UNIVERSIDAD DE CONCEPCION FACULTAD DE CIENCIAS QUIMICAS DEPARTAMENTO CIENCIAS DE LA TIERRA
Dinámica del Antearco Externo en la zona del Bloque de Arauco, 37°-38° S, Octava
Región, Chile.
Memoria para optar al título de Geólogo
Marcos Simón Moreno Switt
Profesor Patrocinante: Dr.Klaus Bataille Geólogo Guía: Daniel Melnick Comisión Evaluadora: Dr.Verónica Pineda
Dr.Guillermo Alfaro Miroslav Rodríguez
CONCEPCIÓN - CHILE 2004
Con la ayuda de el análisis de la deformación superficial actual y el estudio del alzamiento de las terrazas costeras pleistocenas, se propone un modelo geodinámico preliminar del ante-arco del margen continental de Chile entre los 37º-38°S. Como base de este análisis se caracteriza la tectónica del Bloque de Arauco, segmento del ante-arco entre la desembocadura de los ríos Imperial y Bío-Bío.
La deformación superficial estimada de mediciones de GPS de alta precisión y la sismicidad permiten definir esta región de transición entre dos segmentos sismotectónicos, que están en distinta fase del ciclo sísmico. Un periodo inter-sísmico, con acumulación de la deformación en la interfase de las placas de Nazca y Sudamericana es claramente delimitado al norte del Bloque de Arauco, entre los 37º-34°S, donde mega-terremotos en la zona de acople no ocurren desde 1835. En cambio, el segmento sur (38º-42°S) fue sacudido por el mega terremoto de Valdivia (Mw 9.5), el evento sísmico de mayor magnitud registrado. Hoy en día la deformación superficial aún indica los efectos post-sísmicos por relajación visco-elástica del manto.
El estudio geodésico se complemento con la descripción del alzamiento registrado desde el Pleistoceno de las terrazas marinas en el sector de la Península de Arauco, definiéndose los ejes principales de alzamiento regional de las superficies costeras. El eje principal de alzamiento es NNE, paralelo al borde continental, influenciado directamente por la sismicidad en la interfase de las placas. Ejes secundarios NW, vinculados a la historia geológica Permo-Triásica y de posible profundidad cortical, controlan los límites del Bloque de Arauco e incluso se asocian al alzamiento diferencial de las terrazas costeras cuaternarias.
Finalmente los resultados obtenidos son integrados y se propone un modelo del alzamiento sísmico de la zona de Arauco-Bío-Bío. Este modelo considera que el alto acople en la interfase en la zona de estudio, produce la separación de bloques en el ante-arco, los cuales presentan una rotación horaria con respecto a la Cordillera Principal. Se utilizó el modelo de dislocación elástica (Okada, 1985) para comprobar los desplazamientos en superficie de las fallas que estarían vinculadas al alzamiento sísmico de la plataforma continental y que integran la deformación sísmica actual y la evolución de la plataforma continental. Se propone una falla principal en la interfase y dos estructuras corticales NE- SW, la Zona de Falla Lanalhue y los Lineamientos Bío-Bío. El modelo del desplazamiento superficial producto de estas tres fallas, demuestran que este campo de deformación superficial es similar a lo observado en la deformación producida por los grandes terremotos y explican la anomalía morfológica de la Península de Arauco.
INDICE
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1. INTRODUCCIÓN
________________________________________________ 11.1 Objetivos ___________________________________________________________ 1 1.1.1 Objetivos específicos ________________________________________________ 1 1.2 Método de trabajo ___________________________________________________ 2 1.2.1 Análisis de datos de GPS _____________________________________________ 2 1.2.2 Estudio morfodinámico ______________________________________________ 3 1.3 Ubicación del área de estudio ___________________________________________ 4 1.4. Agradecimientos ____________________________________________________ 6
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2. MARCO TECTÓNICO GENERAL
_____________________________________72.1 Introducción ________________________________________________________ 7 2.2 El Sistema Andino____________________________________________________ 7 2.3 Principales Causas de la Segmentación Andina ____________________________ 13 2.4 La segmentación Andina entre los 20° y 42°S _____________________________ 14 2.4.1 Evolución tectóno-geológica _________________________________________ 14
2.4.2 Morfología del Sistema Andino. ______________________________________ 17 2.4.3 Descomposición del vector convergencia _______________________________ 20 2.5 Estilos deformativos continentales ______________________________________ 23 2.6 Integración y síntesis de los principales segmentos en Los Andes, entre los 20º a 42ºS
_____________________________________________________________________ 27 2.7 Síntesis tectónica del Bloque de Arauco __________________________________ 30
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3. MARCO TECTÓNICO-GEOLÓGICO REGIONAL DEL
BLOQUE DE ARAUCO ________________________________
323.1 Estructuras mayores _________________________________________________ 32 3.1.1 Sistema de falla Liquiñe-Ofqui (SFLO)_________________________________ 33 3.1.2 Zona de Falla Lanalhue (ZFL) ________________________________________ 34 3.1.3 Zona de Falla Mocha-Villarrica (ZFMV) _______________________________ 36 3.1.4 Lineamiento Bío-Bío (LBB) _________________________________________ 37 3.2 La Cordillera de Nahuelbuta ___________________________________________ 38 3.3 Marco geológico general de la Cuenca Sedimentaria de Arauco _______________ 40 3.3.1 Estratigrafía básica de la Cuenca de Arauco _____________________________ 40 3.3.1.1 Cretácico Superior________________________________________________ 41 3.3.1.2 Eoceno_________________________________________________________ 41 3.3.1.3 Mioceno________________________________________________________ 42 3.3.1.4 Plioceno________________________________________________________ 43 3.3.1.5 Pleistoceno _____________________________________________________ 43 3.3.1.6 Holoceno _______________________________________________________ 45 3.4 Tectónica de la Península de Arauco. ____________________________________ 45 3.5 Morfología de la Cuenca de Arauco _____________________________________ 48 ---
4. SISMOTECTÓNICA_________________________________
514.1 Introducción _______________________________________________________ 51 4.2 Características de la Sismicidad en el Sistema Andino ______________________ 51 4.3 Sismicidad en el Bloque de Arauco _____________________________________ 57 4.4 Sismicidad Histórica _________________________________________________ 59
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5. ANÁLISIS DE GPS__________________________________
625.1 Introducción _______________________________________________________ 62 5.2 El acople sísmico____________________________________________________ 63 5.3 Desplazamientos superficiales en Los Andes ______________________________ 67
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6. ESTUDIO MORFODINÁMICO________________________
756.1 Dinámica Costera ___________________________________________________ 75 6.2 El alzamiento costero en la zona del Bloque de Arauco ______________________ 80 6.2.1 Terrazas costeras en la Península de Arauco _____________________________ 80 6.2.1.1 Terrazas Altas ___________________________________________________ 82 6.2.1.2 Terrazas Medias y Terrazas Bajas____________________________________ 84 6.2.1.3 Características depositacionales de las terrazas pleistocenas _______________ 86 6.3 Evolución de las Líneas de Costa Pleistocenas_____________________________ 91 6.4 Fallamiento Neotectónico asociado al alzamiento de la Península de Arauco _____ 95
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7. MODELAMIENTO INTEGRADO______________________
997.1. Modelo depositacional de las terrazas costeras pleistocenas __________________ 99 7.2. Ejes de alzamiento relacionados a la disposición vertical de las terrazas pleistocenas
____________________________________________________________________ 101 7.3 La acresión en el ante-arco ___________________________________________ 103 7.4 Modelo de rotación de bloques en el ante-arco____________________________ 104 7.4.1 Mecánica de la rotación de bloques en el ante-arco en el Bloque de Arauco. ___ 105 7.5 Modelo geológico integrado para el ante-arco del Bloque de Arauco __________ 108
7.6 Modelamiento del desplazamiento superficial asociado a las fallas que dominan la rotación de bloques ____________________________________________________ 110 7.6.1 Modelamiento inter-sísmico_________________________________________ 111 7.6.2 Modelamiento co-sísmico __________________________________________ 112 7.6.3 Modelamiento integrando el sistema de rotación_________________________ 114
--- 8.
CONCLUSIONES
_______________________________________________ 118 8. 1 Conclusiones generales _____________________________________________ 118 8.2 Conclusiones del modelamiento _______________________________________ 120INDICE FIGURAS
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1. INTRODUCCIÓN
________________________________________________ 1 Figura 1.1. Figura de ubicación y acceso al área de estudiuo _______________________ 5---
2. MARCO TECTÓNICO GENERAL
______________________________ 7Figura 2.1. Mapa del Sistema Andino y las placas tectónicas involucradas ____________ 8 Figura 2.2. Mapa de edades del piso oceánico y distribución de los volcanes cuaternarios
activos _________________________________________________________ 10 Figura 2.3. Perfiles topográficos latitudinales entre los 20°-45°S ___________________ 12
Figura 2.4. Características geotectónicas del Sistema Andino. _____________________ 19 Figura 2.5. Descomposición del vector velocidad de convergencia__________________ 22 Figura 2.6. Estilo deformativo en el segmento entre los 27° a 20°S _________________ 24 Figura 2.7. Estilo deformativo entre los 27° a 33°S ______________________________ 25 Figura 2.8. Estilo deformativo entre los 34° a 40°S ______________________________26 Figura 2.9. Mapa esquemático con las principales unidades de la corteza continental y
oceánica. _________________________________________________________ 29 Figura 2.10. Segmentos en el Sistema Andino, entre los 38º y los 23ºS ______________ 31
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3. MARCO TECTÓNICO-GEOLÓGICO REGIONAL DEL
BLOQUE DE ARAUCO _______________________________
32Figura 3.1. Síntesis tectónica regional del área de estudio _______________________33 Figura 3.2. Zona de Falla Lanalhue (ZFL), ____________________________________ 35 Figura 3.3. Zona de Falla Mocha-Villarrica (ZFMV). ____________________________ 36
Figura 3.4. Esquema del Lineamiento Bío-Bío (LBB). ___________________________ 37 Figura 3.5. Extensión espacial de la Cordillera de Nahuelbuta y el Bloque de Arauco___ 39 Figura 3.6. Mapa Geológico de la Cuenca de Arauco ____________________________ 44 Figura.3.7. Perfiles geológicos transversales en la Península de Arauco______________ 46 Figura 3.8. Principales estructuras en la Península de Arauco______________________ 47 Figura.3.9. Mapa isobático del techo del Basamento Metamórfico __________________ 49 Figura.3.10. Modelo tridimensional de la Cuenca de Arauco ______________________ 50
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4. SISMOTECTÓNICA_________________________________
51Figura 4.1. Modelo tridimensional de la losa subductante entre los 28° a 36°S ________ 52 Figura 4.2. Perfil de densidad sísmica entre los 22°-42°S. ________________________ 53 Figura 4.3. Perfiles W-E de densidad sísmica __________________________________ 54 Figura 4.4.Superposición de densidad sísmica con los mecanismos focales (MF) en perfiles
W-E _________________________________________________________ 55 Figura 4.5. Distribución de la Sismicidad en el Bloque de Arauco __________________ 58
Figura 4.6. Segmentos definidos en base a ocurrencia de grandes eventos en el último siglo
_________________________________________________________ 60 ---
5. ANÁLISIS DE GPS
______________________________________________ 62Figura 5.1. Esquema de la Zona de Acople ____________________________________ 65 Figura 5.2. Modelo de acumulación de la deformación en una zona de subducción _____ 65 Figura 5.3. Representación del campo de velocidad superficial paralelo a la convergencia de las placas. _________________________________________________________ 69 Figura 5.4. Campo de velocidad superficial W-E y S-N __________________________ 70 Figura 5.5. Campo velocidad superficial N-S para el Bloque de Arauco _____________ 71 Figura 5.6. Mapa del calculo del tensor de deformación superficial _________________ 74
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6. ESTUDIO MORFODINÁMICO
________________________________ 75Figura 6.1 Variaciones en el nivel medio global del mar__________________________ 76 Figura 6.2. Diagrama de la evolución de terrazas litorales ________________________ 78 Figura 6.3. Ilustración esquemática del desplazamiento diferencial de una falla _______ 79 Figura 6.4. Esquema de la distribución de terrazas en la Península de Arauco _________ 81 Figura 6. 5. Mapa geomorfológico de la Península de Arauco _____________________ 83 Figura 6.6 Mapa Isobático de la pequeña cuenca Pleistocena ______________________ 85 Figura 6.7. Leyenda de abreviaciones y litología para las columnas _________________ 87 Figura 6.8. Columnas litológicas en la Península de Arauco _______________________ 87 Figura 6.9. Columna litológica C4 ___________________________________________ 88 Figura 6.10. Columnas litológicas que representan el ambiente de depositación en la
Península de Arauco ______________________________________________________ 90 Figura 6.11. Modelo de pendientes nulas de la Península de Arauco ________________ 93 Figura 6.12. Modelo de elevación digital de la evolución de las terrazas Media y Bajas _ 94 Fotografía 6.1. Foto a coquina de la columna C5________________________________ 90 Fotografia 6.2. Zona de pequeñas fallas normales en extremo norte de la Península de
Arauco _________________________________________________________ 96 Fotografía 6.3. Fotos a base de la columna C3__________________________________ 97
Fotografía 6.4. Fotos a fallamiento que afecta a sedimentos Pleistocenos marinos______ 98
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7. MODELAMIENTO INTEGRADO
_____________________________99Figura 7.1. Modelo de la depositación de las terrazas pleistocenas en la Península de
Arauco ________________________________________________________ 100 Figura 7.2. Esquema de depositación y alzamiento de las terrazas pleistocenas costeras de
la Península de Arauco ___________________________________________________ 100 Figura 7.3. Esquema de los ejes de alzamiento que dominan la Península de Arauco __ 102 Figura 7.4. Perfil Esquemático que presenta el modelo conceptual de la transferencia de masa en el ante-arco de la zona del Bloque de Arauco __________________________ 103 Figura 7.5. Esquema de la separación de bloques en el ante-arco __________________ 106 Figura 7.6. Esquema de la rotación horaria de bloques separados en el ante-arco _____ 106 Figura 7.7. Modelo teórico para la rotación de bloques __________________________ 107 Figura 7.8. Esquema general e integrado de la dinámica que afecta el ante-arco en la zona del Bloque de Arauco. ___________________________________________________ 108 Figura 7.9. Un esquema tridimensional del ante-arco externo del Bloque de Arauco ___ 110 Figura 7.10. Modelamiento inter-sísmico_____________________________________ 112 Figura 7.11. Modelamiento co-sísmico ______________________________________ 113 Figura 7.12. Modelamiento deformación superficial horizontal ___________________ 115 Figura 7.13. Modelamiento integrado de tres fallas en su componente vertical _______ 116 Figura 7.14. Combinación de Batimetría y topografía continental. _________________ 117
1. INTRODUCCIÓN
1.1 Objetivos
El objetivo principal de este trabajo es realizar un modelo geodinámico preliminar del ante-arco externo entre los 37°-38°S, VIII Región, Chile, integrando la deformación superficial actual y la evolución de las terrazas costeras desde el Pleistoceno.
1.1.1 Objetivos específicos
a) Definir un marco tectónico general en los Andes Chilenos entre los 20º-42ºS, que sirva para comprender los factores que dominan los patrones deformativos regionales, la segmentación andina y el control tectónico en el Bloque de Arauco.
b) Caracterizar la distribución espacial y temporal de los eventos sísmicos a lo largo del margen continental chileno y proponer una segmentación definida por la ocurrencia de los grandes eventos sísmicos ocurridos en el último siglo.
c) Analizar los datos de GPS publicados por Klotz et al.(2001), Ruegg et al. (2002) y Brooks et al. (2003) para estimar zonas en distinta fase del ciclo sísmico y caracterizar el campo de velocidades superficiales en la zona del Bloque de Arauco.
d) Caracterizar las estructuras regionales y los rasgos morfológicos que definen la anomalía tectónica del Bloque de Arauco.
e) Estudiar desde un punto de vista morfodinámico la Península de Arauco y describir su evolución paleogeografía depositacional desde el Pleistoceno.
f) Integrar los datos obtenidos en modelos de dislocación elástica que incluyan la evolución geológica-dinámica del Pleistoceno al Reciente y la geometría de las principales estructuras corticales que limitan el Bloque de Arauco.
1.2 Método de trabajo
Este trabajo se realizó en el marco del Programa de Investigación Especial SFB 267,
“Procesos de deformación en los Andes” y del proyecto COGA (Concepción GPS Activities). El profesor Patrocinante es el Dr. Klaus Bataille y el geólogo Guía es el Dr.C Daniel Melnik. Se contó con la ayuda directa de los investigadores; Dr. Jurgen Klotz; Dr.
Helmut Echtler, la Dra. Verónica Pineday Oscar Cifuentes.
La investigación se centró en la integración de tres estudios específicos:
a) Análisis de la deformación superficial basado en los datos de GPS publicados.
b) Estudio neotectónico de las terrazas costeras en la Península de Arauco.
c) Modelación integrada de la dinámica del ante-arco externo del Bloque de Arauco.
1.2.1 Análisis de datos de GPS
El Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad de Concepción y el GFZ Potsdam, Alemania han implementado una red regional de GPS en el centro sur de Chile, la cual se ha materializado en el Proyecto COGA (Ávila et al., 2003). La finalidad de COGA es determinar los desplazamientos superficiales mediante las mediciones de GPS de alta precisión, para evidenciar la relevancia de los distintos procesos de deformación en este margen activo e iniciar una base de datos geodésicos que permitirán obtener un mejor entendimiento del ciclo sísmico en la zona.
En el presente trabajo se utilizó principalmente los datos de la red SAGA (South America GPS Activities) (Klotz et al., 2001) y se complemento con los datos publicados por Ruegg et al. (2002) y Brooks et al. (2003). Todos referidos al ITRF97.
Se realizó las siguientes tareas:
a) Recopilación y análisis de la información geodésica, geológica y neotectónica disponible entre los 20°-42°S que ayude a caracterizar la segmentación andina.
b) Interpretación y análisis de datos sísmicos históricos y actuales.
c) Diseño de programas matemáticos para analizar el campo de velocidad superficial y los ejes principales de deformación.
d) Instalación y mediciones de sitios de GPS, tanto para SAGA como COGA (45 días).
1.2.2 Estudio morfodinámico
Consistió en la descripción espacial y depositacional de las terrazas Pleistocenas de la Península de Arauco y se realizó en las siguientes etapas:
a) Campañas de Terreno
Las campañas de terreno fueron cinco en el área entre Arauco y sur de Tirúa, incluyendo la Isla Mocha y la Isla Santa María, con un total de 45 días.
La primera campaña orientativa se realizó en marzo del 2003, con un total de 7 días y se visitó la Península de Arauco y la Isla Mocha. El trabajo se realizó con Matías Sánchez, René Fuenzalida y Jorge Ávila.
La segunda campaña tuvo una duración de 12 días y se realizó en Julio del 2003.
Contó con la participación de Germán Aguilar y Jorge Ávila. Se recorrió desde la Península de Arauco al Lago Lanalhue. Se recolectó muestras de sedimentos, se medió las alturas de los principales niveles pleistocenos y se realizaron columnas estratigráficas.
La tercera campaña fue parte del estudio paleomagnético realizado por Tim Vietor y Helmut Echtler, en Noviembre del 2003, con una duración de 7 días, donde se visitó la Isla Mocha y Lebu.
La cuarta campaña fue un estudio netamente neotectónico en la Isla Santa María, Lebu, Cañete y el sector al sur de Tirúa. En este trabajo el autor fue parte del equipo investigativo de Manfred Strecker, Helmut Echtler, Daniel Melnick, Bodo Bookhagen y Matías Sánchez, tuvo una duración de 15 días en Marzo del 2004, e incluyó un sobrevuelo por la Península de Arauco.
La quinta campaña incluyó la medición de datos de GPS en 3 sectores de la Isla Santa María, así como la recolección de muestras. Este trabajo se realizó con un grupo de investigación compuesto por Hugo Muñoz y Pablo Salas .Tuvo una duración de 4 días en Abril del 2004.
b) Trabajo de gabinete y laboratorio
Se individualizó las secuencias de terrazas, mediante fotointerpretación, análisis de DEM y un estudio sedimentológico.
El análisis sedimentológico determinó el porcentaje, redondez y esfericidad de los granos de cuarzo en las terrazas Pleistocenas. La mayor parte del estudio sedimentológico fue presentado en el póster “Análisis espacial de las terrazas marinas en la costa Chilena entre los 37°-38°S; Alzamiento Pleistoceno Diferencial en Bloques del Ante-arco” (Moreno et al., 2003).
Se realizaron modelos matemáticos utilizando Octave, GMT y Perl (Anexo) para analizar el campo de velocidades superficiales, la distribución de la sismicidad y estimación de la geometría de las principales estructuras en modelos de dislocación (Okada, 1986).
1.3 Ubicación del área de estudio
El análisis basado en datos de GPS comprendió la zona entre los 20°-40°S; entre las ciudades de Antofagasta y la Isla de Chiloé (Fig.1.1 B). Esta gran extensión permitió relacionar los patrones deformativos y caracterizar los límites tectónicos de la zona de estudio. El área de estudio es parte del segmento de ante-arco denominado Bloque de Arauco (Melnick et al., 2003). Básicamente el bloque consta de la Península de Arauco y la Cordillera de Nahuelbuta entre los cañones y desembocadura de los ríos Bío-Bío e Imperial (Fig. 1.1.C).
El área de estudio específicamente se extiende en la costa entre los 37ºS-38°S, entre la Isla Santa María y el Lago (Fig.1.1 D).
El principal acceso a la zona es por la ruta N°160, camino que une Concepción, Lota y Tirúa. A la latitud del Lago Lanalhue este camino tiene una rama que sale de Contulmo al este, llegando a la carretera 5 Sur. Caminos interiores unen la ruta N°160 con Arauco y Lebu.
Figura 1.1. Figura de ubicación y acceso al área de estudio. A: Ubicación global del área de estudio. B: En rectángulo rojo se representa la zona de estudio, ente Antofagasta y la Isla de Chiloé se centró el estudio de datos de GPS. C:Extensión del Bloque de Arauco (Melnick et al., 2003); C.Bb y C.I: Desembocaduras y cañones de los ríos Bío-Bío e Imperial. D: Ubicación específica de la zona de estudio (ver explicación en texto).
1.4 Agradecimientos
Agradezco principalmente a:
A mis Padres, familia y amigos por apoyo total e incondicional.
Agradezco sinceramente a:
A cada uno de los profesores, investigadores y colegas que aportaron con ideas, consejos, discusiones, correcciones e inspiración: Klaus Bataille, Daniel Melnick, Matías Sánchez, Jürgen Klotz, Helmut Echtler, Verónica Pineda, Tim Vietor, Manfred Strecker, Bodo Bookhagen, Hayo Hase, Guillermo Alfaro, Hugo Muñoz, Réne Bascur, Gonzalo Hermosilla, Jorge Ávila, Oscar Cifuentes, María Mardones y Germán Aguilar.
Agradezco la colaboración de:
Ramiro Bonilla, Lucy Henríquez, el TIGO, Pedro Bravo, G. Tascón, Miroslav Rodríguez y Gerardo Flores.
2. MARCO TECTÓNICO GENERAL
2.1 Introducción
La Cadena Andina es un elemento continuo sobre el margen occidental de Súdamerica, sin embargo, la deformación continental presenta importantes cambios latitudinales y longitudinales que motivan la definición de segmentos neotectónicos con una geodinámica-cinemática característica. Diversos estudios enfocados en problemáticas específicas han descrito distintos segmentos en Los Andes. En este capítulo se definen e integran los principales parámetros tectónicos que regulan la segmentación andina. Así se obtiene la definición tectónica regional del Bloque de Arauco (Melnick et al., 2003).
2.2 El Sistema Andino
El Sistema Andino en el margen occidental de Sudamérica, es una de las áreas tectónicas más activas e interesantes del mundo. Es un clásico ejemplo de un orógeno formado en un proceso subductivo de larga vida y actualmente activo.
Se extiende paralelo a la costa del Océano Pacífico, desde el sur de Chile hasta Colombia, por más de 7.500 km. Las placas que interactúan actualmente en este sistema son las Placas de Cocos, Nazca, Antártica y Sudamericana. La mayor parte del Sistema Andino, desde el sur de Chile a Ecuador (5.000 km aprox.), está dominado por los procesos tectónicos relacionados a la subducción oblicua (N77°E con 66mm/año) de las placas de Nazca y Sudamericana (Angermann et al., 1999) (Fig. 2.1).
El Sistema Andino en general es un orógeno continuo, sin embargo, presenta cambios latitudinales y longitudinales que inducen a una segmentación tectónica. La coincidencia en las variaciones de la geometría de la Placa de Nazca con cambios en la fisiografía y evolución tectónica-geológica a lo largo de Los Andes es notable (Cahill y Isacks, 1992, Kley et al., 1999; Yañez et al., 2002). La mayoría de los límites donde el proceso subductivo cambia, están bien definidos. Sin embargo, las causas de la segmentación andina y la interrelación entre los parámetros geodinámicos, aún es una
incógnita sin resolver, aunque los numerosos estudios específicos han permitido obtener una visión integrada de la causa-efecto en este proceso.
Figura 2.1. Mapa del Sistema Andino y las placas tectónicas involucradas. Nazca, Antártica, Sudamericana, Cocos y Caribe. Se observa la gran extensión del Sistema Andino (sur de Chile a Colombia). Entre líneas azules se limitan: Los Andes del Norte (AN) , Los Andes Centrales (AC), Los Andes del Sur (AS) y los Andes Australes (AA). Las dorsales activas; Dorsal Pacífico-Antártica (Dorsal Pac-Ant) y Dorsal de Chile.
Figura realizada en este trabajo con GMT.
En primer orden se pueden diferenciar Los Andes del Norte (7°N a 15°S), Los Andes Centrales (15º a 33,5°S), Los Andes del Sur (33,5° a 47°S) y los Andes Australes (47° a 56°S) (Fig.2.1).
En el Sistema Andino se diferencian tres principales segmentos con volcanismo cuaternario activo: El Segmento Norte (5°N a 2°S), andesítico-basáltico; el Segmento Central (16° a 28°S), andesítico; el Segmento Sur (33° a 46°S) andesítico-basáltico. La presencia de dos segmentos sin volcanismo, en el norte de Perú (15° a 10°S) y norte de Chile (33° a 28°S) se relacionan a una subducción sub-horizontal (Fig. 2.2 A).
La geometría y evolución tectónica de la litósfera oceánica subductada ejerce importantes cambios en el Sistema Andino (Tebbens y Cande, 1997; Tebbens et al., 1997).
En el extremo norte (Ecuador 0° a 3°N) subducta la Dorsal de Carnegie, un plateau oceánico del punto caliente de Galápagos (Gutscher, 1999). La mayor parte de la Placa de Nazca (4° a 40°S) que actualmente es subductada fue generada por la Dorsal Pacifico- Antártica y es un fragmento de la antigua Placa Farallón (Tebbens et al., 1997). La Placa de Nazca presenta los montes oceánicos de Nazca (15°S), San Félix-San Ambrosio (20°S) y Juan Fernández (33°S), las cuales colisionan con el margen subductivo, produciendo efectos tectónicos reflejados en el magmatismo, deformación continental y en el ángulo de la zona de Wadati-Benioff. La subducción sub-horizontalentre los 28°S y 33°S, coincide con la brecha de volcanismo cuaternario activo y la subducción de la Dorsal de Juan Fernández (DJF) (Baragangi y Isacks, 1976; Yañez et al., 2002) (Fig 2.2 B).
A los 40°S la Zona de Fractura Agassiz (ZFA) marca el límite del piso oceánico producido por la Dorsal de Chile (DCh) y la litósfera expelida por la Dorsal Pacifico- Antártica. Esta última es más antigua (25 a 45 M.a) y homogénea que la producida por la DCh, que disminuye rápidamente de 20 a 0 Ma, en el Punto Triple (46°S) por efecto del gran número de fracturas oceánicas (Tebbens et al., 1997) (Fig.2.2 A).
Se observa que en el área del codo de Arica el Sistema Andino alcanza su mayor ancho (800 km). Esta curvatura, expresión directa de una mayor deformación, está íntimamente relacionada a la subducción de la corteza oceánica más antigua de la Placa de Nazca, además coincide con la colisión de las dorsales inactivas de Nazca y Juan Fernández (Fig.2.2 B).
Figura 2.2. A: Mapa de edades del piso oceánico y distribución de los volcanes cuaternarios activos. ZVN:
Zona Volcánica Norte (5°N a 2°S); ZVC: Zona Volcánica Central (16°S a 28°S), ZVS: Zona Volcánica Sur (33°S a 46°S). B: Topografía y Batimetría del Sistema Andino. Se observa el engrosamiento de la cadena andina, el cambio de rumbo de la fosa en el Codo de Arica (CA) y los principales rasgos de la corteza oceánica; Dorsal de Carneige; Dorsal de Nazca; Dorsal de San Félix- San Ambrosio ( SF-SA); Dorsal de Juan Fernández; Dorsal de Chile y las zonas de fractura de Chile (ZFCh); Mocha (ZFM); Valdivia (ZFV) y Agassiz (ZFA). La Red de drenaje corre hacia el este al norte de la colisión de la Dorsal de Juan Fernández y aumentan los ríos transversales hacia el sur. Ambas figuras realizadas en este trabajo con GMT.
La fosa del sistema subductivo presenta en su extenso recorrido importantes cambios, tanto en su morfología, rumbo y en la distribución de los sedimentos que cubren su canal axial (Fig. 2.3). En general se puede dividir en la Fosa de Chile- Perú (5°S a 46°S) y la Fosa de Ecuador-Colombia (7°N a 5°S). Su límite sur es la colisión con la Dorsal de Chile (DCh).
La Fosa de Chile-Perú, desde el norte hasta la colisión de la Dorsal de Juan Fernández (DJF) (5°-33°S), presenta una pendiente muy abrupta y alta incisión. Alcanza una profundidad normal de 6.000 m y máxima de 8.000 m (20°S). Esta se ve interrumpida
en la zona en que la Dorsal de Nazca se aproxima y colisiona con el continente (17°S), donde alcanza una profundidad máxima no mayor a 4.500 m (Frutos, 1980). Hacia el sur de los 35°S, la fosa comienza paulatinamente a disminuir su profundidad. Esto hace que el canal axial de la fosa tenga una marcada inclinación al norte, lo que provoca importantes corrientes de turbidez (Fig. 2.3).
La colisión de la DJF actúa como una verdadera barrera que acumula sedimentos de origen continental en el canal axial de la fosa, presentándose al sur de esta dorsal, una importante cantidad de material continental en la cuenca de la fosa y una carencia al norte.
Esto además es potenciado por el clima, el que al norte de los 30°S es hiper-árido, con precipitaciones menores a 50 mm/a, haciéndose nulo el aporte de sedimentos continentales a la fosa. No se desarrolla un prisma de acresión y se produce un importante proceso de erosión por subducción (Lohrmann, 2002). El clima húmedo desde la colisión de la DJF al sur, desarrolla una amplia red de drenaje con cañones submarinos transversales que entregan una gran cantidad de sedimentos a la fosa. La cuenca de la fosa llega a contener hasta 2 km de material, desarrollándose un prisma de acreción (Lohrmann, 2002; Bang y Cande, 1997) (Fig. 2.2B).
Esta diferencia en la cantidad de sedimentos en la fosa ha sido un control muy importante en la evolución geológica del Sistema Andino. El proceso de erosión tectónica en el extremo norte, ha producido el adelgazamiento del ante-arco, el avance de la fosa y la migración del arco volcánico al este (Lohrmann, 2002). En el margen sur una pequeña parte de los sedimentos son acresionados basalmente y una mayor cantidad son transportados a profundidades mantélicas. Esta acresión basal produce anomalías en el alzamiento del ante- arco, como es el caso entre los 37º a 38ºS.
Figura 2.3. Perfiles topográficos latitudinales entre los 20°-45°S. Se observa la disminución en profundidad del eje de la fosa y de la cadena andina hacia el sur. Figura realizada en este trabajo en GMT con datos de topografía y batimetría de Gtopo 2.
2.3 Principales Causas de la Segmentación Andina
Diversos estudios en temáticas especificas han demostrado que el Sistema Andino presenta una segmentación. A continuación se enumeran los parámetros principales que causan la segmentación andina.
a) La evolución geológica (Mpodozis y Ramos 1990; Tebbens y Cande, 1997; Echtler et al, 2003; Folguera et al., 2002; Frutos,1980).
b) Influencia y control de estructuras PreAndinas (Echtler et al., 2003).
c) Estilo estructural y consecuente deformación cortical de la placa superior (Dewey y Lamb, 1992; Beck et al., 1998; Kley et al., 1999; Cembrano et al., 2000).
d) Topografía, morfología y grado isostático de la Cadena Andina (Ramos, et al., 1996; Gôtze y Kirchner, 1996; Frutos, 1980; Tassara y Yañez, 2003).
e) Distribución del volcanismo cuaternario (Scheuber y Reutter, 1992).
f) Distribución y mecanismos de la sismicidad (Pardo et al, 2002; Plafker y Savage, 1970; Beck 1998; Lomnitz, 1970; Barrientos 1990; Contreras et al., 2003).
g) Reología, geometría y edad de la placa subductada (Tebbens y Cande, 1997;
Laursen et al, 2002; Fuenzalida et al., 1992; Yañez et al., 2001).
h) Forma, profundidad, inclinación y estado de estrés del plano de Benioff a lo largo de la Fosa Andina. (Frutos, 1980; Slancová et al., 2000).
i) Grado de acoplamiento en la interfase cortical y variaciones en el grado de desplazamiento y deformación superficial (Klotz et al., 1999; Klotz et al., 2001; Tichelaar y Ruff, 1991; Ruegg et al., 2002, Brooks et al., 2003)
j) Dinámica del antearco (acreción de sedimentos o erosión) y los procesos neotectónicos en las cuencas del antearco (Bang y Cande, 1997; Lohrmann, 2002; Adam y Reuther, 2000; Laursen et al., 2002)
Una integración de estos parámetros permite comprender la recurrencia de la segmentación en Los Andes y la definición de sus límites.
2.4 La segmentación Andina entre los 20° y 42°S
A continuación se sintetizan los principales criterios geológicos que definen la segmentación en el Sistema Andino. Finalmente estos son integrados en un mapa que expone los principales segmentos y los factores que influyen en su configuración.
2.4.1 Evolución tectóno-geológica
La Cadena Andina, a pesar de ser parte de un marco tectónico común, presenta notables diferencias a lo largo del margen continental, durante su evolución geológica.
La evolución tectónica mezo-cenozoica produjo segmentos mayores en el Sistema Andino. El Sistema Andino ha estado dominado por una compleja historia de sedimentación, magmatismo y deformación tectónica, sobreimpuesta en un basamento paleozoico. Esto implicó que la dinámica de cada segmento esté ampliamente influenciada por las estructuras y discontinuidades continentales heredadas (Echtler et al., 2003).
Mpodozis y Ramos (1990) describen los siguientes segmentos en base a la evolución tectónica (Fig. 2.6 y 2.10):
El Segmento A (21º a 27° S): Se distribuye en el norte de Chile y noroeste de Argentina. Durante el Triásico y el Cretácico Inferior un arco magmático estuvo activo, en la actual Cordillera de la Costa del Norte de Chile. Al oriente de este arco se desarrolló la cuenca extensional ensiálica de Tarapacá, en la cual se acumularon sedimentos marinos y continentales en el Triásico Superior y Cretácico Inferior. La deformación ocurrida en el Cretácico Medio causó el alzamiento de esta cuenca de trás-arco, formándose la Proto- Cordillera de Domeyko. Desde el Cretácico Superior al Terciario ha ocurrido una discontinua migración del arco magmático y de la deformación hacia el este.
El Segmento B: Se extiende desde los 27º a 35°S. Tuvo un arco magmático a lo largo de la actual Cordillera de la Costa. En el Cretácico una cuenca de tras-arco marginal o abortada expelió importante material volcánico. Estos se interdigitan al este con una estrecha plataforma de rocas carbonatadas y sedimentarias (Plataforma de Aconcagua).
El Segmento C: Comprende el Sistema Andino entre los 35º a 41°S. Se caracteriza por un arco magmático estacionario en el eje de la Cordillera Principal; desde el Jurásico al
Presente. Sufrió un engrosamiento en el Oligoceno Superior-Mioceno (Muñoz, et al., 2000). Al este del arco magmático se desarrolló la cuenca de Neuquén (36º a 39ºS). Esta es una gran cuenca de tras-arco ensiálica que se rellenó con sedimentos marinos y continentales desde el Jurásico al Cretácico Inferior. A partir del Cretácico, esta cuenca muestra evidencias de una deformación caracterizada por sistemas de fallas de sobre- escurrimiento y un volcanismo cuaternario activo.
El Segmento D: Es el segmento más austral dentro de este marco investigativo, se extiende entre los 41° a 49°S. En esta zona existe un magmatismo de ante-arco en Aysén ligado a la subducción de la Dorsal de Chile. En este segmento el arco ha sido oscilatorio, existiendo una menor extensión en el tras-arco.
En la evolución geológica andina se reconocen dos períodos principales 1) Desde el Jurásico al Cretácico Superior, donde existió un arco magmático limitado al oriente por cuencas de tras-arco. 2) Desde el Cretácico Superior se desarrollan arcos magmáticos sin cuencas de tras-arco y con deformación local en el retro-arco (Mpodozis y Ramos, 1990).
El basamento sobre el cual se construyó la cadena andina corresponde principalmente a un prisma de acreción formado durante el Paleozoico Superior a Triásico Inferior (Mpodozis y Ramos, 1990). En el Triásico Medio a Superior, una etapa de transición entre la paleogeografía desarrollada en el Paleozoico Superior–Triásico Inferior y la que dominará desde el Jurásico, induce la creación una serie de cuencas aisladas limitadas por fallas normales del evento extensivo que precedió la ruptura del Gondwana.
Se formó una serie de rifts con depresiones elongadas y angostas NW-SE, rellenas con depósitos volcanoclásticos, piroclásticos, lavas, intrusiones plutónicas y sedimentos marino –continentales. Los límites de la extensión Triásico-Jurásico están relacionados con la segmentación tectónica heredada de los procesos acresionarios en el margen continental, en el prisma de acreción Permo-Triásico (Franzese y Spalletti, 2001).
Durante el Jurásico al Cretácico Inferior se estableció un arco magmático en la zona de la Cordillera de la Costa del norte de Chile. Representado por las formaciones La Negra y Aeropuerto (II Región), Bandurrias (III Región), Arqueros y Quebrada Marquesa (IV Región). Una cuenca de tras-arco (Cuenca de Tarapacá), con sedimentación marina y continental (Ramos, 1990) acompañó hacia el oriente al arco hasta los 27°S. Al sur y hasta los 35°S existen además depósitos volcánicos andesíticos y basálticos dentro de la cuenca.
La cuenca evolucionó a una cuenca marginal ensiálica abortada, la que no alcanzó a desarrollar corteza oceánica. Esto evidencia un cambio tectónico de primer orden en estos límites durante el Jurásico y Cretácico Inferior.
Las rocas intrusivas y volcánicas del Jurásico a Cretácico Inferior de la Cordillera de la Costa del norte de Chile están cortadas por el Sistema de Falla de Atacama, que se extiende entre los 20°30’S hasta los 29°45’S (Scheuber y Reutter, 1992). El sistema de falla acomodó la componente de cizalle producto de subducción oblicua. En el Cenozoico se documentan reactivaciones normales y en menor caso transcurrentes (Scheuber y Reutter, 1992).
Una severa deformación durante el Cretácico Medio a Superior introdujo cambios mayores en la paleogeografía. Transformó en áreas positivas el sector de las cuencas previas (Proto-cordillera de Domeyko; Mpodozis y Ramos, 1990). La actividad volcánica cretácica superior en la actual Depresión Intermedia, entre Copiapó y Rancagua se influenció por la segmentación preexistente y desarrolló un arco andesítico que incluyó vetas mesotermales de oro y plata.
Una fase de deformación entre el Eoceno Medio a Superior alza la Cordillera de Domeyko, disminuye la actividad volcánica y emplaza stocks que desarrollan pórfidos cupríferos en la última actividad ígnea del arco magmático, antes de migrar al este. El Sistema de Falla de Domeyko distribuye los pórfidos de Cu-Mo de mayor importancia.
Esta falla acomoda convergencia oblicua de alta convergencia (Pardo-Casas y Molnar, 1987).
Un último evento tectónico importante ocurrió en el Mioceno, resultando en el patrón morfogenético actual (Mpodozis y Ramos, 1990). La convergencia oblicua del Oligoceno cambió a ortogonal en el Mioceno Inferior. Se ensancha el arco volcánico Mioceno y se engrosa la Cordillera Principal y la Cordillera de Domeyko. Esta expansión se relaciona a un aplanamiento del plano de Benioff producto del aumento de razón de convergencia (Kay y Abbruzzi, 1996). Durante el Mioceno, entre los 27° a 33°S, se produce la disminución del ángulo de subducción, comenzando el cese del volcanismo activo a comienzos del Plioceno y el desarrollo de zonas de fallas inversas y pliegues en el sector andino argentino.
Se puede concluir, con respecto a la evolución andina, que el arco magmático desde el Jurásico migró sistemáticamente al este, como respuesta a las mayores reorganizaciones del sistema de placas oceánicas. El hecho que en el Segmento C (Mpodozis y Ramos, 1990) el arco se mantuviese estacionario, se puede relacionar a estructuras NW-SE transversales de distribución cortical y edad Paleozoico a Triásico. Sin embargo, puntualmente en el frente volcánico de este segmento, se ha reconocido una serie de desplazamientos hacia la fosa (Folguera et al., 2002), posiblemente asociado a una mayor inclinación de la losa oceánica subductada (Stern, 1989).
2.4.2 Morfología del Sistema Andino.
Las unidades morfo-estructurales que configuran la corteza continental se exponen en el DEM topográfico de la figura 2.4, reconociéndose la morfología y los cambios topográficos en el Sistema Andino, entre los 15º y 55ºS. La segmentación morfológica continental está directamente relacionada a las propiedades y evolución de las placas continental y oceánica. Se aprecia el gran ensanchamiento de Los Andes Centrales, alrededor de 700 km, y el menor desarrollo de los Andes del Sur, donde su ancho no supera los 200 km. La altura de la cadena andina también disminuye continuamente hacia el sur.
El límite entre los Andes Centrales y los Andes del Sur (33,5ºS) esta marcado por la colisión de la Dorsal de Juan Fernández. Se observa una pequeña curvatura en el rumbo de la fosa o codo, donde la esta dorsal colisiona con el margen continental. Los Andes Centrales se caracterizan por una topografía de ~ 4.000 m en promedio y por presentar un gran plateau, que sin duda es el rasgo orográfico más destacado de todo el Sistema Andino.
Este plateau continental lo constituye el Altiplano (15° a 23°S) y la Puna (23° a 28°S). El extremo sur de los Andes Centrales (28º a 33,5ºS) es ocupado por la Cordillera Frontal. El espesor cortical en los Andes Centrales alcanza los 70 km (Whitman et al., 1996; Tassara y Yañez, 2003).
El segmento del Altiplano está curvado en el codo de Arica (Isacks, 1988). El Altiplano tiene una altura uniforme de 3.800 m. Se limita al oeste por la Cordillera Occidental, esta alcanza las máximas elevaciones del segmento, las que coinciden con volcanes actuales, como es el caso del volcán Parinacota con 6.350m. Al este el Altiplano
es limitado por la Cordillera Oriental, la que alcanza 5.000 m de elevación promedio. Al oriente las Sierras Subandinas concentran una importante deformación en el retro-arco. A los 23ºS destaca la presencia de la cuenca intermontana alzada del Salar de Atacama (2.300 m).
A lo largo del segmento de la Puna el ancho del Sistema Andino disminuye desde 400 a 150 km. Constituye la continuación meridional del Altiplano, pero presenta un relieve más irregular con alturas promedios de 4.200 m. La elevación máxima del segmento es el volcán Ojos del Salado, con 6.880 m. Al oeste de la Puna se desarrolla la Cordillera de Domeyko y al este el Sistema de Santa Bárbara es un elemento de transición estructural, entre el cabalgamiento de la cobertura sedimentaria en la Sierras Subandinas y el cabalgamiento con fallas en el basamento de las Sierras Pampeanas.
La Cordillera Frontal tiene un ancho de 150 km y exhibe la mayor elevación de todo el Sistema Andino, el Monte Aconcagua con 6.950 m. El volcanismo está extinto desde el Mioceno Superior. La Cordillera Frontal ocupa la cadena principal y es posiblemente la continuación meridional de la Cordillera de Domeyko. Hacia el este se desarrolla la Precordillera argentina, la cual absorbe una alta tasa de acortamiento (Ramos et al., 1996).
A 700 km de la fosa bloques alargados y delgados del basamento Paleozoico Inferior se presentan alzados hasta 4000 m. Esta gran extensión de la deformación hacia el continente se relaciona a la geometría casi horizontal de la losa subductada (Ramos et al., 2002).
Los Andes del Sur es una cadena que alcanza alturas promedios de 2.000 m. Se puede diferenciar segmentos de segundo orden como la Cordillera Principal (33,5º a 39ºS) y la Cordillera Patagónica (39º a 47ºS). La Cordillera Principal disminuye su elevación de norte a sur, desde 4.000m hasta 1.500m. La deformación del ante-país ha sido absorbida en bloques de basamento alzados en el sector de Neuquén. La cantidad de acortamiento en la Cordillera Principal y el ante-país disminuye de norte a sur.
Figura. 2.4. Características geotectónicas
del Sistema Andino.
Se reconoce la morfología, los cambios topográficos y la segmentación morfo- estructural en el la corteza continental entre los 15º a 55ºS. El límite ente los Andes Centrales y los Andes del Sur (33,3ºS) coincide con la subducción de la Dorsal de Juan Fernández. Líneas rojas limitan unidades se segundo orden:
Altiplano, Puna, Cordillera Frontal, Cordillera Principal y Cordillera Patagónica.
El Altiplano esta curvado en el codo de Arica (CA) y lo constituye la Cordillera Occidental (CW); Altiplano (Ap);
Cordillera Oriental (CE) y las Sierras Subandinas (SSA). El segmento de la Puna se conforma por la Cordillera de Domeyko (CD); la Puna (Pn) y el Sistema de Santa Bárbara (SSB). El segmento de la Cordillera Frontal lo constituyen: la Cordillera Frontal (CF); la Precordillera (PC) y las Sierras Pampeanas (SP). El segmento de la Cordillera Principal lo componen la Cordillera Principal (CP) y la faja de deformativa de ante-país de Neuquén (Ne). El segmento de la Cordillera Patagónica lo ocupa la Cordillera Patagónica (CPg).
Figura realizada en este trabajo con los datos de Gtopo30 y se basa en la definición de Tassara y Yañez, (2003).
En la Cordillera Principal destacan algunas cimas que corresponden a conos volcánicos tales como Chillán (3.212m), Antuco (2.985m) y Copahue (2.965m). El espesor cortical alcanza los 45 km bajo las máximas elevaciones (Tassara y Yañez, 2003). La Cordillera Patagónica ocupa el sector meridional de los Andes del Sur. Presenta como rasgo tectónico dominante la Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui (SFLO) (Hervé, 1977; Cembrano et al., 2000). Al este el relieve disminuye suavemente a alturas de 1000 m.
2.4.3 Descomposición del vector convergencia
La partición de la deformación en zonas de subducción consiste en la acomodación de la convergencia oblicua entre las placas, mediante la descomposición del vector de convergencia en una componente ortogonal y una componente paralela a la fosa. La componente de cizalle o paralela al margen continental es acomodada por desplazamientos de rumbo en la placa continental. Grandes fallas de rumbo son a menudo desarrolladas y localizadas a lo largo de de las zonas de debilidad asociadas con el arco volcánico y en zonas de fallamiento cortical preexistente en el ante-arco (Chemenda et al., 2000). En zonas de subducción oblicua con alto grado de acoplamiento en la interfase es común observar en el ante-arco, la separación de un bloque continental, con un desplazamiento paralelo a la fosa. Este movimiento se traduce en la rotación de bloques en el ante-arco separados por fallas preexistentes de alcance cortical (McCafrrey, 2002).
Los Andes están sometidos a diferentes grados de partición de la deformación (Dewey y Lamb, 1990). El grado de oblicuidad de la convergencia distribuye de distinta forma la deformación total y en especial la deformación de cizalle lateral del sistema subductivo. Condiciones regionales en la geometría y reología de la placa oceánica influyen directamente en el cambio del rumbo del margen subductivo. Esto se manifiesta en una distinta partición del vector convergencia y una segmentación en base al grado de partición de la deformación.
Dewey y Lamb (1990) definen segmentos neotectónicos en Los Andes, en base a los patrones de partición del vector de convergencia. En el Segmento 1 (39° a 47°S), el deslizamiento se caracteriza por una cizalle dextral y ausencia de imbricamiento en el retro- arco. El segmento 2 (20° a 39°S) se caracteriza por un deslizamiento casi paralelo a la
convergencia. Gran parte de la deformación es absorbida por compresión en el retro-arco.
La Cordillera de los Andes es más compleja y con distintas unidades. La zona central coincide con el Segmento B (Mpodozis y Ramos, 1990). Entre ambos segmentos una zona de transición, el Segmento 2A (34° a 39°S), acomoda el cambio en el estilo y distribución de la deformación (Fig. 2.5).
La fosa, a lo largo del margen continental cambia de rumbo. La deflexión del Codo de Arica (Isacks, 1988) se refleja en un curvamiento de todo el Sistema Andino. El codo de Arica produce una deformación diferencial en el Sistema Andino. Hacia el norte la descomposición del vector convergencia se refleja en una configuración de bloques corticales que presentan una rotación paleomágnetica antihoraria con respecto a la placa Sudamericana, en cambio al sur se observan rotaciones horarias (Beck et al., 1998). Este contraste en el sentido de rotación coincide con el cambio abrupto del rumbo del margen continental sudamericano en esta zona (Fig.2.5 B,C y D).
La curvatura del margen continental en el codo de Arica es la expresión tectónica de la mecánica de los sistemas subductivos, donde la convergencia tiende a evolucionar hacia un régimen ortogonal. Un ejemplo análogo sería el empuje de un bloque sobre una plancha de un material de menor densidad, en el centro se absorbería más eficientemente la deformación en un vector ortogonal y a ambos lados se desarrollaría cizalle o rotaciones hacia el centro.
El vector de convergencia se descompone de distinta forma. Cuando el rumbo de la fosa es NW-SE (20°S a 6°S) se observa que la componente paralela a la fosa produce movimientos rotacionales de sentido antihorario del margen con respecto a la placa continental (Fig. 2.5 B). La convergencia oblicua entre los 45° y 33°S origina una rotación en general horaria de la deformación cortical (Fig. 2.5 D). Entre los 20° y 33°S la partición es absorbida en forma ortogonal a la fosa y produce una distribución amplia de la deformación hacia el continente (Fig. 2.5 C) (Dewey y Lamb, 1992).
Figura 2.5. A: Descomposición del vector velocidad de convergencia. En flechas rojas se representa el campo de deformación continental. Se observan componentes antihorarias con respecto a la placa continental al norte del Codo de Arica, ortogonal al sur del codo hasta los 33°S y una partición horaria al sur de los 33°S. La flecha negra representa la dirección de la convergencia de las placas de Nazca y Sudamericana (Angermann et al., 1999). Entre líneas negras se limitan los segmentos geotectónicas definidos por Dewey y Lamb, 1992. B, C y D: figuras complementarias donde se expone el grado de la partición del vector convergencia. CN:
Componente normal. CP: Componente paralela. DA: Deformación en ante-arco. DR: Deformación en el retro-arco. Figura realizada en este trabajo basado en Dewey y Lamb, 1992, con datos de topografía de Gtopo 30
2.5 Estilos deformativos continentales
La deformación del retro-arco en los Andes es de 3 tipos (Kley et al., 1999):
a) Cabalgamientos de Cobertura Sedimentaria Delgada (CCD) a lo largo de un nivel de despegue dentro de la cobertura sedimentaria. Se caracteriza por fallas inversas continuas y anticlinales de regular espaciado. El acortamiento de la cubierta sedimentaria en el retro-arco es balanceado por un cabalgamiento del basamento en la cadena central.
Este tipo de mecanismo se experimenta en cadenas con fuerte acortamiento, usualmente entre 40 a 70% de su ancho original. Necesitan una cobertura sedimentaria de al menos 3 km sobre un basamento no afectado por la extensión mesozoica ( Figuras: 2.6 y 2.7).
b) Cabalgamiento de Cobertura Sedimentaria Gruesa (CCG): Poseen un despegue en el basamento intracortical (10 a 20 km). Los pliegues y fallas inversas son relativamente amplios y a menudo poseen un rumbo irregular. Estructuras transversales son comunes, utilizando zonas de debilidades de la tectónica paleozoica-triásica. Su posición en el frente de la cadena es similar a CCD, pero además, se encuentra lejos de la cadena. Estos dos estilos no coinciden longitudinalmente. El porcentaje de acortamiento es menor, 20 a 35%
(Figuras: 2.6 y 2.8).
c) Cabalgamiento del Basamento (CB): Posiblemente cortan toda la corteza. Son cabalgamientos extensamente espaciados, con anticlinales de longitud de onda muy larga.
El acortamiento no supera el 10% (Figuras: 2.6 y 2.7).
La cadena andina está sujeta a distinto grado de acortamiento. Una gran parte es absorbido en el retro-arco. Esta deformación está altamente influenciada por heterogeneidades en las placas Sudamericana y de Nazca.
El estilo deformativo del retro-arco en Los Andes permite separar 3 segmentos entre los 20° a 40°S (Kley et al., 1999). Regiones de menor deformación se presentan a ambos lados de las zonas de mayor acortamiento. Esta zonas de menor deformación absorben parte de la cizalle lateral.
El extremo norte (20° a 27°S) (Fig. 2.6) ha sido caracterizado por una erosión tectónica que ha causado la migración al este de la fosa por casi 200 km desde el Jurásico (Lohrmann, 2002). El actual ante-arco se extiende desde la fosa hasta la Zona de Falla de Atacama (Z.F.A). Este ante-arco muestra patrones complejos de deformación neógena y alzamiento asociado a fallas normales. Secuencias de terrazas marinas y plataformas de abrasión alzadas son evidencia directa del alzamiento del ante-arco. El Valle Longitudinal es una depresión morfológica de alturas promedios de 1000 m s.n.m. La Precordillera alcanza alturas de 4000-5000 m s.n.m, en ella se desarrolla el Sistema de Fallas de Domeyko, de actividad transcurrente dextral producto de la subducción oblicua hace30 Ma (Pardo Casas y Molnar, 1987). En el Altiplano tiene lugar el Cabalgamiento de una Cubierta Sedimentaria Delgada (CCD), evidenciando un gran acortamiento que afecta un espesor de casi 3000 m de sedimentos. Al sur de los 22°S, en el sector de la Puna, ocurre un Cabalgamiento de Cobertura Sedimentaria Gruesa (CCG). Al sur de los 27°S comienzan las Sierras Pampeanas, zona caracterizada por un Cabalgamiento de Basamento (CB).
Figura 2.6. Estilo deformativo en el segmento entre los 27° a 20°S. Z.F.A: Zona de Falla de Atacama. SFD:
Sistema de Falla de Domeyko. CCD: Cabalgamiento Cubierta Sedimentaria Delgada desarrollada en el Altiplano. CCG: Cabalgamiento Cubierta Gruesa de Sedimentos en la Puna. CB: Cabalgamiento de Basamento en las Sierras Pampeanas. Figura realizada en este trabajo basándose en Kley et al. (1999).
La zona central (33° a 27°S) (Fig.2.7) se caracteriza por la colisión de la Dorsal de Juan Fernández. Esto produce un cambio muy importante en la distribución de la deformación y de la geometría del sistema subductivo. La tectónica y geomorfología de Chile central esta relacionada a está colisión (Laursen et al., 2002). La Cuenca de Valparaíso contiene hasta 3.5 km de sedimentos cenozoicos. El plano de subducción en este segmento es sub-horizontal a profundidades de 100 km, llegando hasta 600 km de la fosa antes de consumirse. En esta zona el volcanismo cuaternario activo está ausente. El alto grado de acortamiento es evidenciado por el CCD de la cadena plegada de la Precordillera Argentina. Las Sierras Pampeanas representan un Cabalgamiento de Basamento. La evolución de la Dorsal de Juan Fernández influye directamente en la configuración de la subducción sub-horizontal y en el alto grado de acortamiento que se distribuye en el retro- arco (Yánez et al., 2002).
Figura 2.7. Estilo deformativo entre los 27° a 33°S. La subducción de la Dorsal de Juan Fernández (DJF) tiene un control de primer orden en la distribución de la deformación cortical. Se desarrolla una zona de subducción sub-horizontal.. Un CCD se extiende por casi toda la Precordillera Argentina. Un CB: afecta a las Sierras Pampeanas. Figura realizada en este trabajo basándose en Kley et al. (1999) y Mpodozis y Ramos, (1990).
La región al sur de los 33°S acomoda un menor cantidad de acortamiento con el desarrollo de una CCG a lo largo de la Cordillera Principal. Entre los 36° y 39°S (Fig. 2.8) se presenta una transición caracterizada por un imbricamiento neógeno moderado en el retro-arco y episodios de transtensión en los últimos 30 Ma. (Folguera et al., 2002). Una zona de CCG se desarrolla, en parte ayudada por la herencia del fallamiento normal generalizado de los rift triásicos. Al sur de esta zona actúa una mecánica transtensiva con una componente lateral que se absorbe en el Sistema de Falla de Liquiñe -Ofqui. En el ante- arco una configuración de bloques es observable, diferenciándose el Bloque de Valdivia, el Bloque de Arauco, el Bloque de Concepción y el Bloque de Cobquecura. Estos bloques están delimitados por estructuras NW-SE, las que representan discontinuidades en el Basamento Paleozoico. El Bloque de Arauco se define en la Cordillera de Nahuelbuta entre los ríos Imperial y Bío-Bío (Melnick et al., 2003).
Figura 2.8 Estilo deformativo entre los 34° a 40°S. Ocurre un CCG en la Cordillera Principal. En zona de Cordillera de la Costa se configuran Bloques limitados por estructuras NW-SE. El Bloque de Arauco se define en la Cordillera de Nahuelbuta entre los ríos Imperial (R.Im) y Bío-Bío (R.B-B) (Melnick et al., 2003).Segmento septentrional del Sistema de Falla de Liquiñe-Ofqui (SFLO). VT: Volcán Tupungatito. VM:
Volcán Maipo. VD: Volcán Descabezado. NLo.: Nevados de Longaví. N.Ch: Nevados de Chillán. An-S.Ve.:
Volcán Antuco y Sierra Velluda. Ca-Co: Volcán Callaqui y Copague. Lo-To: Volcán Lonquimay y Tolhuaca.
Ll-S.N: Volcán Llaima y Sierra Nevada. Vi-Qt-La: Volcán Villarrica, Quetrupillán y Lanín. C. Arauco:
Cuenca de Arauco. Figura realizada en este trabajo basándose en Kley et al. (1999), Mpodozis y Ramos, (1990) y Melnick et al . (2003).
2.6 Integración y síntesis de los principales segmentos en Los Andes, entre los 20º a 42ºS
Las principales unidades geotectónicas de la corteza oceánica y continental son integrados y esquematizados en la figura 2.9 y 2.10. Esto permite relacionar los cambios geométricos y reológicos de la Placa de Nazca con las unidades morfo-estructurales de la Placa Sudamericana. Además se esquematiza la segmentación geológica definida por Mpodozis y Ramos (1990) y la segmentación neotectónica de Dewey y Lamb (1992).
La Dorsal de Chile se extiende desde la microplaca de Juan Fernández hasta el Punto Triple de Chile (Tebbens et al., 1997), con una extensión de 1380 km. Se caracteriza por estar disectada por 18 zonas de fracturas y 2 sistemas complejos de fallas transformantes; el Sistema de Falla de Valdivia (compuesta por 6 zonas de fracturas activas) y la Zona de Fractura de Agassiz. La Dorsal de Chile entre el Sistema de Falla de Valdivia y el Punto Triple esta afectada por 4 fallas transformantes; Chiloé, Guafo, Guamblim y Darwin. La Zona de Fractura Agassiz tiene un largo de más de 750 km, conectando el piso oceánico producido por la Dorsal de Chile y la litósfera oceánica expelida por la Dorsal Pacifico-Antártica (Tebbens et al., 1997) (Fig.2.9). La edad de la corteza oceánica producida por la Dorsal de Chile que actualmente es subductada varía de 15 Ma, al sur de la Zona de Fractura Agassiz, hasta 0 Ma en el Punto Triple. la separación de un bloque de corteza continental
El piso oceánico expelido por la Dorsal Pacifico-Antártica es más antiguo, aumentando su edad desde 20 Ma en su extremo sur, hasta 52 Ma a los 20ºS. Presenta 3 grandes dorsales pasivas, que actualmente colisionan en el margen de subducción. Está disectado por muy pocas zonas de fracturas, siendo más homogéneo que el piso oceánico sur de la Dorsal de Chile.
La colisión de los montes oceánicos ha tenido una importante influencia en la deformación continental. Se puede observar que la subducción de estos montes se correlaciona de manera perfecta con el ensanchamiento y mayor deformación del Sistema Andino. Incluso la subducción de la Dorsal de Juan Fernández, produce que el campo deformativo se amplié, extendiéndose hasta 600 km al este de la costa. Además, el rumbo de la fosa sufre una curvatura o codo a la altura de Valparaíso (Fig. 2.9 y 2.10).
El distinto grado de acortamiento en el retro-arco produce una segmentación de límites muy claros. El estilo estructural en el retro-arco es una evidencia clara de la deformación continental. Una gran parte del acortamiento total en los Andes es acomodada en el retro-arco. Esta deformación es altamente influenciada por cambios reológicos en la Placas de Nazca y por heterogeneidades en la placa Sudamericana. Los cambios en el estilo estructural y sus límites son básicamente controlados por las estructuras (Echtler et al., 2003) y la estratigrafía heredada de la tectónica preandina (Kley et al., 1999).
La zona central (27°-35°) presenta un gran porcentaje de acortamiento, reflejado en un extenso cabalgamiento de una Capa Delgada de Sedimentos (CCD) y de Basamento (CB). Este estilo deformativo estaría muy asociado a la subducción sub-horizontal y a la colisión de la Dorsal de Juan Fernández. Al sur y norte de esta zona, el grado de acortamiento en el retro-arco disminuye, desarrollándose Cabalgamiento de Capa Gruesa de Sedimentos (CCG).
Al norte de la colisión de la Dorsal de Juan Fernández, una importante erosión tectónica del ante-arco ha producido la migración al este del sistema subductivo desde el Jurásico (Scheuber y Reutter, 1992). Así la evolución y arquitectura del antearco, en esta zona, ha sido y es principalmente controlada por el proceso de erosión tectónica.
Al sur de la Dorsal de Juan Fernández la evolución del antearco ha alternado entre acreción y erosión (Lohrmann, 2002; Bang y Cande, 1997). Desde el Pleistoceno la fosa comienza paulatinamente a rellenarse de sedimentos, asociados a la erosión glaciar de la Cordillera Principal, desarrollándose un complejo y activo margen de acreción.
Durante el Triásico Superior y Jurásico Inferior el segmento entre los 36º y 39ºS sufrió importantes procesos extensivos (Franzese y Spalletti, 2001). La cantidad de acortamiento decrece en este segmento, con respecto al imbricamiento en la Precordillera y las Sierras Pampeanas. Se desarrolla por influencia del fallamiento extensivo anterior un Cabalgamiento de Capa Gruesa de Sedimentos (CCG).
Al sur del Cabalgamiento de la Capa Gruesa (38°S), se desarrolla el Sistema de Falla de Liquiñe-Ofqui. Este absorbe parte de la cizalle paralela a la fosa de la convergencia oblicua y el efecto identador de la colisión de la Dorsal de Chile.
Figura 2.9. Mapa esquemático con las principales unidades de la corteza continental y oceánica. Se identifican segmentos definidos por Mpodozis y Ramos (1990): SA: Segmento A (21°-27°S); SB: Segmento B (27°-35°S); SC: Segmento C (35°-41°S); SD: Segmento D (41°-49°S). Segmentos neotectónicos definidos por Dewey y Lamb (1992): D1: Segmento 1 (39°-47°S); D2A: Segmento 2 A (34°-39°S); D.2: Segmento 2 (20°-39°S). En distinto grado de tonalidad se expone la naturaleza de la corteza oceánica; al norte de La Zona de Fractura Agassiz (Z.F.Agassiz) fue expelida por la Dorsal Pacífico-Antártica, al sur por la Dorsal de Chile.
Ver explicación en el texto. Figura realizada en este trabajo.
2.7 Síntesis tectónica del Bloque de Arauco
En este trabajo se definen tres segmentos en el Sistema Andino, entre los 38º y los 23ºS, en base a la integración de la reología y geometría de la Placa de Nazca, el estilo estructural de la deformación continental y las unidades morfo-estructurales principales en la cadena andina.
El segmento central, en este trabajo denominado Segmento de Alta Deformación, se desarrolla entre los 34º a 27ºS. Esta sección del Sistema Andino, sin duda, presenta la mayor deformación continental del tramo entre los 38º y 23ºS. En este segmento, entre los 28º y 32ºS, el plano de Benioff es sub-horizontal (Cahill y Isaac, 1992), llegando la corteza oceánica hasta 700 km de la fosa antes de consumirse. Existe una imbricación activa en la Precordillera argentina (CCD) y en las Sierras Pampeanas (CB). El fallamiento inverso en las Sierras Pampeanas posiblemente corta toda la corteza continental (Kley et al., 1999).
En este segmento desaparece la Depresión Central. La subducción de la Dorsal de Juan Fernández es posiblemente un factor de primaria importancia tanto en la geometría sub- horizontal del plano de Benioff como de la consecuente deformación continental. Esta colisión incluso curva el rumbo de la fosa en el codo de Valparaíso (Fig. 2.10).
El Segmento de Transición Norte coincide con el desarrollo espacial de la Puna (27º a 23ºS). Este tramo presenta una transición gradual hacia una menor cantidad de acortamiento acomodada en el retro-arco. Se desarrolla un CCG en el sector de la Puna.
El Segmento de Transición Sur (34º a 38ºS) desarrolla un CCG que marca la disminución de la deformación en el retro-arco hacia el sur. Una tectónica heredada de la extensión triásica (cuencas extensivas NW-SE) hace que la inversión alcance una mayor profundidad. Al sur de este segmento no hay cabalgamiento activo en el retro-arco, sino el desarrollo del Sistema de Falla de Liquiñe-Ofqui, que absorbe parte de la partición de la deformación y cuencas de tras-arco.
La compresión en el proceso subductivo se pude entender como la sumatoria de la deformación continental. Así en zonas de alta compresión donde no se acomoda o absorbe mucho acortamiento en el retro-arco, gran parte de la deformación actúa en la interfase bajo el ante-arco. Así en el tramo de Transición Sur comienza a absorberse una gran deformación en el ante-arco. Esto se evidencia en la configuración de bloques que hay en el
ante-arco en este segmento, como es el caso del Bloque de Arauco (Melnick et al, 2003) . Además por efectos del cambio en el rumbo del margen continental en el codo de Valparaíso, la descomposición del vector convergencia produce una cizalle paralela a la fosa de movimiento horario, lo que hace que los bloques de ante-arco roten en este sentido.
Figura 2.10. Segmentos en el Sistema Andino, entre los 38º y los 23ºS, definidos en este trabajo. Segmento de Transición Sur; Segmento de alta deformación y Segmento de Transición Norte. Se rotula la deformación en el retroarco (Kley et al, 1999), discontinuidades y edades de la corteza oceánica y las principales unidades morfológicas. Ver texto para explicación. Imagen realizada en este trabajo.