TRABAJOS DE INVESTIGACIÓN

Estudio gravimétrico en el área del Bloque San Rafael, provincia de Mendoza

Gravimetric study of San Rafael Block, Mendoza province

 

Richarte, D^1,(*); Gimenez, M^1,3, Rapalini, A^2,3

¹ Instituto Geofísico-Sismológico Volponi. Universidad Nacional de San Juan. Ruta 12, Km 17. Marquesado, Frente Jardín de Los Poetas, Departamento Rivadavia, San Juan. CP. 5407.
² Instituto de Geociencias Básicas, Aplicadas y Ambientales de Buenos Aires (CONICET–UBA). Departamento de Cs. Geológicas - Facultad de Cs. Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. Pabellón 2, Ciudad Universitaria, C1428EHA Buenos Aires.
³ Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET).
*E-mail: daricharte@gmail.com

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RESUMEN

A partir de información gravimétrica, se realizaron mapas de anomalías de gravedad, análisis isostático y de espesor elástico, con el fin de caracterizar la estructura cortical del bloque San Rafael, situado al sur de la Provincia de Mendoza. De la interpretación del mapa de anomalía obtenido del modelo EGM2008 y de las ondulaciones del Moho, se observó que el bloque San Rafael se encuentra sobre un escalón tectónico. El Moho bajo el Bloque se ubica entre los 40 y 45 km de profundidad. Las diferencias entre las profundidades del Moho hidrostático y del Moho gravimétrico indican que existe una falta de raíz del orden de 8 km bajo el Bloque San Rafael, evidenciando una clara descompensación isostática, con carencia de raíz compensadora de la expresión topográfica del Bloque. Esto sumado a los valores de espesor elástico calculados, son indicadores de que la corteza tiene la suficiente rigidez como para soportar la carga del Bloque.

Palabras clave: Bloque San Rafael; Ondulaciones del Moho; Espesor Elástico.

ABSTRACT

On the basis of gravimetric data, gravity anomaly maps were made, together with isostatic and elastic thickness analyses, with the aim of characterizing the crustal structure of the San Rafael block, situated in the south of the province of Mendoza. Based on the interpretation of anomaly map obtained of EGM2008 model and of the Moho undulations, it was observed that the San Rafael block is located on a tectonic slope. The Moho under the block is situated at a depth of 40- 45 km. The differences between the hydrostatic Moho and the gravimetric Moho results indicate a lack of a root of approximately 8 km under the San Rafael block, which shows a clear lack of isostatic equilibrium, with a lack of a root to compensate the topographic expression of the block. This, together with the elastic thickness values calculated, are indicators that show that the crust is rigid enough to support the block.

Key words: San Rafael Block; Undulations of Moho; Elastic Thickness.

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INTRODUCCIÓN

En las últimas décadas se ha hecho especial hincapié en la inclusión, en los cálculos isostáticos, de la influencia de la capacidad de respuesta elástica de la litósfera. Esta respuesta depende del comportamiento de ésta, el cual varía de unas unidades tectónicas a otras. La zona de estudio se emplaza sobre una región afectada por la subducción sub-horizontal de la placa de Nazca por debajo de la placa Sudamericana, produciendo un doblamiento de corteza-manto y su transición casi abrupta a subducción “normal”: al norte de los 32.5°S el ángulo con el que la placa oceánica subduce es cercano a 0° y al sur de esa latitud el ángulo crece rápidamente hasta 27° (Nacif, 2012). Por otro lado, Yuan et al. (2006) a través de las funciones receptoras (“Receiver Functions” en inglés), permite encontrar la estructura del interior de la Tierra debajo de una estación sismológica, utilizando fuentes pasivas. Utilizaron los arribos de ondas P de la red local y telesísmicas, que les permitió interpretar que la geometría de la Placa de Nazca presenta una inclinación aproximada de 25° entre los 50 y 100 km de profundidad y de 40° de 100 a 200 km. Por otro lado, Gilbert et al. (2006) utilizando esta misma técnica, con datos del experimento CHARGE (The Chile Argentina Geophysical Experiment), donde la sección sur del experimento atraviesa por el sur del Bloque San Rafael, y permite observar la geometría del Moho, y las variaciones en las relaciones de Vp/Vs.
La rigidez flexural de la corteza es una medida de la resistencia de la litósfera y puede interpretarse en términos del espesor elástico (Te). La distribución espacial de Te es de gran utilidad para entender los procesos relacionados con el estado isostático y la deformación de la corteza superior. El valor de Te calculado es equivalente al valor de espesor de una placa correspondiente a un valor constante de módulo de Young (Wienecke, 2002). En un modelo flexural, en el estado inicial la densidad de la litósfera es homogénea lateralmente y se deforma por la aplicación de cargas. Una vez aplicada una carga, por ejemplo la topografía, la litósfera se deforma para compensarla. La compensación crea heterogeneidades en la densidad de la litósfera que quedan reflejadas en las anomalías gravimétricas. En las técnicas clásicas para la obtención de la flexión elástica, lo hacen a partir de la “carga”, ya sea visibles o no como lo son las masas topográficas, sedimentarias, intrusivos o antirraices, que provocan una flexión en la base de la corteza. Debiendo calcularse la respuesta gravimétrica de ésta deflexión para ser comparada con la anomalía de Bouguer, y de esta manera analizar si él Te utilizado es el adecuado. En este estudio calcularemos él espesor elástico (Te), mediante la técnica de doble entrada de datos (Braitenberg, 1999). Para ello, se tiene en cuenta como datos de entrada, la carga topográfica y la geometría del Moho. De esta manera es posible obtener un mapa con las variaciones de Te, que se ajusten a la deflexión que provoca la carga y a la deformación del Moho obtenido por inversión gravimétrica. De esta manera podremos analizar las características elásticas de la corteza, en esta particular región de subducción de la Placa de Nazca.

MARCO GEOLÓGICO

El bloque San Rafael se encuentra ubicado aproximadamente a los 35º S - 68º 30 ' O, en el centro-sur de la Provincia de Mendoza (Figura 1). Está compuesto esencialmente por unidades pre-carboníferas (Mesoproterozoico a Devónico), del Paleozoico Superior sedimentario y volcaniclástico (Carbonífero Superior y Pérmico), por un importante desarrollo del magmatismo gondwánico permotriásico y por un conspicuo vulcanismo cenozoico (Azcuy et al.,1999). El basamento precámbrico y la cobertura del Paleozoico temprano han sido interpretados como parte del terreno compuesto y alóctono de Cuyania, de origen lauréntico (Ramos, 2004) ver Figura 1. El magmatismo gondwánico en el bloque de San Rafael está representado por el ciclo magmático Choiyoi, de edad pérmica y triásica, que puede dividirse en una sección inferior y en una sección superior (Llambías,et al.1993) que representarían un cambio en el régimen tectónico, de contraccional a extensional. La sección inferior (Pérmico Inferior) representa un magmatismo típico de arco continental en un margen convergente, mientras que la sección superior (Pérmico Superior - Triásico Inferior) indica la transición hacia un ambiente extensional de intraplaca continental (Llambías y Sato, 1995; Kleiman y Japas, 2009). Al sur de los 33º30’S, se desarrolla un sector con subducción normal, en el que la placa de Nazca se subduce con un ángulo aproximado de 30º (Barazangui y Isacks, 1976). La deformación se encuentra localizada en un solo cordón montañoso, la Cordillera Principal, si bien el antepaís está levemente estructurado en algunos sectores como el Bloque San Rafael (Ramos, 1999). A lo largo de este segmento se observa una disminución en la topografía de la Cordillera hacia el sur asociada a una disminución del espesor cortical, de 4700 m de altura media y 65 km de espesor cortical máximo a los 33ºS, a 2300 m y 49 km a los 37ºS (Introcaso et al., 2000). La zona de estudio se encuentra en la actual zona de subducción normal. Sin embargo, Folguera et al., (2009) sostienen que la inclinación de la losa subducida ha variado a lo largo del Cenozoico en este sector de la Cordillera de los Andes. Ramos et al. (2014), basados en nuevas dataciones en basaltos en complejos volcánicos preservados de Payenia, proponen que el avance del frente volcánico se produjo entre los 18 Ma y los 4 Ma. El avance del magmatismo hacia el antepaís se asociaría a la cinemática de horizontalización de la placa. Posteriormente observan el desarrollo de un plateau basáltico, entre los 2,0 Ma y 1,7 Ma que forma la típica provincia basáltica de Payenia. Este volcanismo culmina con aparatos centrales menores y conos monogenéticos asociados a fisuras extensionales, que llegan casi hasta el Holoceno (Ramos et al., 2014).

Figura 1: Mapa de ubicación donde se indican las principales estructuras del área de estudio. Imagen modificada de Ramos y Folguera (2011). El recuadro en negro, indica el área específica que se contempla en éste trabajo. En línea roja se indica la ubicación de la tomografía de resistividad realizada por Burd et al. (2008) a partir de sondeos magnetotelúricos (MT), y en puntos amarillos, la ubicación aproximada de la sección de función receptor realizada por Gilbert et al. (2006) con datos del experimento CHARGE.
Figure 1: Location map where the main structures of the study area are shown. Image modified of Ramos and Folguera (2011). The box in black, we indicated the specific area referred to in this work. With red line, we indicated the resistivity tomography by Burd et al. (2008) from magnetotelluric soundings (MT). And with yellow dots, the location of the receiver function performed by Gilbert et al. (2006), with data of experiment CHARGE.

Esta evolución magmática está asociada a una onda de deformación compresiva que se inicia en el sector occidental a los 18 Ma y que exhuma el arco magmático representado por plutones graníticos; la deformación avanza hacia el antepaís produciendo el antepaís fracturado del Bloque San Rafael, para culminar con los levantamientos de la Pampa Central en el Plioceno temprano. Posteriormente, la deformación compresiva es seguida por un colapso extensional cuaternario que está asociado a un retroceso del volcanismo de arco hasta suposición actual (Folguera et al., 2009). Ciclos similares han sido descritos en otros sectores de los Andes, pero su desarrollo sobre una corteza engrosada, del orden de 70 a 80 km de espesor, está asociado a grandes plateaux riolíticos en el retroarco que contrastan con los basaltos de intraplaca producidos en una corteza delgada. (Ramos et al., 2014).

METODOLOGÍA

Se realizaron levantamientos gravimétricos terrestres sobre las rutas y accesos disponibles en el área, con un espaciamiento medio de 2 km, utilizando un gravímetro Scintrex CG3, de precisión de 0,05 mGal. Esta información se complementó con datos previos obtenidos por el IGN (Instituto Geográfico Nacional) e YPF (Yacimientos Petrolíferos Fiscales) y que se ilustran en la Figura 3A. La compilación de información se corroboró con el modelo global EGM2008 disponible en (Pavlis et al., 2008, 2012). El modelo de campo de gravedad EGM2008 (Pavlis et al., 2008, 2012) es una solución combinada compuesta de una base de datos global de anomalías gravimétricas (terrestres, marinas y aéreas) con una resolución de 5´x 5´, y soluciones derivadas del satélite GRACE (Gravity Recovery and Climatic Experiment). El máximo grado y orden que alcanza el modelo es de N=2159, con algunos términos adicionales hasta el grado y orden 2190 (Pavlis et al., 2008, 2012). La resolución espacial del modelo depende del máximo grado (Nmax) (Barthelmes, 2009), de esta forma la relación entre el grado del desarrollo en armónicos esféricos N y la característica más pequeña representativa del campo de gravedad visible con EGM2008 es igual a λmin≈2πR/Nmax≈19 km con R: radio medio terrestre y (Nmax) el máximo grado y orden de la expansión armónica (Hofmann-Wellenhof y Moritz, 2006; Li, 2001; Barthelmes, 2009). Tassara (2005), realizó un estudio de la flexión elástica entre los 20º N y los 60º S utilizando el modelo EIGEN-CG03C (Förste et al., 2005), disponible en (http://icgem.gfz-potsdam.de/ICGEM/ICGEM.html), de las misiones satelitales CHAMP (Challenging Minisatellite Payload) y GRACE, con una resolución en armónicos esféricos de grado/orden N=360 y con una longitud de onda de 105 km en las latitudes del Norte y de 55 km en las latitudes del Sur. Posteriormente, Tassara et al., (2007), con la misma base de datos EIGEN-CG03C, utiliza la técnica de “wavelet” en el cálculo de espesor elástico para Sudamérica y las correspondientes placas oceánicas que la rodean, con resultados en ambos casos de carácter regional y sin información sobre el área de estudio de éste trabajo. La ventaja sustantiva del modelo EGM2008 es la cobertura homogénea de datos en toda el área, y la resolución que permite alcanzar este modelo es adecuada para el objetivo del presente trabajo. Del análisis de los mapas de anomalías se puede observar que la distribución de valores de gravedad terrestres no es uniforme y principalmente no cubre el área de mayor interés, como lo es la zona del Bloque San Rafael (Figura 3A). Por otro lado, el mapa de anomalías obtenidas a partir del modelo EGM2008 (Pavlis et al., 2012), (Figura 3B), por considerar los valores terrestres existentes más los satelitales, del GRACE, logra una cobertura uniforme de datos sobre toda la región de estudio.

Figura 2: Modelo de Elevación Digital del terreno de la región bajo estudio, obtenido de EOTOPO2 (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/01mgg04.html). El área de estudio involucra una porción Centro-Sur de la Provincia de Mendoza, y la región Noroeste de la Provincia de La Pampa. En color gris claro se indican los contornos de las principales estructuras geológicas que se describen en el presente trabajo: Bloque San Rafael, Cerro Nevado, La región de la Payenia. En azul se indican los cursos permanentes de agua.
Figure 2: Digital Elevation Model of the region under study, obtained of EOTOPO2 (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/01mgg04.html). The study area involves Central-South portion of the Province of Mendoza, and the Northwest region of the Province of La Pampa. In light gray contours we indicate the main geological structures described in this paper: Block San Rafael, Cerro Nevado, region of Payenia. In blue we indicated permanent water courses.

Figura 3: A: Mapa de anomalías de Bouguer obtenida a partir de los datos de gravedad terrestres. En puntos negros se observa la distribución geográfica de las mediciones de gravedad. B: se presenta el mapa de anomalía de Bouguer obtenida a partir del modelo EGM2008, corregida por el efecto topográfico. En color gris, se dibujan los contornos de las principales estructuras geológicas del área. En líneas en azul, los cursos de agua permanentes. BSR: Bloque San Rafael
Figure 3: A: The Bouguer anomaly map was obtained from the data of land gravity. The blackheads indicate the geographical distribution of the metered gravity. B: We presented the Bouguer anomaly map obtained of EGM2008 model and corrected for the topographic effect. In gray we show the contours of the main geological structures. In blue we indicated permanent watercourses. BSR: San Rafael Block.

Anomalía de Molodensky
La anomalía de gravedad generalizada “Δg” de acuerdo a la teoría de Molodensky (Molodensky et al., 1962; Hofmann-Wellenhof y Moritz, 2006), explicada por Barthelmes (2009), es la magnitud de la gravedad, g, en un punto dado (h, λ, ϕ) menos la gravedad normal (γ), pero a la altura elipsoidal h-ζg en donde ζg es la anomalía de altura generalizada:

La altura h es asumida sobre o fuera de la superficie terrestre, es decir h>ht (donde ht es la elevación topográfica), por ello la anomalía de gravedad es una función en el espacio fuera de las masas. De esta forma la gravedad observada en la superficie terrestre puede ser utilizada sin la necesidad de calcular una prolongación descendente ni una reducción (Barthelmes, 2009). La anomalía de gravedad reducida por topografía, explicada por Barthelmes (2009), es la diferencia entre la gravedad observada y la gravedad del elipsoide de referencia y que al mismo tiempo no contiene el efecto de las masas sobre el geoide. Utilizando un modelo digital del terreno de la Tierra (EOTOPO2 (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/01mgg04.html), y una hipótesis de distribución de densidades (Barthelmes, 2009), se puede obtener el potencial de la topografía (Vt). De esta forma, la anomalía de gravedad reducida por topografía es:

Donde W es el potencial real en un punto dado (h, λ,ø), (Vt) es el potencial de gravedad de la topografía en el mismo punto, y ��U es el potencial de gravedad de referencia a la misma longitud y latitud, pero a la altura h-��g (Barthelmes,2009).

Cálculo del efecto topográfico
El efecto topográfico debe ser eliminado de los observables del satélite, y de esta forma poder establecer al geoide como una superficie de referencia (Forsberg y Tscherning, 1997). Con los nuevos modelos satelitales se pueden realizar modelados litosféricos, para ello es necesaria la reducción de la masa topográfica, ya que la señal gravimétrica generada por la topografía enmascara la señal litosférica. El efecto generado por las masas topográficas sobre el campo de gravedad y sus derivadas puede ser calculado de acuerdo a la ley de la gravitación universal de Newton. Para el cálculo del efecto topográfico, es necesario conocer la topografía alrededor de cada punto de cálculo. Para esto, las masas topográficas son subdivididas en cuerpos elementales, para los cuales existe una solución cerrada de las integrales de masa (Torge, 2001). Ha sido demostrado por Molodensky (1945), que la superficie física de la Tierra puede ser determinada solamente a partir de mediciones geodésicas sin tener en cuenta una hipótesis predeterminada de la distribución de densidades dentro de la misma. Sin embargo, se debe asumir una densidad media para calcular la contribución topográfica. Los prismas esféricos de densidad constante (ej. teseroides) son especialmente apropiados ya que son fáciles de obtener por medio de simples transformaciones a partir de modelos de elevación digital del terreno (EOTOPO2 (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/01mgg04.html). Para ello, el efecto de cada componente de masa puede ser calculado por separado, y luego todos los efectos individuales pueden ser sumados para calcular el efecto topográfico total (Heck y Seitz, 2007). Para el cálculo del efecto topográfico, se utilizó el software desarrollado por Álvarez et al. (2012), que implementa una metodología moderna utilizada para la corrección del efecto topográfico de los modelos satelitales. Este software utiliza prismas esféricos en un sistema de coordenadas esféricas, permitiendo de esta forma tener en cuenta la curvatura terrestre. Al utilizar una solución esférica se elimina el error inducido por aplicar una solución plana, haciendo que la aproximación sea más exacta y volviendo al método muy útil especialmente para cálculo a escala regional (Uieda et al., 2010). Esto permite aprovechar al máximo la potencialidad de la cobertura regional de los nuevos datos satelitales. El cálculo fue realizado a una altura de 7.000 m, asegurando que todas las masas topográficas de la región se ubiquen por debajo de ésta. En la Figura 2 se presenta un modelo de elevación digital EOTOPO2 (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/01mgg04.html), de la región estudiada y en la Figura 3B se observa el mapa de anomalía de Bouguer, obtenido a partir del mapa de anomalías de gravedad (Molodensky, 1945) corregida por topografía.

Flexión Elástica
La rigidez flexural de la corteza es una medida de la resistencia de la litósfera (su espesor y viscosidad), que a su vez depende en gran medida del estado térmico y de su composición, es decir, de sus propiedades reológicas (Lowry et al., 2000). La rigidez flexural puede interpretarse en términos del espesor elástico (Te), por contener a la relación de Poisson y el módulo de Young. La distribución espacial de Te es de gran utilidad para entender los procesos relacionados con el estado isostático y la deformación de la corteza superior. La variación de Te es un parámetro aunque indirecto, de la distribución de la temperatura en la corteza. La base de la litósfera mecánica para áreas oceánicas está marcada aproximadamente por la profundidad de la isoterma de 600°C y presenta una buena correlación con los valores estimados de Te. Para la litósfera continental, en cambio, la relación entre determinados límites geológicos y físicos y los resultados de Te no es tan evidente (Wienecke, 2002). Diferentes autores (Goetze y Evans, 1979; Lyon-Caen y Molnar, 1983; Burov y Diament, 1995; Hackney et al, 2006, Tassara, 2007), definen una dependencia entre Te y la composición y geometría de la placa, las fuerzas externas y la estructura térmica.

Moho Gravimétrico
A partir del modelo de gravedad EGM2008 hasta grado y orden 2159 (Pavlis et al., 2012) se estimó la ondulación de la discontinuidad gravimétrica entre la corteza y el manto superior por inversión gravimétrica (Figura 4A). Esta técnica utiliza un algoritmo iterativo que alterna la continuación descendente con el modelado directo (Braitenberg et al., 1997), y tiene algunas analogías con el desarrollo de inversión propuesto por Oldenburg-Parker (Oldenburg, 1974; Braitenberg et al., 2007).

Figura 4: A: Modelo de la profundidad de la discontinuidad Corteza-Manto superior, obtenido por inversión gravimétrica. B: Espesor elástico, graficado sobre la toponimia y estructuras del Bloque de San Rafael.
Figure 4: A: Model of depth of discontinuity of Crust-Mantle, obtained by gravimetric inversion. B: elastic thickness. We indicated the contour of San Rafael block and the main geological structures.

Espesor Elástico
Para calcular el espesor elástico se utilizó el método de la aproximación por convolución (Braitenberg et al., 2002). Este enfoque consiste en la resolución de la ecuación diferencial de cuarto orden que describe la flexión de una placa delgada, (concepto introducido por Vening-Meinesz, 1939), que permite calcular analíticamente la deflexión de una placa delgada con una carga topográfica irregular (Wienecke, 2002). Este método calcula los parámetros de flexión obtenidos a partir del mejor ajuste entre la interfaz corteza-manto calculada por inversión gravimétrica respecto de la interfaz de corteza-manto provocado por la deflexión de la carga topográfica. Esta técnica ha sido ampliamente probada en modelos sintéticos y en diferentes áreas geográficas (Braitenberg et al, 1997; Braitenberg y Drigo, 1997; Zadro y Braitenberg, 1997; Braitenberg y Zadro, 1999; Ebbing et al., 2001; Braitenberg et al., 2002; Wienecke, 2002, Giménez et al, 2009, Álvarez et al., 2014). Para calcular el Espesor Elástico (Te) se utilizó el programa Lithoflex (www.lithoflex.org, Braitenberg et al., 2007, Wienecke et al., 2007). Esta herramienta cumple una serie de funciones diferentes que se ocupan de estudiar el campo de gravedad, así como el estado isostático, y combinan el cálculo directo e inverso de la gravedad y la flexión elástica. Para el cálculo de la discontinuidad corteza-manto provocado por la carga topográfica, se utilizó el modelo EOTOPO2 (http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/fliers/01mgg04.html), Figura 2.
Para el cálculo del espesor elástico se requieren dos parámetros de entrada: el contraste de densidad y la profundidad de referencia. El contraste de densidad entre la corteza y el manto superior se asumió como un valor constante de -0,4 g/cm3, y para el espesor normal de corteza se consideró un valor estándar de 35 km. El rango de valores en el que variará el espesor elástico se puede acotar y en este trabajo se consideró un intervalo entre 1< Te < 50 km, tomando como referencia trabajos anteriores desarrollados en áreas circundantes Rojas Vera et al. (2014) y Ramos et al. (2014). Con ventanas móviles de 50 km x 50 km sobre el área de estudio. En cada ventana mediante un ajuste interactivo por mínimos cuadrados, se calcula un valor de espesor elástico. El valor de la ventana se elige teniendo en cuenta las grillas de entradas de la carga topográfica y el Moho.
Para evitar efectos de borde, se extendió en 20 km todos sus lados el área de trabajo, indicado en Figura 2. Los parámetros del modelo se presentan en la Tabla 1, donde las densidades adoptadas son valores estándar ya utilizados por Introcaso et al., (2000), Giménez et al., (2000), Miranda y Robles (2002) y Giménez et al., (2009), para zonas de trabajo cercanas a las actuales. Los resultados se pueden observar en la Figura 4B.

Tabla 1: Parámetros utilizados en el modelo de flexión.
Table 1: Parameters used in the Flexion model

RESULTADOS

En ambos mapas de anomalías (provenientes de datos terrestres y modelo EGM2008, Figura 3), se observa un mayor dominio de valores de anomalía negativos, con un marcado gradiente de dirección W-E, provocado por la raíz andina. En la Figura 3B, se observa el contorno del bloque San Rafael, el cual se encuentra en el borde de un fuerte escalón tectónico con una diferencia de 50 mGal. Hacia el sur del Bloque San Rafael, claramente se observan los edificios volcánicos del Nevado y Payún Matrú. Las ondulaciones del Moho obtenidas por inversión de las anomalías de Bouguer (Figura 4A) marcan el mismo gradiente observado en el mapa de anomalía de Bouguer (Figura 3B), con profundidades máximas de 66 km bajo la Cordillera de Los Andes, principalmente en el extremo NW, disminuyendo hacia el sur de la misma, donde los valores máximos alcanzan los 50 km de profundidad. Un fuerte cambio en el gradiente se observa al este del Bloque San Rafael y con dirección NW-SE. En el extremo SE los valores de espesor de corteza tienden a ser normales (cercanos a los 35 km). Estos resultados son consistentes con los obtenidos por Gilbert et al., (2006), quienes interpretan que el Moho bajo los Andes se ubica a 55 km, y bajo el sur del Bloque San Rafael a los 42 km. Infieren también, que la estructura de la corteza en esta región presenta múltiples zonas de baja velocidad en corteza media e inferior, asociadas a la presencia de fusión parcial y varias cámaras magmáticas y consistentes con los modelos petrológicos y petrogenéticos de magmas andesíticos y dacíticos.
El espesor elástico (Figura 4B), presenta un rango de valores entre 0<Te<21 km. Recordemos que cuando Te=0, la corteza se comporta hidrostáticamente, o sea que la corteza carece de rigidez. Los mayores valores de Te se encuentran hacia el éste en la Figura 4B, donde en el Bloque San Rafael se observan valores entre 6 < Te < 10 km y en coincidencia con el fuerte gradiente observado en el Moho gravimétrico, obtenido de la inversión de datos del modelo EGM08 (Figura 4A). Sobre la región del Payún Matrú se presentan valores mínimos de Te, esto se debe al elevado gradiente térmico bajo esta región, determinado por Burd et al., (2008) quién mediante una sección de sondeos de magnetotelúria (MT), observa una zona de baja resistividad, que interpreta como una pluma térmica, y por las zonas de baja velocidad Vp/Vs (Gilbert et al., 2006), que provocan una disminución en la rigidez de la corteza.

Moho isostático
Para comparar las ondulaciones del Moho gravimétrico con las obtenidas por las de un modelo perfectamente compensado en el concepto de Airy, calculamos la profundidad del Moho isostático a partir de la carga topográfica, con densidad de 2,67 g/cm³, para la misma y un contraste de -0,4 g/cm³, entre corteza y manto superior. El resultado se puede observar en la Figura 5A, donde se comprueba que este modelo presenta valores máximos y mínimos de profundidades similares a los obtenidos por inversión gravimétrica, si bien se verifican variaciones de significación en la zona central de la región. Para visualizar mejor estas variaciones, calculamos la diferencia entre ambos Mohos. En la Figura 5B se presenta la diferencia obtenida de sustraerle a los valores del Moho hidrostático, los valores del Moho gravimétrico. Este resultado señala que bajo el Bloque San Rafael existe una falta de raíz del orden de 8 km, indicando una descompensación isostática. La falta de raíz que compense la expresión topográfica del Bloque San Rafael está soportada por la rigidez de la corteza.

Figura 5: A: Moho isostático, calculado bajo la hipótesis de Airy. B: Diferencia entre las ondulaciones del Moho isostático y el Moho gravimétrico.
Figure 5: A: Isostatic Moho calculated under the assumption of Airy. B: Difference between both Moho gravimetric and isostatic.

CONCLUSIONES

Las características corticales del área que comprende al Bloque San Rafael, en el sur de la Provincia de Mendoza, basados en un análisis gravimétrico, reveló que la profundidad del Moho se ubica por el sector norte del Bloque a unos 44 km y en el sector sur a 38 km, con valores similares a los obtenidos con función receptor. Se determinó además que presenta una descompensación isostática, con carencia de raíz compensadora del orden de los 8 km, por lo que la corteza estaría soportando la carga topográfica. Esto se puede verificar a través del cálculo del espesor elástico, que si bien no presenta valores altos (Te ≈ 10 km), debido a que esta región está influenciada por las zonas de baja relación de velocidades sísmicas, y la presencia de una pluma astenosférica en la zona de la Payenia, sin embargo es suficiente como para soportar a la masa topográfica.

Agradecimientos: Los autores quieren agradecer a la UNSJ por el financiamiento para realizar éste estudio a través de los Proyectos CICITCA.

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