INTRODUCCIÓN

La región comprendida entre las latitudes 34.5° y 36° sur y las longitudes 67.5° y 70° oeste, forma parte de la mayor provincia volcánica de retroarco denominada Payenia. Esta región posee escasa actividad sísmica reportada incluyendo el sismo de M~6 de carácter destructivo ocurrido en 1929. La sismicidad de la zona se conoce a partir de catálogos internacionales (NEIC, EHB BULLETIN) y de resultados de experimentos sismológicos regionales (^{Bohm et al., 2002}; ^{Anderson et al., 2007}). ^{Anderson et al. (2007)} a lo largo de un perfil O -E a la latitud de 35° S, muestran sismicidad asociada a la placa de Nazca subducida, la cual alcanza los ~170 km de profundidad. Un experimento local denominado Bloque San Rafael (BSR) provee información no reportada con anterioridad. ^{Spagnotto (2013)} localiza parte de la sismicidad registrada por este arreglo de estaciones. Dicha sismicidad se asocia tanto a la placa oceánica subducida como a la corteza de la placa superior, aunque no se presentan patrones definidos.

Se han realizado numerosos estudios en la región (^{Stern et al., 1990}; ^{Bermúdez et al., 1993}; ^{Brasse y Soyer, 2001}; ^{Kay, 2002}; ^{Kay et al., 2004}, ^{Kay et al., 2006}, ^{Kay et al., 2006a}; ^{Llambías et al., 2010}; ^{Burd et al., 2014}; ^{Hernando et al., 2014}) con el fin de determinar el origen de las secuencias emplazadas en Payenia. Debido a la escasa sismicidad reportada, se busca, con nuevas localizaciones, aportar al conocimiento de los procesos que dieron origen al vulcanismo de Payenia, considerando que la sismicidad evidenciada podría llegar a iluminar mecanismos asociados al origen del vulcanismo del retroarco andino.

MARCO GEOLÓGICO

La provincia volcánica de Payenia se desarrolla en el sector austral de la provincia de Mendoza y norte de Neuquén. Sus campos volcánicos son de edad Plioceno - Holoceno (^{Bermúdez y Delpino, 1989}; ^{Inbar y Risso, 2001}; ^{Germa et al., 2010}; ^{Llambías et al., 2010}; ^{Gudnason et al., 2012}; ^{Españon et al., 2014}). Payenia está integrada por más de 800 conos basálticos y unos pocos conos poligenéticos (^{Llambías et al., 2010}).

La intensa actividad de retroarco se desarrolló a partir del Mioceno (^{Groeber, 1946}, ¹⁹⁴⁷) con un pico en el Plioceno que perduró hasta el Holoceno (^{González Díaz, 1972}; ^{Inbar y Risso, 2001}; ^{Germa et al., 2010}). Numerosas dataciones radiométricas realizadas por diversos autores (^{Cobbold y Rosello, 2003}; ^{Kay et al., 2006a}; ^{Galland et al., 2007}; ^{Folguera et al., 2009}; ^{Quidelleur et al., 2009}; ^{Germa et al., 2010}) permitieron detectar una actividad ígnea casi continua exceptuando el Mioceno tardío - Plioceno temprano, durante la cual la actividad fue casi nula. Estudios geoquímicos, tectónicos y nuevas dataciones (^{Kay y Copeland, 2006}; ^{Kay et al., 2006a}, ^2006b) sugieren que hace ~20 Ma comenzó un período de somerización de la placa de Nazca subducida provocando la expansión del magmatismo hacia el este. En este período de régimen compresivo se estructuró la faja plegada y corrida de Malargüe migrando la deformación hacia el este, permitiendo el levantamiento del Bloque San Rafael en el Mioceno tardío (^{Ramos y Kay, 2006}a; ^{Litvak et al., 2008}; ^{Ramos y Folguera, 2009}; ^{Ramos y Folguera, 2011}). A partir de los últimos 5 Ma la placa oceánica se habría inclinado nuevamente hasta alcanzar su ángulo actual. Esto habría producido el colapso extensional de las aéreas levantadas, evidenciado en el Bloque San Rafael, y la erupción de basaltos en el retroarco andino formando el campo volcánico de Payenia (^{Ramos y Kay, 2006}a; ^{Ramos y Folguera, 2005}). Esto último se habría producido debido a la fusión del manto por el flujo de astenósfera creado al inclinarse la placa.

El vulcanismo de Payenia se caracteriza por poseer erupciones de basaltos alcalinos con afinidad geoquímica de intraplaca (^{Stern et al., 1990}; ^{Bermúdez et al., 1993}; ^{Kay, 2002}; ^{Kay et al., 2004}, ^{Kay et al., 2006a}). El mismo es contemporáneo con la actividad volcánica de arco situada a la misma latitud de Payenia, aunque presenta una petrogénesis diferente. Análisis isotópicos realizados al sur de Payenia sugieren una fuente astenosférica debido a que los fluidos de la placa oceánica subducida no aparecen involucrados en la generación de magma en la región de retroarco. ^{Hernando et al. (2014)} establecen que esto puede deberse a que la placa ya estaría deshidratada bajo esta región o que dicha placa no esté presente debajo de Payenia.

^{Llambías et al. (2010)} proponen que el vulcanismo basáltico de Payenia proviene desde el límite litosfera - astenosfera o desde una subplaca máfica en la base de la corteza. Esto es sugerido en el trabajo de ^{Llambías et al. (2010)} por la presencia de xenolitos del manto y por las elevadas velocidades de ascenso desde las profundidades de entrampamiento para las cuales la corteza inferior posee un comportamiento frágil para tasas de deformación rápida.

En el sector NE de la región de estudio, se sitúa el Bloque San Rafael como una unidad morfoestructural. En esta región, la actividad tectónica cuaternaria se hace evidente a partir de estructuras presentes en el Bloque, como depresiones intermontanas y desarrollo de campos volcánicos vinculados a la apertura o reactivación de fracturas oblicuas y transversales al frente montañoso (^{Cortez et al., 1999}). En el sector oriental del Bloque San Rafael, ^{Cisneros (1993)} y ^{Cisneros y Bastias (1993)} definieron la existencia de un segmento activo conocido como falla Las Malvinas (Figura 1). A esta falla de tipo inversa (^{Costa et al., 2006}), se le atribuye la localización del sismo de M ~ 6.0 (NEIC - PDE) ocurrido el 30 de Mayo de 1929 que destruyó el poblado de Villa Atuel y afectó drásticamente el poblado de las Malvinas.

Figura 1 a) Mapa del área de estudio (línea a trazos azul) y zonas adyacentes. Estaciones sismológicas del experimento "BSR" (rombos blancos) con sus respectivos nombres. Bloque San Rafael (delineado con línea amarilla). Principales centros volcánicos, provincias geológicas y ríos de la región. Los lineamientos fueron extraídos de ^{Ramos y Folguera (2011)}. Lineamiento de Falla Malvinas extraído de ^{Peruca et al. (2006)}. b) Mapa regional con contornos de la placa de Nazca extraído de ^{Cahill & Isacks (1992)} y sus valores de profundidad en kilómetros. 

DATOS Y METODOLOGÍA

En la región de estudio (34.5° - 36° S y 67.5° - 70° O) se desplegó un arreglo de 12 estaciones sismológicas (2011 - 2014) que forman parte del experimento BSR. El mismo cubre el Bloque San Rafael y la región central y occidental de la provincia volcánica de Payenia (Figura 1). La red de estaciones, detallada en la Tabla 1, cuenta con 4 estaciones banda ancha (AGUA, SANP, RFA, COIH) y 8 estaciones de período corto (PUMA, MORA, BLS, TATU, CARA, BOBO, REAL, LAMA).

Tabla 1 Coordenadas de ubicación, tipo de sensor y tipo de registrador de las estaciones del experimento BSR. Estación sismológica con tres componentes. Estación de Registro permanente perteneciente a la red de estaciones de INPRES (Instituto Nacional de Prevención Sísmica). 

Los datos utilizados en este trabajo corresponden a los registrados en el mes de Diciembre del 2011 y en el período Mayo- Octubre del 2012. El procesamiento de los registros sísmicos se llevó a cabo utilizando el paquete de programas sismológico SEISAN 9.1 (^{Havskov y Ottemöller, 2010}). El cálculo de los parámetros hipocentrales (latitud, longitud, profundidad y tiempo origen) de los eventos sísmicos se realizó a través del programa Hypocenter 3.2 (^{Lienert et al., 1986}). El proceso de identificación de las fases P y S involucró, en varios casos, el uso de filtros de frecuencia de 5 a 10 Hz y de 1 a 5 Hz respectivamente con el fin de incrementar la relación señal/ruido y favorecer la lectura de los tiempos de arribos. Inicialmente, los tiempos de arribo teóricos se calcularon utilizando el modelo de velocidades obtenido por ^{Spagnotto (2013)} para la zona occidental del experimento, obteniéndose, de esta manera, localizaciones preliminares. Este modelo de velocidades ^{(Spagnotto, 2013)} se utilizó como modelo inicial para estimar la estructura de velocidades del subsuelo en la zona central del experimento (Modelo N°1, ver Tabla 2). Este último se calculó utilizando el programa VELEST 3.1 (^{Kissling, 1995}). Para la estimación del mismo se tomó un conjunto de 93 sismos localizados con errores horizontales < 10 km y error vertical < 15 km. Las velocidades estimadas en el modelo 1D son consistentes con los trabajos de ^{Wagner et al. (2005)} y ^{Porter et al. (2012)}. En dicho modelo, la profundidad de la discontinuidad de Mohorovicic es de 35 km (^{Gilbert et al., 2006}; ^{Yuan et al., 2006}; ^{Alvarado et al., 2007}; ^{Pesicek et al., 2012}; ^{Assumpção et al., 2013}; ^{Chulick et al., 2013}). Las características del modelo de velocidades obtenido (Modelo N°1) se muestran en la Tabla 2.

Tabla 2 Modelos de velocidades utilizados en las pruebas de relocalización. 

Con este nuevo modelo de velocidades, se realizó la relocalización del conjunto total de datos, obteniendo mayor precisión en las loca-lizaciones. Esta prueba se realizó con el programa Joint Hypocenter Determination (JHD) desarrollado por ^{Douglas (1967)}.

RESULTADOS

En el presente trabajo se han localizado 177 eventos sísmicos en la región de estudio (ver Figura 2a). En la Tabla 3, se muestran los parámetros de localización del conjunto de datos con sus respectivos errores de estimación. Un 89.9% de los datos posee errores de estimación en los parámetros de longitud y latitud < 15 km y un 84.2% del total de eventos localizados poseen un error en la estimación de la profundidad < 15 km. Se obtuvieron localizaciones con valores de raíz media cuadrática (RMC) < 1.0 s, donde el 91% de los datos poseen valores de RMC < 0.6 s.

Figura 2 a) Distribución de la sismicidad localizada. Estaciones sismológicas (rombos blancos). Ubicación del corte transversal AA´ indicada con una línea de color blanco. Lineamiento de falla Las Malvinas extraído de ^{Peruca et al. (2006)} . Principales centros volcánicos, provincias geológicas, ríos de la región y lineamiento del Bloque San Rafael (Línea amarilla) extraídos de ^{Ramos y Folguera (2011)}. b) Corte transversal AA´ trazado a 35° sur, 200 km de ancho (100 km al norte y 100 km al sur del corte AA´) extendido 100 km hacia el oeste. Lineamiento de la base de la corteza de la placa Sudamericana (línea de color negro) y zona de Wadati-Benioff de la placa de Nazca subducida (Línea de color rosa), extraídos de ^{Anderson et al. (2007)}. Continuación de la placa de Nazca en profundidad hasta los ~230 km según resultados de este estudio (línea a trazos en color azul). Zonas de mayor pérdida de agua de la placa oceánica subducida según ^{van Keken et al. (2011)}. 

Tabla 3 Parámetros de localización del conjunto de eventos reportados en este estudio con sus respectivos errores de estimación. Valor de RMC obtenido para cada evento localizado. Valor de profundidad de mayor ajuste obtenido a partir del uso del comando RMSDEP.(*) sismos no incluidos en las interpretaciones y Figuras. (**) Valores finales de Profundidad en kilómetros y RMC en segundos. 

Analizando el corte transversal AA´ (ver Figura 2b) realizado en dirección O-E a la latitud de 35° S, se puede observar una distribución casi continua de la sismicidad con la profundidad. La sismicidad cortical de la placa Sudamericana se encuentra densificada en los primeros 35 km de profundidad. Por otra parte, la zona de Wadati - Benioff no se encuentra definida claramente en este trabajo debido a que los hipocentros no presentan una tendencia definida, aunque es importante mencionar la presencia de sismos asociados a la placa de Nazca subducida. En este trabajo la sismicidad asociada a la placa subducida alcanza los ~230 km de profundidad bajo la zona de estudio. ^{Anderson et al. (2007)} localizan sismicidad en esta región hasta los ~ 170 km de profundidad. La determinación de eventos a estas profundidades, no observados por anteriores experimentos, puede deberse a la ubicación estratégica de la red local de estaciones del experimento BSR que se encuentra justo por encima de esta zona sísmica dentro de la placa subducida.

También se observa en la Figura 2b, la presencia de sismos a profundidades entre 50 y 130 km. De acuerdo a la morfología que presenta la placa de Nazca (^{Cahill e Isacks, 1992}; ^{Pardo et al., 2004}; ^{Anderson et al., 2007}) en las latitudes de la región de estudio, estos sismos se localizan en la región de manto litosférico de la placa Sudamericana. La existencia de los mismos plantea una serie de interrogantes que se relacionan con el ajuste del modelo de velocidades utilizado para estimar los parámetros hipocentrales y con el mecanismo de generación de esta sismicidad a profundidades donde las condiciones de presión y temperatura hacen difícil pensar en un comportamiento frágil de la materia (^{Prieto et al., 2013}; ^{Díaz-Mojica et al., 2014}).

Para verificar la influencia del modelo de velocidades en la determinación de los parámetros hipocentrales, se realizaron pruebas de relocalización de aquellos eventos ubicados entre 30 y 150 km de profundidad con errores horizontales < 15 km y error vertical < 20 km. Las pruebas se llevaron a cabo utilizando 3 modelos de velocidades 1D (ver Tabla 2). Uno de ellos corresponde al modelo obtenido en el presente trabajo con el cual se realizó la localización individual de eventos (Modelo N°1) mientras que los Modelos N°2 y N°3 son modelos más simples basados en el primero. Las características de los tres modelos utilizados se muestran en la Tabla 2. De estas pruebas de relocalización se obtuvieron resultados similares en cuanto a la presencia de sismicidad entre 50 y 130 km de profundidad. Sin embargo, los errores de localización aumentaron al utilizar los modelos de velocidades N° 2 y N°3, como se puede observar en el tamaño de las elipses de error de la Figura 3.

Figura 3 Vista en planta de la distribución de elipses de error de los eventos sísmicos situados en la región de estudio y corte transversal realizado en cada caso a los 35° de latitud sur. Los gráficos corresponden a los resultados de la relocalización del conjunto de eventos utilizando a) modelo N°1 (obtenido en este trabajo); b) modelo N°2 (las velocidades asignada a la capa de 35 km surge de promediar las velocidades de aquellas capas del Modelo N°1 con profundidades > 35 km.) y c) modelo N°3 (posee 2 capas que corresponden a corteza y manto. Sus velocidades se calcularon promediando los valores de las capas del Modelo N°1 con profundidades < 35 km (para obtener velocidad de corteza) y los valores de las capas con profundidades > 35 km (para obtener velocidad de manto)) . 

Por otro lado, se examinaron las profundidades de todos los eventos localizados, mediante el comando RMSDEP incluido en el programa SEISAN 9.1 (^{Havskov y Ottemöler, 2010}). El mismo permite calcular para distintas profundidades, un valor de RMC. De esta manera, el valor de profundidad que presenta mayor ajuste, es aquel valor que esté asociado al mínimo RMC. Las profundidades estimadas a partir de ésta prueba se listan en la última columna de la Tabla 3.

DISCUSIÓN

De acuerdo a los resultados obtenidos en las pruebas de relocalización, la sismicidad obtenida en este trabajo presenta una distribución casi continua con la profundidad. Existiendo un grupo de sismos entre 50 y 130 km de profundidad (Figura 2b). A estas profundidades, las condiciones de presión (P) y temperatura (T) estimadas para un perfil a los 33.5° S son P~3GPa y T~700°C (^{Marot, 2013}). Las condiciones de alta presión y temperatura sugieren que, a profundidades intermedias, la deformación es dúctil y no frágil, tal como ha sido observado en otras regiones (^{Prieto et al., 2013} y ^{Díaz-Mojica et al., 2014}). La presencia de sismicidad a profundidades intermedias es asociada a procesos de deshidratación que tienen lugar en placa oceánica subducida (^{Kirby et al., 1996}; ^{Peacock, 2001}; ^{Hacker et al., 2003}; ^{Yamasaki y Seno, 2003}). Sin embargo, el conjunto de sismos encontrado en este trabajo no están asociados a la placa oceánica subducida. Según la morfología de la placa de Nazca mostrada por ^{Cahill e Isacks (1992)}, ^{Pardo et al. (2004)} y ^{Anderson et al. (2007)}, los mismos se sitúan en la región de manto litosférico de la placa Sudamericana y no están asociados a la placa subducida. Los sismos de profundidad intermedia (entre ~70 y 160 km de profundidad) no asociados a una placa oceánica subducida, han sido observados (ej., EHB Bulletin, International Seismological Center) en la zona de Vrancea, Rumania. El origen de esta sismicidad ha sido ampliamente debatido y se han propuesto diferentes hipótesis para explicarla. Si bien esta sismicidad está asociada a un ambiente muy distinto (Región del Mediterráneo y Cárpatos) al de este trabajo, se citan a continuación algunos de los modelos propuestos: Relicto o migración lateral de litosfera oceánica (^{Girbacea y Frisch, 1998}; ^{Gvirtzman, 2002}) o delaminación de litosfera continental (^{Knapp et al., 2005}).

^{Hacker et al. (2003} explican a partir de ensayos de laboratorio, la presencia de sismos en la cuña de manto formado principalmente por peridotita hidratada. Modelos petrológicos y observaciones experimentales (^{Kamiya y Kabayashy, 2000}), indican que los minerales hidratados son estables en la cuña de manto bajo ciertas condiciones de presión y temperatura y que los mismos se deshidratan al ser alteradas dichas condiciones.

Entre las latitudes 34°S - 35°S y longitudes 68.5°O - 69°O, ^{Porter et al. (2012)} localizan una zona de relativa baja Velocidad de onda S (Vs) (entre 80 y 100 km de profundidad) que interpretan como un emplazamiento astenosférico. Para un perfil a los 36°S, ^{Gilbert et al. (2006)} sugieren la presencia de un material fundido para una parte de la cuña de manto extendiéndose desde los 70°O hasta los 68.5°O.

Bajo el campo volcánico del Payún Matrú, existen dos zonas con alta conductividad (^{Burd et al., 2014}), una de ellas se sitúa a una profundidad somera justo debajo del campo volcánico y la otra zona presenta una estructura buzante hacia el este que se extiende hasta ~400 km de profundidad. ^{Burd et al. (2014)} interpretan esta conductividad anómala, como asociadas a zonas que contienen fluidos y/o materiales parcialmente fundidos. En este contexto, estos materiales podrían modificar las condiciones de presión y temperatura en la que permanecen estables los minerales de la cuña de manto de la zona contigua. La Figura 4 muestra la sismicidad entre 50 y 130 km de profundidad localizada en este trabajo, superpuesta con las plumas propuestas por ^{Burd et al. (2014)}. Se propone que esta sismicidad intermedia podría estar asociada a procesos de deshidratación de minerales hidratados de la cuña de manto. Estos procesos de deshidratación habrían sido favorecidos por la pluma somera propuesta por ^{Burd et al. (2014)} cambiando las condiciones de presión y temperatura de la zona contigua donde consistentemente se localiza esta sismicidad. Por otro lado, mediante modelos termales de alta resolución y modelos petrológicos mejorados, ^{van Keken et al. (2011)} obtienen modelos de deshidratación de placas oceánicas en zonas de subducción alrededor del mundo. Particularmente, para la zona de Chile Central, la mayor pérdida de agua de la placa oceánica subducida se observa en dos rangos de profundidades entre ~ 80 y 110 km y entre ~ 150 y 170 km (señalados con líneas de color celeste en la Figura 2b). El agua que proviene de la deshidratación de la placa oceánica podría haber sido transportada e incorporada a la cuña de manto mediante la generación de hidrofracturas (^{Davies, 1999}). De esta manera, el manto podría haberse hidratado por encima de este rango de profundidades. La deshidratación de la cuña de manto es favorecida por el ascenso, desde la región contigua, de la pluma astenosférica propuesta por ^{Burd et al. (2014)}. Esta deshidratación de la cuña de manto podría ser el mecanismo generador de la sismicidad de profundidad intermedia observada en este trabajo.

Figura 4 Ubicación del conjunto de sismos localizados entre 50 y 130 km de profundidad (Círculos rojos). Ubicación de los contornos de las isosuperficies de la pluma mantélica profunda (derecha) y somera (izquierda) propuestas por ^{Burd et al. (2014}). Estaciones del experimento BSR (rombos blancos). 

En cuanto a la sismicidad asociada a la corteza de la placa Sudamericana (ver Figura 5), se encuentra escasa sismicidad localizada en el Bloque San Rafael e inmediaciones, donde unos pocos sismos podrían estar asociados a la falla Las Malvinas, de rumbo NNO-SSE situada en el borde oriental del Bloque. Esto último es particularmente importante ya que a dicha falla se le atribuye el sismo de M ~ 6.0 ocurrido en 1929, el cual destruyó el poblado de Villa Atuel y ocasionó grandes daños en el poblado Las Malvinas (^{Lunkenheimer, 1930}). ^{Costa et al. (2006)} considera a las fallas Las Malvinas, Valle Grande y Aisol, como estructuras potencialmente sismogénicas. Por último, ^{Anderson et al. (2007)} localizan una sismicidad asociada a la placa de Nazca hasta ~170 km de profundidad. En este trabajo se encuentra sismicidad hasta profundidades de ~230 km, y se presenta el primer indicio de la existencia de eventos sísmicos a profundidades mayores que 170 km asociados a la placa de Nazca para las latitudes de estudio. Esto último está en acuerdo con modelos globales termales y petrológicos de deshidratación de placa subducida (^{van Keken et al., 2011}), los cuales predicen para la zona Centro de Chile, deshidratación de placa hasta 230 km de profundidad. Por lo cual, al menos hasta los ~230 km de profundidad, existe un mecanismo que pueda originar la sismicidad en la placa oceánica subducida. Se espera que con nuevas localizaciones obtenidas a partir de datos del experimento BSR se confirme o no la continuidad de esta sismicidad y se establezca su relación con procesos de deshidratación.

Figura 5 Sismicidad cortical localizada en los primeros 35 km de profundidad (círculos amarillos). Principales estructuras geológicas y Bloque San Rafael (línea amarilla) extraídas de ^{Ramos y Folguera (2011)}. Red de estaciones sismológicas el experimento "BSR" (Rombos blancos). Lineamiento de falla Las Malvinas extraído de ^{Peruca et al. (2006)}. Lineamientos de las fallas Aisol y Valle Grande extraídos de ^{Costa et al. (2006)}. 

CONCLUSIONES

La localización individual de eventos y la posterior relocalización del conjunto de datos evidencian sismicidad localizada en la región comprendida entre los 34.5°S y 36°S y 67.5°O y 70°O. Esta sismicidad, no reportada con anterioridad, presenta una distribución casi continua con la profundidad. Se localizó una sismicidad a una profundidad menor a 35 km. Un pequeño número de sismos estaría asociado a la estructura del Bloque San Rafael incluyendo eventos que podrían estar relacionados a la falla Las Malvinas ubicada en el borde oriental del mismo.

Asociados a la placa oceánica subducida, se ha localizado un pequeño número de sismos que alcanzan los ~230 km de profundidad.

Se evidencian eventos sísmicos ubicados en un rango de profundidades entre 50 y 130 km. Esta sismicidad es coincidente en su ubicación, y en profundidad, con la región de manto litosférico de la placa Sudamericana. En este trabajo se propone que la existencia de la misma podría deberse a la ocurrencia de procesos de deshidratación de minerales estables hidratados en el manto superior (^{Hacker et al., 2003}). La hidratación del manto se ve favorecida en las latitudes de estudio a estas profundidades según modelos termales y petrológicos presentados por ^{van Keken et al. (2011)} . La presencia de la pluma somera propuestas por ^{Burd et al. (2014)}, estaría cambiando las condiciones de presión y temperatura de la región contigua donde se localiza esta sismicidad. Estos resultados ponen en manifiesto un nuevo panorama para el estudio de la región.