Interpretación De La Cuenca Sedimentaria De Las

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INTERPRETACIÓN DE LA CUENCA SEDIMENTARIA DE LAS SALINAS ARGENTINA, A PARTIR DE LA INTEGRACIÓN DE INFORMACIÓN GEOLÓGICA Y GEOFÍSICA. Dr. Edgardo Atilio Azeglio Secretaría de Ambiente y Desarrollo Sustentable – Edificio Centro Cívico Piso III. San Juan, Capital, C.P. 5400. Profesor Adjunto en la Universidad Nacional de La Rioja, Dpto. Académico de Ciencia y Tecnología Aplicadas a la Producción, al Ambiente y al Urbanismo. Luís M de la Fuente S/N Ciudad Universitaria de la Ciencia y la Técnica. La Rioja Capital, C.P. 5300. Mail: [email protected] Directores de Tesis: Dr. Antonio Introcaso - Dr. Mario Gimenez Keywords: Modelo Geológico-Geofísico Integrado. Reinterpretación Sísmica, Inversión Gravimétrica 3D. Cuenca de Las Salinas. Resumen La Cuenca sedimentaria de las Salinas está ubicada aproximadamentea 31º de latitud sur y 67º de longitud oeste, de Argentina, tiene algo más de 100 km de largo, unos50 km de ancho y una altitud media de 500 m sobre el n.m.m. La cuenca, de rumbo NNW-SSE, está limitada por las Sierras de la Huerta, las Guayaguas y las Quijadas al oeste, y las Sierras de Chepes, Ulapes y San Luis al este. Abarca un área aproximada de 5700 km2 con una profundidad media de 5 km que crece hacia el norte. El límite sur está dado por la dorsal de San Pedro. Nuevos datos de gravedad y valores de archivo, datos de densidades (de pozo) y reinterpretaciones sísmicas permitieron obtener un modelo integrado que involucra: a) un basamento técnico a profundidad de 3,5 km obtenido a partir de reinterpretaciones sísmicas; b) un basamento cristalino con una profundidad media de 5 km obtenido desde datos de gravedad invertidos; c) un fallamiento perimetral e interno que alcanza los 11 km de profundidad que insinúa una disposición lístrica profunda en un estilo de piel gruesa, obtenido desde reinterpretaciones sísmicas 2D, desde técnicas espectrales y desde los alineamientos obtenidos a partir de las soluciones gravimétricas de Euler; d) una sucesión de densidades extraídas desde datos de pozo que permitieron realizar una inversión desde las anomalías de Bouguer operando con densidad variable; y e) un sistemas de tres anticlinales asimétricos cortado por tres sistemas de fallas inversas.f) Una estructura regional que evidencia y dimensiona el esquema compresivo al que ha sido sometida la región. Esperamos que nuestro modelo integrado, con excelente definición, contribuya a la búsqueda de estructuras geológicas de interés económico. Abstract Las Salinas sedimentary basin is located at 31º S and 67º W approximately, in the central-western part of Argentina. Its dimensions are 100 km long, about 50 km wide, plus an average altitude of 500 m above sea level. The basin is situated among the mountain ranges of De la Huerta, Guayaguas and Las Quijadas to the west, and the ranges of Chepes, Ulapes and San Luis to the east, with a NW-SE orientation. Its surface is approximately 5,700 km2 with an average depth of 5 km increasing in a northerly direction. The southern limit of the basin is the buried San Pedro ridge. New gravimetric information and archive file data, density data (from wells) and seismic reinterpretation allowed us to obtain an integrated model, which involved: a) seismic basement situated at a depth of 3.5 km obtained from seismic reinterpretation; b) crystalline basement with an average depth of 5 km obtained from inverted gravimetric data; c) perimeter and internal faults system reaching 11 km in depth suggesting a listric type disposition in depth, thick-skinned type, obtained from 2-D seismic reinterpretation, spectral analysis technique and alignments obtained from Euler’s technique; d) succession of density data extracted from wells allowing us to perform a gravimetric inversion from Bouguer’s anomalies operating with variable density; e) a system of three asymmetric breached anticlines crossed by three systems of inverse faults and f) regional structure serving as evidence, permitting us to dimension the compressive framework to which the region has been subjected. Our purpose is that this well-defined integrated model will contribute to the search for further geological structures of economic interest. Introducción La Cuenca de Las Salinas se ubica en el extremo noroeste de la provincia de San Luís, Argentina, extendiéndose entre las sierras de Valle Fértil y los Llanos. Limita al sur con la dorsal de San Pedro y se prolonga hacia el norte alcanzando la parte sur de la provincia de La Rioja (Figura 1). La cuenca se extiende de norte a sur ~100 km. Su ancho es de ~50 km y su altura media sobre el nivel medio del mar es de ~500 metros. Desde los años 80 del siglo pasado, la región presenta un marcado interés en la prospección de hidrocarburos, realizándose estudios de sísmica de reflexión 2D y perforándose los pozos Salinas de Mascasín (LR.SM.es-1) y Las Toscas (SJ.LT.X-1), con éstos fines. En ambas perforaciones se encontraron restos de hidrocarburos y presencia de gas. Los estudios sísmicos, realizados por la ex petrolera estatal YPF y otras empresas en la zona, a pesar de la baja calidad en los registros sísmicos que dificultó su interpretación, mostraron anticlinales fallados, delimitando por lo menos cuatro bloques por medio de fracturas longitudinales, Figura 2. Estos bloques afectan la cubierta sedimentaria, que en el extremo norte, en las primeras interpretaciones, sobrepasa los 3.500 m de espesor. La región muestra un acortamiento por compresión de la cuenca que afectó a la cubierta sedimentaria (Criado Roque et al., (1981); Gardini et al., (2002)). Las estructuras principales corresponden a una serie de anticlinales asimétricos de rumbo N-NE con limbo occidental corto y mas inclinado asociados con propagación de fallas inversas buzantes al este, dentro de un estilo de piel gruesa, producto de la inversión de estructuras extensionales Mesozoicas (Schmidt et al. 1995; Gardini et al. 1999, 2002, Azeglio et al. 2008). Este proceso es observado en la fracturación inversa y profunda que eleva rocas Mesozoicas y Terciarias a nivel de superficie (Criado Roque et al., 1981. Otro elemento estructural a tener en cuenta es la dorsal de San Pedro que forma el límite sur de La cuenca de las Salinas, separándola de la cuenca de Beazley. La dorsal de San Pedro, como estructura, es un umbral que se encuentra activado, por lo menos desde el Cretácico, que ha controlado la sedimentación de las cuencas adyacentes (Criado Roque et al., (1981)). Tiene rumbo W-E y está formada por dos bloques pequeños limitados por dos fallas, la de General Roca y otra falla más pequeña, paralela a esta y localizada al este. En los últimos 3 años hemos realizado mediciones gravimétricas sobre el área de estudio, con el objeto de intensificar el conocimiento del subsuelo, intentando cubrir con datos los espacios donde no hay información sísmica, e interactuar con el conocimiento geológico existente, en la búsqueda de estructuras geológicas de interés económico. En el presente trabajo, se muestran los resultados de la integración de la reinterpretación de líneas sísmicas 2D existentes, de la aplicación de distintas técnicas (análisis espectral, soluciones de Euler, inversiones 3D, modelado 2D)al archivo gravimétrico enriquecido con nuevas mediciones y del conocimiento geológico en el área de la cuenca de Las Salinas. Figura 1. Ubicación geográfica y modelo digital de terreno donde se han referenciado las principales estructuras y las perforaciones realizadas en la zona. I – Cuenca de las Salinas, II – Cuenca de Marayes, III – Cuenca de Beazley, Rectángulo – Área de estudio, Circulos - Pozos, 1- Sa. Pié de Palo, 2- Sa. De Valle Fértil, 3- Sa. De la Huerta, 4- Sa. De Guayaguas – Catantál, 5Sa. De las Quijadas, 6- Sa. De Chepes 7- Sa. De Las Minas y Ulapes, 8- Sa. De San Luís, 9- Dorsal de San Pedro, 10 Sa. del Gigante. Antecedentes Geológicos El estudio de los afloramientos de las unidades geológicas en las serranías orientales y occidentales ubicadas en las márgenes de la cuenca de Las Salinas (indicadas como 4, 5 y 7 en Figura 1), aporta una idea de la estratigrafía que colmata la cuenca y de las estructuras que le dieron origen. En el centro - oeste de la cuenca de Las Salinas, se encuentran las sierras de Guayaguas y Catantal. Estas sierras están constituidas en su mayor parte por sedimentitas Mesozoicas depositadas en cuencas originadas durante la extensión continental, como consecuencia de la apertura del océano Atlántico (Uliana et al., 1989). Según Gardini et al. (1999), dicho rasgo permitió la generación de distintos depocentros que albergaron registros continentales depositados principalmente durante el Triásico y Cretácico. La ulterior compresión Andina provocó la inversión tectónica de las estructuras Mesozoicas y la actual configuración morfoestructural de las serranías occidentales y de las cuencas circundantes. En la serranía Guayaguas - Catantal, los fenómenos de extensión regional parecen estar principalmente circunscriptos al Cretácico, controlados por fallas maestras localizadas en el borde occidental de los depocentros. Las cuencas resultantes estuvieron separadas por altos estructurales emergentes del basamento cristalino, como la sierra de El Gigante (ver Figura 1) y los sectores positivos actualmente subaflorantes que solo permitieron la deposición de secuencias de menor espesor y dinámica Gardini et al. (1999). Hacia el este y marcando el borde de cuenca, afloran los depósitos pertenecientes al Cretácico superior, representados básicamente por la Formación Lagarcito, de amplia extensión en subsuelo. La columna sedimentaria se completa con secuencias de asignación imprecisa al Terciario y Cuaternario - Gardini et al. 1999, Snayder 1988). Dichas rocas afloran en forma periférica a las sedimentitas Mesozoicas, contorneando la geometría braquianticlinal de los pliegues mayores. En el sector occidental sus escasos afloramientos están normalmente semicubiertos por los sedimentos cuaternarios Gardini et al. (1999). Hacia el oriente de la cuenca de Las Salinas, se ubican las sierra de las Minas y Ulapes (Figura 1), que constituyen un bloque de basamento cristalino de edad Precarbonífera a Paleozoica Inferior integrado esencialmente por granitoides, con esporádicos afloramientos de rocas metamórficas, sobre el que se apoyan sedimentitas continentales de edad Carbonífera, Terciaria y Cuaternaria (Weidmann et al.,(1998)). Un resumen de la información estratigráfíca y sedimentológica existente en el área y de los perfilajes de pozos LR.SM.es-1 y SJ.LT.X-1, se muestra en Tabla 1 y Figura 2 y 3 respectivamente. Tabla 1: Resumen estratigráfico y sedimentológico de los cutting de pozos y de los afloramientos en las sierras ubicadas en ambos flancos de la cuenca de Las salinas. La profundidad es medida en metros y la densidad en g/cm3 (promedio de cada paquete considerado). En la columna 2, se ha subrayado la componente predominante. Formació n Litología Cuaternari o Aluvión Pozo Las Pozo Salinas de Toscas Mascasin Densida d Prof. Densidad Prof. 2,03 Sin Dato -100,6 93,75 Lutitas marrones a rojas conLimolitas marrón claras a rojas con un Terciario porcentaje de Superior Anhidrita. (Mioceno Areniscasocacionale medio y s (especialmente en superior) la parte superior) de grano fino a grueso con escasos intervalos tufaceos grises. Areniscas rojas a marrones, de grano fino a grueso Mioceno intercalada con medio capas de lutitas, Fm. San limolita gris en Roque forma ocacional, lentes de conglomerados en la base de la unidad. Cretacico Areniscas rojas de superior grano fino a medio, Fm. con menor contenido Lagarcito de lutitas rojas. Lutitas y Limolitas, calcáreo en parte especialmente en la mitad inferior de la Cretacico unidad intercalada Grupo con estratos Gigante menores de areniscas de grano fino a conglomeradico. Areniscas grises a rojas especialmente en la parte superior e inferior de la Triásico sección. Lutitas Grupo marrones oscuras Marayes finamente desarrolladas con carbón en el centro de la sección. Carbonífero Areniscas líticas y Fm. arcósicas gris a gris Malanzan oscuro. Areniscas y 2,18 -975 Sin Dato -1487,5 2,32 -1635 2,33 -2304,8 2,29 1795 2,46 -2498,14 2,48 -2050 2,41 -2927,55 2,42 -2485 2,48 -3308,51 2,63 -2690 2,6 -3494 conglomerados con intercalaciones de lutitas carbonosas abundantes clástos metamórficos. Esquistos grises a verdes frecuentes Basamento productos de meteorización tales como caolinita. Sin Dato Sin Dato Sin Dato Sin Dato Figura 2. Mapa isopáquico del techo del Cretácico, obtenido de interpretación sísmica 2D (YPF–1995). El rectángulo en negro, indica el área de estudio del presente trabajo. Los pozos sísmicos están representados por circulos. Las estructuras geológicas aflorantes se identifican por un número: 1- sierra de Pié de Palo, 2- sierra de Valle Fértil - de la Huerta, 3- sierra de Chepes, 4- sierra de Ulapes, 5 Sierra de San Luís y finalmente las principales fallas interpretadas por sísmica se han identificado con letras a, b, c y d respectivamente. La zona posee una altura media de 500 m respecto del nmm. Metodología Tratamiento de los datos sísmicos Se contó con los archivos en formato SEG Y de las líneas sísmicas 2D del área de la cuenca sedimentaria de Las Salinas y con información confidencial de los pozos Las Toscas(SJ.LT.x-1) y Mascasín (LR-SM.es1). Debido a la baja calidad en la adquisición del dato, algunas líneas sísmicas que presentan alto nivel de ruido no fueron consideradas, reinterpretándose sólo las líneas W-E: 28088, 28087, 28049, 28085, 28093, 28094, 28083, 28095 y las NS: 28092, 28086, 28084, 28090, 28097, 2142B, 2146A, 28108, 28096 y 25117 – 02. En Figura 8 (izquierda), se muestra la ubicación de las líneas sísmicas reinterpretadas. En la calibración de los horizontes sísmicos, se utilizó la información del pozo Las Toscas (SJ.LT.X1)-(Eurocan Bermuda 1993)-, utilizando la siguiente información: profundidad/tiempo, perfil radioactivo (GR), perfil sónico, impedancia acústica, coeficientes de reflexión, perfil sísmico sintético y un segmento de 40 trazas de la línea sísmica 28093 con centro en el pozo (ver Figura 3). La correlación existente entre los horizontes estratigráficos encontrados en el pozo SJ.LT.x-1 y los horizontes sísmicos correspondientes en la línea 28093, se muestran en Figuras 3 y 5. Figura 3. Información del pozo Las Toscas (SJ.LT.x-1), de izquierda a derecha se muestra: profundidad/tiempo, perfil radiactivo (GR), sónico, Impedancia acústica, coeficientes de reflexión, formación o período identificado, porción de 40 trazas de línea sísmica 28093, en su centro se ha graficado el perfil sísmico sintético para su respectiva correlación. Identificados los horizontes en el perfil, ésta interpretación se hizo extensiva a todas las líneas 2D. Los rasgos identificados fueron: trazas de fallas y dos niveles sedimentarios por encima del techo del basamento sísmico, los cuales corresponden al techo de sedimentosTriásicos y al techo de sedimentos Cretácicos. Debido a la imposibilidad de distinguir lateralmente el límite entre el Carbonífero y el Triásico, asumimos todo el paquete sedimentario como Triásico. Esto permitió confeccionar un mapa isocrónico (en TWT) del basamento, el que posteriormente fue convertido a profundidad mediante un análisis adecuado de velocidades y considerando un datum a 500 metros sobre el nmm. Se realizó una correlación de las trazas de fallas interpretadas en cada sección sísmica, identificándose en el mapa del basamento mediante las siglas; F1, F2, F3, F4, F5, F6,……. y F12. También existen algunas trazas de fallas muy localizadas que no permiten vinculación con otras líneas, estas fueron identificadas con líneas punteadas. Las Figuras 4, 5 y 6 muestran tres líneas sísmicas interpretadas representativas de la zona bajo estudio Figura 4. Línea 28085 (ver ubicación en Figura 8), donde se ha identificado techo de basamento, techo de Triásico y techo de Cretácico. Los sistemas de fallas correlacionados como; F1, F2, F3, F4, F5, F6, F7 y sin correlación: punteado. Figura 5. Línea 28093 (ver ubicación en Figura 8), donde se ha identificado techo de basamento, techo de Triásico y techo de Cretácico. Los sistemas de fallas correlacionados como; F1, F2, F3, F4, F5, F6 y sin correlación: punteado.También se muestra la ubicación del pozo SJ.LT.x-1 y su respectiva correlación estratigráfica. Figura 6. Línea 28084 y 28096 (ver ubicación en Figura 8), donde se ha identificado techo de basamento y sistemas de fallas transversales al eje principal de la cuenca. También se muestra la ubicación del pozo SJ.LT.x1 y su respectiva correlación estratigráfica. En las Figuras 4, 5 y 6 se puede observar el resultado de las fuerzas compresivas a las que está sometida la región, manifestándose en una compleja relación entre dos sistemas de fallas que sobrepasan al basamento, el principal, con rumbo predominante N-S y el secundario, de menor magnitud, de rumbo preponderante SW-NE, ambos de alto buzamiento al este y sur respectivamente en superficie, con insinuación a la horizontalización en profundidad. Lo que ha provocado que la cuenca presente un basamento irregular, cuya geometría está gobernada por los sistemas de fallas descriptos, también se observa que los estratos Triásicos, Cretácicos e inclusive Terciarios (Fm. San Roque), además de estar afectados por el fallamiento inverso, presentan plegamientos del tipo anticlinal con limbo occidental corto y mas inclinado, asociados con la propagación de fallas inversas buzantes al este. En las Figuras (4, 5, y 6), se muestra además, que los esfuerzos compresivos fueron post Terciarios y activos hasta el presente, debido a que el sistema de fallas se proyecta prácticamente hasta la superficie y la estratigrafía presenta una cierta concordancia entre los periodos Triásico a Terciario. Similar conclusión puede obtenerse si se analiza el plegamiento de los estratos. En las secciones sísmicas analizadas se observa que los sedimentos Triásicos y Cretácicos son concordantes, presentando rechazos similares, con valores crecientes en la dirección Sur, con tiempos de 500 ms en la línea 28085, alcanzando valores máximos de 1300 ms en la línea 2195, con un gran predominio de valores de 900 ms. La reinterpretación de las Líneas sísmicas de dirección preponderante norte – sur permitió la identificación de cuatro sistemas de fallas que cortan la cuenca en dirección cercana a la perpendicular a su eje mayor. Se trata de fallas de alto ángulo y gran rechazo, entre 500 y 1000 ms, identificadas en la Figura 6 (ejemplo representativo) y Figura 7 como F9, F10, F11 y F12. Modelado Sísmico del Basamento El modelo de basamento se realizó mediante software específico (Z-MAP Plus 2003.13), éste permite contemplar la profundidad al techo de basamento y la posición de las fallas encontradas en los perfiles sísmicos. La Figura 7 muestra los resultados. En la interpretación se identificaron, con Círculos rojos: los pozos sísmicos, en negro: los sistemas de fallas que se han reconocido y correlacionado como F1, F2, F3,…F12, en línea continua roja: límite de cuenca. Con la numeración 3, 4, 5 y 6, se indican las estructuras señaladas en Figura 1. El basamento sísmico se observa escalonado e irregular, gobernado por un sistema de fallas de rumbo predominante N-S, con escalones de fallas del orden de 550 m en las cercanías de la Línea 28085, los que se incrementan progresivamente en dirección Sur hasta alcanzar valores del orden de los 1600 m. A estas estructuras se las considera producto de la inversión tectónica que producen los grandes empujes de dirección predominante W-E. Esta fuerza compresiva, tiene una componente de dirección N-S que ha provocado el desarrollo de por lo menos cuatro fallas de alivio marcadas como F9, F10, F11 y F12 en la Figura 7. La falla norte, denominada F10, divide la cuenca de Las Salinas de la cuenca de Marayes y la falla sur denominada F9 define el cierre sur de la cuenca. También se observa que en el sector norte y este de la cuenca, existe basamento no aflorante marcando los límites este y oeste de una manera prácticamente recta. Debido a que las líneas sísmicas no llegan a interceptar los afloramientos de las sierras de Guayaguas – Catantal (por el oeste) y de Ulapes (por el este), el software de graficación extrapola los valores de profundidad de basamento sísmico creando dummies en la región de las sierras antes mencionadas. Figura 7. Mapa de profundidad al basamento sísmico expresada en metros. Se indican las principales estructuras geológicas con: 3- Sa. de la Huerta, 4- Sa. deGuayaguas – Catantál, 5- Sa. de las Quijadas, 6- Sa. de Chepes, Ulapes- Sa. de Ulapes. Color negro - fallas geológicas identificadas en el texto como F1, F2, ….y F12. Círculos: pozos sísmicos. Línea Punteada: borde de cuenca. Adquisición y Tratamiento de datos Gravimétricos Con el propósito de disponer de mayor información del subsuelo, del área que cubre la cuenca y las sierras vecinas, se realizaron 1350 determinaciones gravimétricas nuevas y de posicionamiento satelital global (GPS), que se sumaron a la base de datos del Instituto de Física de Rosario – Universidad Nacional de Rosario e Instituto Geofísico Sismológico Volponi – Universidad Nacional de San Juan. De este modo se logró cubrir ampliamente el área de la cuenca sedimentaria de Las Salinas y zonas vecinas. Todos los datos gravimétricos fueron referidos a la International GravityStandarization Network 1971. El posicionamiento geográfico de los puntos, se obtuvo mediante equipos GPS geodésicos Trimble 5700, trabajando en modo diferencial con una base de GPS ubicada a una distancia no mayor de 50 km. Con la información de gravedad observada, elevación y posicionamiento geográfico, se calculó la anomalía de Bouguer según lo estandarizado por Hinze et al. 2005, considerando un gradiente normal de 0.3086 mGal/m y una densidad de 2.67 g/cm3 para la corrección por losa plana. Los valores de anomalías fueron corregidos por efectos topográficos hasta una distancia de 167 km. En Figura 8 se muestra la carta de anomalías de Bouguer graficada sobre el modelo de elevación digital del terreno, observándose que toda la carta presenta valores de anomalías negativos con un marcado gradiente hacia el oeste, producto de la influencia que ejerce la existencia de la raíz andina. Se destaca la cuenca de Las salinas, con un mínimo gravimétrico cercano a los -80 mGal, respecto de los valores menos negativos en ambas márgenes de la misma, en concordancia con las sierras vecinas. Filtrado Gravimétrico Como el objetivo del presente trabajo es enfatizar los primeros kilómetros de la corteza, es necesario separar los efectos gravimétricos que responden a estructuras geológicas profundas de efectos superficiales. A tal fin, se aplicaron técnicas de filtrado gravimétrico tales como la prolongación ascendente del campo a diferentes alturas de prolongación (Pacino e Introcaso, 1988) y filtros pasa banda (Blakely, 1995). A criterio de los autores, la carta resultante de prolongar la anomalía de Bouguer a 30 km es la que mejor separa los efectos gravimétricos. La carta de anomalía residual de Bouguer se obtuvo de la diferencia entre la anomalía observada (Figura 8) y la anomalía prolongada a 30 km. Este resultado se presenta en Figura 9. En la carta de anomalías residuales de Bouguer (Figura 9), se observa claramente un pequeño alto estructural correspondiente a la sierra de la Huerta que separa dos depocentros, uno ubicado al norte correspondiente a la cuenca de Mascasín y el sur a la cuenca de Las Salinas. Ambos flanqueados al oeste por las sierras de Valle Fértil – Guayaguas – Catantal y al este por las sierras de Chépes y Ulapes. En una primera aproximación y de acuerdo a la anomalía de Bouguer residual (Figura 9), la cuenca de las Salinas tendría un largo aproximado de 115 km y un ancho de 50 km estimándose una superficie de 5750 km2. Figura 8. (Izquierda) - Mapa de anomalía de Bouguer, superpuesta con el modelo de elevación digital del terreno y ubicación de las líneas sísmicas reinterpretadas (en punteado las líneas correspondientes a las Figuras 4, 5, y 6). Con números se identifican las estructuras geológicas: 1- sierra de Pié de Palo, 2- sierra de Valle Fértil, 3- sierra de la Huerta, 4- sierra de Guayaguas – Catantál, 5- sierra de las Quijadas, 6- sierra de Chepes 7sierra de Ulapes, 8- sierra de San Luís y 9 sierra del Gigante. El perfil identificado como A – A´ corresponde a la interpretación mostrada en la Figura 13. Figura 9. (Derecha) - Anomalía de Bouguer Residual superpuesta con el modelo de elevación digital. Escala de colores expresada en mGal, línea continua A-A´ y B-B´ demarcan los límites de cuenca en una primera aproximación, en línea de trazos se indica ubicación de los perfiles de espectro de Potencia. Análisis Espectral De Los Resultados Gravimétricos El método espectral, permite realizar una estimación de profundidades de un sistema de fuentes, a partir de la identificación de los números de onda que componen los campos potenciales producidos por dicho sistema (Spector and Grant1970; Bhattacharya and Leu 1975, 1977; Urrutia Fucugauchi 1999.Las profundidades del techo de estos cuerpos están relacionadas con la pendiente del logaritmo del espectro de potencia en función de la frecuencia. Las profundidades representan estimaciones estadísticas de las interfaces que permiten evaluar un modelo estructural promedio(Martinez e Introcaso, 1999;Introcaso, 1999). Para evaluar la profundidad promedio del paquete sedimentario, que va desde el techo del basamento cristalino,a la superficie topográfica, se confeccionaron 4 perfiles, uno paralelo y tres transversales al eje mayor de la cuenca (Figura 9). Las respuestas manifiestas en los perfiles, están afectadas de la influencia del basamento, del relleno sedimentario de la cuenca y de los altos estructurales en los límites este (sistema Chepes - Ulapes) y oeste (sistema de La Huerta – Guayaguas – Catantal). Es conveniente destacar que los altos estructurales (aflorantes o no), contaminan la señal de entrada, si lo que se quiere es evaluar la profundidad de la interfase sedimentos – basamento. Los espectros de potencia correspondientes a los cuatro perfiles, se presentan en Figura 10, en los cuales se ha graficado la recta de ajuste y la profundidad obtenida medida en km. Figura 10. Espectros de potencia correspondientes a los perfiles (mostrados en Figura 9).Se observa el espectro correspondiente, recta de juste y profundidad estimada del techo del basamento. Los resultados obtenidos en los perfiles para la profundidad de la interfase sedimentos-basamento fueron: Sp1= 5.3 km, Sp2= 5.49 km, Sp3= 5.18 Km, Sp4= 4.08 km.En base a éstos resultados se puede corroborar que las estructuras se profundizan hacia el norte, tal como se aprecia en la carta de anomalías residuales de Bouguer donde se observa cualitativamente un aumento negativo en los valores de anomalías, lo cual está asociado con un aumento del espesor de la columna sedimentaria en la dirección noroeste. Este resultado es consistente con la información proveniente de los pozos sísmicos, donde se conoce que el techo de los sedimentos Paleozoicos en el pozo de Salinas de Mascasín (ubicado al norte de la cuenca) es más profundo que el de Las Toscas (ver Tabla 1). La discrepancia en valores de profundidad entre los datos de pozos sísmicos y los obtenidos por la técnica del análisis espectral, se debe a que para la sísmica, el basamento es el pisodel Carbonífero y para el método espectral, el basamento es la superficie de contraste entre la densidad promedio del paquete sedimentario y una densidad estimada de 2,75 g/cm3 que asumimos como basamento cristalino. Deconvolución de Euler La técnica de la deconvolución de Euler es un método frecuentemente empleado para estimar la localización y profundidad de zonas de contrastes de densidad en el análisis de campos potenciales. Este método fue presentado por Thompson 1982, para perfiles (2D) y posteriormente por Reid et al. 1990, para datos grillados. El método de deconvolución de Euler está basado en la aplicación de la ecuación de homogeneidad de Euler para una ventana móvil de datos para un parámetro fijo llamado índice estructural. Para cada posición de la ventana móvil, se resuelve un sistema lineal de ecuaciones sobredeterminadoobteniéndose la posición y profundidad a lasfuentes,Thompson 1982; Reid et al. 1990; Roy et al.2000; Mushayandebvu et al. 2004.Se aplicó ésta técnica al gradiente gravimétrico, con el propósito de obtener estimaciones preliminares de las fuentes causantes de la generación del campo observado. En este proceso solamente se pueden variar dos parámetros. Uno es el índice estructural con la geometría de la fuente generadora y está representada por un número que varía, de 0,5a 2 (Roy et al., 2000). El otro es el ancho de ventana.La medida de la ventana tiene que ser adaptada a la medida de la estructura que se pretende observar para poder obtener resultados razonablemente buenos. En términos ideales, esto quiere decir que para un determinado ancho de ventana, solo un tipo de anomalía debería ser captada y, por consiguiente, proporcionar adecuados resultados (localización y profundidad). Para el caso particular de la cuenca de Las Salinas, los mejores resultados representativos de la geometría y profundidad de su estructura geológica se consiguen con un índice estructural de 0.7(Durrheim et al., 1997;Barbosa et al. 1999;Roy et al., 2000; Cooper, 2006)y un ancho de ventana de 10 km sobre un grillado de 1 x 1 km, considerando un porcentaje de error de 10%. Mientras menor sea la ventana, más se enfatizarán las inhomogeneidadessituadas a poca profundidad, las que generalmente poseen corta longitud de onda(Silva et al., 2001). Decrece entonces la efectividad de laresolución para las estructuras más profundas y/o de mayor longitud de onda. Los resultados de la aplicación del método de Euler estándar con los parámetros antes especificados, se presentan en Figura 11. Solamente se muestran las soluciones correspondientes a la zona de estudio.La mayoría de las soluciones se encuentran entre los 4 y 8 km de profundidad (soluciones de color rojo, amarillo y verde). También se esbozan un menor grupo de soluciones provenientes de profundidades menores a los 4 km (soluciones de color celeste), conjuntamente y en menor cuantía se visualizan solucionesque alcanzan los 11 km (soluciones de color azul). Esto se debe a que el ancho de ventana utilizado está favoreciendo la identificación de estructuras que tienen longitud de onda menor a 10 km. Figura 11. Soluciones de la deconvolución de Euler para un índice estructural de 0.7, graficado sobre la anomalía residual de Bouguer y el modelo de elevación digital del terreno. Escala de colores de anomalía residual de Bouguer (idem Figura 4).En líneas continuas negras, se han incorporado los lineamientos interpretados por sísmica, en líneas de trazo punteado los determinados por esta técnica e identificados por las letras en color blanco a, b, c, d, e, f y g y en líneas de trazo punteado corto los interpretados desde el modelo de inversión, identificados por los números romanos I, II y III y en líneas de espaciado largo los determinados por ajuste geológico. De la interpretación de resultados de las soluciones de la deconvolución de Euler (Figura 11), se han individualizado 7lineamientos o posibles sistemas de fallas enumerados como a, b, c, d, e, f, y g. Para su mejor vinculación, se ha conservado la nomenclatura de la sísmica para aquellas zonas donde existe una notable coincidencia entre las fallas interpretadas desde la sísmica y las alineaciones interpretadas con deconvolución de Euler. En las fallas con rumboN-S, especialmente las identificadas como a, b, c y g,se aprecia unamigración de las soluciones hacia el este, conforme aumenta la profundidad, lo que podría estar vinculado con la tendencia a la horizontalización hacia el este del sistema de fallas, conforme aumenta la profundidad y/o un conjunto de fallas con una proximidad tal, que la resolución de las soluciones de Euler no alcanza para definirlas en forma contundente. La alineación identificada conc (Figura 11), es la que divide ala cuenca en dos y es la que presenta la menor dispersión de soluciones. Las fallas pequeñas de tendencia N - S identificadas como d y eestán vinculadas al frente orogénico de las sierras de Chepes y Ulapes. Finalmente la alineación f, marca el cierre sur de la cuenca. Modelode inversión gravimétrica En el modelo de inversión, se siguió el procedimiento propuesto por Graterol y Gubert (1998), para contemplar el efecto gravimétrico de la topografía prolongando las anomalías residuales a una altura por encima de la máxima cota topográficacorrespondiente al área de trabajo. En éste caso se prolongó a 2200 metros sobre el nivel del mar. El cálculo del modelo de inversión gravimétrico, se basó en el algoritmo de Parker(1972.Las densidades y profundidades de los sedimentos que colmatan la cuenca se obtuvieron de los perfilajes de pozos SJ.LT.x1 y LR.SM.es-1 (Tabla 1).Se consideró en el modelo una densidad variable para los sedimentos de 2.0 g/cm3 a 2.63 g/cm3, hasta la profundidad de 3500 metros. Para la corteza superior, se consideró una densidad de 2.75 g/cm3 (Snyder 1988). Los resultados del modelo de inversión gravimétrico se muestran en Figura 12, donde se graficaron los contornos de isóbatas de basamento. En líneascontinuas negras la interpretación del sistema de fallas que rige la geometría de la cuenca, obtenidos por sísmica, por líneas de trazo punteado largo por deconvolución de Euler. Las líneas de trazo punteado corto identificadas como I, II y IIIcompletan la interpretación de la geometría de la cuenca en base a los resultados obtenidos a partir del modelo de inversión. Obsérvese en conjunto con Figura 11. Figura 12:Modelo de inversión gravimétrico de la cuenca de Las Salinas.En líneas continuas negras, se han incorporado los lineamientos interpretados por sísmica, en líneas de trazo punteado largo los determinados por las soluciones de Euler e identificados por las letras en color blanco a, b, c, d, e, f y g , en líneas de trazo punteado corto los interpretados desde el modelo de inversión, identificados por los números romanos I, II y III , en líneas de espaciado largo los determinados por ajuste geológico. Interpretación gravimétrica 2D Se realizó un modelado bidimensional que justifica la carta de anomalías residuales de Bouguer, a lo largo de una sección E-W que coincide en gran parte con la línea sísmica 28085 y cubre los afloramientos de las sierras de Ulapes por el este y de Guayaguas por el oeste, ver Figura 8 (Perfil A – A´). En la realización del modelado se consideró la información geológica, la interpretación de las secciones sísmicas, las profundidades encontradas en los espectros de potencia y los lineamientos interpretados a través de la deconvolución de Euler. Las densidades fueron extraídas de los perfiles sónicos realizados en los pozos sísmicos LR.SM.es1 y SJ.LT.x1. El modelo de corteza superior propuesto, consta de dos capas, cuyas densidades son: para el paquete sedimentario, se utilizó una densidad media de 2.4 gr/cm3 y para el basamento gravimétrico: 2.75 gr/cm3. El modelo 2D de inversión gravimétrica fue realizado mediante un software basado en la técnica de Webring, (1985). En la Figura 13se presenta el modelo cortical propuesto conjuntamente con la respuesta gravimétrica calculada y observada respectivamente. Figura 13. Modelo de corteza superior, cuya respuesta gravimétrica justifica la anomalía residual de Bouguer en una sección “A-A”, de orientación W-E. La Figura 13 muestra el modelo de corteza superior cuya respuesta gravimétrica ajusta la curva de anomalía residual de Bouguer. En el modelo se observa la consecuencia de un esquema principal compresivo que dio origen a la propagación de fallas inversas con vergencia al oeste, dentro de un estilo de piel gruesa, producto de la inversión de estructuras extensionales Mesozoicas. Este sistema de fallas se proyecta desde prácticamente la superficie hasta una profundidad de 12 km donde probablemente se encuentra la superficie de despegue. Es notable la disposición de las fallas que han elevado las sierras de Guayaguas Catantal ya que se trataría solamente de dos grandes fallas principales. También se observa que el basamento que yace bajo la cuenca de las Salinas tiene una superficie irregular escalonada como consecuencia del sistema compresivo que afecta a la región. El sistema de fallas que afecta el basamento en las inmediaciones de la sierra de Ulapes en mucho mas complejo e interviene un mayor número de fallas principales las que producen una elevación abrupta con rechazos de aproximadamente 5 km. Interpretación de resultados Integrando la información obtenida de las técnicas anteriormente expuestas, sumado al conocimiento geológico del área, permitió elaborar una interpretación más acabada de la cuenca de Las Salinas. En Figura 13, se muestran los resultados que definen que la cuenca de Las Salinas posee un ancho de 50 km y una longitud de 115 km, está flanqueada por fallas inversas de alto buzamiento que se proyectan a profundidades que alcanzan los 12 km. El par de fallas identificadas como “c” divide la cuenca en su parte central con alto ángulo de buzamiento, cercano a la vertical. Según la interpretación sísmica la cuenca estaría conformada por una serie de anticlinales asimétricos fallados. Completa el esquema estructural un sistema de fallas inversas de alto ángulo y rechazos similares al sistema N-S que cortan la cuenca en dirección SWNE. Este sistema fue identificado en la Figura 7 como F9, F10, F11 y F12. Esta faja de lineamientos se podría vincular con la interpretación realizada por Gimenez et al. (2008) donde, a escala regional, se traza un lineamiento de rumbo predominante E – O que coincide con el sistema de fallas F9, F10, F11 y F12 mostrado en las Figuras 7, 11, 12 y 14. A partir de los resultados encontrados en este trabajo podemos aportar que se trata de un sistema de fallas de rumbo preponderante SO - NE comprendido en una faja de aproximadamente 75 km, con rechazos aproximados de 500 m con una componente de rumbo de por lo menos 400 m..Hacia el sur de la falla denominada F10 los esfuerzos se ven atenuados, como lo indican las diferencias en tamaño de la sierra de Ulapes respecto de la de Chepes, y por el oeste, prácticamente la desaparición de afloramientos entre las elevaciones de la sierra de la Huerta, y las sierras de Guayaguaz –Catantal. Es evidente la relación existente entre el fallamiento SW –NE y la existencia de las dunas denominadas Médanos Negros, señalada como MN en Figura 14, ya que las dunas prácticamente calcan en superficie la dirección que posee el sistema de fallas en el subsuelo. La falla denominada F9, en la Figura 14, de rumbo SW-NE, sería la que marca el cierre sur de la cuenca. El modelo sísmico muestra un mapa isopáquico del techo del basamento, cuya profundidad máxima es de 4 km, y la máxima profundidad alcanzada por los pozos sísmicos es de 3500 metros. La diferencia de unos 1500 metros en la profundidad respecto de los resultados obtenidos con sísmica, la atribuimos a que el contraste de densidad a 3500 metros de profundidad entre sedimentos y basamento cristalino es aún de -0.12 g/cm3. Esta diferencia de densidad justifica perfectamente la diferencia de profundidad entre ambos basamentos (sísmico y cristalino). Si comparamos el modelo de inversión gravimétrica con los datos obtenidos por el método espectral podemos decir que los valores de profundidad son coherentes y difieren en menos del 0.2 %. Ambos métodos indican que la cuenca tiene una profundidad máxima similar (5500 m para el modelo de inversión y 5490 m para el perfil Sp2 del método espectral) con un aumento de la profundidad en dirección norte. El método de Euler indica que las soluciones se inician cercanas a la superficie, pero la mayoría de las soluciones se encuentran por debajo de los 4 km y se extienden hasta los 11 km de profundidad. Las soluciones de Euler identifican las estructuras que delimitan los bordes de la cuenca y resultan consistentes con la interpretación del modelo de inversión gravimétrica. Existiendo una discrepancia en el cierre norte de la cuenca, posiblemente por un débil gradiente, incapaz de generar soluciones de Euler en éste sector. En base a los resultados del modelo de inversión gravimétrica, se concluye que el sistema estructural que forma la cuenca se conformaría por una serie de anticlinales asimétricos fallados superpuesto con un sistema de fallas inversas de dirección preponderante N-S interrumpido por otro sistema de fallas de dirección preponderante E-O. El modelado bidimensional evidencia y dimensiona el esquema compresivo al que ha sido sometida la región manifestándose en un sistema de fallas inversas con tendencia a la horizontalización en profundidad con rechazos, que en promedio varían entre 1 km en la zona de cuenca y 3 km en el sistema Guayaguas –Catantal y Ulapes respectivamente. También es notable la complejidad en la zona de Ulapes. Figura 14: Interpretación integrada de la cuenca de Las Salinas. Sobre la carta geológica de la región publicada por SEGEMAR (N° 3166- III y de cartas geológicas contiguas), se han trazado en línea de color gris el borde de cuenca interpretado. Líneas continuas y de trazos = fallas geológicas interpretadas: líneas continuas negras = Sísmica, Trazo punteado = deconvolución de Euler, Trazo punteado corto = modelo de Inversión y líneas espaciado largo: ajuste geológico, MN = Médanos Negros. CONCLUSIONES Se presenta una interpretación integral de la cuenca sedimentaria de Las Salinas, ubicada en la región limítrofe entre las provincias de San Juan, La Rioja y San Luís, en Argentina. La integración de datos provenientes de distintas técnicas de estudio permitió encontrar el borde de cuenca y la geometría de las estructuras geológicas que dan forma a la cubeta sedimentaria. Los resultados de éste modelo indican que la cubeta sedimentaría presenta un área aproximada de 5750 km2 y alcanzaría la profundidad de 5 km, a partir de otras técnicas de campos potenciales (método espectral, deconvolucion de Euler e inversión de gravedad en 3D). La diferencia de 1.5 km respecto de las interpretaciones sísmicas, fue identificada por gravimetría. El esquema estructural encontrado muestra un sistema constituido por tres anticlinales asimétricos principales cortados longitudinalmente por un sistema de fallas inversas de dirección preponderante N-S y buzamiento cercano a la vertical que generan una cuenca con rumbo principal NW-SE, de forma alargada y dividida, mediante un alto estructural provocado por un sistema de fallas inversas, en dos subcuencas principales, cuya profundidad al piso del paquete sedimentario compuesto por Carbonífero - Triásico alcanza valores de 3600 m y 4000 m en su parte sur y norte respectivamente. La tectónica dominante se manifiesta en un sistema de fallas inversas con probables retrocorrimientos, estilo piel gruesa, que ha originado una geometría escalonada del basamento con rechazos de falla del orden de 3 kilometros. Finalmente, el nivel de conocimiento alcanzado a través del presente estudio, demuestra que la región de la cuenca de Las Salinas, es bastante más compleja que la primitiva interpretación que llevó a realizar los pozos de Las salinas de Mascasín y Las Toscas. Con lo cual, estos resultados podrían redefinir nuevos objetivos exploratorios en el área. Agradecimientos Los autores agradecen la ayuda financiera aportada por CICITCA-UNSJ, Proyecto 21E-815 que permitió realizar las tareas de adquisición de datos de campo. Además, desean agradecer a la Empresa Total Austral S. A. por brindar la ayuda necesaria para la interpretación de la información sísmica. Bibliografía Azeglio, E., Gimenez, M., Introcaso, A.. 2008. Análisis de subsidecia de la cuenca de las Salinas, Sierras Pampeanas Occidentales. Revista de la Asociación Geológica Argentina 63 (2) 112 - 120. Barbosa, V. C. F., Silva, J. B. C., and Medeiros, W. E., 1999, Stabilityanalysis and improvement of structuralindexestimation in Euler deconvolution: Geophysics, 64, 48–60. Bhattacharyya, B. K. and Leu, Lei-kuang, 1975. Spectral analysis of gravity and magnetic anomalies due to two-dimensional structures: Geophysics, v. 40. p.9931013. B. K. Bhattacharyya and Lei-KuangLeu, 1977.Spectral analysis of gravity and magnetic anomalies due to rectangular prismatic bodies.Geophysics. vol. 42, no. 1, p. 41-50. Blakely, R. J. 1995.Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge UniversityPress. 441 p. Criado Roque, P. Monbrú, C. A., Ramos, V. 1981. Estructura e interpretación tectónica. En Irigoyen , M (ed.) Geología y recursos naturales de la provincia de San Luís, 8° Congreso Geológico Argentino, Relatorio: 155-192. Cooper, G. R. J., 2006, Obtaining dip and susceptibility information from Euler deconvolution using the Hough transform:Computers and Geosciences, 32, 1592– 1599. Durrheim, R. J. and Cooper, G. R. J.. 1997. EULDEP: A program for the Euler deconvolution of magnetic and gravity data. Computers&Geosciences Vol. 24, No. 6, pp. 545 – 550. Eurocan Bermuda 1993. Final wellreport LR.SM es1, Sucursal Argentina, 25 paginas, Buenos Aires. Gimenez, M.; Martinez, P. e Introcaso, A, 2008. Determinaciones De Lineamientos Regionales Del Basamento Cristalino A Partir De Un Análisis Gravimétrico. RAGA ISSN 0004-4822. Gardini, C.; Costa, C. y Schmidt, C., 1999. Estructura subsuperficial entre las Sierras de Las Quijadas-El Gigante y la Sierra de Villa General Roca, San Luis. 14º Congreso Geológico Argentino Actas I: 219-221. Gardini, C.; Schmidt, C.; Costa, C.; Ricci, W.; Rivarola, D. y Arcucci, A., 2002. Estructura e Inversión Tectonica en el Area del Cerro Guayaguas, Provincias de San Luis y San Juan. en: Cabaleri N., Cingolani, C.A., Linares, E., López de Luchi, M.G., Ostera, H.A. y Panarello, H.O. (eds.). Actas del XV Congreso Geológico Argentino CD-ROM. Artículo Nº 148. 5pp. El Calafate. Graterol, Victor; Carson Services, Caracas, Venezuela y Gumert, William; Carson Services, Perkasie, Pennsylvania, U.S.,December 1998. 3-D gravity inversion with variable datum, - The Leading Edge – Paginas 1769-1772. Hinze, W., Aiken William J. Hinze1, Carlos Aiken2, John Brozena3, Bernard Coakley, David Dater, Guy Flanagan, Rene´Forsberg, Thomas Hildenbrand, G. Randy Keller, James Kellogg, Robert Kucks, Xiong Li, Andre Mainville, Robert Morin, Mark Pilkington, Donald Plouff, DhananjayRavat, Daniel Roman, Jamie Urrutia-Fucugauchi, Marc V´eronneau, Michael Webring, and Daniel Winester, 2005. New standards for reducing gravity data: The north American gravity database. Geophysics Volumen 70, número 4, J25 – J32. Introcaso B., 1999. Algunos elementos para el tratamiento de anomalías de campos potenciales. Instituto de Física de Rosario. Libro 3,Temas de Geociencia, 50 pags. Martinez e Introcaso, 1999. La sierra Pampeana de Valle Fértil, provincia de San Juan, análisis estructural a partir de datos gravimétricos. Instituto de Física de Rosario, Libro 2, Temas de Geociencia, 80 pags. Mushayandebvup, M. F; Lesurz, V.; Reid, A. B.; and Fairhead, J. D.. 2004. Grid Euler deconvolution with constraints for 2D structures. Geophysics. vol. 69, no. 2, p. 489-496. Pacino M.C., Introcaso A., 1988. Regional anomaly determination using the upwards continuation method.Bolúmen 1 GeofisicaTeoricaApplicata, XXIX (114): 113- 122. Parker. 1972. The rapid calculation of potential anomalies. Geophysics, 31 – 449 - 455. Reid, A.B., Allsop, J.M. Granser, H., Millet, A.J., Somerton, I.W., 1990. Magnetic interpretation in three dimensions using Euler deconvolution. Geophysiccs, 55, 80 – 91. Roy, L., Agarwal B.N.P. and Shaw R.K., 2000. A new concept in Euler deconvolution of isolated gravity anomalies. Geophysical Prospecting vol. 48, 559 – 575. Schmidt, C.; Astini, R.; Costa, C.; Gardini, C. y Kraemer, P., 1995. Cretaceous rifting, alluvial fan sedimentation and neogene inversion, southern Sierras Pampeanas, Argentina.en: Tankard, Suárez and Welsink Eds.. Petroleum Basins of South América. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 62: 341-358. Silva, J. B. C., Barbosa, V. C. F., and Medeiros, W. E., 2001, Scattering, symmetry, and bias analysis of source position estimates in Euler deconvolution and its practical implications: Geophysics, 66, 1149–1156. Snyder, D. B., 1988, Modes of thyck – skinned deformation as observed in Deep seismic reflection profiles in western Argentina: Doctoral thesis Cornell University. Spector, A. and F.S. Grant, 1970.Statical models for interpreting aeromagnetic data. Geophysiccs, 35, 239 – 302. Thompson, D. T., 1982. EULDPH — A technique for making computer assisted depth estimates from magnetic data: Geophysics, 47, 31–37. Urrutia Fucugauchi, J.; Flores Ruíz J. H.; Bandy, W. L.; Mortera Gutierrez, C. A. ;1999.Crustal structure of the colima rift, western Mexico: Gravity models revisited. Geofísica internacional, Vol 38, n° 4, 205-216. Universidad Autónoma de Mexico, DF. Uliana, M.; K. Biddle y J. Cerdan; 1989. Mesozoic extension and the formation of Argentina sedimentary basins. In Tankard., A. and H. Balkwill, (Eds). Extensional tectonics and stratigraphy of the North Atlantic margins: American Asociation of Petroleum. Geologists. Memoir 67: 271 - 275. Webring, M.;1985. SAKI: A Fortran program for generalizad linear inversion of gravity and magnetic profiles. USGS Open File Report: 85 – 122. Weidmann, N.; Rossa, N. ; Mendoza, N. ; Treo, C. ; 1988. Caracetristicas geológicas y el control estructural en la mineralización de la sierra de Las Minas – Ulapes. La Rioja. Revista Ciencias UNSJ.