0,046º C/m. El valor anómalo del gradiente se corresponde con un ascenso relativamente joven de la sierra. La surgencia de aguas termales a más de 90º C se explica mediante la circulación rápida del agua por fracturas en un recorrido relativamente corto hacia la superficie.
Palabras clave: Geotermia; Inversión tectónica; Modelo análogo; Rosario de la Frontera; Sistema de Santa Bárbara.
ABSTRACT
Structural model of the Sierra La Candelaria thermal area, Department of Rosario de la Frontera, Salta
The thermal springs of Rosario de la Frontera are located in the extreme north of La Candelaria belt within the southeastern part of Santa Barbara System. La Candelaria belt belongs to a fold and thrust belt which involves a low grade metamorphic basement of Medina Formation, cretaceous and paleogene syn and post-rift Salta Group deposits and the Orán Group Neogeneforeland sequences. From the map of La Candelaria belt and the interpretation of two seismic lines extended to the west and to the east, three structural sections were constructed, from which it was possible to define an imbricate thrust system with the vergence to the east.The thrust that elevate La Candelaria belt rotates a Cretaceous normal fault deeping to the east. This rotation mechanism was simulated in an analog model. From the intense fracturation of the basement along the fault zone and the synrift Pirgua Subgroup deposits result a high permeability zone that allow to connect a hot water reservoir with the surface. This reservoir, located 2.500 m deep, at the base of Pirgua Subgroup, has water equilibrium temperatures of 130º C showing a local anomalous gradient of 0,046º C/m. The anomalous gradient is in correspondence with a young uplift of the belt. The thermal waters surgence at 90° C is explained by fast water circulation along fractures to the surface.
Keywords: Geothermic; Tectonic inversion; Analog model; Rosario de la Frontera; Santa Bárbara System.
INTRODUCCIÓN
El noroeste argentino cuenta con manifestaciones de aguas termales que pueden ser agrupadas en dos regiones bien diferenciadas, las vinculadas al arco magmático en sentido amplio, localizadas en la Puna y las que se emplazan a lo largo de la franja oriental de la faja plegada y fallada de antepaís que integra el sistema subandino en general (Fig.1). Estos dos ambientes geológicos sugieren, a priori, diferencias genéticas y estructurales entre sus respectivos campos geotérmicos. Mientras que en la Puna, los campos termales están asociados a gradientes térmicos elevados por el magmatismo y a estructuras de aparatos volcánicos o cuerpos intrusivos, en la faja plegada, la ausencia de magmatismo y de aparatos volcánicos requiere modelos diferentes para explicar su presencia. Dentro de la faja plegada y corrida, el Sistema de Santa Bárbara (Fig.1) cuenta con un rosario de manifestaciones termales alineadas en sentido norte sur que se disponen frecuentemente en las proximidades de fallas normales, generadas durante la extensión cretácica, algunas de ellas parcial o totalmente invertidas. Entre estas surgencias se destacan las de Rosario de La Frontera,emplazadas en el extremo norte de la sierra La Candelaria, con temperaturas que alcanzan los 90º C (Fig. 2). Si bien el origen de las anomalías térmicas del Sistema de Santa Bárbara es aún incierto debido a la ausencia de estudios geofísicos específicos, Seggiaro et al. (1997) e Invernizzi et al. (2014) coinciden en proponer para Rosario de la Frontera un modelo de calentamiento a partir de la circulación profunda de aguas meteóricas, sin otra fuente de calor que el gradiente térmico local. Este modelo justifica la surgencia de aguas a temperaturas elevadas mediantela circulación rápida desde el reservorio hasta la superficie a lo largo de fallas de alto ángulo que alcanzan niveles profundos de la corteza.
Figura 1: Mapa de ubicación del área de estudio con la distribución regional de las fuentes termales.
Figura 2: Mapa geológico de la sierra La Candelaria y alrededores.
En este trabajo se presentan nuevas secciones estructurales a partir de datos de superficie y de información de subsuelo que complementan y ajustan el modelo geotérmico propuesto por Seggiaro et al. (1997) e Invernizzi et al. (2014) y el estilo de deformación dominante en la región de la sierra La Candelaria. La interpretación del modelo geotérmico conceptual y del mecanismo de circulación de las aguas termales fue elaborada en base al análisis integral de las características litológicas de las unidades estratigráficas para definir potenciales rocas sello y reservorios, la geometría de las estructuras principales y la caracterización geoquímica y geotermométrica de las aguas termales.
METODOLOGÍA
La información de superficie fue volcada sobre un mapa geológico a escala 1:50.000 y se complementó con el análisis de las secciones sísmicas de YPF L 04207 y L 36100 (Fig.2) representadas con visualizador Seis View, sobre las que se extrapolaron datos geológicos del pozo de YPF. Ar.X1 (El Arenal), localizado al oeste de Rosario de la Frontera (Fig.2). A partir de la información de superficie y de subsuelo se elaboraron perfiles balanceados mediante los cuales se obtuvo la geometría y profundidad de despegue de los corrimientos principales. La evolución de la estructura mayor de la sierra La Candelaria fue analizada y reproducida a escala en una mesa de modelado analógico, con capas de arenas de colores y granulometrías diferentes en una caja de deformación de 50 cm por 30 cm, con movimiento controlado por motor paso a paso. El análisis de la fuente de calor del modelo geotérmico fue realizado a partir de datos geoquímicos de las aguas tomados de Seggiaro et al. (1995) y de las temperaturas de pozos exploratorios cercanos (Fig.2).
MARCO TECTÓNICO
La sierra La Candelaria (Fig.2) forma parte
del Sistema de Santa Bárbara desarrollado
durante la orogenia andina, como
una faja plegada y corrida de piel gruesa
que involucra rocas con edades precámbricas
hasta cenozoicas.
El Sistema de Santa Bárbara limita al
oeste con la Cordillera Oriental por medio
del frente de fracturación Tacónico
Oriental (Baldis et al. 1976) y con la llanura
chaqueña al este (Fig. 1). Fue originalmente
incluido dentro de las Sierras
Subandinas por Bonarelli (1913), con un
criterio que obedeció más a su ubicación
geográfica, alineada en sentido meridiano
con dichas sierras, que a sus características
geológicas. Trabajos posteriores
de Baldis et al. (1976) y Rolleri (1976), consideraron
al Sistema de Santa Bárbara como
una unidad diferenciada del resto de
las provincias geológicas en base a la litología
aflorante y a su estilo estructural.
La presencia del basamento leptometamórfico
y de espesores restringidos de
unidades paleozoicas en contacto discordante
con estratos cretácicos de sinrift,
diferencia la estratigrafía del Sistema
de Santa Bárbara de la de las Sierras Subandinas
septentrionales, caracterizada
por sucesiones del Paleozoico inferior
mejor desarrolladas y una potente columna
del Paleozoico superior que representa
el extremo sur de la cuenca de Tarija
(Azcuy y Caminos 1988). La estratigrafía
del Sistema de Santa Bárbara se diferencia
también de las Sierras Pampeanas (Fig.
1), localizadas al sur, donde el basamento metamórfico subyace en discordancia a
los estratos terciarios.
El Sistema de Santa Bárbara presenta evidencias
estratigráficas y estructurales de
algunos de los eventos tectónicos más
destacados que caracterizan al noroeste
argentino: la fase Tilcara, del Cámbrico
inferior (Turner y Méndez 1975, Turner y
Mon 1979), cuya deformación impresa en
las unidades del basamento proterozoico
constituye el límite entre los ciclos Pampeano
y Famatiniano (Aceñolaza y Toselli
1976), la extensión cretácica, ocurrida
durante elciclo Andino con la generación
de un rift intracratónico, y el desarrollo
posterior de un sistema compresivo de fajas
plegadas y falladas iniciado a partir del
Paleógeno. El estilo estructural del Sistema
de Santa Bárbara está dominado por
corrimientos frecuentemente inducidos
por la reactivación de fallas normales, característico
de cuencas extensionales parcialmente
invertidas (McClay y Buchanan1992).
El Grupo Salta (Turner 1959), que se extiende
desde el Cretácico hasta el Paleógeno,
guarda registro del inicio del ciclo
orogénico Andino, desarrollándose inicialmente
en una cuenca mecánica de rift seguida de un estadio de subsidencia térmica (Bianucci et al. 1981, Salfity y Marquillas
1986, 1994). Los depósitos de
pre-rift, sobre los que se apoyan en discordancia
angular los sedimentos del Grupo
Salta, están integrados por sucesiones paleozoicas
y proterozoicas. Las diferentes
orientaciones de las fallas extensionales
del rift y el subsecuente acortamiento en
dirección oeste - este dio como resultado
un complejo sistema de inversión tectónica
selectiva (Salfity 1979, Grier et al. 1991,
Monaldi et al. 2008).
La compresión andina estructuró cuencas
fragmentadas con corrimientos fuera
de secuencia, muchos de los cuales fueron
inducidos por la inversión de fallas normales
cretácicas (Mon et al. 2005, Iaffa et
al. 2011a), por la reactivación de estructuras
paleozoicas (Seggiaro et al. 2014) o
por anisotropías del basamento (Iaffa et
al. 2014).
Al restituir el acortamiento andino, llevando
la base del Cretácico a la horizontal,
se revela la existencia de un sustrato
pre-cretácico heterogéneo (Salfity y Marquillas
1989), tanto en el Sistema de Santa
Bárbara como en la Cordillera Oriental.
Esta relación discordante fue representada
en algunas secciones geológicas (Mon et al. 1993, Alonso et al. 2012, Seggiaro y
Aguilera 2014) con fallas y pliegues paleozoicos
truncados angularmente por la
secuencia cretácica, algunos de ellos con
mayor desplazamiento que los andinos.
Algunas de estas fallas paleozoicas fueron
reactivadas, favoreciendo la generación
de fallas normales en el Cretácico (Hongn
y Seggiaro 1998, Iaffa et al. 2014), o exhumadas
y transportadas pasivamente durante
el desarrollo de la faja plegada andina
(Seggiaro et al. 2014).
La influencia de la inversión de fallas normales
cretácicas en la estructuración del
Sistema de Santa Bárbara (Bianucci et al.
1981, Cristallini et al. 1997, Mon et al. 2005,
Iaffa et al. 2011a, b) lo diferencia del sistema
de faja plegada de piel fina de las
Sierras Subandinas (Allmendinger et al.
1983, Aramayo Flores 1989, Mingramm
et al. 1979) y del fallamiento de bloques
de basamento de las Sierras Pampeanas
(González Bonorino 1950, Jordan y Allmendinger
1986, González y Mon 1996).
Estos abruptos cambios estructurales entre
las Sierras Subandinas, el Sistema de
Santa Bárbara y las Sierras Pampeanas son
aproximadamente coincidentes con los
bordes del rift cretácico (Grier et al. 1991,
Kley y Monaldi 2002).
Los corrimientos andinos alcanzaron el
Sistema de Santa Bárbara durante el Mioceno
superior- Plioceno inferior y fueron
reactivados en el Pleistoceno-Holoceno
(Carrera et al. 2006, Carrapa et al. 2011).
Las profundidades de despegue de los corrimientos
fueron estimadas en 20 km
por Cristallini et al. (1997) y en 10 km y 16
km por Kley y Monaldi (2002).
Los depósitos de antepaís, coetáneos con
la estructuración y el avance hacia el este
de la faja plegada y fallada, están representados
por los ciclos fluviales grano y
estratocrecientes del Grupo Orán (Russo
1972). Algunas fallas normales reactivadas
están selladas por las secuencias superiores
del Grupo Orán, indicando un
episodio de inversión pre Mioceno medio
(del Papa et al. 2004), mientras que otras
involucran estratos del Mioceno Superior
al Plioceno (Mon et al. 2005). Estas fallas
normales adquieren especial relevancia
en el análisis de las fuentes termales
del Sistema de Santa Bárbara, ya que favorecen
la penetración de aguas meteóricas
hasta profundidades donde se alojan
reservorios con temperaturas suficientemente
elevadas (Seggiaro et al. 1997, Invernizzi
et al. 2014).
GEOLOGÍA DE LA SIERRA LA CANDELARIA
Estratigrafía
La columna estratigráfica en la región
norte de la sierra La Candelaria (Fig.3) se
inicia con rocas del basamento precámbrico
- eocámbrico de la Formación Medina
(Bossi 1969), integrado por filitas y
esquistos de bajo grado con tonalidades
grises y verdosas. La abundancia de micropliegues,
el clivaje de crenulación y las
frecuentes venas de cuarzo son características
distintivas de esta unidad. Sobre
la Formación Medina se asienta en discordancia
angular el Grupo Salta (Turner
1959) compuesto por el Subgrupo Pirgua
(Reyes y Salfity 1973), sincrónico con
el desarrollo del rift cretácico, el Subgrupo
Balbuena (Moreno 1970) generado durante
la etapa de subsidencia debido al enfriamiento
del sistema de rift y el Subgrupo
Santa Bárbara (Moreno1970), correspondiente
a la etapa de post-rift.
El Subgrupo Pirgua está integrado por
conglomerados polimícticos y areniscas
cuarzosas continentales rojas (Moreno
Espelta et al. 1975, 1976) con participación
de rocas intrusivas y volcánicas
alcalinas integradas por basaltos olivínicos,
traquitas olivínicas y brechas. Presenta
un abrupto incremento de más de
1000 m de espesor en la ladera oriental de
la sierra La Candelaria respecto de su ladera
occidental.
El Subgrupo Balbuena, del Cretácico tardío
a Paleógeno temprano, se asienta concordantemente
sobre el Subgrupo Pirgua.
Durante su depositación se produjo una
notable disminución de la actividad tectónica
manifiesta por la escasa frecuencia de
fallas normales que lo afectan (Bianucci et
al. 1981) y por la continuidad lateral de sus
espesores. Se reconocieron las tres formaciones
que integran el Subgrupo Balbuena
con un espesor total de 185 m.
Figura 3: Columna estratigráfica generalizada de la sierra La Candelaria. A la derecha se muestran las permeabilidades
de las unidades.
La Formación Lecho (Turner 1959) presenta niveles conglomerádicos compuestos por clastos finos de cuarzo, pelitas y areniscas amarillentas de grano fino a mediano dispuestas en bancos tabulares de aspecto masivo. La Formación Yacoraite (Turner 1959) está integrada por areniscas calcáreas, calcarenitas, calizas y limolitas grises amarillentas y verdosas dispuestas en estratificación mediana a fina. La Formación Olmedo (Moreno 1970) fue identificada en la región con 15 m de limolitas y lutitas calcáreas grises oscuras de estratificación fina a mediana. Durante el Paleógeno se depositaron secuencias continentales del Subgrupo Santa Bárbara en discordancia regional sobre el Subgrupo Balbuena. Las unidades basales Mealla y Maíz Gordo (Moreno 1970), están constituidas por areniscas y arcilitas con intercalaciones carbonáticas mientras que la unidad superior, integrada por la Formación Lumbrera, se compone de estratos rojos de origen mayoritariamente fluvial. En discordancia erosiva sobre el Grupo Salta sobreyacen secuencias fluviales granocrecientes del Grupo Orán, como registro sedimentario de la elevación y el avance del frente orogénico andino durante el Neógeno. El Grupo Orán está subdividido en los subgrupos Metan y Jujuy (Gebhard et al. 1974). El Subgrupo Metán, integrado por las formaciones Río Seco, Anta y Jesús María presenta buenos afloramientos en los anticlinales menores que generan las sierras Termas y Balboa, ubicadas al norte de la sierra La Candelaria (Fig.4). La Formación Río Seco está integrada por areniscas grises amarillentas a grises rosadas, de aspecto sacaroide, con estratificación masiva y entrecruzamientos de gran escala. Intercalan en menor proporción niveles lenticulares de conglomerados polimícticos finos y bancos fangolíticos de tonalidades rojizas y verdosas. La Formación Anta (Gebhard et al. 1974) está integrada por pelitas amarillo verdosas y areniscas limosas de coloración marrón rojiza con estratificación mediana a gruesa. Esta unidad presenta, hacia el este de la sierra, frecuentes niveles con yeso singenético y bancos tobáceos. El espesor promedio de la Formación Anta obtenido por Nesossi (1947) es de 400 m. La Formación Río Salí (Ruiz Huidobro 1960), equivalente a la Formación Anta, aflora en el extremo suroriental de la sierra de La Candelaria. Consta de un miembro basal compuesto por areniscas con intercalaciones de fangolitas rojizas y conglomerados polimícticos y un miembro superior, de colores amarillentos, verdes y grises, integrado por pelitas y areniscas con intercalaciones de yeso de varios metros de potencia. La sección inferior de La Formación Río Salí está intruida por diques y filones capas de basaltos grises oscuros (Viramonte et al. 1994) y cuerpos de lavas con disyunción columnar de alrededor de 600 m de largo por 400 m de ancho.
Figura 4: Mapa geológico detallado del norte de la sierra La Candelaria. AB: traza del perfil geológico
representado en la figura 5.
Hacia el techo del Subgrupo Metán, continúa la Formación Jesús María (Gebhard et al. 1974) con secuencias de limolitas y fangolitas arenosas intercaladas con areniscas. Las areniscas presentan estructura interna entrecruzada e intercalaciones de niveles finos de conglomerados con clastos de cuarzo e intraclastos pelíticos. El espesor promedio estimado para esta unidad es de 250 m. El Subgrupo Jujuy de edad pleistocena, refleja los depósitos proximales del frente orogénico y de cuencas intramontanas. Está dispuesto en relación pseudo-concordante sobre el Subgrupo Metán, con secuencias grano y estrato crecientes que se inician con depósitos fluviales de areniscas medianas y conglomerados finos a medianos y culminan con conglomerados polimícticos gruesos y masivos de abanicos aluviales.
Estructura
La sierra La Candelaria presenta las mayores
alturas de toda la franja suroriental
del Sistema de Santa Bárbara. Constituye
el reflejo topográfico de un braquianticlinal
elongado en sentido meridiano con
núcleo en el basamento (Moreno Espelta
et al. 1975). Desde la sierra La Candelaria
hacia el este, el paisaje está modelado
por suaves lomadas que pasan transicionalmente
y en pocos kilómetros a la llanura
chaqueña (Fig. 2).
El plegamiento y la elevación de la sierra
La Candelaria se produjo como consecuencia
del corrimiento Candelaria, con
vergencia oriental y emergente al este de la
sierra (Fig. 4).
A partir de datos de superficie se realizó
el perfil AB (Figs. 4 y 5), transversal a las
estructuras principales, que se balanceó
por longitudes estratales obteniendo un
acortamiento del 20%.
El corrimiento Candelaria está cortado en
una sección oblicua por la falla Candelaria
Este (CE) que pone en contacto el basamento
con el Subgrupo Pirgua (Fig. 5).
Al norte y noreste de la falla CE, el
Subgrupo Pirgua aumenta bruscamente
su espesor, claramente visible en la sección
palinspástica de la Figura 5. Al ubicar
el punto nulo en el techo del Subgrupo
Pirgua, la falla CE queda debajo e
inclinada hacia el este, delimitando el
borde de un hemigraben cretácico, por lo
que se interpreta que la misma fue rotada
por el corrimiento Candelaria durante la
tectónica andina.
La inclinación original hacia el noreste
de la falla CE durante su etapa como falla
normal, está en correspondencia con otras fallas normales cretácicas observadas
en la depresión de Metán por Cristallini et al. (1997), pocos kilómetros al norte
de la sierra La Candelaria.
El braquianticlinal de La Candelaria, se
transfiere en el extremo norte de la sierra
a un conjunto de fallas y pliegues suaves,
entre los que se destacan los anticlinales
Balboa y Termas (Fig. 4), en coincidencia
con el incremento de los espesores de las
secuencias cretácicas y la presencia de los
estratos neógenos.
El anticlinal Termas está cortado en su
flanco occidental por un retrocorrimiento
a lo largo del cual emergen la mayoría
de las fuentes termales de la sierra (Fig.
4). Este retrocorrimiento fue observado
en superficie y detectado en el subsuelo,
frente al Hotel Termas, por medio de sondeos
eléctricos verticales (SEV), donde el
bloque inferior se encuentra al oeste con
un rechazo estimado en 170 m (Seggiaro et al. 1994).
Figura 5: a) Sección AB transversal a la sierra La Candelaria donde se observa el corrimiento Candelaria con la falla CE rotada y plegada sobre el bloque colgante;
b) Reconstrucción palinspástica con la posición original de la falla CE en el borde de un hemigraben cretácico. Al costado se comparan los gradientes geotérmicos
normal (GN) y anómalo (GA) antes y después de la deformación. 130 °C: temperatura actual del reservorio; 150°C: temperatura en el reservorio antes de la elevación
de la sierra.
A los fines de adquirir una visión estructural regional, la sección transversal de la sierra La Candelaria fue extendida lateralmente integrándola con las interpretaciones de las líneas sísmicas de YPF: L 04207 al oeste y L 36100 al este (Fig. 2). La sección sísmica LS 04207 muestra en su parte media el corrimiento El Arenal, vergente al este (Fig. 6) y enraizado en el nivel de despegue principal dentro del basamento.Las unidades diferenciadas en la sección sísmica fueron extrapoladas de los datos de profundidades del pozo El Arenal (YPF.St.Ar.X1), ubicado sobre la charnela del anticlinal El Arenal, pocos kilómetros al norte de la línea sísmica (Fig. 2).El corrimiento El Arenal desarrolló un pliegue que presenta en superficie una curvatura suave de los depósitos del Subgrupo Jujuy (Fig. 6). El perfil sísmico muestra reflectores de buen realce correspondientes a la Formación Yacoraite y al Subgrupo Pirgua. El nivel de despegue estimado se encuentra a 8 km de profundidad. Al este de la sierra La Candelaria, la línea sísmica LS 36100 muestra dos corrimientos con vergencia hacia el este (Fig. 7). El ubicado al poniente, corresponde al sector emergente del corrimiento Candelaria donde el basamento y los estratos del Subgrupo Pirgua suprayacentes cabalgan sobre depósitos terciarios. El corrimiento Antillas ubicado al este del anterior, alcanza los 5000 m de profundidad en las proximidadesde la sierra La Candelaria y genera un pliegue de amplio radio de curvatura en su bloque colgante (Fig. 7). En esta sección se observa que el Subgrupo Pirgua presenta el mayor espesor en la proximidad de la falla CE y se adelgaza hacia el este. El perfil esquemático de la figura 8 permite observar, de manera integral, la estructuración regional de los tres corrimientos vergentes hacia el antepaís, con un nivel de despegue que pasa de 8 km de profundidad en el oeste a 2,5 km en el este.
Figura 6: Sección sísmica L04207 (Fig. 4) con la respectiva interpretación donde se muestra el corrimiento
El Arenal. El pozo El Arenal fue proyectado sobre la línea sísmica siguiendo la charnela del pliegue homónimo
(Fig. 2).
Figura 7: Sección sísmica L36100 (Fig. 4) con la respectiva interpretación donde se observan los corrimientos
Candelaria y Antillas.
Figura 8: Sección integral del sistema
de corrimientos Arenal, Candelaria
y Antillas, con vergencia
oriental. Se observa la falla CE deformada
por el corrimiento Candelaria.
La traza correspondiente a la
sección AB está representada en la
figura 4. Las secciones sísmicas corresponden
a las figuras 7 y 8.
MODELADO ANALÓGICO
La cinemática de reactivación y rotación de la falla CE durante la compresión generada por el corrimiento Candelaria, fue analizada en laboratorio mediante un modelado analógico. La sección ensayada partió de la reproducción a escala de la reconstrucción palinspástica del perfil AB representada en la figura 5. El modelo fue preparado simulando estratos con arenas de diferentes colores y la falla normal fue inducida mediante un papel film inclinado en dirección contraria al pistón de empuje (Fig. 9).
Figura 9: Construcción del modelo analógico. La
falla normal cretácica fue simulada por el papel
film. La arena roja representa los depósitos de sinrift (Subgrupo Pirgua).
La deformación de la sección fue generada por compresión mediante un motor paso a paso hasta lograr el acortamiento del 20 % calculado para la sección AB (Fig. 10). El estrato oscuro simula la unidad de sinrift depositada en un hemigraben con fuerte aumento de espesor en el bloque colgante (Fig. 10a). Durante la primera etapa de deformación se produjo el plegamiento y la elevación parcial del sector equivalente a la sierra La Candelaria (Fig. 10b). Luego comenzó la rotación de la falla normal hasta rebatir su inclinación en sentido contrario al transporte tectónico (Fig. 10c). Cuando la falla normal quedo rebatida y con alto ángulo, se bloqueó su desplazamiento y se generó un corrimiento por delante de manera similar al corrimiento Candelaria (Fig. 10c). La geometría final obtenida en el modelado analógico resulto satisfactoriamente comparable por su similitud con la del perfil AB (Fig. 10d). Las observaciones de los pasos evolutivos realizadas durante su desarrollo, enriquecieron la interpretación de la cinemática propuesta para la sierra La Candelaria.
Figura 10: Modelo analógico de la sierra La Candelaria; a) Estado predeformacional, elaborado a partir de la sección palinspástica AB (arriba); b) Plegamiento del
bloque yaciente y rotación de la falla normal; c) Generación del corrimiento Candelaria; d) Estado final. Nótese la similitud del modelo con la disposición del corrimiento
Candelaria y la falla CE de la sección AB (abajo).
GEOQUÍMICA
Las termas de Rosario de la Frontera localizadas en el extremo norte de la sierra La Candelaria (Fig. 4), fueron caracterizadas desde el punto de vista geoquímico por Seggiaro et al. (1995) a partir del muestreo de seis surgencias principales y por Chiodi et al. (2012) con análisis isotópicos de aguas y gases. Los resultados de estos análisis indican que las aguas termales tienen un origen predominantemente meteórico. Las muestras de Seggiaro et al. (1995) fueron analizadas por sus contenidos químicos mayores cuyos resultados se presentan en el Cuadro 1. Las muestras M1, M3, M4 y M5 caen en el campo de aguas bicarbonatadas diluidas o periférica y las M2 y M6 en el de cloruradas alcalinas de acuerdo a la clasificación de Ellis y Mahon (1977) (Fig. 11). Las relaciones Cl/B, Na/K y Cl/Mg (Cuadro 2) dan resultados que evidencian diferentes proporciones de mezcla con aguas someras entre los cuales la muestra M2 es la más representativa de la fuente original. Las relaciones Cl/Mg obtenidas en todas las muestras son indicadoras de campos geotérmicos de baja entalpía. Los resultados analíticos de la relación Mg/K volcados en el diagrama propuesto por Giggenbach y Corrales Soto (1992) (Fig. 12), caen en el campo de aguas inmaduras cerca del límite de aguas parcialmente equilibradas. En el cuadro 2 se muestra el rango de temperaturas de equilibrio obtenido a partir de los geotermómetros de K-Mg, K-Na y SiO2. Las temperaturas de equilibrio de K-Mg calculadas en base al modelo de Giggenbach (1988) varían entre 90º C y 130º C, mientras que, usando el geotermómetro K-Na fueron encontradas temperaturas comprendidas entre 160º C y 260º C (Seggiaro et al. 2005). Dado que el sistema K-Mg se equilibra más rápido que el de K-Na, las temperaturas obtenidas mediante el geotermómetro KMg son atribuibles a condiciones de mezcla con aguas freáticas.Las temperaturas K-Na descartan reacciones adicionales en niveles más someros, por lo que podrían reflejar las condiciones de la fuente, no obstante, Giggenbach (1988) sugiere la no aplicación de este geotermómetro para las aguas bicarbonatadas diluidas.
Cuadro 1: Composición Química (mg/kg) de aguas surgentes en el campo geotermal
Rosario de La Frontera (Seggiaro et al. 1995).
Cuadro 2: Relaciones Cl/B-Na/K-Cl/Mg y temperaturas de equilibrio aplicando
diversos geotermómetros.
Figura 11: Clasificación de aguas termales de Rosario
de la Frontera en base de contenidos relativos de
Cl, SO4 y HCO3 (Ellis y Mahon 1977). Tomado de
Seggiaro et al. (1995)
Figura 12: Diagrama de temperaturas de equilibrioagua-
roca basado en contenidos de Na, K y Mg.
(Giggenbach y Corrales Soto, 1992). Tomado de Seggiaro et al. (1995).
En base al análisis de los diferentes geotermómetros utilizados se toma la temperatura de 130º C obtenida por SiO2 para la muestra M2 (Cuadro 2) como la que mejor representa las condiciones de la fuente que alimenta el campo termal de Rosario de la Frontera.
MODELO CONCEPTUAL DEL CAMPO GEOTÉRMICO
El modelo preliminar del campo geotérmico de Rosario de la Frontera aquí presentado, está basado en las características litoestratigráficasde las unidades involucradas, la geometría de las estructuras y los resultados geoquímicos y geotermométricos de las aguas termales. Las permeabilidades relativas de las unidades estratigráficas basadas en sus componentes litológicos dominantes (Fig. 3), indican que el Subgrupo Pirgua, integrado por facies proximales gruesas, y la Formación Río Seco, compuesta por areniscas eólicas medianas con buena selección, constituyen las potenciales rocas reservorio y de circulación de las aguas termales de la región. Invernizzi et al. (2014) suman también a la Formación Yacoraite como posible roca reservorio debido a su permeabilidad secundaria por fracturación.Las tres unidades con permeabilidades aptas para reservorios, están confinadas por capas impermeables que se comportan como rocas sello o de cubierta. Desde el punto de vista estructural, la superposición de desplazamientos normales e inversos a lo largo de la falla CE en la sierra La Candelaria, habría causado una intensa fracturación en las rocas del basamento generando una zona de falla de elevada permeabilidad secundaria a la que se suma la permeabilidad primaria inherente a la litología del Subgrupo Pirgua. La zona de falla, habría favorecido la circulación del agua meteórica desde el área de recarga, localizada en la cumbre de la sierra La Candelaria, hasta los niveles basales del Subgrupo Pirgua ubicados en el bloque colgante de la falla CE a 2.500 m de profundidad (Fig. 5). El agua a esta profundidad adquiere una temperatura de 130°C y llega a la superficie en el extremo norte de la sierra La Candelaria con 90°C (Fig. 4). Las fracturas menores conectan las aguas del reservorio con la superficie en un recorrido relativamente corto, razón por la cual la pérdida de calor durante el trayecto es mínima (Fig. 13).
Figura 13: Modelo geotérmico conceptual. Esquema general en sección NS de la potencial infiltración,
circulación (flechas), calentamiento y surgencia de aguas meteóricas en el extremo nortede la sierra La Candelaria.
Los resultados de secciones audiomagnetotelúricas
(AMT) realizadas por Barcelona et al. (2012) en las cercanías del Hotel
Termas (Fig. 4) indican la presencia de
una anomalía conductiva por debajo de
los 100 m que, de acuerdo a la geología
del área, podría corresponder a la circulación
de las aguas termales cercanas a la superficie dentro de la Formación Río Seco.
Los estudios hidrogeológicos y geoquímicos
realizados por Invernizzi et al. (2014) estiman un volumen equilibrado
en 39 km3 de aguas meteóricas en el reservorio,
con un tiempo de residencia que
supera los 50 años desde su infiltración
hasta la surgencia termal.
El gradiente geotérmico en el norte de
la sierra La Candelaria fue calculado en
0,046°C/m a partir de la temperatura de
equilibrio (130 ºC) en la fuente, la profundidad
(2.500 m) del reservorio y la temperatura
superficial promedio de 15°C (Fig.
5). El valor obtenido es anómalo con respecto
al gradiente de 0,030°C/m, estimado
a partir del promedio de gradientes
de los pozos de YPF más cercanos (Arenal
X1: 0,023°C/m, Algarrobal X1001:
0,031°C/m, Rosario de la Frontera X1:
0,037°C/m) (Fig. 2).
El origen de esta anomalía térmica, focalizada
en la sierra La Candelaria, constituye
una incógnita aun no develada. Si bien
en las aguas termales, Chiodi et al. (2012)
registraron relaciones isotópicas de gases
burbujeantes que indican procedencia
mantélica, no parece probable, de acuerdo
a la geología regional, atribuirlas a la
presencia de un cuerpo magmáticoactual,
alojado en niveles superiores de la corteza,
ni a conexiones estructurales recientes
con el manto. La procedencia de estos gases,
podría explicarse a partir de acumulaciones
retenidas en estratos de la Formación
Río Salí durante el magmatismo
mioceno de Antillas (pocos kilómetros
al este de la sierra La Candelaria). Las fallas
normales cretácicas, conectadas con
niveles profundos de la corteza, habrían
favorecido el ascenso desde el manto de
los basaltos intercalados en la Formación
Rio Salí, antes de ser cortadas o reactivadas
por los corrimientos andinos, entre
el Mioceno y el Plioceno (del Papa et al.
2004, Mon et al. 2005).
La anomalía térmica local, sin vinculación
con una fuente de calor magmática,
podría explicarse a partir de la evolución
estructural de la sierra La Candelaria, suponiendo
que su elevación se produjo
con los movimientos más jóvenes de la
región, entre el Pleistoceno y el Holoceno
(Carrapa et al. 2011). Esta hipótesis se
afirma en la interpretación de la sección
AB (Fig.5) donde la base del reservorio,
integrado por el Subgrupo Pirgua, se encontraba
a una profundidad de 5.000 m,
antes de que la sierra fuera elevada por el
corrimiento Candelaria. A esta profundidad
inicial, la roca reservorio habría alcanzado una temperatura de 150 °C, considerando
un gradiente normal de 0,030
°C/m (Fig. 5). Luego de la deformación,
el reservorio tuvo un ascenso vertical de
2.500 m, conservando un remanente de
la temperatura adquirida previamente,
con una pérdida de calor relativamente
baja (de 150° C a 130 °C). La conservación
de la temperatura pre-deformacional
en el reservorio es atribuible a que la
disipación de calor no habría alcanzado
aún el equilibrio con el gradiente regional,
debido a que el levantamiento de la
sierra se produjo en un tiempo relativamente
reciente. Se adopta la temperatura obtenida por el geotermómetro de SiO2 de la muestra M2 como la más representativa
del reservorio en el campo de Rosario de la Frontera (Seggiaro et al. 1995). El modelo conceptual aquí postulado, si
bien presenta un considerable grado de
especulación, permite interpretar en forma
preliminar, la existencia de un potencial
geotérmico de interés económico en
el norte de la sierra La Candelaria y extrapolarlo
hacia otras zonas termales del
ambiente subandino. Los resultados obtenidos
por Seggiaro et al. (1995, 1997),
Chiodi et al. (2012), Barcelona et al. (2012)
e Invernizzi et al. (2014) y los presentados
en este trabajo, alientan la necesidad de
avanzar hacia una etapa exploratoria de
subsuelo que, mediante métodos geofísicos
y pozos exploratorios, permita evaluar
con mayor precisión el campo geotérmico
de Rosario de la Frontera.
CONCLUSIONES
La sierra La Candelaria se estructuró en
un sistema de corrimientos vergentes al
Modelo estructural del área termal de la sierra La Candelaria. 275
este con un nivel de despegue que disminuye
de 8 a 2,5 km de profundidad en la
dirección de transporte.
El plegamiento y la elevación de la sierra
La Candelaria se produjo como consecuencia
del corrimiento Candelaria y la
rotación de la falla normal Candelaria Este
(CE) de edad cretácica. La restauración
palinspástica de la sierra muestra a la falla
CE, delimitando el borde occidental de
un hemigraben, donde el Subgrupo Pirgua
aumenta bruscamente su espesor.
Las características litológicas del Subgrupo
Pirgua y de la Formación Río Seco son
consideradas las más aptas para almacenar
las aguas meteóricas infiltradas.
La sección de la sierra La Candelaria
muestra al Subgrupo Pirgua a 2.500 m de
profundidad donde las aguas, de origen
meteórico, alcanzan temperaturas próximas
a los 130 °C de acuerdo con las determinaciones
geoquímicas y geotermométricas.
La circulación de las aguas
termales hacia la superficie se habría producido
por las unidades con mayor permeabilidad
y siguiendo zonas de fallas
menores.
El gradiente geotérmico de la sierra La
Candelaria fue calculado en 0,046 °C/m.
Este valor anómalo, se habría generado
por que la temperatura de la roca reservorio, adquirida antes del levantamiento
de la sierra, no alcanzó, luego de su acenso
vertical, el equilibrio con el gradiente
geotérmico regional.
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo fue realizado gracias al financiamiento provisto por el Consejo de Investigación de la Universidad Nacional de Salta y al apoyo logístico del Servicio Geológico Minero Argentino.
TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO
1. Aceñolaza, F. y Toselli, A. 1976. Consideraciones estratigráficas y tectónicas sobre el Paleozoico inferior del Noroeste Argentino. 2º Congreso Latinoamericano de Geología, Actas 2: 755-763.
2. Allmendinger, R.W., Ramos, V.A., Jordan, T.E., Palma, M. e Isacks, L. 1983. Paleogeography and andeanstructuralgeometry, Northwest Argentina. Tectonics 2: 1 -16.
3. Alonso, J.L., Seggiaro, R., Quintana, R.L., Gallastegui, J., Bulnes, M., Poblet, J, Heredia, N. y Rodríguez Fernández, L.R. 2012. Deformaciones paleozoicas en la Cordillera Oriental de los Andes a los 23ºS (NO de Argentina). 8º Congreso Geológico de España, Actas: 16- 21, Oviedo.
4. Aramayo Flores, R.F. 1989. El cinturón plegado y sobrecorrido del Norte Argentino. Boletín de Informaciones Petroleras 17: 2-16.
5. Azcuy, C.L y Caminos, R. 1988. Características paleogeográficas y diastróficas de algunas cuencas neopaleozoicas de América del Sur, una reseña. Boletín de la Sociedad Geológica del Perú 78: 203-224.
6. Baldis, A., Gorroño, A., Ploszkiewics, J. y Sarudiansky, R. 1976. Geotectónica de la Cordillera Oriental, Sierras Subandinas y comarcas adyacentes. 6º Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 3-22, Buenos Aires.
7. Barcelona, H., Ungarelli, C., Favetto, A., Pomposiello, C. y Peri, V. 2012.Audiomagnetotelluric study at the hotsprings of the northern segment of the La Candelaria Range: preliminary results.Societa Geologica Italiana 21: 795-796.
8. Bianucci, H., Acevedo, O. y Cerdán, J. 1981. Evolución tectosedimentaria del Grupo Salta en la subcuenca Lomas de Olmedo (provincias de Salta y Formosa). 8º Congreso Geológico Argentino, Actas 3: 159-172, San Luis.
9. Bonarelli, G. 1913. Las Sierras Subandinas del Alto Aguaragüe y los yacimientos petrolíferos del distrito minero de Tartagal, dpto. Orán, Salta. Anales del Ministerio de Agricultura, Sección Geología: 8-4, Buenos Aires.
10. Bossi, G.E. 1969. Geología y estratigrafía del sector sur del valle de Choromoro. Acta Geológica Lilloana 10, Parte 1: 17-64, Parte 2: Atlas, Tucumán.
11. Carrapa, B.,Trimble, J. y Stockli, D. 2011. Patterns and timing of exhumation and deformation in the Eastern Cordillera of NW Argentina revealed by (U-Th)/He thermochronology. Tectonics 30, TC 3003 doi: 10.1029/2010TC002707.
12. Carrera, N., Muñoz, J. A., Sabat, F., Mon, R. y Roca, E. 2006. The role of inversion tectonics in the structure of the Cordillera Oriental (NW Argentinean Andes). Journal of Structural Geology 28: 1921-1932.
13. Chiodi, A., Tassi, F., Baez, W., Maffucci, R., di Paolo, L. y Viramonte, J. 2012. Chemical and isotope characteristics of the Rosario de la Frontera geothermal fluids, La Candelaria Range (Salta, Argentina). Societa Geologica Italiana 21: 800-801.
14. Cristallini, E., Cominguez, A.H. y Ramos, V.A. 1997. Deep structure of the Metán – Guachipas region: tectonic inversion in northwestern Argentina. Journal of South American Earth Sciences 10: 403-421.
15. del Papa, C.E., Hongn, F.D., Petrinovic, I.A. y Domínguez, R. 2004. Evidencias de deformación pre-miocena media asociada al antepaís andino en la Cordillera Oriental (24º 35’-66º 12’ O). Revista de la Asociación Geológica Argentina 59: 506-509.
16. Ellis, A.J. y Mahon, W. 1977. Chemistry and Geothermal Systems. Academic Press. 392 p., Nueva York.
17. Gebhard, J., Giúdici, A. y Oliver Gascón, J. 1974. Geología de la comarca entre el río Juramento y arroyo Las Tortugas, provincias de Salta y Jujuy. Revista de la Asociación Geológica Argentina 39: 359-375.
18. Giggenbach, W.F. 1988. Geothermal solute equilibria- derivation of Na-K-Mg-Cageoindicators. Geochimica et Cosmochimica 52: 2749- 2765.
19. Giggenbach, W.F. y Corrales Soto, R. 1992. Isotopic and chemical composition of water and steam discharges from volcanic-magmatic- hydrothermal systems of the Guanacaste Geothermal Province, Costa Rica. Applied Geochemistry 7: 309-332.
20. González Bonorino, F. 1950. Algunos problemas geológicos de las Sierras Pampeanas. Revista de la Asociación Geológica Argentina 5: 81-110.
21. González, O. y Mon, R. 1996. Tectónica del extremo norte de las Sierras Pampeanas y su transición a la Cordillera Oriental y las Sierras Subandinas. 13º Congreso Geológico Argentino y 3º Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 2:149-160, Buenos Aires.
22. Grier, M.E., Salfity, J.A. y Allmendinger, R.W. 1991. Andean reactivation of the Cretaceous Salta rift. Northwestern Argentina. Journal of South American Earth Sciences 4: 351-372.
23. Hongn, F. y Seggiaro, R. 1998. Estructuras del Basamento y su relación con el rift Cretácico, Valles Calchaquíes. Provincia de Salta. 10º Congreso Latinoamericano de Geología. Actas 2: 4-9, Buenos Aires.
24. Iaffa, D., Sàbat, F., Bello, D., Ferrer, O., Mon, R. y Gutierrez, A. 2011a. Tectonic inversion in a segmented foreland basin, from extensional to Piggy Back settings.The Tucumán basin on northwestern Argentina. Journal of South American Earth Sciences 31: 457-474.
25. Iaffa, D., Sábat, F., Muñoz, J.A., Mon, R. y Gutierrez, A. 2011b. The role of inherited structures in a foreland basin evolution: The Metán Basin in NW Argentina. Journal of Structural Geology 33:1816-1828.
26. Iaffa, D.N., Sàbat, F., Muñoz, J.A. y Carrera, N. 2014. Basin fragmentation controlled by tectonic inversion and basement uplift in Sierras Pampeanas and Santa Bárbara System, northwest Argentina. Geological Society of London, Special Publications 377: 101-117.
27. Invernizzi, C., Pierantoni, P., Chiodi, A., Maffucci, R., Corrado, S., Baez, W., Tassi, F., Giordano, G. y Viramonte, J. 2014. Preliminary assessment of the geothermal potential of the Rosario de la Frontera area (Salta, NW Argentina): insight from hydro-geological, hydro-geochemical and structural investigations. Journal of South American Earth Sciences 54: 20-36.
28. Jordan, T.E. y Allmendinger, R.W. 1986. The Sierras Pampeanas of Argentina: a modern analogue of Rocky Mountain foreland deformation. American Journal of Science 286: 737-764.
29. Kley, J. y Monaldi, C.R. 2002. Tectonic inversion in the Santa Barbara System of the central Andean foreland thrust Belt. Northwestern Argentina. Tectonics 21: 1-18.
30. McClay, K.R. y Buchanan, P.G. 1992. Thrust faults in inverted extensional basins. En: Mc- Clay, K.R. (Ed.) Thrust Tectonics: 93-104.
31. Mingramm, A., Russo, A., Pozzo, A. y Cazau, L. 1979. Sierras Subandinas. En: Turner, J.C.M. (Ed.): Geología Regional Argentina: 95-138.
32. Academia Nacional de Ciencias, Córdoba. Mon, R., Rahmer, S. y Mena, R. 1993. Estructuras superpuestas en la Cordillera Oriental. 12º Congreso Geológico Argentino y 2º Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas 2: 48-54, Mendoza.
33. Mon, R., Gutierrez, A., Vergani, G., Pacheco, M. y Sàbat, F. 2005. Estructura de la depresión tectónica de Metán (Provincia de Salta). 16° Congreso Geológico Argentino, Actas: 73-80, La Plata.
34. Monaldi, C.R., Salfity, J.A. y Kley, J. 2008. Preserved extensional structures in an inverted Cretaceous rift basin, Northwestern Argentina. Outcrop examples and implications for fault reactivation. Tectonics 27:1011.
35. Moreno, J.A., 1970. Estratigrafía y paleogeografía del Cretácico superior en la cuenca del noroeste argentino, con especial mención de los Subgrupos Balbuena y Santa Bárbara. Revista de la Asociación Geológica Argentina 25: 9-44.
36. Moreno Espelta, C., Viramonte J.G. y Arias, J. E. 1975. Geología del área termal de Rosario de la Frontera y sus posibilidades Geotérmicas. 2º Congreso Iberoamericano de Geología Económica, Actas 4: 543-548, Buenos Aires.
37. Moreno Espelta, C., Arias, J.E. y Chávez Manrique, A. 1976. Nuevos afloramientos de vulcanitas cretácicas (Grupo Salta) en la sierra de La Candelaria, Salta. República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 31: 137 -138.
38. Nesossi, D. 1947. Estudio geológico de los departamentos de Rosario de la Frontera y Candelaria, Provincia de Salta. Yacimientos Petrolíferos Fiscales (inédito), Buenos Aires.
39. Reyes, F.C. y Salfity, J.A. 1973. Consideraciones sobre la estratigrafía del Cretácico (Subgrupo Pirgua) del noroeste argentino. 5º Congreso Geológico Argentino, Actas 3: 355-385, Villa Carlos Paz.
40. Rolleri, E.O. 1976. Sistema de Santa Bárbara: una nueva provincia geológica argentina. 6º Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 239- 255, Bahía Blanca.
41. Ruiz Huidobro, O.J. 1960. El Horizonte Calcáreo Dolomítico en la provincia de Tucumán. Acta Geológica Lilloana 3: 147-172.
42. Russo, A. 1972. La estratigrafía terciaria en el noroeste argentino. 5º Congreso Geológico Argentino. Resúmenes: 29. Villa Carlos Paz.
43. Salfity, J.A. 1979. Paleogeología de la cuenca del Grupo Salta (Cretácico-Eocénico) del norte de Argentina. 7º Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 505- 515, Neuquén.
44. Salfity, J.A. y Marquillas, R.A. 1986. Marco tectónico y correlaciones del Grupo Salta (Cretácico- Eoceno), República Argentina. En: Spalletti, L.A. (Ed.) Contribuciones de los Simposios sobre el Cretácico de América Latina Eventos y Registro Sedimentario, 174-188, La Paz.
45. Salfity, J.A. y Marquillas, R.A. 1989. El basamento precretácico de la Argentina septentrional y regiones adyacentes. Comunicaciones 40: 17-28, Santiago.
46. Salfity, J.A. y Marquillas, R.A., 1994. Tectonic and sedimentary evolution of the Cretaceous- Eocene Salta Group basin. Argentina. En: Salfity, J.A. (Ed.) Cretaceous tectonics of the Andes Earth Evolution Sciences Monograph Series, Friedrich Viweg and Sohn, 266-315, Braunschweig/Wiesbaden.
47. Seggiaro, R.y Aguilera, N.2014. Cabalgamiento pre-andino en la Sierra de Santa Victoria, Cordillera Oriental, Noroeste Argentino. 19° Congreso Geológico Argentino. Actas Tectónica Preandina s21-53: 1515-1516, Córdoba.
48. Seggiaro, R., Aguilera, N., Gallardo, E., Ferretti, J. y García, R. 1994. Estudio estructural del área geotérmica de Rosario de la Frontera. Informe del Proyecto 368, Consejo de Investigación de la Universidad Nacional de Salta (inédito), 50 p., Salta.
49. Seggiaro, R., Aguilera, N., Gallardo, E. y Ferretti, J. 1995. Structure and geothermic potential of the Rosario de la Frontera thermal area, Salta, Argentina. World Geothermal Congress 2: 764-767, Florence.
50. Seggiaro, R., Aguilera, N. Ferretti, J. y Gallardo, E. 1997. Estructura del área geotérmica de Rosario de la Frontera. Salta, Argentina. 8º Congreso Geológico Chileno, Actas 6: 390- 394, Antofagasta.
51. Seggiaro, R., Gallardo, E. y González, D. 2014 Tectónica superpuesta en la sierra de Mojotoro, Cordillera Oriental, Provincia de Salta. 19° Congreso Geológico Argentino. Actas Tectónica Andina s22-63: 1669-1670, Córdoba.
52. Turner, J.C.M. 1959. Estratigrafía del cordón de Escaya y de la sierra de Rinconada (Jujuy). Revista de la Asociación Geológica Argentina 13: 15-39.
53. Turner, J.C.M. y Méndez, V. 1975. Geología del sector oriental de los departamentos de Santa Victoria e Iruya, provincia de Salta, República Argentina. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias 1: 11-24.
54. Turner, J.C.M. y Mon, R. 1979. Cordillera Oriental. En: Turner J.C.M. (Ed.) Geología Regional Argentina 1: 57-95, Academia Nacional de Ciencias, Córdoba.
55. Viramonte, J., Petrinovic, I.,Galliski, M. y Aparicio Yague, A. 1994. Manifestaciones volcánicas cenozoicas de Antilla - San Lorenzo, Salta, Argentina (borde oriental de los Andes Centrales del sur). 7º Congreso Geológico Chileno, Actas 2: 1468-1472,Concepción.
Recibido: 30 de julio, 2013
Aceptado: 19 de febrero, 2015