INTRODUCCIÓN

La cuenca cretácica-paleógena desarrollada en el noroeste de Argentina o cuenca del Grupo Salta ha sido ampliamente estudiada para dilucidar su geometría, estratigrafía y génesis (^{Moreno, 1970}; ^{Reyes y Salfity, 1973}; ^{Bianucci et al., 1981}; ^{Salfity, 1982}; ^{Bianucci y Homovc, 1982}; ^{Cominguez y Ramos, 1995}; ^{Cristallini et al., 1997}; ^{Ramos, 1999a} y ^1999b; ^{Salfity y Marquillas, 1999}; ^{Bianucci, 1999}; ^{Sabino, 2004}; ^{Ramos et al., 2006}; ^{Vergani et al., 2008}; ^{Starck, 2011}). La interpretación tectónica de la misma indica su inicio en el Jurásico superior (^{Salfity, 1979}). Su origen se vincula a un periodo extensional controlado por antiguas zonas de debilidad cortical (Cominguez y Ramos, 1995). Según ^{Ramos (1999b)}, este periodo estaría relacionado a la apertura del océano Atlántico sur, que dio origen a los distintos rifts que controlaron el desarrollo de los depocentros que conforman esta gran cuenca sedimentaria. Estos depocentros (Sey, Tres Cruces, Cianzo, Cerro Hermoso, Lomas de Olmedo, El Rey, Metán, Alemanía, Tucumán y Brealito) están separados por elementos subpositivos (umbrales), limitados por estructuras externas (arcos) e internas (dorsales) (^{Sabino, 2004}).

El objetivo de este estudio, es realizar un análisis del comportamiento isostático de la subcuenca Lomas de Olmedo (SLdO). Las características del depocentro se conocen con bastante precisión por medio de la sísmica, lo que nos permitió evaluar el estado isostático de la misma. Esta subcuenca (SLdO) se encuentra principalmente en la provincia geológica de llanura Chaco-Bonaerense (^{Ramos, 1999a}). La misma posee un rumbo dominante NE-SO (Figura 1), está limitada al norte por el alto estructural Arco de Michicola, al sur por el alto estructural Arco de Quirquincho y al oeste por la Dorsal Salto-Jujeña (^{Salfity, 1982}). Según ^{Bianucci y Homovc (1982)}, es una típica cuenca de rift continental en el sentido de "punto de unión triple" de ^{Burke y Whiteman (1973)}. La misma está caracterizada por un potente registro sedimentario correspondiente al Grupo Salta (Cretácico-Paleógeno), integrado por sedimentos terrígenos continentales, con intercalaciones de calizas, evaporitas y vulcanitas, evidenciando un periodo de sin-rift y otro de post-rift (^{Bianucci, 1999}; ^{Starck, 2011}). La secuencia estratigráfica continúa después de un hiatus, con un registro sedimentario perteneciente al Grupo Orán (Eoceno superior), desarrollado durante un ciclo tectosedimentario continental de antepaís o foreland (^{Bianucci, 1999}; ^{Starck, 2011}). Durante este ciclo, algunas fallas del depocentro fueron reactivadas por la compresión Andina (^{Bianucci, 1999}), como ha sido reportado por ^{Allmendinger et al. (1982)} en Cordillera Oriental, por ^{Ramos (1999b)} en Sierras Subandinas y por ^{Starck (1995)} en el Sistema Santa Bárbara. Sin embargo, el depocentro Lomas de Olmedo no presenta evidencias de haber sufrido deformaciones neógenas, debido a su localización distal del frente orogénico (^{Bianucci, 1999}).

Figura 1 a) Mapa de ubicación de la región de estudio dentro del terriotio argentino(recuadro en rojo). b) Modelo digital del terreno (Shuttle Radar Topography Mission, SRTM); con línea blanca, límite internacional; líneas de color naranja, lineamientos principales de la subcuenca Lomas de Olmedo (^{Bianucci, 1999}). 

La cuenca del Grupo Salta presenta un basamento (secuencias pre-rift) cuya edad varía entre el Precámbrico y el Paleozoico superior (^{Salfity y Marquillas, 1999}). No se conoce aún con seguridad la naturaleza de las secuencias pre-rift bajo la fosa de Lomas de Olmedo. Dichas secuencias no se han alcanzado con perforaciones profundas, y extensas secciones sísmicas no permiten inferir conocimiento sobre las mismas; esto demuestra la importante subsidencia de la subcuenca (^{Starck, 2011}).

Existen en la región otros antecedentes de diversos estudios abordados desde la gravimetría (^{Fraga e Introcaso, 1990}; ^{Tassara et al., 2006}; ^{Prezzi y Götze, 2009}; ^{Jekeli et al., 2013}) y la sismología (^{Yuan et al., 2002}; ^{Asch et al., 2006}; ^{Feng et al., 2007}; ^{McGlashan et al., 2008} y ^{Assumpção et al., 2013}) que han tenido como objetivo principal estudiar la litosfera. Así, Fraga e Introcaso (1990) proponen una corteza adelgazada producto de ascenso de material astenosférico acorde a las ideas de ^{Bianucci y Homovc (1982)}. ^{Tassara et al. (2006)} realizaron un modelo tridimensional de densidades a escala continental a partir del modelado directo de anomalías gravimétricas ajustado con información geofísica, reportando para la zona de estudio profundidades de las discontinuidades de corteza manto y de litosfera astenósfera. ^{Prezzi y Götze (2009)} también a partir del modelado directo y utilizando información geofísica, geológica, petrológica y geoquímica, obtienen un modelo 3D de densidades, aportando además espesores de corteza inferior. Recientemente, ^{Jekeli et al. (2013)} reportaron para los Andes Bolivianos y la región norte de Argentina mapas de anomalías isostáticas con datos puramente satelitales derivados de la misión GOCE. Los mismos, a partir de modelos de compensación local y flexural, reportaron una anomalía isostática negativa de aproximadamente 100 km de ancho (longitud de onda dentro del límite de resolución de datos satelitales) desarrollada de manera paralela al borde de la placa subducida. En cuanto a los trabajos sismológicos de ^{Yuan et al. (2002)}, ^{Asch et al. (2006)} y ^{McGlashan et al. (2008)}, reportan profundidades de la discontinuidad de Mohorovicic en la parte occidental de la región en estudio (sector Andino). Mientras que ^{Feng et al. (2007)} y posteriormente ^{Assumpção et al. (2013)}, a partir de estudios sismológicos regionales, publicaron profundidades del Moho para toda Sudamérica. Estos antecedentes han sido considerados en el presente trabajo, a fin de efectuar la interpretación del estado isostático de la subcuenca Lomas de Olmedo.

METODOLOGÍA

Para cumplir con el objetivo planteado en el presente trabajo se contó con una extensa base de datos de gravedad compuesta de datos del Instituto Geofísico Sismológico Ing. Volponi (IGSV), datos del Instituto Geográfico Nacional (IGN) y datos publicados por ^{Schmidt y Götze (2006)}.

Anomalías gravimétricas

Se calcularon las anomalías de Bouguer Completas (AB), mediante las clásicas expresiones de ^{Blakely (1995}), haciendo uso de la

Ecuación 1:

AB mGal=gobs-γ0-CAL+CB+ CT 1

con; AB, anomalía de Bouguer Completa (1 [mGal] = 10^-5 [m/s²]); g_obs, gravedad observada; γ₀, gravedad teórica o normal; C_AL, corrección de aire libre; C_B, corrección de Bouguer; C_T, corrección topográfica.

Se utilizaron datos observados (g_obs) referidos al sistema del IGSN71 por su acrónimo en inglés de International Gravity Standarization Network 1971 (^{Morelli et al., 1974}). El cómputo de la gravedad normal o teórica (γ₀) se llevó a cabo haciendo uso de la expresión para el elipsoide Internacional de 1967 (GRS67). Se aplicó la corrección de Aire Libre (C_AL) de primer orden y se consideró una densidad media de rocas de 2,670 kg/m³ (^{Hinze, 2003}) en el cálculo de la corrección de Bouguer (C_B). Por último, la corrección topográfica (C_T) se computó haciendo uso de dos modelos de elevación digital, uno local (Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) del United States Geological Survey (USGS)) y otro regional (^{Sandwell y Smith, 2009}); el primero de ellos con una resolución de 90 × 90 m y el segundo de ellos con una resolución de 1' × 1' que se extendió 167 km hacia afuera de la base de datos gravimétricos. El cómputo se realizó a través del módulo Terrain Corrections del programa Oasis montaj (www.geosoft.com). Este programa combina los algoritmos desarrollados por ^{Kane (1962)} y ^{Nagy (1966)}. Se obtuvieron valores máximos de corrección topográfica (5-6 mGal) en la Cordillera Oriental y en las Sierras Subandinas; mientras que en la Llanura Chaco-Bonaerense se observaron valores máximos de 0.1 mGal, en acuerdo con las distintas altitudes e irregularidades topográficas. Luego las anomalías de Bouguer Completas fueron malladas cada 5 km (Figura 2) con el método de mínima curvatura (^{Briggs, 1974}). Este método es ampliamente usado en gravimetría, consiste en la interpolación regular de datos en tres dimensiones distribuidos aleatoriamente. Utilizando ecuaciones en diferencias finitas adapta una superficie linealmente elástica a los datos observados, éstos quedan regularizados en los nodos de la malla o grilla que representa a esta superficie.

Figura 2 Mapa de anomalía de Bouguer Completa (AB). Con: línea negra, límite internacional; líneas azules, lineamientos principales de la subcuenca Lomas de Olmedo (^{Bianucci, 1999}). 

Análisis litosférico mediante un modelo de compensación local

El modelo de compensación isostático local de Airy-Heiskanen supone un espesor de corteza normal (T) y una compensación puramente vertical (^{Airy, 1855}; ^{Heiskanen, 1931}). Este modelo (Figura 3) considera que cada bloque de corteza flota en un material viscoso y puede realizar movimientos verticales para equilibrarse; así una altura topográfica (h) se compensaría con la existencia de una raíz (∆R), mientras que para un bloque suboceánico, la compensación se lograría con la existencia de una anti-raíz (∆R'); donde bajo el nivel de compensación la fuerza es solo hidrostática (^{Introcaso, 2006}).

Figura 3 Modelo esquemático de compensación Airy-Heiskanen. Con: DR, raíz; h, altura topográfica; T, espesor normal de corteza; σc, densidad media de la corteza; σa, densidad media del agua; σm, densidad media del manto superior; σt, densidad de la topografía; ∆R' , anti-raíz; h', profundidad al fondo oceánico; Bloque A, bloque de corteza normal; Bloque B, bloque de corteza engrosada; Bloque C, bloque de corteza suboceánica. 

En este modelo de compensación, al igualar las presiones a partir del punto donde éstas son puramente hidrostáticas, para dos bloques contiguos (Bloque A y Bloque B, Figura 3), se obtiene una expresión para el cálculo de la raíz, como sigue:

h · σ_t + T · σ_c + ∆R · σ_c = T · σc + ∆R · σ_m

eliminando términos comunes y despejando ∆R:

2

con; ∆R, raíz; h, altura topográfica; T, espesor normal de la corteza; σ_c, densidad media de la corteza; σ_m, densidad media del manto superior; σ_t: densidad de la topografía.

Asumiendo el modelo de compensación de Airy-Heiskanen y haciendo uso de la Ecuación 2 se calculó la raíz (∆R) necesaria para compensar la carga topográfica de la zona de estudio. Para ello se consideró: a) una densidad de la topografía de 2,670 kg/m3 (^{Hinze, 2003}); b) un espesor cortical normal (T) de 35 km (^{Assumpção et al., 2013}) y c) densidades de la corteza y del manto superior que se obtuvieron a partir de la ecuación de ^{Brocher (2005)}, utilizando para ello las velocidades de ondas P reportadas por ^{Chulick et al. (2013)} a lo largo de un perfil transcontinental localizado a los 20° de latitud sur. La ecuación de conversión utilizada comprende un amplio rango de velocidades (desde 1,500 m/s hasta 8,500 m/s), que ajusta a las relaciones de velocidad-densidad obtenidas por otros autores (^{Gardner et al., 1974}; ^{Christensen y Mooney, 1995}; ^{Godfrey et al., 1997}) para distintas litologías y condiciones de soterramiento (^{Brocher, 2005}). En la Tabla 1 se muestran las velocidades consideradas y las densidades respectivas obtenidas.

Tabla 1 Velocidades de ondas P utilizadas y las respectivas densidades calculadas. 

El cálculo de la raíz compensadora se llevó a cabo tomando como señal de entrada un modelo de elevación digital (SRTM), el cual fue mallado cada 20 km con el método de mínima curvatura (^{Briggs, 1974}). Se obtuvo el mapa del Moho hidrostático (Figura 4a) y su efecto gravimétrico (Figura 4b). Esto se llevó a cabo mediante el módulo Isostatic del programa Oasis montaj (www.geosoft.com), considerando un contraste de densidad (Δσ) corteza-manto de 420 kg/m³, esto es, densidad media del manto superior menos densidad de la corteza inferior ( Δσ = 3,360 kg/m³ - 2,940 kg/m³⁾, ver Tabla 1.

Figura 4 a) Mapa de profundidad del Moho hidrostático, calculado a partir de un modelo digital de terreno (resolución 20 km x 20 km) bajo la hipótesis de AiryHeiskanen. b) Efecto gravimétrico del Moho hidrostático. Línea negra, límite internacional y líneas azules, lineamientos principales de la subcuenca Lomas de Olmedo (^{Bianucci, 1999}). 

Para cumplir con el objetivo del presente trabajo, se siguieron las ideas de ^{Introcaso (1993)} cuando se trata de compensación isostática de cuencas sedimentarias. Según este autor, debido a que los sedimentos que colmatan la subcuenca generalmente tienen densidades inferiores a las corticales promedio: a) la compensación isostática se lograría con la existencia de una anti-raíz (∆R'), donde el cálculo del Moho hidrostático no solo involucraría la raíz obtenida como compensación de la carga topográfica, sino también la anti-raíz que generaría la existencia de estos sedimentos, y b) a las anomalías de Bouguer Completas se les debe aplicar una corrección geológica o corrección por sedimentos (AB CS), con el fin de obtener una respuesta gravimétrica de una corteza superior normalizada. Esta metodología también ha sido utilizada por otros autores con el fin de evaluar estados de equilibrios isostáticos de distintas cuencas sedimentarias (por ejemplo, ^{Miranda y Robles, 2002}).

Para calcular la anti-raíz de compensación del depocentro, se procede de la misma forma que para el cálculo de la raíz, igualando las presiones que originan dos bloques contiguos. En la Figura 3 serían: el Bloque A de la corteza normal y el Bloque C, donde la densidad y el espesor del agua (σ_a y h' respectivamente) son reemplazados por la densidad y el espesor de los sedimentos (σ_s y h₁ respectivamente), como sigue:

h1∙ σs+T-∆R´-h1∙σc+ ∆R´∙σm=T∙σc

reordenando términos y despejando ∆R':

∆R´= h1∙σc+σsσm-σc 3

con: ∆R', anti-raíz de la subcuenca; h₁, espesor de los sedimentos de la subcuenca; T, espesor normal de la corteza; σ_c, densidad media de la corteza; σ_m, densidad media del manto superior; σs, densidad media de los sedimentos.

Por medio de la Ecuación 3 se calculó la anti-raíz de compensación del depocentro Lomas de Olmedo, considerando en el numerador una densidad de la corteza σ_c igual a 2,760 kg/m³ (corteza superior) y en el denominador una densidad de la corteza σ_c igual a 2,940 kg/m³ (corteza inferior) (ver Tabla 1). En cuanto al espesor (h₁ ) y la densidad σs de los sedimentos de la subcuenca Lomas de Olmedo, se utilizaron las isobatas de basamento (Figura 5) estimadas por ^{Fraga e Introcaso (1990)} a partir de estudios de sísmica de refracción y la velocidad media de ondas P (3,420 m/s) reportadas por los mismo autores. Esta velocidad fue transformada a densidad mediante la ecuación de ^{Brocher (2005)}. Luego, la anti-raíz obtenida, fue descontada del mapa del Moho hidrostático (Figura 4a) obteniendo un nuevo modelo del Moho hidrostático que vincula raíz y anti-raíz (Figura 6), al que también se le calculó el efecto gravimétrico (Figura 7). Este nuevo modelo del Moho hidrostático fue comparado con los modelos del Moho obtenidos por ^{Feng et al. (2007}) y por ^{Assumpção et al. (2013)} en las Figuras 6a y 6b (respectivamente).

Figura 5 Isobatas de espesores de los sedimentos que rellenan la subcuenca Lomas de Olmedo, modificado de ^{Fraga e Introcaso (1990)}. Línea roja, límite internacional. 

Figura 6 Mapa de profundidad del Moho hidrostático que involucra raíz y anti-raíz. Línea blanca, límite internacional. a) Líneas a trazos en negro, isolíneas de profundidad de Moho de ^{Feng et al. (2007}). b) Líneas a trazos en negro, isolíneas de profundidad de Moho de ^{Assumpção et al. (2013)}. 

Figura 7 Efecto gravimétrico del Moho hidrostático obtenido de considerar el efecto producido por la raíz y anti-raíz. Línea blanca, límite internacional y líneas negras, lineamientos principales de la subcuenca Lomas de Olmedo (^{Bianucci, 1999}). 

La corrección por sedimentos implica el cálculo del efecto gravimétrico que produce el déficit de densidad de los sedimentos que rellenan la subcuenca y la posterior corrección de las anomalías de Bouguer Completas. Para el cómputo de este efecto se consideró la densidad media de los sedimentos calculada anteriormente (2,300 kg/m³⁾ y una densidad del basamento de 2,590 kg/m³. Esta última se obtuvo mediante la ecuación de ^{Brocher (2005)}, utilizando la velocidad de las ondas P de 5,350 m/s reportada por ^{Fraga e Introcaso (1990)} para el basamento. El mapa de las anomalías de Bouguer Completas con corrección por sedimentos se muestra en la Figura 8.

Figura 8 Mapa de anomalía de Bouguer Completa corregido por efecto sedimentario (AB CS). Línea negra, límite internacional y líneas azules, lineamientos principales de la subcuenca Lomas de Olmedo (^{Bianucci, 1999}). 

Anomalías isostáticas

Se calcularon las anomalías isostáticas (AI) utilizando: a) las anomalías de Bouguer Completas y el efecto gravimétrico del Moho hidrostático, cambiado de signo (C₁₁) (^{Introcaso, 2006}), haciendo uso de la Ecuación 4 y b) las anomalías de Bouguer Completas corregidas por efecto sedimentario y el efecto gravimétrico del Moho hidrostático que vincula raíz y anti-raíz, cambiado de signo (C₁₂) (Introcaso, 1993), mediante la Ecuación 5.

AI1 = AB + C11 4

AI2= AB CS + C12 5

Con: AI, anomalía isostática; AB, anomalía de Bouguer Completa; AB CS, anomalía de Bouguer Completa corregida por efecto sedimentario; C₁₁, efecto gravimétrico del Moho hidrostático, cambiado de signo; C₁₂, efecto gravimétrico del Moho hidrostático que vincula raíz y anti-raíz, cambiado de signo.

Las anomalías isostáticas se obtienen al comparar las anomalías de Bouguer Completas con las predichas según un modelo teórico de compensación (^{Introcaso, 2006}). Este trabajo consiste en estudiar el depocentro Lomas de Olmedo considerando el modelo teórico local de Airy-Heiskanen que involucra raíz y anti-raíz (Introcaso, 1993), debido a que se trata de una profunda cubeta sedimentaria originada por mecanismos distensivos, con importantes anomalías térmicas (^{Bianucci y Homovc, 1982}; ^{Cominguez y Ramos, 1995}; ^{Starck, 2011}). Si el modelo elegido es el adecuado, se pueden realizar estudios isostáticos de la corteza, que conducen a interpretar la movilidad vertical futura de la misma (Introcaso, 1993). Una anomalía isostática distinta de cero puede deberse a inhomogeneidades de densidad en la corteza, a un desequilibrio isostático o simplemente a que el modelo de compensación utilizado no representa el comportamiento real de la litosfera (^{Hackney et al., 2004}). Con el fin de evaluar el estado de equilibrio del depocentro en estudio, las anomalías calculadas AI₁ y AI₂ fueron malladas cada 10 km, como se muestra en las Figuras 9a y 9b, respectivamente. Se observa en ambos mapas una zona anómala negativa localizada en la subcuenca Lomas de Olmedo, siendo máxima en el borde oeste de dicho depocentro.

Figura 9 a) Mapa de anomalías isostáticas obtenido a partir de sustraerle el efecto gravimétrico del Moho hidrostático a las AB. b) Mapa de anomalías isostáticas obtenido a partir de sustraerle el efecto gravimétrico del Moho hidrostático (que involucra raíz y anti-raíz) a las AB CS. Línea negra, límite internacional y líneas azules, lineamientos principales de la SLdO (^{Bianucci, 1999}). 

Análisis de las anomalías de Bouguer Completas versus altitudes topográficas

La evaluación del comportamiento isostático del área de estudio también puede llevarse a cabo sin la consideración de un modelo de compensación, a partir del análisis estadístico de los datos gravimétricos (^{Woollard, 1969}). La recta de regresión lineal obtenida por este último autor, al comparar las anomalías de Bouguer con las altitudes topográficas, en el cratón de los EE.UU. (que se considera isostáticamente compensado), fue utilizada posteriormente por otros autores (^{Cabassi e Introcaso, 1997}; ^{Ruiz e Introcaso, 2000}; ^{Introcaso et al., 2000}; ^{Martínez y Giménez, 2002}) para evaluar el estado isostático en otras zonas de Sudamérica. De esta manera, se puede evaluar el estado de equilibrio de la región aquí estudiada. Para ello, se calculó la recta de regresión lineal (Figura 10a) entre las anomalías de Bouguer Completas y sus respectivas altitudes topográficas. Se observa en dicha figura que la distribución de los datos presenta dos tendencias, que implicarían dos comportamientos isostáticos diferentes y por consiguiente su evaluación en forma separada. Así, la base de datos fue divida en dos partes, utilizando como criterio de división el cambio de pendiente observado (~1000 m) en la distribución de los datos. Luego se obtuvieron las respectivas regresiones lineales para cada una de las partes (Figura 10b).

Figura 10 a) Regresión lineal obtenida de comparar las anomalías de Bouguer Completas vs altitudes topográficas. b) Regresiones de las dos tendencias observadas: línea azul a trazos, altitudes inferiores a 1 km; línea negra a trazos, altitudes mayores a 1 km. Con recuadros a trazos, ecuaciones de regresiones y coeficientes de regresiones respectivos. 

Posteriormente estas rectas fueron comparadas con los resultados obtenidos por ^{Woollard (1969)} en la Figura 11. Se observa, para altitudes comprendidas entre 1,000 m y 2,000 m, que el estado isostático difiere si el análisis se realiza con toda la base de datos (línea roja a trazos, Figura 11) o con una parte de ella (línea negra a trazos, Figura 11). Debido a ello, y a que el objetivo de este trabajo es estudiar el depocentro Lomas de Olmedo, se determinaron las altitudes topográficas que involucra dicho depocentro, siendo estas menores a 500 m, como puede observarse en la Figura 12a (el depocentro se encuentra inmerso dentro de altitudes inferiores a la curva de nivel de 500 m). Luego se estimó la recta de regresión para altitudes inferiores a los 500 m (línea marrón, Figura 12b) que fue comparada con la recta (línea verde, Figura 12b) de Woollard (1969) para determinar el estado de equilibrio del depocentro. Esta última regresión mostró un gran parecido con la recta obtenida para altitudes inferiores a los 1,000 m (línea azul a trazos, Figura 12).

Figura 11 Comparación de las rectas de regresiones calculadas en este trabajo con la recta obtenida para una región en equilibrio (línea verde) por ^{Woollard (1969)}. Con recuadros, ecuaciones de regresiones; AB, anomalía de Bouguer Completa y h, altitud topográfica. 

Figura 12 a) Mapa de altitudes topográficas (SRTM). Con: líneas amarillas, lineamientos principales de la SLdO (^{Bianucci, 1999}); línea blanca, límite internacional; línea negra, curva de nivel topográfica de 500 m; línea roja, curva de nivel topográfica de 1,000 m. b) Comparación de las rectas de regresión para altitudes menores a 1 km (línea azul a trazos) y altitudes menores a 0.5 km (línea marrón) con la recta (línea verde) de ^{Woollard (1969)}. Con AB, anomalía de Bouguer Completa; h, altitud topográfica. 

RESULTADOS

El mapa de anomalías de Bouguer Completas (Figura 2) mostró isoanómalas con una dirección regional NNE-SSO coincidiendo con el rumbo dominante de las estructuras formadas bajo el régimen Andino. Se observó correlación entre la Cordillera Oriental y las isoanómalas -320 y -200 mGal, en acuerdo al potente espesor cortical Andino de aproximadamente 50 ~ 60 km (^{Yuan et al., 2002}; ^{Tassara et al., 2006}; ^{Feng et al., 2007}; ^{McGlashan et al., 2008}; ^{Prezzi y Götze, 2009}; ^{Assumpção et al., 2013}). En las Sierras Subandinas y la Llanura Chaco-Bonaerense se observa un crecimiento de las isoanómalas hacia el este en correspondencia a menores espesores corticales (^{Tassara et al., 2006}; ^{Feng et al., 2007}; ^{Prezzi y Götze, 2009}; ^{Assumpção et al., 2013}). Los valores de densidades utilizados (Tabla 1) fueron obtenidos a partir de la ecuación de ^{Brocher (2005)} utilizando para ello las velocidades de ondas P reportadas por ^{Chulick et al. (2013)} y ^{Fraga e Introcaso (1990)}. Estos valores son comparables con los valores considerados por otros autores en la región (^{Prezzi y Götze, 2009}; ^{Prezzi et al., 2014}). Considerando estos valores, se obtuvo un modelo de profundidad del Moho hidrostático bajo la hipótesis de Airy-Heiskanen (Figura 4a), obteniendo profundidades que varían entre los 36 km y 40 km bajo la subcuenca Lomas de Olmedo y alcanzan los 50 km a 60 km en Sierras Subandinas y Cordillera Oriental. A este modelo del Moho hidrostático se le descontó la anti-raíz del depocentro Lomas de Olmedo siguiendo las ideas de ^{Introcaso (1993)}, obteniendo un nuevo modelo del Moho hidrostático (Figura 6). Este último Moho hidrostático reportó profundidades menores a las obtenidas con el primer modelo, alcanzando aproximadamente un mínimo de 30 km en el eje principal del depocentro; marcando un atenuamiento cortical, como es de esperarse debido a que se consideró la anti-raíz en dicho modelo. Si bien los trabajos de ^{Tassara et al. (2006)} y ^{Prezzi y Götze (2009)} aportan profundidades de la discontinuidad de corteza-manto bajo el depocentro Lomas de Olmedo a escala regional, no observan el atenuamiento de corteza aquí interpretado. Este adelgazamiento de corteza fue determinado en una sección transversal a la subcuenca por Fraga e Introcaso (1990) pero su localización se encuentra hacia el borde oeste del depocentro, no así el observado en este trabajo en 2D que se localiza bajo el eje principal del depocentro (Figura 6). ^{Feng et al. (2007)} y Assumpção et al. (2013) reportan mapas de profundidades del Moho con una longitud de onda mayor comparada con la resolución del presente trabajo, como puede observarse en la Figura 6. Se observa que las isolíneas de profundidad del Moho (líneas a trazos en negro, Figura 6) presentan una tendencia aproximadamente norte-sur en la región septentrional; mientras que en la región central, las isolíneas confluyen hacia la zona Andina, donde la isolínea de 35 km alcanza una dirección prácticamente este-oeste. Al sur del área, las isolíneas vuelven a separarse, donde nuevamente la isolínea de 35 km alcanza una dirección prácticamente este-oeste (Figura 6), marcando un adelgazamiento de corteza. Este adelgazamiento cortical observado con modelos sísmicos tiene una excelente correlación con el modelo del Moho hidrostático que vincula raíz y anti-raíz. Si bien en ambos trabajos se puede observar dicho adelgazamiento, según ^{Assumpção et al. (2013)} se localiza al sur del depocentro (Figura 6b) mientras que según ^{Feng et al. (2007)} se localiza levemente desplazado hacia el suroeste del interpretado en este trabajo (Figura 6a).

Esta excelente correlación observada entre el modelo teórico de la corteza que involucra raíz y anti-raíz y los modelos sismológicos (Figura 6), podrían apoyar y validar la elección del modelo local de Airy-Heiskanen para el análisis isostático del depocentro Lomas de Olmedo que se originó por mecanismos distensivos (^{Bianucci y Homovc, 1982}; ^{Cominguez y Ramos, 1995}). Al oeste de la subcuenca, en las Sierras Subandinas podría operar el mecanismo de compensación regional, tal como ha sido interpretado por algunos autores (^{Tassara y Yáñez, 2003}; ^{Tassara, 2005}; ^{Chase et al., 2009}; ^{Prezzi et al., 2014}; entre otros). ^{Tassara y Yáñez (2003)} observan a lo largo de dos perfiles, uno al norte y otro al sur de la subcuenca Lomas de Olmedo, valores de espesores elásticos iguales a cero o muy cercanos a cero, para la Puna y Cordillera Oriental (compensación local), que aumentan hacia el este. De esta manera, la anomalía isostática negativa observada en el depocentro (Figuras 9a y 9b) podría estar representando en gran medida un estado de subcompensación del mismo. La amplitud mínima de la anomalía isostática, se localiza inmediatamente al este de Cordillera Oriental, en las Sierras Subandinas, donde el espesor elástico podría aumentar. La anomalía isostática positiva relacionada con el norte del Sistema Santa Bárbara, podría ser atribuida a inhomogeneidades de densidad en la corteza por debajo de los sedimentos que rellenan el sudoeste de la subcuenca, en concordancia con las secuencias de basamento levantadas por la inversión tectónica (^{Vergani et al., 2008}). Si bien ambos mapas (Figuras 9a y 9b) pueden ser interpretados de la misma manera, los resultados obtenidos en base a las ideas de ^{Introcaso (1993)} (Figura 9b) marcan un mayor estado de subcompensación del depocentro Lomas de Olmedo, basado en un modelo más realista.

Por otro lado, se evaluó el estado isostático a partir de comparar las anomalías de Bouguer Completas con las altitudes topográficas (Figura 10a). La región en estudio presenta dos comportamientos isostáticos distintos, uno para altitudes mayores a 1,000 m (representado por la línea a trazos negra, Figura 10b) y otro para altitudes inferiores a la mencionada (representado por la línea a trazos azul, Figura 10b). El depocentro Lomas de Olmedo estaría representado por la tendencia de esta última regresión, debido a que las rectas obtenidas para altitudes inferiores a los 1,000 m (línea azul a trazos, Figura 12b) y a los 500 m (línea marrón, Figura 12b) muestran un estado de compensación semejante para el depocentro, al compararlas con la recta de ^{Woollard (1969}). Las dos tendencias observas en la Figura 10, podrían estar representando mecanismos tectónicos distintivos (^{Bianucci, 1999}), uno para la subcuenca Lomas de Olmedo localizada en un ambiente de llanura, sin carga topográfica (altitudes inferiores a 500 m, Figura 12a) y otro para la región Andina, con una gran influencia topográfica (Figura 12a). Según el modelo de compensación de Airy-Heiskanen; para el caso de la subcuenca, el déficit de densidad de los sedimentos se debe compensar con una anti-raíz y la espesa columna topográfica Andina con raíces corticales (^{Introcaso, 1993}). La comparación (Figura 12b) entre la recta de regresión del depocentro y la de Woollard (1969), muestra un déficit de densidad, el cual también puede interpretarse como un estado de subcompensación del depocentro, que debería ascender para alcanzar el equilibrio isostático. Este resultado es soportado por las dos metodologías realizadas, es decir, suponiendo un modelo de compensación local o simplemente mediante análisis estadísticos de las anomalías gravimétricas versus altitudes topográficas.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Se construyó un modelo de profundidad del Moho hidrostático de buena resolución, a partir de calcular la raíz compensadora de la región en estudio bajo la hipótesis isostática local de Airy-Heiskanen. Este modelo tuvo en cuentsi la compensación hidrostática del depocentro Lomas de Olmedo, imprimiendo una lógica atenuación o adelgazamiento cortical bajo el eje principal del depocentro. Esta atenuación cortical se confirma, aunque con menor resolución, por recientes modelos sismológicos regionales. La buena correlación observada entre dichos modelos sismológicos y el modelo de la corteza que vincula raíz y anti-raíz, es consistente con la elección del modelo teórico de compensación local de Airy-Heiskanen (cubeta sedimentaria anti-raíz) para el análisis isostático del depocentro Lomas de Olmedo de origen extensional. El mapa de anomalías isostáticas, mostró una anomalía negativa que comprende gran parte del depocentro Lomas de Olmedo, cuyo máximo se ubica al occidente del mismo. Este negativo emplazado en el depocentro, fue interpretado como un estado de subcompensación del mismo. La anomalía isostática positiva de corta longitud de onda localizada al norte del Sistema Santa Bárbara, podría ser atribuida a inhomogeneidades de densidad en la corteza, en correspondencia con el levantamiento de basamento por debajo de los sedimentos que rellenan al depocentro.

Por otro lado, desde el análisis estadístico de las anomalías de Bouguer Completas versus altitudes topográficas, se observó un déficit de densidad, que también fue interpretado como subcompensación isostática del depocentro. Esto demuestra que el gran espesor sedimentario (que ha exhibido subsidencias desde su origen hasta la actualidad en las distintas etapas evolutivas; sin-rift, post-rift y foreland (^{Starck, 2011})) no está totalmente compensado por la anti-raíz actual, según el modelo utilizado. Por lo que se deben esperar movimientos ascendentes para lograr el equilibrio hidrostático de la subcuenca.