Dinámica del Antearco Externo en la zona del bloque de arauco 37-38°S octava region

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: Geólogo Guía: Comisión Evaluadora:

Dr.Klaus Bataille Daniel Melnick Dr.Verónica Pineda Dr.Guillermo Alfaro Miroslav Rodríguez

CONCEPCIÓN - CHILE 2004

RESUMEN

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 NESW, 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.

RESUMEN

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 NESW, 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

------------------------------------------------------------------------------------------------------------- ________________________________________________ _____________________ 1 1. INTRODUCCIÓN ___________________________ 1.1 Objetivos Objetivos ________ _______________ _______________ _______________ _______________ _______________ _______________ ______________ ______ 1 1.1.1 Objetivos Objetivos específicos específicos _______ _______________ _______________ _______________ _______________ _______________ ___________ ___ 1 1.2 Método de trabajo trabajo _______ _______________ _______________ _______________ ________________ ________________ _____________ _____ 2 1.2.1 Análisis Análisis de datos datos de GPS _______ ______________ _______________ ________________ _______________ _______________ ________ 2 1.2.2 Estudio Estudio morfodinám morfodinámico ico ________ ________________ _______________ _______________ ________________ _______________ _______ 3 1.3 Ubicación Ubicación del área área de estudio estudio ________ ________________ ________________ ________________ _______________ ___________ ____ 4 1.4. Agradecimient Agradecimientos os ________ ________________ _______________ _______________ ________________ ________________ _____________ _____ 6 -------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- _____________________________________ __ 7 2. MARCO TECTÓNICO GENERAL ___________________________________

2.1 Introducción Introducción _______ _______________ ________________ _______________ _______________ ________________ ________________ __________ __ 7 2.2 El Sistema Sistema Andino__________ Andino_________________ _______________ ________________ _______________ _______________ ____________ ____ 7 2.3 Principales Principales Causas Causas de la Segmentaci Segmentación ón Andina ________ ________________ _______________ ____________ _____ 13 2.4 La segmentaci segmentación ón Andina Andina entre los los 20° y 42°S 42°S _______ _______________ ________________ ______________ ______ 14 2.4.1 Evolución Evolución tectóno-ge tectóno-geológic ológicaa ________ _______________ _______________ ________________ _______________ __________ ___ 14 2.4.2 Morfología Morfología del del Sistema Sistema Andino. ________ ________________ ________________ ________________ ______________ ______ 17 2.4.3 Descompos Descomposición ición del vector vector convergenci convergenciaa ________ ________________ ________________ _______________ _______ 20 2.5 Estilos Estilos deformativos deformativos continen continentales tales ________ ________________ ________________ ________________ ______________ ______ 23 2.6 Integración y síntesis de los principales segmentos en Los Andes, entre los 20º a 42ºS ______________________________________________________ __________________________ ___________________________________________ _______________ 27 2.7 Síntesis Síntesis tectónica tectónica del Bloque de Arauco_______ Arauco _______________ _______________ _______________ ____________ ____ 30

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3. MARCO TECTÓNICO-GEOLÓGICO REGIONAL DEL BLOQUE DE ARAUCO ________________________________ 32 3.1 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_________________________________ 51 4.1 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

-------------------------------------------------------------------------------------------------------------5. ANÁLISIS DE GPS__________________________________ 62 5.1 Introducción _______________________________________________________ 62 5.2 El acople sísmico____________________________________________________ 63 5.3 Desplazamientos superficiales en Los Andes ______________________________ 67 -------------------------------------------------------------------------------------------------------------6. ESTUDIO MORFODINÁMICO________________________ 75 6.1 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 -------------------------------------------------------------------------------------------------------------7. MODELAMIENTO INTEGRADO______________________ 99 7.1. 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 _______________________________________ 120

INDICE 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 ______________________________ 7 Figura 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 --------------------------------------------------------------------------------------------------------------

3. MARCO TECTÓNICO-GEOLÓGICO REGIONAL DEL BLOQUE DE ARAUCO _______________________________ 32 Figura 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 --------------------------------------------------------------------------------------------------------------

4. SISMOTECTÓNICA_________________________________ 51 Figura 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 ______________________________________________ 62 Figura 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 ________________________________ 75 Figura 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 _____________________________99 Figura 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. 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.

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1. INTRODUCCIÓN ____________________________________________________________ _________________________

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 Pineda y 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).

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1. INTRODUCCIÓN ____________________________________________________________ _________________________

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.

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1. INTRODUCCIÓN ____________________________________________________________ _________________________

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.

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1. INTRODUCCIÓN ____________________________________________________________ _________________________

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). 5

1. INTRODUCCIÓN ____________________________________________________________ _________________________

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.

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2. MARCO TECTÓNICO GENERAL

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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

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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.

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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 PacificoAntártica 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 PacificoAntártica. 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).

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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 10


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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 antearco, como es el caso entre los 37º a 38ºS.

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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.

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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.

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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 ProtoCordillera 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

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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 sobreescurrimiento 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.

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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.

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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

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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.

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________________________________________________________________________________ Figura. 2.4. Características geotectónicas del Sistema Andino. Se reconoce la morfología, los cambios topográficos y la segmentación morfoestructural 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).

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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 retroarco. El segmento 2 (20° a 39°S) se caracteriza por un deslizamiento casi paralelo a la

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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).

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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

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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.

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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).

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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 retroarco (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).

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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 antearco 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).

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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).

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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.

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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.

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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 subhorizontal 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

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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.

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3. MARCO TECTÓNICO-GEOLÓGICO REGIONAL DEL BLOQUE DE ARAUCO ____________________________________________________________________________________

3. MARCO TECTÓNICO-GEOLÓGICO REGIONAL DEL BLOQUE DE ARAUCO

3.1 Estructuras mayores La zona de estudio presenta el desarrollo de megas estructuras regionales que controlan la tectónica en estas latitudes. En el arco volcánico se presenta el término del Sistema de Falla de Liquiñe Ofqui (SFLO), expresado en el cambio de una deformación dominada por la cizalle simple dextral al sur y el comienzo de imbricamiento al norte (38°S) (Folguera et al., 2002). El ante-arco está marcadamente cortado por estructuras NWSE. Estas estructuras están muy bien expuestas en la Cordillera de la Costa y en las cercanías de la fosa (Fig. 3.1). Los Lineamientos Bío-Bío (LBB), la Zona de Falla Lanalhue (ZFL) y la Zona de Falla Mocha Villarrica (ZFMV) son las principales estructuras que afectan y controlan la dinámica del Bloque de Arauco. Estas estructuras corticales han sido interpretadas como zonas de debilidades de una tectónica pre-andina, las cuales han influenciado la segmentación del ante-arco en estas latitudes (Echtler et al., 2003). Las estructuras NW-SE tienen una excelente expresión fisiográfica en el talud continental. Éste conjunto de fallas y fracturas dado la cercanía a la fosa acomodan una gran cantidad de deformación. Éstas en general son la continuación de las estructuras NWSE mayores que afectan el ante-arco, como es el caso de LBB, ZFL, ZFMV. Estas estructuras crean verdaderos surcos en el talud, los cuales son aprovechadas por los cañones de los ríos principales en la zona, como el Río Calle-Calle, Imperial y Bío-Bío. Estos cañones transportan una gran cantidad de sedimentos al canal axial de la fosa (Fig 3.1). La morfología de la plataforma continental coincide con la extensión hacia el oeste de la forma de la actual línea de costa, es decir, el alzamiento de la plataforma continental controla directamente las planicies litorales (Fig. 3.1). Observándose que las zonas alzadas (Península de Arauco y Isla Mocha) tienen una continuación en la plataforma continental actualmente sumergida.

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Figura 3.1 Síntesis tectónica regional del área de estudio. Se observa la configuración de las principales estructuras y unidades tectónicas. En la cordillera de los Andes el Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui (.SFLO) se alinea con el arco volcánico. Estructuras corticales NW-SE cortan la Cordillera de la Costa; ZFMV: Zona de Falla Mocha-Villarrica; ZFL: Zona de Falla Lanalhue. El talud continental y la fosa están muy disectadas por estructuras NW-SE. Tomado y modificado de Sánchez (2004).

3.1.1 Sistema de Falla Liquiñe-Ofqui (SFLO) El SFLO ha sido descrito como un sistema de falla en el intra-arco desde los 37ºS a los 45ºS, siendo su extensión de más de 1000 km. Su génesis ha sido relacionada directamente a la convergencia oblicua entre las placas de Nazca y Sudamericana (Hervé, 1977; Beck, 1998; Cembrano

et al,

1996; Cembrano

et al,

2000) y a la influencia de la

identación del punto triple en la corteza continental (Forsythe y Nelson, 1985). El SFLO se caracteriza por lineamientos de dirección N a NNE, paralelos a la cadena volcánica, en gran parte del Sur de Chile. Su existencia fue descrita inicialmente por

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Steffen (1944) y luego diversos autores indicaron su cinemática de rumbo dextral (Klohn, 1960; Solano, 1978; Hervé et al., 1979). El desarrollo tectónico de SFLO se remonta al Mesozoico, periodo para el cual se ha propuesto una dinámica de rumbo con deslizamiento sinestral (Cembrano et al., 2000). En el área de Liquiñe (39°S), Cembrano et

al.

(2000) restringe las edades propuestas para la

dinámica sinestral a los 100 Ma mediante data estructural y geocronológica en milonitas. La cinemática propuesta para el SFLO durante parte del Mesozoico es coherente con otras fallas de carácter regional con movimiento en el rumbo activas en el mismo periodo, como por ejemplo la Falla de Atacama (Scheuber y Andriessen, 1990).

3.1.2 Zona de Falla Lanalhue (ZFL) La Zona de Falla Lanalhue (ZFL) (Melnick et

al.,

2003) constituye uno de los

rasgos estructurales mayores en el área de estudio (Fig. 3.1 y 3.2). Su rumbo es NW-SE semejante a otras estructuras del Paleozoico Superior–Triásico (Echtler et al., 2003). Pone en contacto las Series Metamórficas Occidental con la Oriental del Basamento Metamórfico de la Cordillera de Nahuelbuta (Hervé, 1977; Glodny, 2002). Se extiende desde Punta Morguilla al oeste, hacia el sureste por el Lago Lanalhue hasta las cercanías de Temuco. En el Valle Central no se observan rasgos morfológicos de la falla debido a la cobertura cuaternaria. En las cercanías de Purén, se desarrolla una cuenca sedimentaria de posible edad eocena, la cual se aprecia en los DEM absolutamente limitada por esta estructura. Al norte de esta zona de falla la Cordillera de Nahuelbuta se comporta como un bloque que alcanza alturas de 1530 m s.n.m y que disminuye continuamente hacia el norte. La extensión de esta falla limita la Península de Arauco por el sur. Esta estructura esta muy ligada al anómalo alzamiento del Bloque de Arauco (Fig. 3.2). Las estructuras NW-SE son un rasgo común en la Cordillera de Nahuelbuta, como se observa en la figura 3.2, donde el drenaje que afecta a la cordillera se inscribe en esta dirección. Además las máximas cumbre (en amarillo en la figura 3.2) también siguen una dirección NW. Este eje al prolongarse se une con la Punta Lavapie.

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La ZFL es probablemente una estructura heredada de la tectónica Permo-Triásica y alcanza seguramente dimensiones corticales (Echtler et

al,

2003). De esta manera la ZFL

incide en el comportamiento tectónico del Cenozoico, donde las secuencias de la plataforma han sido continuamente alzadas. En la actualidad es evidente una actividad sísmica anómala en el Bloque de Arauco, la cual es manifestada por una concentración de eventos sísmicos de intraplaca que permiten definir esta falla (Melnick et

al.,

2003). La

ZFL se extiende desde la zona de acople a 20 km de profundidad hasta más menos 5 a 3 km de la superficie.

Figura 3.2 Zona de Falla Lanalhue (ZFL), se extiende en una dirección NW-SE desde Punta Morguilla hasta la cubierta cuaternaria del Valle Central, alcanza una traza de 60 km y representa una de las estructuras regionales que controlan el Bloque Arauco y limitan la Península de Arauco. Se observa la repetividad de estructuras NW-SE en la Cordillera de Nahuelbuta Imagen realizada en este trabajo con topografía SRTM.

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3.1.3 Zona de Falla Mocha-Villarrica (ZFMV) La Zona de Falla Mocha-Villarrica (ZFMV) (Melnick

et al.,

2003) une el

lineamiento volcánico Villarrica-Quetrupillan-Lanín con el cañón del Río Imperial, con una posible continuación hasta la fosa. Esta estructura se une en el Valle Central con la ZFL (Fig.3.1 y 3.3). La ZFMV probablemente controla el alzamiento diferencial de la plataforma continental y la Cordillera de Nahuelbuta, observándose un bloque alzado hacia el norte y una depresión al sur; además limita el bloque de Isla Mocha (Sánchez 2004) y es en el antearco el límite sur del Bloque de Arauco. De similar manera que la ZFL, la ZFMV es probablemente una estructura heredada del Basamento Permo-Triásico, así como la serie de lineamientos de dirección NW-SE que poseen envergaduras continentales. En base a el desplazamiento en el talud continental, la asimetría y el acomodo de la rotación de la Península de Arauco evidencian un desplazamiento de rumbo sinestral de esta estructura al menos en el ante-arco (Sánchez, 2004; Melnick et al., 2003).

Figura 3.3. Zona de Falla Mocha-Villarrica (ZFMV). Se observa la gran extensión de esta estructura, desde el lineamiento volcánico Villarrica-Quetrupillan-Lanín hasta el cañón del Río Imperial, con una posible continuación hasta la fosa. Esta estructura se une en el Valle Central con la ZFL. Imagen realizada en este trabajo con topografía Gtopo 30.

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3.1.4 Lineamiento Bío-Bío (LBB) La zona de Lineamientos Bío-Bío posee rumbo NW-SE similar a la ZFL, se extiende desde la Península de Tumbes hasta el Valle Central. Auque otros trabajos han interpretado estos lineamientos como una estructura que se extiende hasta la Cordillera Principal (Bohm et al., 2002), en este trabajo se restringe sólo al ante-arco. Se caracteriza por una fuerte densidad de lineamientos en la Cordillera de la Costa y por ser responsable del cauce principal NW-SE del Río Bío-Bío en la zona costera (Fig. 3.1 y 3.4). Esta estructura marca el límite norte del Bloque de Arauco. Esta zona de lineamientos de dirección NW-SE fue afectada por la tectónica extensional triásica, por lo que las reactivaciones posteriores han producido de esta estructura una debilidad cortical mayor, así es posible que el LBB corresponda a una zona de falla con desarrollo en el basamento (Echtler et al., 2003).

Figura 3.4. Esquema del Lineamiento Bío-Bío (LBB). Esta estructura de dirección NW-SE marca el límite norte del Bloque de Arauco. Se extiende desde la Península de Tumbes hasta desaparecer bajo el Valle Central. Imagen realizada en este trabajo con topografía SRTM.

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3.2 La Cordillera de Nahuelbuta La Cordillera de Nahuelbuta se enmarca en la Cordillera de la Costa, entre los ríos Bío-Bío e Imperial (36°35’ y 38°S). Sus alturas máximas son cercanas a los 1530 m s.n.m. Se extiende 190 km en dirección N-S, alcanzando un ancho máximo de 70 km entre las localidades de Angol y Cañete (Fig. 3.5). La Cordillera de Nahuelbuta está formada por rocas del Basamento Metamórfico de edad Paleozoico Superior, intruídas por granitoides del Batolito Costero del Sur de edad Carbonífero-Pérmico (Hervé et al., 1979). Según sus características geológicas el Basamento Metamórfico ha sido dividido en dos unidades (Aguirre et al., 1972): a)

La Serie Oriental : Aflora en forma continua desde los 32°30’ S (Río Aconcagua)

hasta los 38°S y está compuesta por metapelitas y metagrauwackas afectadas por metamorfismo de baja presión y relativamente alta temperatura, que varía desde la facies esquistos verdes (zona de clorita) hasta granulita con la proximidad al batolito ya mencionado. Esto se acompaña de una transformación progresiva de los esquistos en gneisses, hornfels y migmatitas (Hervé, 1977). b)

La Serie Occidental: En el Bloque de Arauco la Serie Occidental se dispone al sur

de la Serie Oriental, posiblemente por los efectos de la ZFL. Esta se constituye por esquistos micáceos, metabasitas (esquistos verdes) y, en menor cantidad, cuerpos serpentiníticos y metagabros, todos los cuales están afectados por un metamorfismo de la facies esquistos verdes. Dentro de esta serie también hay apariciones locales de esquistos azules de lawsonita, por lo que a esta serie se le considera afectada por un metamorfismo de alta presión y baja temperatura.

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Figura 3.5 Extensión espacial de la Cordillera de Nahuelbuta y el Bloque de Arauco. Entre líneas verdes se trazan las estructuras mayores de ZFMV, ZFL y LBB. El Bloque de Arauco se límita por la ZFMV y los LBB. En azul se esquematiza la Cordillera de Nahuelbuta (C.Nahuelbuta), en tono morado se representa al horst de Punta Lavapie (Pta.Lavapie) y las terrazas de abrasión en las faldas de la C.Nahuelbuta. En celeste se observa las terrazas alzadas pleistocenas. En amarillo se representan las dunas recientes. En blanco en el sector de Arauco se esquematiza las líneas de costas holocenas. En rojo al este de Pta. Lavapie se representa el desarrollo de estuarios. En naranjo se exhibe las cuencas intra-montañosas de Angol y Purén.

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Morfológicamente el Bloque de Arauco queda definido por la Cordillera de Nahuelbuta y las planicies litorales entre los ríos Bío-Bío e Imperial (Fig 3.5). Se observa que estos ríos limitan un bloque alzado tanto en la Cordillera de la Costa como en las plataformas costeras. Así se observa que la morfología de la cordillera es de pendiente abrupta hacia el oeste, mientras que al este la pendiente disminuye suavemente. La morfología de la cordillera presenta una disposición hacia NW, es decir, es probable que su geometría esté controlada por estructuras NW-SE (Echtler et

al.,

2003). La proyección de

estas estructuras al oeste coincide con la anomalía vertical de la Península de Arauco. La existencia de las cuencas intra-montañosas de Purén y Angol, cuyo relleno es Eoceno nos indica que la cordillera fue un rasgo emergido ya durante estos tiempos. El alzamiento continuo de este alto se ha vinculado en su historia al alzamiento costero, estando ambos muy relacionados espacial y temporalmente. La presencia de las cuencas intra-montañosas es importante en la definición de la dinámica de este bloque, ya que indica límites donde ocurre extensión, muy relacionada a la tectónica de rotación de bloques.

3.3 Marco geológico general de la Cuenca Sedimentaria de Arauco 3.3.1 Estratigrafía básica de la Cuenca de Arauco La Cuenca Sedimentaria de Arauco se desarrolla al oeste de la Cordillera de Nahuelbuta, entre los 36°46’ y 38°30’S, y está emplazada en la plataforma continental y en el margen litoral. La Cuenca Sedimentaría de Arauco consiste en una alternancia de secuencias marinas y continentales desarrolladas en una plataforma continental con movimientos epeirogénicos (Pineda, 1983). Está conformada por un complejo sedimentario cíclico cuya edad va desde el Cretáceo Superior al Plio-Pleistoceno. Bloques con alzamiento diferencial han inducido cambios verticales y horizontales de facies (Pineda, 1986). Esto condicionó la posición de antiguas líneas de costa y la formación de ambientes paralícos propicios para la formación de carbón. La alternancia de

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periodos de subsidencia y alzamiento han estado posiblemente controlados por ciclos de acresión y erosión del prisma (Bang y Cande, 1997; Lohrmann, 2002). En el mapa geológico de la Península de Arauco (Pineda, 1986) (Fig.3.6) se aprecia que los afloramientos de las diferentes formaciones, se disponen en franjas con rumbo NNW-SSW. Las formaciones más antiguas afloran en el borde oriental de la cuenca, mientras que las más nuevas lo hacen hacia el sector occidental, con excepción de la situación que se produce en dos bloques alzados tectónicamente: el de punta Lavapie y el de Lebu.

3.3.1.1 Cretácico Superior

Durante el Cretácico Superior comienza la historia depositacional de la Cuenca de Arauco. En la Península de Arauco el Cretácico Superior (Senoniano) está representado por la secuencia transgresiva de la Formación Quiriquina. Esta formación se distribuye a lo largo del borde occidental de la Cordillera de Nahuelbuta, desde Dichato hasta Cañete (Pineda, 1983). Está constituida por conglomerados y areniscas fosilíferas con abundantes concreciones. Se dispone en inconformidad, sobre rocas ígneas y metamórficas paleozoicas. Sus afloramientos principales están en la Isla Quiriquina y en los alrededores de la Bahía de Concepción. La fauna fósil que contienen sus estratos es representativa del Senoniano Superior y en especial del Maastrichtiano (Fig.3.6). Su potencia máxima es de 1.600 m (Vieytes et al., 1993).

3.3.1.2 Eoceno

Durante el Eoceno se depositaron sedimentos marinos alternados con ciclos continentales, por efectos de las oscilaciones rítmicas de la costa (Pineda, 1983). Se reconocen las siguientes formaciones (Muñoz Cristi, 1956): Formación Pipilco: Está constituida por sedimentos de carácter marino-litoral. Su edad se estima como Eoceno Inferior. Se reconoce en el en el sector oriental de la Península de Arauco. 41


Formación Curanilahue: Esta unidad marca el comienzo de un ciclo continental de depositación en la Cuenca de Arauco. Se estima una edad Eoceno Inferior. Aflora en el sector Oriental de la Península de Arauco y está constituida, principalmente, por areniscas, en parte conglomerádicas y arcillolitas asociadas a mantos carboníferos. De base a techo a sido subdividida en tres miembros: Miembro Lota (continental), Miembro Intercalación (marino) y Miembro Colico (continental). Formación Boca Lebu: Corresponde a una secuencia transgresiva de edad Eoceno Inferior. Se encuentra en varios sectores en engranaje lateral con la formación Curanilahue. El espesor en el área de Lebu es de 650 m (Vieytes et al., 1993). Formación Trihueco: Secuencia de edad Eoceno Medio. Representa una secuencia regresiva, constituida por areniscas arcillosas, de grano fino a grueso, con algunos niveles conglomerádicos. Presenta intercalaciones con lutitas carbonosas y mantos de carbón (Pineda, 1983). Formación Millongue : Tiene un rango de edad entre Eoceno Medio a Eoceno Superior, la constituye una secuencia transgresiva integrada por un conglomerado basal, sobre la cual se disponen areniscas verdes de grano grueso, medio y fino, arcillas arenosas algo calcáreas.

3.3.1.3 Mioceno

En el Mioceno el mar transgrede depositándose los estratos de la Formación Ranquil, una secuencia transgresiva típica con importante aporte volcánico. Tiene su localidad tipo en los alrededores de Caleta Ranquil, corresponde a una secuencia transgresiva compuesta de base a techo por conglomerado, areniscas y arcillolitas, cada una de ellas con un conjunto fosilífero característico (Pineda, 1983). Se dispone en discordancia angular sobre las diferentes formaciones del Eoceno. Se distribuye ampliamente en la zona occidental de la Península de Arauco.

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3.3.1.4 Plioceno

Una secuencia transgresiva en el Plioceno deposita los estratos de la Formación Tubul. Esta se dispone en discordancia angular sobre las secuencias eocénicas y miocénicas. Los afloramientos de la Formación Tubul presentan una gran inconformidad petrográfica. Consiste de arcillas arenosas y areniscas poco cementadas tobáceas de color gris con abundantes fósiles marinos. Tiene un espesor promedio de 100 m (Vieytes et al., 2003). De acuerdo a la distribución y el análisis de espesores del Plioceno, el mar transgrede de Península de Arauco desde el norte y desde el sur, constituyendo dos cuencas separadas por el alto topográfico de Curanilahue–Los Alamos. La cuenca norte se abre al NNW y la sur al SSW (Pineda, 1983). La base del Plioceno muestra una depresión destacada en la parte central del Golfo de Arauco (Vieytes et al., 2003). Al oeste de la ciudad de Arauco, se encuentra la parte mas profunda de la cuenca, con 373 m de espesor. Hacia el Sur la cuenca se someriza, desapareciendo el Plioceno 8 km al Sur de San José de Cólico. Dos divisiones son reconocidas dentro del Plioceno, las que corresponden a dos movimientos transgresivos, perfectamente separados (Biro, 1979).

3.3.1.5 Pleistoceno Los depósitos pleistocenos forman la Formación Arauco (Muñoz Cristi, 1968). Estos depósitos están constituidos por secuencias sub-horizontales de sedimentos de carácter costero. Su espesor promedio es de 29 m (Vieytes et al., 2003). A este sistema pertenecen los depósitos de arenas y gravas escasamente consolidados, dispuestos discordantemente sobre los depósitos terciarios. Se pude diferenciar dos secuencias de terrazas costeras depositacionales pleistocenas (Moreno et al., 2003), con claras paleo-líneas de costa. Ambas representan dos transgresiones que ocurrieron en el Pleistoceno.

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Figura 3.6. Mapa Geológico de la Cuenca de Arauco (Pineda, 1986). Se observa la distribución de las formaciones de la Península de Arauco. Se indican los perfiles confeccionados en este trabajo y que fueron la base para los modelos tridimensionales de la cuenca. Se esquematiza ubicación de los perfiles P2 y P3 de la figura 3.7 y la traza del perfil P3, el cual corresponde a la ubicación del modelo 3D de la figura 3.10.

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3.3.1.6 Holoceno El alzamiento regional reciente de la Península de Arauco, es evidenciado por el desarrollo de líneas de costa holocenas. Estas líneas están muy bien desarrolladas entre el sector de Arauco, Carampangue y Laraquete. La distribución espacial de estas superficies coinciden con las áreas de desarrollo de terrazas pleistocenas, evidenciando que la mecánica de alzamiento desde el Pleistoceno ha sido espacialmente continuo en la Península de Arauco. Depósitos de dunas holocenas tienen un gran desarrollo en el litoral al sur de Punta Morguilla, además las dunas aprovechas los valles NE, para adentrarse tierra adentro.

3.4 Tectónica de la Península de Arauco. En general los estratos pre-pliocénicos tienen una actitud monoclinal 10-15° al WNW, aflorando las unidades más antiguas hacia el este. Movimientos epeirogénicos (Pineda, 1986) y una caída del nivel medio del mar (Le Roux y Elgueta, 1997) produce una fuerte erosión reflejada en el hiatus del Oligoceno. En el Mioceno una transgresión global cubre gran parte de las áreas antiguamente emergidas. Una fase tectónica compresiva en el Mioceno Superior produce el plegamiento y basculamiento de la cuenca. Bloques con alzamiento diferencial permiten la depositación de la Formación Tubul. Estas son dos subcuencas de menor extensión que las anteriores. Después del periodo subsidente del Plioceno, la mayor parte de la Península de Arauco fue alzada durante el Cuaternario (Melnick et al., 2003) La tectónica extensional que afecta a la Cuenca de Arauco, tanto contemporáneamente con la sedimentación como con posterioridad, se expresa en una serie de fallas normales de dirección NS, NE, NW que producen horst, grabens y hemigrabens, con bloques rotados en dominó y anticlinales de rollover que originan el manteo regional WNW (Arcos y Elgueta, 1993). En general, el fallamiento tiene dirección NE-SW con manteo al este (Fig.6.6 y 6.7). Este fallamiento afecta incluso la secuencia terciaria y el basamento.

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Figura.3.7. Perfiles geológicos transversales en la Península de Arauco, modificados de Wenzel (1982). Se observa la configuración de bloques rotados controlados por fallamiento que afecta las secuencias terciarias y la parte somera del basamento. La ubicación de estos perfiles se expone en la figura 3.6.

Al parecer el límite oriental de la cuenca es controlado por una falla normal que pone en contacto las formaciones sedimentarias con el Basamento Metamórfico, no obstante, esto no se observa en terreno. En el sector de Punta El Fraile, el contacto entre el Mioceno y Plioceno es mediante una falla transtensiva normal-sinestral de rumbo N20°W (Melnick et

al.,

2003). Esta se

relaciona con el límite este del bloque de Lavapie y actuaría como mecanismo para la rotación de la península. La falla de Punta Locobe, probablemente continua hasta Lebu, con una dirección N20°-25°E (Pineda, 1986). Tiene un movimiento vertical de 800 a 1000 m (Vieytes et al., 1993). El bloque alzado de Lebu está limitado por las fallas de Punta Morguilla (N35°E) y la falla de Caleta Vial (N15°W). El control de la red de drenaje y la morfología son las fallas NNE, la que tienen en importante desarrollo de Curanilahue al sur. Es importante notar que si bien se interpretan los cambios de manteo como pliegues, estos son producto de la rotación de bloques, controlados por fallas NE con manteo al este, formándose, en un régimen extensivo de baja profundidad, anticlinales de rollover.

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Figura 3.8. Principales estructuras en la Península de Arauco representadas sobre un modelo de facetas sombreada. El registro de fallas se basa en el trabajo de Arcos y Elgueta (1993) y Melnick et al.(2003). A.Llico: Anticlinal de Llico; A.l: Anticlinal de Lebu; S.E.R: Sinclinal El Rosal.

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Una serie de discontinuidades controlan las relaciones entre las diferentes secuencias, la más antigua corresponde a una inconformidad sobre Basamento Metamórfico Paleozoico en el Cretácico Superior en el inicio de la cuenca. Una relación de inconformidad se desarrolla entre el techo la secuencia cretácica y las capas del Eoceno Inferior. Una segunda discordancia de angular afecta al techo de la Formación Ranquil y parcialmente a los depósitos eocenos, sobre los cuales se deposita la Formación Tubul.

3.5 Morfología de la Cuenca de Arauco El mapa isobático del basamento de la cuenca es esencial para ilustrar la forma, orientación y geometría del relleno de una cuenca (Miall, 1985). En base a una recopilación de datos de sondajes pertenecientes a las labores mineras de Enacar y Enap se realizó un mapa del techo del Basamento Metamórfico (Fig. 3.9). En el modelo isobático se observa que la cuenca está vinculada a dos bajos en el techo del basamento, uno al norte y otro al sur. La depresión del norte concuerda con la morfología del Golfo de Arauco e incluso esta profundización del basamento, coincide con la profundización de la base del Plioceno (Vieytes et al., 1993). La depresión sur coincide perfectamente con el límite sur de la Península de Arauco. Se observa un alto en el centro de la península, de dirección N15-25ºE, compuesto por dos bloques donde el techo del basamento está a sólo 800 m de la superficie. Un alto se ubica en la zona de Curanilahue y el otro en la zona de Los Alamos. Este alto central, sin embargo, tiene una distribución de segundo orden N45ºW. Así la prolongación de ambos bloques coincide con los altos topográficos de Punta Lavapie y Lebu. Siendo estos dos altos muy importante en el control depositacional de la cuenca. Además en forma conjunta el alto central puede ser prolongado en su dirección SE, coincidiendo con el alto máximo de la Cordillera de Nahuelbuta. Se concluye la importancia de estructuras que afectan el basamento en la morfología y evolución tectónica de la Cuenca de Arauco.

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Figura.3.9. Mapa Isobático del techo del Basamento Metamórfico. En este modelo se observan dos profundizaciones en el basamento y una zona alzada en el centro con dirección NNE. La depresión norte representa al Golfo de Arauco. Las zonas mas deprimidas coinciden a su vez con las líneas litorales actuales.

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Mediante el uso de los datos de sondajes se realizó un modelo 3D de la cuenca en el sector de la Península de Arauco (Fig. 3.10). Se observa, e n general que la Cuenca Sedimentaria de

Arauco presenta un espesor relativamente constante, donde los mayores espesores se deben a una mayor acumulación (Vieytes

et al.,

1993) y a una anomalía estructural local que

produce bloques con un alzamiento diferencial recurrente. El alzamiento diferencial del basamento, ha influido directamente en la morfología de la cuenca. Los altos del basamento han limitado las líneas de costas y la distribución espacial de las cuencas. Se reconoce nuevamente los altos de basamento de Curanilahue y Los Alamos. Hacia el norte (Golfo de Arauco) se observa una profundización del Eoceno, Mioceno y Plioceno. En Punta Lavapie también se presenta un alto de basamento. Hacia el sur se observa un aumento gradual del espesor del Mioceno y una profundización del basamento.

Figura.3.10. Modelo tridimensional de la Cuenca de Arauco, realizado a base a la compilación de sondajes. Se observan los altos del basamento en Curanilahue y Los Alamos. Además las cuencas sedimentarias se profundizan al norte (con mayor pendiente) y al sur (más gradual) de los altos centrales.

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4. SISMOTECTÓNICA

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4. SISMOTECTÓNICA 4.1 Introducción Chile presenta un régimen tectónico entre dos tipos de subducción, una subducción normal y una subducción sub-horizontal. Esta última tiene asociada una ventana volcánica (segmento sin volcanismo), un imbricamiento activo en el retroarco y una losa subductiva que a profundidades de 100 km se hace casi horizontal, llegando a un ancho 300 km antes de consumirse. La distribución temporal y espacial de los eventos sísmicos permite obtener una subdivisión a lo largo del margen continental de Chile y describir la geometría del sistema subductivo. Se realiza una caracterización de la sismicidad en el Sistema Andino, mediante la investigación de la data publicada, la creación de un código en Octave y GMT que interpola y grafica la densidad de la actividad telúrica y una compilación de los mayores mayores eventos sísmicos desde el 1570, para finalmente proponer una segmentación en base a la ocurrencia de grandes eventos en el último siglo.

4.2 Características de la sismicidad en el Sistema Andino La distribución y naturaleza de la actividad sísmica es muy importante en la modelación geométrica de una zona subductiva. La inclinación y extensión del plano de Benioff exhibe cambios notables a lo largo del margen andino. Barazangi y Isacks (1976) describen entre los 4° y 45°S, cuatro segmentos en la Placa de Nazca, cada uno distinguible de sus vecinos por un cambio en el manteo. Entre los 15° a 27°S y al sur de los 33°S la zona de Wadati-Benioff (ZWB) se inclina regularmente con 30° al este. Entre los 8° a 14°S y 28° a 32°S la litósfera subductada se extiende hacia el este por más de 500 km a profundidades cercanas a los 200 km y con un ángulo subhorizontal (Fig. 4.1 A y B). La zona de subducción sub-horizontal, en Chile Central, ha sido fuertemente controlada por la colisión de la Dorsal de Juan Fernández. En el tras-arco, asociado a la gran extensión hacia el continente de la deformación (casi 1000 km de la fosa), se

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4. SISMOTECTÓNICA

_______________________________________________________ desarrolla el régimen compresivo de las Sierras Pampeanas. La zona coincide con una ventana de volcanismo cuaternario activo por falta de la cuña astenosférica (Yañez et

al.,

2002). Al sur de la colisión de la DJF la plataforma continental es más ancha y está cubierta por cuencas someras de ante-arco. La DJF actúa como una barrera acumulando los sedimentos transportados desde el sur a lo largo del canal axial de la fosa (Contreras y Vera, 2003). La cantidad de sedimentos controla el crecimiento de la plataforma y la sismicidad superficial.

Figura 4.1. A: Modelo tridimensional de la losa subductante entre los 28° a 36°S. Se observa el cambio brusco en la transición al sur de los 32°S y el alejamiento de las curvas de contorno de los 100 y 200 km de profundidad del centro de la zona de Wadati-Benioff (ZWB). B: Superposición de los contornos de la ZWB, la cadena Andina central de alturas mayores a 3000 m y los volcanes activos (Ambos modificados de Cahill y Isacks, 1992).

Los datos telesísmicos revelan que junto a la ya probada flexura de la Placa de Nazca al sur de Perú (Cahill y Isacks, 1992), existe una flexura similar en el cambio de subducción sub-horizontal a inclinada en los 33° S. La transición norte a esta curvatura (24° a 28°S), es más gradual que su transición sur (32° a 34°S). Existe un cambio abrupto en la concavidad, en la extensión y en el ángulo de inclinación de la losa subductada en el límite sur (Cahill y Isacks, 1992) (Fig.4.1 A y B). El terremoto de 1985 (Mw 7.8) en los 33°S tuvo una ruptura de deslizamiento paralelo al vector convergencia (Beck et

al.,

1999). Así, el vector de convergencia

prácticamente no es particionado en la zona sub-horizontal. El brusco cambio flexural en la 52

4. SISMOTECTÓNICA

_______________________________________________________ zona de transición sur, es acomodado por un cambio en la distribución de la deformación. Una rotación horaria de hasta 10° es sugerida para explicar la diferencia entre la gran deformación de retro-arco al norte durante los últimos 10 Ma y la ausencia de acortamiento desde fines del Mioceno al sur de los 38°S (Dewey y Lamb, 1992). Se diseñó un código en Octave y GMT que interpola la densidad sísmica y grafica los mecanismos focales en cortes longitudinales y latitudinales. En las figura 4.2.A y 4.2.B se presentan los resultados en el tramo de los 22°S a los 40°S entre los los años 1996 a 2004, con el fin de que exista concordancia con los datos analizados de GPS y evitar los eventos cosísmicos y réplicas del terremoto de 1995 en Antofagasta. La fuente de telesísmos es el National Earthquake Information Center (NEIC). (NEIC ).

Figura 4.2 A: Perfil de densidad sísmica sísmica entre los 22°-42°S. Triángulos Triángulos rojos: Volcanes activos. activos. Flechas rojas: Colisión en el margen continental de dorsales extintas. B: Superposición de densidad sísmica con los mecanismos focales, del catálogo telesísmico NEIC, para sismos mayores de Mw=5. Pelotas rojas: Pelotas de playa que representan representan la fuente de los eventos sísmicos. sísmicos. Figura realizada realizada en este trabajo trabajo con GMT.

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4. SISMOTECTÓNICA

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Figura 4.3. Perfiles W-E de densidad sísmica. A: Perfil de densidad entre los 20°-27°S. B: Perfil de densidad entre los 27°-30°S. C: Perfil de densidad entre los 32°-34°S. D: Perfil de densidad entre los 20°-27°S. E: Perfil de densidad entre los 38°-40°S. Figura realizada en este trabajo con GMT.

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4. SISMOTECTÓNICA

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Figura 4.4.Superposición de densidad sísmica con los mecanismos focales (MF) en perfiles W-E. Datos telesísmicos del catálogo (NEIC). Pelotas rojas: Fuente de los eventos sísmicos .A: Perfil de densidad y MF entre los 20°-27°S. B: Perfil de densidad y MF entre los 27°-30°S. C: Perfil de densidad y MF entre los 32°34°S. D: Perfil de densidad y MF entre los 20°-27°S. E: Perfil de densidad y MF entre los 38°-40°S. Figura realizada en este trabajo con GMT.

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4. SISMOTECTÓNICA

_______________________________________________________ En el extremo norte (22°S a 24°S) los hipocentros alcanzan las mayores profundidades (más de 250 km de profundidad). La ZWB se inclina 30° al este. Es notable la presencia de mecanismos normales a profundidades mayores de 75 km (Fig.4.2 B). Las fuentes compresivas ocurren principalmente hasta 50 km de profundidad (Fig.4.2.B y Fig.4.3.A). Sismos de epicentros de 75-150 km se concentran en dos zonas: una entre los 22° y 25°S (Norte de Chile) y la otra entre los 28° y 34°S ( Noroeste de Argentina) (Fig.4.2 A y B). Entre los 25 a 27°S hay una ausencia de eventos con profundidad mayor a 75 km, este segmento separa la inclinación moderada (al norte) de la zona sub-horizontal (al sur) (Fig.4.2.A). A pesar de las diferencias en la distribución de la sismicidad, la transición es progresiva, disminuyendo continuamente la inclinación al sur (Cahill y Isacks, 1992). Como se observa en la figura 4.3.B, al sur de los 27° la actividad sísmica entre 50100 km de profundidad se acerca al oeste. Este acercamiento a la fosa de la sismicidad de la parte superior del plano de Benioff, es crítico entre los 30° a 32°S, extendiéndose la losa hasta 700 km dentro del continente antes de consumirse (Slancová et

al.,

2000). Esto se

refleja en un plano de subducción casi horizontal en los Andes Argentinos por casi 300 km (Fuenzalida

et al.,

1992) (Fig 4.1 A y B). Se observa mecanismos inversos en la corteza

continental a baja profundidad en el retroarco (Fig. 4.2 B y Fig. 4.4B). La deformación en el segmento sub-horizontal (28° a 32°S) es mayor, ya que no sólo se absorbe en la zona de deslizamiento de interfase, sino que además existe una deformación continua que se extiende en el retroarco argentino con Cabalgamiento de Basamento (Sierras Pampeanas) (Kley et al., 1999; Ramos et al., 1996). El segmento de transición sur (32° a 34°S) tiene una subducción normal (Uyeda, 1987) y mayor gradiente de inclinación (Cahill y Isacks, 1992) (Fig.4.1 A). Este cambio coincide con la subducción de la DJF (33° a 34°S) (Yánez at

al.,

2002; Cahill y Isacks,

1992). La extensión de la losa disminuye considerablemente (Fig. 4.4.C), formándose una flexura en el plano de Benioff (Fig. 4.1), la cual hace que la losa alcance una mayor pendiente. A profundidades de 75-200 km dominan las fuentes normales (Fig. 4.4.C) con eje tensional paralelo a la convergencia (Yañez et al., 2002). Al sur de los 33°S retorna abruptamente la losa a una inclinación mayor. La sismicidad es más simple, el plano subductivo es más corto y se inclina entre 25° a 30°

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4. SISMOTECTÓNICA

_______________________________________________________ (Fig.4.1, Fig. 4.3 D, Fig. 4.4 D). La zona de acople alcanza profundidades de 50 km (Klotz et al.,

2001) (Fig.4.4 D). La densidad sísmica disminuye en forma considerable (Fig. 4.2,

Fig. 4.3 D y E, Fig. 4.4 D y E). En el extremo sur, 38° a 40°S, no hay casi registros de sismicidad compresiva en la interfase, sino que la actividad se concentra en el comienzo del doblamiento de la placa oceánica a muy baja profundidad con mecanismos normales (Fig. 4.4 E). El otro foco corresponde a sismos extensivos profundos producto del hundimiento de la placa. Es posible observar mecanismos oblicuos intracorticales en las cercanías del arco volcánico.

4.3 Sismicidad en el Bloque de Arauco Bohm et

al.,

(2002) y Lüth et al., (2003) caracterizan las velocidades corticales en

dos dimensiones entre los 36°-40°S. La baja actividad sísmica en comparación con los Andes Centrales define la zona. El grosor cortical alcanza los 40 km en el arco magmático. En la figura 3.5 A se observa la distribución de la sismicidad en esta zona. Se reconocen dos rangos de profundidades; el primero de hasta 50 km ocurre en el antearco y corresponde a la zona de acople sísmico. El segundo lo componen eventos de entre 50-100 km de profundidad y se atribuyen a la deshidratación en el contacto con el manto. La actividad intracortical continental registrada por el ISSA 2000, se observa en la figura 4.5 B y C. Dos agrupaciones de eventos son fácilmente reconocidas (Melnick et al., 2003; Bohm

et al.,

2002). Uno se ubica en las cercanías de la isla Santa María y el otro

entre el Lago Lanalhue y Punta Morguilla. Ambos se caracterizan por actividad somera (3 a 20 km) conectada a la interfase. Dos sismos con fuente oblicua sinestral y rumbo NW-SE, son registrados en el foco sísmico de la Isla Santa María (Bohm, et al., 2003) (Fig. 4.5 B). Estos focos definen el Bloque de Arauco (Melnick,

et al.,

2003), en el cual esta

actividad intracortical transfiere la deformación nucleada de la zona de interplaca. Este mecanismo estaría vinculado al alzamiento diferencial de la Península de Arauco.

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4. SISMOTECTÓNICA

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Figura 4.5 A: Distribución de la Sismicidad en el Bloque de Arauco y principales lineamientos que limitan el segmento. La zona de acople llega a los 50 km y hasta una distancia de 110-130 km de la fosa. B: Foco sísmico en la Isla Santa María, se grafica el mecanismo oblicuo sinestral de dos eventos. C: Foco sísmico en cercanías al Lago Lanalhue. Figura tomada de Bohm, et al.(2003).

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4. SISMOTECTÓNICA

_______________________________________________________ 4.4 Sismicidad histórica El margen continental Chileno ha sido afectado históricamente por grandes terremotos. La mayoría de estos ocurren en la zona acoplada liberando la energía de la convergencia de las placas. La compilación de eventos mayores ocurridos desde el 1570 (Lomnitz, 1970; Beck, 1998; Ceresis 1997), el mejor registro de los datos en las últimas cuatro décadas y el mayor interés científico en esta activa zona, permiten tener una base de datos para mejorar la idea de los procesos dinámicos que acontecen y su relación con el ciclo sísmico. Esta evolución en el conocimiento será clave en el desarrollo de un buen ordenamiento territorial costero en Chile. La variación temporal y el largo de las rupturas producidas por los eventos acontecidos en los últimos 500 años (Fig. 4.6 A y B) sirven para segmentar la zona subductiva chilena en base al ciclo sísmico (Beck, 1998; Plafker y Savage, 1970; Barrientos y Ward, 1990). La secuencia de sismos mayores ocurridos en la zona acoplada del contacto sismogénico tienen una recurrencia de 89 años (Christiensen y Ruff, 1986), que no está acompañada por una regularidad espacial, dado que las rupturas producidas por estos eventos no son equivalentes (Contreras et al., 2003), es decir, que el largo de las zonas de ruptura no tienen la misma extensión de un segmento a otro (Fig. 4.6 B). En este trabajo, en base a Beck, 1998 y a una ampliación del catálogo sísmico se define de norte a sur los siguientes segmentos (Fig. 4.6 A, B y C): a)

Segmento 1 (S1): Se extiende desde los 22° a 26°S. Segmento donde ocurrió el

terremoto de Antofagasta de 1995. Se reconoce una actividad de mayor profundidad entre 300 a 400 km al este de la costa. b)

Segmento 2 (S2): Se extiende entre los 26° a 29°S. Este segmento fue azotado por el

terremoto de 1922 de Huasco (MW. 8.3), que produjo daños por más de 500 km a lo largo de la costa. c)

Segmento Transición 2-3 (S2-3): Este segmento entre los 29° a 30.5°S comparte los

efectos de una gran ruptura en el segmento norte y/o sur. Como es el caso del terremoto de 1943 en Illapel.

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4. SISMOTECTÓNICA

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Figura 4.6: Segmentos definidos en base a ocurrencia de grandes eventos en el último siglo. A y B: Mapas donde se superpone tanto la sismicidad desde 1996, con puntos azules (sismos de hipocentros menores de 40km), puntos rojos (sismos de hipocentros entre 40 y 80 km) y puntos verdes (sismos de hipocentros mayores a 80 km); como los terremotos mayores ocurridos en la última centuria, diferenciando aquellos que afectan a un segmento completo o los que rompen los límites de un segmento (estrellas rojas) y los terremotos que han sido registrado dentro de un segmento (estrellas negras). C: Gráfico de latitud versus tiempo con los grandes terremotos históricos en Chile. Las barras negras corresponden a ruptura de los sismos. La barra roja representa el sismo extensivo intracortical de 1939 en Chillán. Estrellas representan terremotos memores reportados. Se han definido distintos segmentos que presentan un ciclo sísmico relacionado. Figura realizada en este trabajo con GMT.

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4. SISMOTECTÓNICA

_______________________________________________________ d) Segmento 3 (S3): Grandes sismos que han afectado la mayor parte del segmento. En esta centuria ocurrieron los megaeventos de Valparaíso (1906), Illapel (1943) y San Antonio (1985). e) Segmento Transición 3-4 (S3-4): Segmento entre los 34° a 35°S, que es afectado por los grandes eventos de los segmentos adyacentes. f)

Segmento 4 (S4): Se extiende de los 35°S a los 37,5°S, este segmento presenta una

brecha de eventos mayores, no ocurriendo un sismo de acople desde 1835. Sin embargo un sismo de grado Mw.7.6 afectó Concepción y Chillan en el 1953. g)

Segmento Transición 4-5 (S4-5): Esta zona entre lo 37,5° a 38,5°S, es afectada

como borde de los dos segmentos contiguos. Así el Bloque de Arauco que se encuentra dentro de esta zona sufre los efectos de la ruptura de tanto el segmento sur y norte, presentando una deformación cosísmica ponderada por ambos segmentos. h)

Segmento 5 (S5): Zona afectada por la ruptura del terremoto de Valdivia (1960). Se

extiende desde los 38º hasta 42ºS. Hacia el norte del Bloque de Arauco, la actividad sísmica es mucho mayor, tanto en densidad como en su distribución espacial, afectando desde el ante-arco hasta el retro-arco. En cambio, en el Bloque de Arauco la poca actividad sísmica se restringe al ante-arco. Se puede decir que en particular la Península de Arauco es parte de una transición ente los segmentos S4 y S5, siendo doblemente afectada por los efectos cosísmicos. Los mecanismos focales sinestrales obtenidos en las cercanías de la Isla Santa María de rumbo NW e inclinación al W nos dan una idea del fallamiento intracortical que transfiere la energía nucleada en la interfase. Además ratificado por los focos sísmicos descritos en la Isla Santa María y el Lago Lanalhue (Melnick et al., 2003).

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5. ANÁLISIS DE GPS

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5. ANÁLISIS DE GPS 5.1 Introducción Datos de Posicionamiento Global (GPS) de alta precisión permite estudiar la geodinámica y cinemática de los procesos deformativos que actualmente ocurren en márgenes activos. En este capítulo se analizan los datos de GPS publicados por Klotz et al., 2001; Ruegg et al., 2002 y Brooks et al., 2003. La alta precisión de las medidas geodésicas obtenidas con Sistemas de Posicionamiento Global (GPS) permite aplicaciones cada vez más variadas y específicas. Incluso se ha llegado a decir que “los GPS son a la posición como el reloj al tiempo” (Lewis, 1996), metaforizando con el pensamiento del eventual desarrollo de un sinnúmero de aplicaciones para el posicionamiento global. Algunas de las aplicaciones geodinámicas y geotectónicas de los GPS han sido, entre otras en medición de movimientos de placas; deformación co-sísmica, post-sísmica e inter-sísmica; deformación en volcanes y rebote postglacial. Los GPS son el método geodésico más usado en el estudio de la deformación asociada al ciclo sísmico. La detección de suaves deformaciones inter-sísmicas en la corteza ha permitido identificar la localización de áreas que serán afectadas por futuros terremotos (Segall y Davis, 1997), dado que el rebote elástico de un gran sismo, requiere una acumulación elástica de la deformación antes de éste. La relajación post-sísmica es importante en la transferencia de los esfuerzos y puede proveer evidencias físicas de los procesos en fallas activas (McCaffrey, 2002). Las observaciones precisas de los desplazamientos superficiales son esenciales para determinar la geometría de la ruptura de una falla. El monitoreo de GPS permite por medio de modelos de dislocación identificar la extensión de fallas principales y fallas secundarias antitéticas. Conocida la geometría del plano de la falla, las observaciones de GPS de desplazamiento superficial pueden ser invertidas para obtener la distribución espacial del deslizamiento, usando métodos lineales inversos. Siendo importante el número de observaciones para obtener una mejor modelación.

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ Los instrumentos sísmicos tradicionales son casi insensibles a los procesos postsísmicos, con excepción de las réplicas. GPS tienen la cobertura espacial y la continuidad necesaria para resolver la deformación post-sísmica en lapsos de años a décadas. En los últimos años se han publicado estudios de estimaciones de los desplazamientos y deformaciones en Los Andes por medio de mediciones de GPS (Klotz et al.,

2001; Klotz y Michel, 2000; Klotz, et al., 1999; Angerman et al., 1999; Khazaradze et

al.,

2002; Ruegg

et al.,

2002; Brooks

et al.,

2003 y Trenkamp

et al.,

2002). Esto ha

permitido caracterizar el campo de velocidad en el Sistema Andino, comparar la deformación elástica de la inelástica y diferenciar segmentos con distinto grado de acople.

5.2 El acople sísmico Asumiendo un comportamiento elástico de la corteza continental (Savage, 1983 Okada, 1985), el proceso de carga y liberación de energía sísmica en un borde subductivo es comúnmente controlado por el Ciclo Sísmico (Tichelaar y Ruff, 1991). Los sismos ocurren comúnmente sobre fallas preestablecidas, los cuales ocurren con algún grado de periodicidad en el tiempo. Un evento sísmico mayor es el resultado de la relajación repentina de la deformación elástica acumulada en un periodo de tiempo por el movimiento continuo de un lado de la falla respecto del otro, los cuales permanecían trabados por el roce. Estudios han demostrado que el efecto visco-elástico de la astenósfera debiera ser incluido en un modelo más fidedigno de la realidad (Khazaradze et al., 2002). Sin embargo, una representación en un medio elástico homogéneo en un semi-espacio representa de buena forma el problema de la dislocación en zonas de subducción (Savage, 1983). En zonas de subducción fuertemente acopladas la interfase parece estar muy trabada justo antes de la ocurrencia de un sismo, después del cual vuelve a fijarse. Variando en el tiempo el esfuerzo de cizalle en la interfase. El ciclo sísmico es subdividido en tres etapas principales: (1) un periodo intersísmico donde ocurre la acumulación de deformación en la interfase entre dos sismos mayores, (2) una liberación co-sísmica durante la ruptura de un sismo y (3) la fase de relajación post-sísmica, que decae gradualmente a la fase inter-sísmica. En grandes 63

5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ terremotos, como el de Valdivia en 1960 (Mw: 9,5) esta fase de relajación puede durar incluso varias décadas por efecto de recuperación visco-elástica del manto (Khazaradze et al.,

2002). Davies and House (1979) describen una típica zona de subducción compuesta por

una interfase que mantea suavemente (10° a 15°) al continente y que alcanza hasta una profundidad de 40 km. Luego esta interfase se curva hasta 30° y más cuando la placa subductada se sumerge en la astenósfera. La sección más somera es llamada la Zona de Acople o Contacto Principal (ZCP), mientras la porción de la interfase más inclinada es llamada la Interfase de Benioff (IB) (Fig. 5.2). La acumulación y liberación de la deformación pude ser descrito como una superposición de un estado de Subducción Constante (Fig. 5.2 A) y un Deslizamiento Constante en la Zona de Acople o Contacto Principal (ZCP) (Fig. 5.2 C).La profundidad máxima de la Zona de Acople varía a lo largo del margen de subducción (Fig. 5.1). La máxima profundidad de la Zona de Acople es comúnmente definida por los hipocentros de los sismos de interplaca de magnitud mayor a seis (Tichelaar y Ruff; 1991). La presencia de abundantes sedimentos incrementa la cantidad material subductado en la interfase, cambiando la estabilidad de deslizamiento interplaca. Ruff (1983) encontró que la cantidad de sedimentos en la fosa se correlaciona con un incremento de la magnitud de los terremotos interplaca. Propone que el material de relleno puede causar que una capa gruesa de sedimentos sean subductados, resultando en un apilamiento de material y alisamiento de la interfase. Tal material de relleno se rompe más en un terremoto que una zona sin este material, es decir, más rugosa. Además, la deshidratación de los sedimentos produce un aporte de agua que baja la fricción en la interfase, produciendo un deslizamiento más brusco y de mayor extensión. Esto se refleja en una Zona de Acople que alcanza mayor profundidad.

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________

Figura 5.1. Esquema de la Zona de Acople (zona achurada), en esta zona de la interfase se producen los grandes terremotos subductivos. La profundidad de la Zona de Acople varia a lo largo del rumbo del plano de interfase. La acresión de sedimentos hace variar la extensión de la zona acoplada (modificado de Tichelaar y Ruff, 1991).

Figura 5.2. Modelo de acumulación de la deformación en una zona de subducción normal. A. Estado Constante. ZCP: Zona de Acople o contacto principal. IB: Interfase de Benioff. B: Solución Suplemental. C: Acumulación de la deformación. Modificado de Savage (1983).

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ Hipocentros y mecanismos focales indican que a lo largo de la ZCP el mecanismo es cabalgamiento compresivo en la superficie de la zona, mientras la actividad en la IB no se concentra en la superficie, siendo principalmente intraplaca. La ZCP acomoda el acople trabado en la interfase liberando cíclicamente la deformación, en cambio en la IB se distribuye un deslizamiento co-sísimico continuo. En el modelo de dislocación (Savage y Prescott, 1978) la Zona de Acople principal actúa como una unidad, no exhibiendo deslizamiento en el intervalo entre los grandes terremotos y deslizándose uniformemente en el tiempo entre los terremotos. El estado de subducción constante involucra un deslizamiento reverso uniforme a la razón de la convergencia de las placas en la ZCP y presumiblemente sobre la porción superior de la IB (Savage y Prescott, 1978) (Fig. 5.2 A). Este se denomina Movimiento Continuo, el cual causa la acumulación de la deformación a lo largo de la Zona de Acople, generando una condición de no deslizamiento en ZCP, es decir, las placas están en estado de acople (Fig. 5.2 C). El acoplamiento en la ZCP es representado por la suma de una Solución Suplemental al Deslizamiento Continuo (Fig.5.2 B). La Solución Suplemental impone un Deslizamiento Normal en la ZCP, es decir, que en una representación lineal, el alto acoplamiento es equilibrado por el movimiento conjunto de ambas placas en la ZCP. Es decir que en el ante-arco de un segmento de alto acople, la deformación superficial será con una alta componente de velocidad paralela a la convergencia de las placas. La Solución Suplemental es simplemente la respuesta del modelo terrestre a la imposición repetida de un ciclo de deslizamiento en la ZCP. Luego de un largo intervalo de Deslizamiento Normal, sigue un abrupto evento compresivo que recupera el deslizamiento acumulado. El Deslizamiento Normal que ocurre en la ZCP, no significa que ocurra extensión o fallas normales en la ZCP, sino por el contrario el Deslizamiento Normal de la Solución Suplementaria es cancelada por el deslizamiento reverso en el estado de Deslizamiento Continuo Así se obtiene una condición de no deslizamiento en la ZCP excepto cuando ocurren eventos inversos abruptos en la interfase.

66

5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________

5.3 Desplazamientos superficiales en Los Andes El ante-arco chileno está frecuentemente afectado por terremotos de interplaca que liberan importante energía co-sísmica. Estos mega-terremotos llegan a producir rupturas en la interfase de hasta 1000 a lo largo del rumbo (Plafker y Savage, 1972). Esta fuerte sacudida induce una deformación intraplaca secundaria, que produce fallamiento de menor profundidad en la corteza continental (Heinze, 2003). A continuación se analizan los datos publicados por Klotz et

al.

(2001) de la red

SAGA entre los años 1994 a 1996 y 1995 a 1996. La red de SAGA se extiende ente los 22° y los 42°S. La deformación en la zona central está dominada por la fase inter-sísmica, causada por un alto grado de acople en la ZCP de las placa de Nazca y Sudamericana. En el norte, se aprecian los efectos postsísmicos del terremoto de 1995 en Antofagasta (Mw 8,0). Al sur de los 38°S se detectó un patrón similar por la relajación del terremoto de 1960 en Valdivia (Mw 9,5) (Klotz

et al.,

2001). El estudio se complementó con los datos de Ruegg et

al.

(2002); centrados en la

ventana sísmica entre Concepción y Constitución. Estos presentan una alta velocidad (40+/10 mm/a) en la costa con respecto a puntos estables en el cratón de Brasil. La velocidad superficial disminuye a 5-20 mm/a en los Andes, lo que se interpreta como reflejo del acople inter-sísmico. Brooks et al.( 2003) estudian el campo de velocidades en los Andes entre los 26° a 36°S. Sugieren que la placa oceánica está completamente acoplada mientras el trasarco se desliza continuamente a 4,5 mm/a. Su trabajo se centra en la deformación del trasarco y retroarco. Esta zona no esta influenciada por señales post-sísmicas. Encuentran rotación de los vectores hacia el norte en la zona más cercana a la fosa y rotación al sur en la Cordillera de los Andes. Especulan que la transmisión de esfuerzos a lo largo de la zona acoplada de la corteza oceánica conduce al movimiento de una microplaca en el borde continental. En esta investigación se diseñó un código en Octave-GMT para interpolar las velocidades horizontales y obtener una representación gráfica del campo de velocidades. Este código interpola los desplazamientos superficiales en bloques de búsqueda que se separan y sobreponen. Se realizaron perfiles donde se representan los dVi/dUi. Así para

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ calcular y graficar los contornos para

dVi/dE se

toma una ventana de 1° de ancho en la

latitud, y se proyecta la velocidad V i, de los puntos dentro de la ventana, en la latitud central del bloque, es decir, se mantiene la longitud del punto y se proyecta en la latitud central del bloque de búsqueda. Esto se realiza nuevamente a una separación de 0,5° hacia el norte desde el punto más austral. Así se obtienen perfiles separados 0,5° de velocidad Vi versus longitud que consideran un ancho de búsqueda de 1° en la latitud. Luego de calcular todos los perfiles para la zona se realiza una grilla con el programa GMT usando el subprograma SURFACE que permite obtener un mapa de contorno. Así se obtiene una visión gráfica del campo de velocidades tanto para las componentes norte, este y paralela a la convergencia. En la figura 5.3 se muestra el gráfico de contorno de los datos de ∂VP / ∂E, que representa la velocidad horizontal de cada punto proyectada en forma paralela a la convergencia. Se obtienen las curvas de contorno de la distribución de la componente de velocidad paralela a la convergencia, la cual se grafica junto a los vectores de velocidad horizontal de cada punto. Se observa que el mayor desplazamiento superficial paralelo a la convergencia se desarrolla entre los 38° a 27°S. Esto es limitado por los efectos de las relajaciones post-sísmicas de los terremotos de Valdivia (1960) en el sur y de Antofagasta (1995) por el norte. Se observa la mayor extensión hacia el continente de la zona acoplada en el centro de este gran segmento, donde la deformación se interna hasta los 67°W. Se distinguen tres segmentos con una alta velocidad paralela a la convergencia que están con un grado anómalo de acople y evidencian el distinto grado de acople que en Los Andes. Estos segmentos son A (38° a 34°); B (33° a 30,5°) y C (27° a 29°S) (Fig. 5.3). Los segmentos B y C están moderadamente acoplados al movimiento de la placa oceánica, mostrando depresiones en la velocidad paralela a la convergencia en los limites, lo que sirve para su diferenciación Estos no son tan continuos ni extensos como el segmento A. Este tiene la mayor anomalía de acople en el Sistema Andino, entre los 20° a 42°S. La configuración de estos segmentos coincide completamente con la segmentación definida en base a la actividad sísmica histórica.

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________

Figura 5.3. Representación del campo de velocidad superficial paralelo a la convergencia de las placas. Se superpone gráfico de contorno con los datos de ∂VP / ∂E y de los vectores de velocidad superficial. ∂VP / ∂E representa la velocidad horizontal de cada punto proyectada en forma paralela a la convergencia (N77°E; Angerman et al., 1999). Los vectores de velocidad se basa en los datos publicados por Klotz et al.(2001), Ruegg et al. (2002) y Brooks et al.(2003). Todos los datos relativos a la parte estable de Sudamérica en ITRF 1997. Se representan los segmentos con distinto grado de acople; A (38° a 34°); B (33° a 30,5°) y C (27° a 29°S). Figuras realizadas en este trabajo en GMT

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ En la figura 5.4 A y B se interpola los datos de ∂VE / ∂E y

∂VN/ ∂E,

mediante el

mismo código de búsqueda y ordenamiento de datos, es decir, se utiliza la misma metodología solo que en vez de graficar la velocidad paralela a la convergencia, se utiliza las velocidades oeste-este y sur-norte. Inmediatamente destaca, en el gráfico de la componente W-E, la anomalía entre la Península de Arauco (38°S) y Constitución (35°S), mostrando un excesivo acople. Además el campo de deformación en la zona de subducción Subhorizontal es de mayor extensión, al igual que el plano de Benioff, que llega hasta 700 km de la fosa, antes de consumirse. Reflejándose en una distribución más amplia de la deformación. En la zona al sur de los 38°S, hay una marcada disminución de la velocidad W-E, reflejando la deformación superficial aún los efectos de relajación post-sísmica.

Figura 5.4. Campo de velocidad superficial W-E y S-N. A Gráfica de grilla de interpolación de ∂VE/∂E de los valores de los vectores W-E. B: Grafica de grilla de interpolación de ∂VN/∂E de los valores de los vectores de S-N. Figuras realizadas en este trabajo en GMT

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ En el gráfico de la figura 5.4 B se calculó y graficó el ∂VN/ ∂E, es decir, el campo de velocidad S-N proyectado en la longitud. Se observa una gran anomalía en la velocidad, entre la Depresión Central y el ante-arco a los 38° a 36°S. Esto nos da la idea de que este bloque tiene una componente de cizalle dextral entre el ante-arco y la Cordillera Principal. Esta anomalía de velocidad paralela a la fosa, hacia el sur, se extiende a lo largo del Sistema de Falla de Liquiñe Ofqui.

Figura 5.5. Campo velocidad superficial N-S para el Bloque de Arauco . A: Gráfica de grilla de interpolación de ∂VN∂E de los valores de la velocidad S-N, utilizando solo los datos de Ruegg et al. (2002). Además se grafican los vectores de velocidad superficial. Se observa que el antearco tiene una componente de cizalle dextral con la cordillera principal. B: Gráfica similar a caso A, salvo que se trabaja solo con los datos de Klotz et al (2001). Ambos gráficos exhiben una anomalía de cizalle entre los 38°a 35°S. Figuras realizadas en este trabajo en GMT.

Se separan los datos de Klotz et

al.

(2001) y Ruegg et

al.

entre ambos resultados (Fig. 5.5) y se calcula por separado el

(2002) para discriminar

∂ VN ∂ E de

los valores de

velocidad W-E. Los resultados son coincidentes, en ambos se observa una componente de velocidad norte mayor en el antearco que en la Cordillera Principal. Esta anomalía está limitada al norte en los 35°S. Así se puede interpretar esto como una rotación horaria del

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ ante-arco con respecto a la cordillera. Además en la figura 5.5 B se ve como la cizalle se corre hacia el arco volcánico al sur de los 38°S. En este trabajo se diseño un código en Octave y GMT para calcular el tensor de deformación y a partir de él se obtienen las direcciones principales de deformación. Se asume que las líneas de base entre los puntos están en un campo de deformación uniforme, así los gradientes de deformación pueden limitar regiones cercanas a fallas (Turcotte y Schubert, 1982). En todos los puntos se busca el más cercano y luego los más próximos en los tres cuadrantes distantes 45° de la línea de base con el más cercano y separados 90° cada uno. Para estos cuatro puntos elegidos se calcula el cambio de la línea de base proyectado paralelo a ésta, dividido por el largo total, es decir, la razón de deformación °y’y’. y’y’ = xx*

cos2 +

yy*

sen2 + 2*

xy sen

* cos

donde:

: Ángulo entre los sistemas de coordenadas, es decir, entre cada línea de base. xx:

Componente de cizalle pura del tensor de deformación en el eje x en la dirección x.

yy:

Componente de cizalle pura del tensor de deformación en el eje z en la dirección y.

xy:

Componente de cizalle simple del tensor de deformación , representa la razón de

deformación en la cara x ( plano ortogonal a x) con una fuerza en la dirección del eje y. yx:

Componente de cizalle simple del tensor de deformación , representa la razón de

deformación en la cara y ( plano ortogonal a y) con una fuerza en la dirección del eje x. xy = yx.

Conociendo el ángulo entre las líneas de base se forma el sistema: 1 1 y y = xx*

cos2 1 +

yy*

sen2 1 + 2*

xy sen

1

* cos

1

2 2 y y = xx*

cos2 2 +

yy*

sen2 2 + 2*

xy sen

2

* cos

2

3 3 y y = xx*

cos2 3 +

yy*

sen2 3 + 2*

xy sen

3

* cos

3

......................................................................................... n n y y = xx*

cos2

n

+

yy*

sen2

n

+ 2*

xy sen

n

* cos

n

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5. ANÁLISIS DE GPS

_________________________________________________________________________ con n= número de líneas de base, se puede representar este sistema en forma matricial:

[ y’y’] = [ tetas ] * [ ] [ y’y’]= Matriz 1*n, con las razones de deformación para cada línea de base utilizada. [ tetas ]= Matriz 3*n= cos2 1 cos2

1

sen2

1

sen

1

* cos

1

sen2

1

sen

1

* cos

1

-------------------------------------------------------------------

cos2

n

sen2

n

sen

n

* cos

n

[ ]= Matriz 3*1 con los componentes del tensor de deformación=

xx yy xy

Esto se calcula para cada punto invirtiendo la matriz para obtener el tensor de deformación, al que se le calculan los valores y vectores propios, para obtener el azimut de los ejes de mayor deformación. La gráfica de los ejes de deformación principal, calculados a partir del tensor de deformación, permite reconocer un importante acortamiento casi W-E en la Península de Arauco, el cual disminuye al norte. En el sector de los 35°S/72°W hay un cambio reflejado en vectores con mayor grado de componente N-S. Esto esta de acuerdo a una cizalle N-S en esta parte (Fig. 5.6). Esta anomalía concuerda con el límite de la zona de máximo acople. Al norte de los 34°S las direcciones de acortamiento principal en el antearco son muy paralelas al vector de convergencia, coincidiendo con el estilo deformativo estimado por Dewey y Lamb, (1990). Se concluye que los desplazamientos superficiales son concordantes con los ejes principales de deformación calculados. Esto refleja que la zona del Bloque de Arauco esta muy acoplado, por lo que en estas condiciones, como lo demuestran experimentos análogos de deformación en subducción oblicua (Chemenda et al., 2000), influencia la separación y

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5. ANÁLISIS DE GPS

____________________________________________________ ________________________ _________________________________________________ _____________________ configuración de bloques en el antearco que rotan, por una importante componente de cizalle paralela a la fosa.

Figura 5.6 Mapa del calculo del tensor de deformación superficial. Se han ploteado los azimut de la principal dirección de deformación calculadas en base a los vectores de velocidad superficial de los datos de GPS publicados por Klotz et al. (2001), Ruegg et al. (2002) y Brooks et al.(2003). Se observa un importante acortamiento casi W-E en la Península de Arauco, el cual disminuye al norte. En el sector de los 35°S/72°W hay un cambio reflejado en vectores con con mayor grado de componente N-S. Figuras realizadas en este trabajo trabajo en GMT.

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6. ESTUDIO MORFODINÁMICO _____________________________________________________________________________ ______________________________________ __________________________________________________ ___________

6. ESTUDIO MORFODINÁMICO MORFODINÁMICO 6.1

Dinámica Costera Las zonas costeras son sin dudad uno de los ambientes depositacionales más

dinámicos y cambiantes, por lo cual, el entendimiento de su dinámica puede guiar a una buena planificación territorial litoral debido al aumento del establecimiento humano cercano al litoral Entre los procesos que influyen en la morfología y dinámica costera están los efectos recurrentes del ciclo sísmico y los cambios eustáticos del nivel medio del mar. A esto se suma, en su evolución fisiográfica, el efecto reorganizador que produce en los dominios litorales, las interacciones del contacto constante de las masas de agua y las tierras emergidas adyacentes. El nivel medio del mar ha fluctuado en el tiempo geológico. Los movimientos eustáticos son causados por cambios en el volumen relativo de la cantidad de agua en las cuencas oceánicas (Barnett, 2000). Cambios lentos del nivel medio del mar, producidos durante cientos a millones de años, han sido el reflejo de factores glacio-eustáticos, tectónicos y oceanográficos. Los últimos 700 mil años del período Cuaternario se han caracterizado por una repetición de ciclos de calentamiento y enfriamiento global (Rabassa y Clapperton, 1990). Cambios en la razón de isótopos de oxígeno durante los últimos 300 mil años son usados para definir los períodos glaciales e interglaciales y el nivel del mar (Burbank y Anderson, 2001). El nivel medio del mar se ubicaba 100-130 m más bajo durante la última época glacial hace mas de 15.000 años (Fig. 6.1). Antiguas líneas de costa y deltas pueden ser encontrados a esas profundidades a lo largo de las plataformas continentales (Carter y Woodroffe, 1994).

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Figura 6.1 Variaciones en el nivel medio global del mar (variaciones eustáticas) basada en datos de las terrazas datadas en Nueva Guinea. Se observa el último máximo glacial hace 18.000 años alcanzando el mar hasta más de –110m con respecto al nivel actual. actual. Además se muestran muestran dos épocas interglaciales interglaciales a los 80.000 y 120.000 años. (Modificado de Anderson et al., 1999).

Cambios en el nivel medio del mar tienen efectos en la posición de las paleo-líneas de costa. La última posición de una línea de costa responde al balance entre el aporte de sedimentos y la razón de los cambios en el nivel del mar. Paleo-niveles medios del mar en registros geológicos ofrecen la posibilidad de estimar la deformación cortical desde el Pleistoceno (Lajoie, 1986). La disposición vertical de las terrazas, en general, puede asociarse tanto a un alzamiento regional por procesos geodinámicos mayores como a una subsidencia o alzamiento local por acción de fallamiento en bloques del antearco (Cucci y Cinti, 1998). Líneas de costa pleistocenas (2 M.a. a 10.000 años) documentan una deformación continua en el largo tiempo (Zazo et al., 2003; Cucci y Cinti, 1998). Terrazas Holocenas (últimos 10.000 años) ocurren en áreas con un rápido alzamiento co-sísmico (Zazo et al., 1999; Lajoie, 1986; Plafker ,1972), que en la mayoría de los casos se relaciona espacialmente, con la deformación en el largo tiempo (Pleistoceno) (Shimoyama et al., 1999). Así la morfología costera actual y la Pleistocena son muy similares (Lajoie, 1986),

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6. ESTUDIO MORFODINÁMICO ________________________________________________________________________________________

sugiriendo que la actividad tectónica y los procesos costeros son suavemente uniformes desde el Pleistoceno. Las terrazas generadas por procesos tectónicos y climáticos, son completamente removidas sobre una altitud dada (Anderson et al., 1999), dependiendo en su preservación la incursión continental de las máximas transgresiones. El retroceso del acantilado marino puede ser preservado y reconocido cientos de miles de años después de su formación. La incisión fluvial, la estabilidad de la pendiente de los acantilados y la batimetría influencian directamente la erosión o preservación de una terraza. Una terraza más joven puede obliterar parte de una antigua terraza si su nivel máximo supera al antiguo. Una plataforma, producto de la acción erosiva de las olas y corrientes marinas, es formada al retroceder el acantilado hacia el continente (Fig.6.2). Esta plataforma es abandonada una vez que el mar retrocede, principalmente en las eras glaciales, dejando un depósito de arenas de playa o conglomerados de poco espesor (Anderson et al., 1999). Esta plataforma de abrasión queda agregada a la morfología litoral. Alzamiento, subsidencia, erosión y acumulación de sedimentos produce cambios en los gradientes topográficos y afectan el espesor de la sobrecarga. El alzamiento de la costa ejerce un control local del nivel del mar, lo cuál varía el nivel de base. La subsidencia y la sedimentación asociada incrementan el espesor de la cobertura sedimentaria en el área. Las razones de subsidencia y alzamiento tienden a ser acumulativas desde el Pleistoceno, así la relación entre alzamiento-subsidencia y movimientos corticales reflejan la acción continua del ciclo sísmico y el fallamiento local en una zona específica. Datos de antiguas líneas de costa sirven para segmentar una región en base a los movimientos corticales diferenciales acontecidos desde el Pleistoceno, encontrándose normalmente en costas de márgenes activos hasta 190 m de diferencia en terrazas depositadas en un mismo lapso de tiempo por efectos de subsidencia y alzamiento tectónico local (Shimoyama et al., 1999; Kaizuca et al., 1973).

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Figura 6.2. Diagrama de la evolución de terrazas litorales : Modelo esquemático de los elementos de la evolución una franja aterrazada en un litoral. La intersección del mar el continente determina el frente de ataque de las olas, que induce el retroceso del acantilado. La razón del retroceso del acantilado es determinada por la energía de disipación por el oleaje. Una vez alzada la plataforma de terrazas es atacada por procesos superficiales que conducen a la degradación de los acantilados y la incisión fluvial (Modificado de Anderson et al., 1999).

Líneas de costas holocenas son un registro físico de la paleo-sísmicidad. Si se estima una razón de alzamiento constante, los eventos co-sísmicos siguen un patrón predecible en el tiempo y en el desplazamiento. Así se pude estimar el alzamiento y su distribución espacial asociada a un ciclo sísmico recurrente, donde sismos de magnitud y localización repetida van haciendo que a lo largo de la traza de una falla se produzca zonas con un continuo alzamiento diferencial (Fig.6.3).

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Figura 6.3. Ilustración esquemática del desplazamiento diferencial asociado a una falla cuya actividad sísmica es repetida y característica. Se observa que la suma de un desplazamiento constante genera segmentos a lo largo de la falla que continuamente son alzados con respecto a otros que sufren menor alzamiento (Modificado de Anderson et al., 1999).

El desarrollo de técnicas paleo-sísmicas basadas en la interpretación de registros geológicos dejados por el ciclo sísmico permiten caracterizar y entender los procesos tectónicos activos. En esto es fundamental el reconocimiento del desplazamiento de las fallas recientes y su edad, para estimar la razón de desplazamiento. La identificación de escarpes de falla, cambios rectos en las redes de drenaje, licuefacción por sacudidas sísmicas, fisuras rellenas con coluvio y diques de inyección de arena sirven de evidencia para pasados eventos deformacionales (Burbank y Anderson, 2001). Costas en márgenes de colisión se caracterizan por una estrecha plataforma continental, un talud de alto ángulo y una fosa cercana. Un acantilado marino y una cordillera costera a menudo contienen terrazas marinas y fluviales adosadas, que representan la relación entre los cambios relativos del nivel del mar y del continente. Cañones submarinos cortan la plataforma continental y el talud, depositando arenas y gravas que alcanzan el eje axial de la fosa. Los profundos valles de los cañones submarinos son casi enteramente erosionados y sedimentados cuando el nivel del mar desciende y la

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gran parte de la plataforma queda emergida. En estos periodos glaciales, sistemas deltaicos progradan rápidamente a lo largo de la plataforma antiguamente sumergida (Carter y Woodroffe, 1994). La mayoría de las actuales plataformas continentales están cubiertas por depósitos deltaicos. Este proceso genera inconformidades en las superficies pleistocenas.

6.2 El alzamiento costero en la zona del Bloque de Arauco El ante-arco en la zona del Bloque de Arauco se caracteriza por un excelente desarrollo de secuencias emergidas de terrazas marinas y plataformas de abrasión. La formación de sistemas de dunas y estuarios indica un alzamiento diferencial a lo largo de la costa. La Península de Arauco, es un rasgo sobresaliente en la costa del centro-sur de Chile. Esta península dista sólo 100 km de la fosa. El Bloque de Arauco se ubica en una región intermedia entre los segmentos sísmicos S4 y S5, por lo que es afectada por los movimientos corticales mayores que afectan a ambos tramos. Registrando un alzamiento anómalo. Características en el ambiente depositacional permiten estimar una historia común de los sedimentos pleistocenos y holocenos (Moreno et al., 2003). Ambos están gobernados por procesos costeros con desarrollo de facies marinas de plataforma, dunas, estuarios pantanosos y sistemas fluviales con mayor aporte continental.

6.2.1 Terrazas costeras en la Península de Arauco En los acantilados costeros alrededor de la desembocadura del río Tubul y en la costa sur del Golfo de Arauco se disponen las secuencias sub-horizontales de la Formación Tubul (García, 1968) que sobreyacen en discordancia a los sedimentos miocenos. Arcos y Elgueta (1993), mediante el estudio de microfósiles concluyen que la parte basal de la Formación Tubul corresponde al Plioceno Medio. Dos divisiones son reconocidas dentro del Plioceno, las que corresponden a dos eventos transgresivos, perfectamente separados (Biró, 1979).

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Las formaciones Terciarias en la Península de Arauco están cubiertas discordantemente por depósitos de ambiente costero pleistocénicos de la Formación Arauco (Muñoz Cristi, 1968) y por sedimentos holocenos. Kaizuka et al. (1973) reconoce cinco superficies de morfología plana, formadas en ambientes de transgresión marina por efectos inter y postglacial. En orden descendente de altitud son: Las Nochas, Buena Esperanza, Cañete y Terrazas Bajas . Mardones (1999) describe siete niveles de terrazas de abrasión según su altitud, que se disponen en franjas paralelas a la línea costera. Moreno et al. (2003) distinguen la extensión espacial de las superficies aterrazadas de la Península de Arauco, en base al levantamiento de terreno, análisis sedimentológico, sensores remotos y curvas isobáticas. Se simplifica la clasificación de los niveles a cuatro superficies principales: Las Terrazas Altas, Terrazas Medias, Terrazas Bajas y los depósitos holocenos (Fig. 6.4 y 6.5). Esta clasificación es la base de este trabajo.

Figura 6.4. Esquema de la distribución de terrazas en la Península de Arauco :En verde: Las superficies de terrazas Pleistocenas; En azul: Los principales ríos y esteros. En amarillo pardo: Las dunas adosadas Holocenas; En celeste: Los estuarios. Se observa como en los pies de la Cordillera de Nahuelbuta y en el bloque de Lavapie se desarrollaron terrazas de abrasión correspondientes a las Terrazas Altas. Figura realizada en este trabajo.

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6.2.1.1 Terrazas Altas Las Terrazas Altas se extienden a los pies de la Cordillera de Nahuelbuta y en los cerros altos del Bloque de Lavapié. Estas superficies de abrasión se desarrollan sobre el Basamento Metamórfico y rocas terciarias. En el borde de la Cordillera de Nahuelbuta se dispone una serie de superficies paralelas con alturas entre los 200-300 m (Fig. 6.5) e incluso se han reconocido niveles de hasta 500 m (Kaizuca et al., 1973). Estas terrazas están disectadas por numerosos cursos de aguas de dirección NW-SE, como los ríos Colico, Curanilahue, Trongol y Pilpilco (Fig.6.4). La geometría de esta franja de niveles aterrazados exhibe un ensanchamiento de las superficies a 250-300 m y presentan una convexidad al oeste en la zona entre Colico y Curanilahue. Las Terrazas Altas en el sector occidental de la península tienen una altura similar a las adosadas a la Cordillera de Nahuelbuta, pero alcanzan como máximo 300 m de altura. Estas tienen una disposición NW-SE.

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Figura 6. 5. Mapa geomorfológico de la Península de Arauco. Se distingue las principales niveles de terrazas costeras y se sobrepone una modelo de superficies planas. Hacia el extremo norte sobre un ambiente de estuario se deposita una amplia terraza Holocena. En el sur las dunas se disponen en forma homogénea y continua. Mapa modificado de Moreno et al.(2003).

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6.2.1.2 Terrazas Medias y Terrazas Bajas Estas superficies involucran los niveles de terrazas pleistocenas, de la superficie de Cañete (Kaizuca et al, 1974). El Pleistoceno de la región rellena dos pequeñas paleocuencas. Estas, al igual que la cuenca Pliocena, están abiertas hacia el norte y sur. Las cuencas pleistocenas son más amplias que las pliocenas e incluso es probable una comunicación entre ellas en los periodos de máxima transgresión. Esta unidad posee una potencia promedio de 29 m (Vieytes et al., 1993). Su espesor es mayor hacia las zonas norte y sur, donde alcanza un espesor de 60 m (Kaizuca et al., 1974). La cuenca pleistocena del norte, está desplazada más al este con respecto a la pliocena. Se ha determinado por medio de sondajes que la base del Cuaternario en las laderas del Río Carampangue está directamente sobre las capas Eocenas. En las figuras 6.4 se representa en color verde a las secuencias pleistocenas. Estas ocupan la mayoría del área de la Península de Arauco. Tienen una geometría cóncava al norte (la cuenca norte) y cóncava al sur (la cuenca sur). En ambas está inscrito un sistema de drenaje de dirección estructural NNE-SSW con ramas tributarias NW-SE. En el sector que une las cuencas norte y sur, es decir, entre Curanilahue y los Alamos, hay un alto topográfico en esta superficie que esta limitado por los ríos Peumo y Pilpilco, al norte y sur respectivamente, donde tienen una marcada dirección NW-SE (Fig. 6.4; 6.5; 6.6). Esto se expresa en un cambio en el sentido del drenaje. Al norte los ríos como Raqui, Curanilahue y Colico se inscriben en valles estrechos y agudos de dirección NNE-SSW que corren hacia el norte. En el sur, hay un gran desarrollo de esteros cuyos valles son muy similares a los del norte, que drenan en dirección opuesta (Fig. 6.4). En el mapa isobático del Pleistoceno, realizado en base a la recopilación de datos de sondajes de exploración minera, se observa muy bien la forma de las dos cuencas pleistocenas. La cuenca norte alcanza su máxima cota isobática al sur de Curanilahue (100 m s.n.m.) y disminuye progresivamente al norte. La cuenca sur tiene un alto isobático que une los Alamos con Lebu, disminuyendo su cota al sur. Así se observan dos altos en la base del pleistoceno muy bien definidos (Fig.6.6).

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Figura 6.6 Mapa Isobático de la pequeña cuenca Pleistocena. La cota de la base aumenta hacia el color verde oscuro, llegando a los 100 m.s.n.m. Se observan dos altos controlados por una dirección principal NNE-SSW, paralela a las principales estructuras que afectan la cuenca de Arauco. Otro eje es NW-SW, une por el norte Curanilahue con Lavapie y Los Álamos con Lebu .

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6.2.1.3 Características depositacionales de las terrazas pleistocenas El Pleistoceno esta representado por sedimentos marinos y continentales. Moreno et al.

(2003) hace una separación de primer orden en función de la composición

sedimentológica de las terrazas depositacionales Pleistocenas. Separando estas en Terrazas Medias y Terrazas Bajas; ambas diferenciables por el aporte de cuarzo y sedimentos volcánicos. Las Terrazas Medias constituyen el nivel de terrazas pleistocenas más alto de la zona. Tienen un alto porcentaje de granos de cuarzo y no presentan aporte de clastos o sedimentos volcánicos (Fig. 6.8, Columnas C1 y C2). Esta superficie fue formada en un ambiente costero, cuya parte basal es marino gradando a dunas hacia el techo. Estas dunas pleistocenas cubren mucho más la superficie de abrasión al sur del alto de Los Álamos Curanilahue que al norte. Se caracterizan por presentar bioturbaciones de gusanos, muy parecidos a los que hoy se encuentran en las dunas holocenas que cubren la mayor parte de estos depósitos (Kaizuca et al., 1973). Las Terrazas Medias son más antiguas y su depositación evidencia una transgresión Pleistocena de gran extensión, que probablemente conectó las cuencas pleistocenas del norte y sur de la península. Las Terrazas Bajas representan un estado donde el constante descenso del mar produce el retrabajo de la Terraza Marina Media, desarrollándose una incisión y erosión fluvial con un importante aporte continental. Contienen un importante aporte de sedimentos y clastos volcánicos (Fig. 6.8, Columna C3 y Fig. 6.9). Muy bajo porcentaje de cuarzo, con buen redondeamiento y buena selección. El ambiente costero condicionó una depositación en un ambiente de ría, donde los valles fluviales son constantemente inundados por el mar, desarrollándose una depositación en estuarios inscritos en valles agudos NNE-SSW, con dunas que se adentran paralelamente. En esta superficie de Terrazas Bajas predomina la influencia terrestre. En la Columna C3, se observa la presencia de fósiles marinos en la base. Estos son clasificados como Ensis macha y Tindariois elegans, ambos de edad estimada PlioPleistoceno de ambiente marino costero. Esta unidad marina es la base de las Terrazas Medias, las cuales por descenso del mar y/o alzamiento diferencial gradan a las Terrazas Bajas, compuestas de dunas, intercalaciones de arcillas (pequeños estados de subsidencia) y sedimentos fluviales. 86


Figura 6.7. Leyenda de abreviaciones y litología para las columnas.

Figura 6.8. Columnas litológicas en la Península de Arauco, donde se clasifico por características de los clastos de cuarzo. C1 y C2: Representan a las terrazas Pleistocenas más antiguas, con alto porcentaje de cuarzo y sin aporte volcánico. C3: Sedimentos con aporte tobaceo. En la base aflora el nivel más antiguo. La ubicación de las columnas se aprecia en el mapa de la figura 6.5.

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Figura 6.9. Columna litológica C4, se observa gradación de ambiente marino en la base, a un ambiente de dunas y posterior ciclo de arcillas de estuario y sedimento fluvial. Esto representa muy bien el retroceso del mar por alzamiento.

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En la zona sur (Fig. 6.9) se observa perfectamente una disposición cíclica depositacional, que refleja el avance continental, producto del continuo alzamiento de la plataforma marina por los procesos símicos. Se encuentra en la base los macrofósiles marinos (bivalvos y gastrópodos marinos) que pertenecen a la transgresión pleistocena más antigua. Hacia arriba el aporte de dunas, las intercalaciones de arcillas y arenas gruesas y el desarrollo de arenas fluviales, refleja que este borde costero fue retrocediendo con una inestabilidad dominada estructuralmente. Dado la ciclicidad y contemponadeidad espacial de los ambientes depositacionales, que han coexistido desde el Pleistoceno, como mínimo. Esta suerte de ciclicidad es representada en la columna C5 (Fig. 6.10). Donde la base Pliocena es presenta una discordancia sobre las rocas eocenas, aflorando coquinas con abundantes fósiles. En ella se pudo clasificar Mytilus sp . y Ostraea sp (Fotografía 6.1. A). Luego una superficie de conglomerados marca el cambio a un régimen con mayor aporte continental. En el techo se desarrolló un sistema dunario ampliamente extendido en esta zona. En es común las bioturbaciones de gusanos, de 10-15 cm. Este tipo es ampliamente encontrado en todas las dunas de la zona, incluyendo las actuales. Esta fue clasificada como Cicindelidae sp. (Kaizuca et al., 1973).

En el sector de Cañete se aprecia como la superficie marina es cubierta y erodada por valles de depositación fluvial (Fig. 6.10, columna C6; Foto 6.1. B), consistente de capas de gravas, arenas, arcillas de corrientes que fluyeron una vez que el alzamiento y/o descenso del mar hicieron de esta terraza una tierra emergida.

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Figura 6.10. Columnas litológicas que representan el ambiente de depositación en la Península de Arauco. C5: Presenta una discordancia sobre el Eoceno, encontrándose una base con coquinas marinas. Superiormente se encuentra conglomerados marinos con clastos de hasta 5 cm de origen volcánico, sedimentos fluviales y una cobertura de dunas Pleistocenas. C6: Columna desarrollada en un ambiente con mayor influencia fluvial.

Fotografía 6.1 A: Foto a coquina de la columna C5. Se reconocen Mytilus sp. y Ostraea sp ( comunicación verbal con Gerardo Flores). B: Foto a conglomerado fluvial de la columna C6.

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6.3

Evolución de las Líneas de Costa Pleistocenas El reconocimiento de paleo-líneas de costa Pleistocenas permite dividir la Península

de Arauco en regiones con distinto movimiento vertical. Mediante el análisis sedimentológico, diseño de modelos de elevación digital (DEM), fotointerpretación y reconocimiento en terreno, se definen dos periodos principales de transgresión. Cada etapa presenta una línea de costa continua, de al menos 10.000 años, ya que entre las dos superficies, que son relativamente planas, se presenta un alto gradiente de pendiente. La etapa antigua es la responsable de la depositación de las Terrazas Medias y la siguiente representa las Terrazas Bajas Pleistocenas. La diferencia de altitud estimada en las Terrazas Altas es de hasta 75 m. Esta depositación y el establecimiento de esta marcada línea de costa pudo haber sido entre 12575 mil años atrás, esto estimado por las curvas globales de variaciones del nivel del mar (Burkank y Anderson, 2001) y por las evidencias del desarrollo en distintas partes del mundo, como Japón ( Shimoyama et al., 1999), Sur de Italia (Cucci y Cinti; 1997), Gilbraltar (Zazo et al., 2003) de terrazas depositacionales marinas entre estos rangos de años, las cuales hoy exhiben una diferencia en cota de hasta más de 100 entre ellas. Además según Kaizuca et al., 1974; si se encuentra terrazas marinas depositacionales en tierras alzadas se puede generalizar en que estas representan periodos interglaciales. La estimación de edad concuerda el rango de las terrazas pleistocenas datadas en la Isla Mocha (60 mil años) por Kaizuca et al. (1973). La línea de costa relacionada a la depositación de las Terrazas Bajas Pleistocenas se estima que se produjo entre 30-55 mil años atrás. En un periodo donde el mar descendió hasta menos 70m con respecto al nivel medio actual. Así se desarrolló un sistema costero fluvial extenso, que abarcaría gran parte de la plataforma. Esta línea costera y las superficies de Terrazas Bajas se exhiben en color azul en la figura 6.11. La diferencia de altura dentro de esta terraza es de 60-50 m como máximo. Así se puede estimar una razón de alzamiento diferencial, solo en forma de ejercicio, de 1 a 2 mm/año. La evolución de las terrazas pleistocenas se sintetiza gráficamente en los modelos de elevación digital de las figuras 6.12. En el lado izquierdo se realiza un modelo de facetas sombreadas y en el lado derecho un modelo de pendientes nulas. Las figuras 6.12 A y B

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representan la transgresión que produjo la abrasión de las rocas Terciario Superior. Se observa como Lavapie y Lebu representarían una serie de islas entre marismas, pantanos, estuarios y dunas que harían de estas islas un relieve muy plano de muy baja altura. La morfología general de esta superficie indica que las islas tendrían una dirección NW de extensión coincidente con el ensanchamiento de la plataforma de abrasión en la Cordillera de Nahuelbuta. Además se ve que las superficies en las islas tienen una inclinación al este (drenaje y diferencias de cota) y una inclinación al oeste a los pies de Nahuelbuta. En esta transgresión se deposita el material de las Terrazas Medias Pleistocenas. Posterior a esto como ya se indicó, se genera una transgresión y depositación de las Terrazas Bajas, esta superficie ya presenta una separación por el alzamiento del centro de la Península, es decir, el eje NW del alto comprendido entre Curanilahue y los Álamos (Moreno et al., 2003).

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Figura 6.11. Modelo de pendientes nulas de la Península de Arauco, en ellas se han achurado las principales paleolíneas de costa de la Península de Arauco. En rojo la línea de costa asociada a las Terrazas Altas, en verde las relacionadas con las Terrazas Pleistocenas Medias y en azul las con las Pleistocenas Bajas. Se observa un crecimiento con un eje NW de la Península de Arauco que separa dos cuencas Bajas, con amplios drenajes de dirección NNE.

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Las figuras 6.12 E y F representan el nivel actual del mar, se observa la incisión producto del estadio transgresivo Pleistoceno y su posterior evolución. Además se observa el desarrollo del drenaje en las superficies pleistocenas.

Figura 6.12. Modelo de elevación digital de la evolución de las terrazas Media y Bajas. En el lado izquierdo se presenta un modelo de facetas sombreadas y en el lado derecho un modelo de pendientes nulas. A y B: transgresión que aporta el material de las Terrazas Medias Pleistocenas. C y D: Transgresión que aporta los sedimentos de las Terrazas Bajas Pleistocenas. E y F: Nivel actual del mar.

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6.4 Fallamiento Neotectónico asociado al alzamiento de la Península de Arauco La Península de Arauco, como se propone en esta investigación y anteriormente por Echtler et al. (2003) y Melnick et al. (2003) actúa como un bloque. El alzamiento anómalo de la península esta ligado a una historia compleja de acresión de sedimentos continentales (Lohrmann, 2002; Bang y Cande, 1997). Estructuras corticales heredadas de la de las direcciones dominantes en apilamiento antiforme del basamento Permo-Triásico (Echtler et al., 2003) dominan en los rasgos estructurales de la Cordillera de la Costa en la zona. La morfología costera y zonas con diferente alzamiento desde el comienzo de la cuenca de Arauco, estarían controlados por estas estructuras NW-SE producto de las debilidades del basamento. Esto en la zona se expresa por el alzamiento del eje entre la Piedra del Águila en la Cordillera de la Costa (1530 m s.n.m) y el eje Curanilahue-Los Álamos con Lavapié y Lebu, respectivamente. Las terrazas cuaternarias tienen una pequeña inclinación hacia el este. Además el eje central NW ha inducido otro eje de alzamiento (Kaizuca et al., 1973). Fallamiento y fracturas que afectan a las secuencias Pleistocenas fueron reconocidas principalmente en la zona cercana a Arauco y en la zona alta de Coi-Coi al sur de Tirúa. El fallamiento mejor expuesto se encuentra en la Isla Santa María, que por su actual posición, cercano al límite de la Península de Arauco, presenta un excelentes evidencias de alzamiento pleistoceno y Holoceno, con fallas normales que cortan la mayor parte del Cuaternario, encontrándose incluso, fallas activas que cortan el suelo reciente. Una zona con pequeñas fallas y fracturas que afecta a los sedimentos Pleistocenos de las Terrazas Bajas se encontró al sur de Arauco. Estas se exhiben en las fotos de 6.2. Dos direcciones fueron observadas, la primera de N40-60°E/ 80-85°S, con una gran densidad de 2 por metro. Estas fallas tienen un desplazamiento de 30cm y solo se restringen adentro del paquete, no hay cambio litológico asociado, son pequeñas fallas normales de hasta 2 m de largo (Fotografía 6.2. A, B y C). Su estilo de fallamiento es representado por el dihedro normal, al lado derecho de estas fotos. La otra estructura es una fractura con un plano bien desarrollado (Fotografía 6.2 D y E). La falla corta todo el paquete de rocas con un largo de 15 m. Su dirección es N60W/ 85 S. Su diedro se observa al lado izquierdo de las fotos.

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Fotografia 6.2. Zona de pequeñas fallas normales en extremo norte de la Península de Arauco, afectando a sedimentos de la Terraza Pleistocena baja. A, B y C: Fallas N 60°E/ 80-85°S menores de hasta 30 cm de desplazamiento, solo dentro de paquete, a su derecha se representa su dihedro. D y E: corta todo el paquete con un largo de 15m. Su dirección es N60W/ 85 S. Su dihedro se observa al lado izquierdo de las fotos .

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En la base se encuentra un afloramiento de arenas marinas fosilíferas (Columna C3, figura 6.8). Estas presentan un estilo clásico de bloques en domino extensivo. Las direcciones de estas fallas es N50-70°E/70°S. Estas rocas son más antiguas que el afloramiento anterior, probablemente pertenecen a las Terrazas Medias. Su fracturamiento es más notable y posiblemente reactivación de este ha tenido influencia en las pequeñas fallas de las encontradas en las arenas superiores.

Fotografía 6.3. Fotos a base de la columna C3, arenas fosilíferas marinas perteneciente a las Terrazas Altas. Se observa bloques extensivos con rotación en domina, por estructuras N50-70°E/70°S.

La zona de Coi-Coi Alto al sur de Tirúa, es una zona donde un fallamiento se desarrolla extensamente, con desplazamiento de más de 40 cm en arenas fosilíferas marinas (Foto 6.4). Estas fallas son principalmente E-W y NE-SW. Series de conglomerados se disponen cubriendo estas arenas marinas. Ambos puntos con fallamiento activo, son evidencia que el mayor fallamiento ocurre principalmente en los límites del Bloque de Arauco.

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Fotografía 6.4. Fotos a fallamiento que afecta a sedimentos Pleistocenos marinos en el área de Coi-Coi Alto, al sur de Tirúa. Las fallas fallas son principalmente E-W y NE-SW.

Así se concluye que el Bloque de Arauco presenta un fallamiento Cuaternario importante solo en los bordes, tanto sur como norte.

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7.- MODELAMIENTO INTEGRADO ___________________________________________________________________________ ____________________________________ ________________________________________________ _________

7. MODELAMIENTO INTEGRADO

7.1 Modelo depositacional de las terrazas costeras pleistocenas

Terrazas costeras del Pleistoceno emergidas son el resultado de la interacción entre cambios del nivel del mar, alzamiento regional y cambios de elevación relacionado a fallamiento local. Dos niveles depositacionales fueron descritos para el Pleistoceno. Las características de su depositación indican dos niveles principales de líneas de costa. La Terrazas Medias estuvieron restringidas por el borde occidental de la Cordillera de Nahuelbuta y por los altos topográficos de Lavapie y Lebu, los que actuaron como bloques islas (Fig. 7.1). En esta etapa el aporte de sedimentos fue principalmente marino, con poca contribución continental. El nivel más joven de terrazas pleistocenas, las Terrazas Bajas, presentan una composición con mayor aporte continental, reflejado en una zona costera más emergida con respecto al mar. La extensión temporal y espacial de ambas superficies está principalmente controlada por cambios eustáticos del nivel medio del mar. En ambos niveles de terrazas, la tectónica produce movimientos corticales diferenciales, así un mismo nivel posee una disposición espacial vertical distinta a lo largo de su extensión. Las terrazas pleistocenas más jóvenes se depositaron posiblemente en un ambiente donde el nivel medio del mar estaba 60 m más bajo que el nivel actual del mar, con deltas sobre gran parte de la plataforma. En ambos periodos se formó una superficie plana por efecto de la erosión de su basamento y depositación costera. Los bloques islas actuaron como barreras, donde entre los dos cuerpos alzados se acumularon sedimentos fluviales, de estuarios y de sistemas dunarios. El esquema de la depositación se observa en la figura 7.2, donde la base de las terrazas pleistocenas es principalmente marina. Movimientos tectónicos de la plataforma continental y el descenso del nivel medio del mar, hacen una gradación a sistemas de bloques alzados y deprimidos, en los que se s e desarrollan estuarios y turbas, además de dunas d unas paralelas que aprovechan las depresiones, para extenderse tierra adentro. Al evolucionar este sistema los ríos aumentan su influencia erosional y depositacional. 99

7.- MODELAMIENTO INTEGRADO ___________________________________________________________________________ ____________________________________ ________________________________________________ _________

Figura 7.1. Modelo de la depositación de las terrazas pleistocenas en la Península de Arauco. Se observa dos bloques costeros emergidos, emergidos, la Cordillera de la Costa y los Bloques islas islas . Se desarrolla entre entre ellos en tiempos de transgresión terrazas marinas costeras depositacionales. Un escalón de abrasión se produce por acción de las olas bordeando las tierras emergidas. Hacia mar adentro se depositan sedimentos de plataforma.

Figura 7.2. Esquema de depositación y alzamiento de las terrazas pleistocenas costeras de la Península de

Arauco. La base es principalmente marina, gradando por efectos del descenso del nivel medio del mar y movimientos diferenciales, a una depositación con mayor aporte continental. Así al techo se depositan dunas, turbas que son cubiertas por depósitos fluviales. En la actual línea de costa se desarrollan desarrollan dunas y estuarios. Sistemas de fallas normales son la expresión en menor profundidad del máximo alzamiento por el curvamiento flexural elástico del ante-arco externo.

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7.- MODELAMIENTO INTEGRADO ____________________________________________________________________________________

7.2 Ejes de alzamiento relacionados a la disposición vertical de las terrazas pleistocenas

La evolución y desarrollo de las terrazas pleistocenas de Arauco son el reflejo de un ciclo sísmico repetido y sobreimpuesto. Las líneas de base de las plataformas pleistocenas demuestran que estas superficies han sufrido un alzamiento diferencial. La distribución espacial de las líneas de costa pleistocenas permite reconocer los ejes principales de alzamiento de las terrazas de la Península de Arauco y tener una idea del campo de deformación vertical. Existe un eje principal de alzamiento que presenta una dirección NNE-SSW (Fig. 7.3). Este eje principal esta 100% influenciado por los movimientos co-sísmicos en la interfase de las placas continental y oceánica. Este eje tiene una influencia directa en la topografía y en la red de drenaje, puesto que los valles fluviales están inscritos estructuralmente en esta dirección. Un segundo eje de alzamiento es orientado NW-SE. Este eje une el punto más elevado de la Cordillera de Nahuelbuta (Piedra El Águila; 1530m s.n.m) con el sector de Punta Lavapie. Este eje genera un bloque alzado que se extiende entre Curanilahue-Lavapie y Los Alamos-Lebu. Este eje hace que el centro de la Península sea un área con alzamiento diferencial positivo e implica una divisoria en las líneas de aguas (Fig. 7.3). Ambos ejes explican la anomalía del alzamiento de la plataforma continental, que da el origen la Península de Arauco. El eje secundario NW-SE, esta relacionado a discontinuidades corticales heredadas de estructuras Permo-Triásicas. Tales son los lineamientos mayores en la Cordillera de Nahuelbuta. En cambio el eje principal está asociado a los procesos de deslizamiento en la interfase.

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Figura 7.3. Esquema de los ejes de alzamiento que dominan la Península de Arauco. Se observa el sistema de

eje principal NNE-SSW, el que tiene una expresión morfológica y se relaciona directamente con los movimientos co-sísmicos en la interfase. Un segundo eje NW-SE tiene la dirección de los lineaciones principales encontradas en las rocas de la Cordillera de la Costa. Este eje esta relacionado a estructuras Paleozoicas que producen debilidades y discontinuidades corticales (Echtler et al., 2003). Modelo teórico de Burbank y Anderson , 2001 aplicado a la zona de estudio.

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7.3

La acresión en el ante-arco

Desde el Terciario el ante-arco del sur de Chile ha alternado entre procesos de acresión y erosión de sedimentos en el frente acresionario (Bang y Cande, 1997). El actual periodo de acresión de sedimentos esta ligado al inicio de la erosión glacial en la Cordillera Principal durante el Pleistoceno que indujo un incremento del aporte sedimentario en la fosa. La fosa contiene sedimentos pelágicos transportados por la corteza oceánica y turbiditas depositadas por corrientes de turbidez de alta energía, provenientes del margen continental. Estos depósitos desarrollan un prisma acresionario frontal, foco de una gran de deformación, donde se desarrollan fallas inversas imbricadas, sintéticas a la subducción (Fig. 7.4). Los sedimentos acresionados frontalmente son intensamente deformados y transportados por el canal de subducción, acresionándose basalmente. El proceso de acresión basal induce a duplex (apilamiento de pliegues) y a un consecuente alzamiento de los sedimentos previamente acresionados. La exhumación produce un alzamiento continuo de los sedimentos y un curvamiento flexural en la placa superior, reflejándose en un bloque de máximo alzamiento en un régimen extensivo con un desarrollo de fallas normales (Fig.7.4).

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. Basado en los experimentos análogos de Lohrmann, (2002) e interpretación de perfiles sísmicos (Bang y Cande, 1997). Se desarrolla un prisma de acresión frontal y una acresión basal activa bajo la Península de Arauco. Un curvamiento frexural transfiere la compresión del apilamiento de pliegues basales a un régimen extensivo en la zona de mayor alzamiento. Una zona límite producto de la deshidratación y cambio de estado de los sedimentos acresionados basalmente, produce un levantamiento de ellos.

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El flujo y acumulamiento de los sedimentos depende del aporte y de la capacidad del canal de subducción. Los sedimentos pueden dejar el canal de subducción y producir el alzamiento y engrosamiento del ante-arco. Por el contrario, una erosión (no acumulación y pérdida de material del ante-arco) produce el colapso y subsidencia del prisma, como es el caso al norte de la colisión de la Dorsal de Juan Fernández, donde no hay aporte de sedimentos a la fosa y se produce erosión por subducción (Lohrmann, 2002). El crecimiento y evolución de los prismas de acresión en márgenes convergentes ha sido modelado utilizando cajas de arena (Lohrmann, 2002; Kukowski et al., 2002). En estos modelos es común la formación de un backstop por el contacto con un prisma acresivo más antiguo o por fallas corticales en el basamento. Esta discontinuidad produce una verdadera muralla que transfiere el deslizamiento nucleado en la interfase. Así este backstop controla la geometría y la cantidad de sedimentos acumulados. Esta muralla principal coincide con la zona donde los sedimentos subductados (de baja densidad y saturados en agua) llegan a su temperatura deshidratación. Esto es a profundidades entre los 20-30 km y a temperaturas de 450 a 550°C (Mercier y Vergely; 1999).

7.4 Modelo de rotación de bloques en el ante-arco

La convergencia oblicua causa el particionamiento del movimiento relativo de las placas. Descomponiéndose el vector principal de la convergencia en un vector de deslizamiento perpendicular y uno paralelo al margen subductivo. El segundo se desarrolla dentro o en los límites del ante-arco. Experimentos análogos demuestran que para particionar el deslizamiento en el ante-arco se necesita una importante fricción en la interfase (Chemenda et al., 2000). Zonas con alto acople separan bloques en el ante-arco, generalmente limitados por estructuras transversales o debilidades corticales heredadas. La fricción entre las placas estaría controlada por el efecto lubricante de los sedimentos subductados, transformaciones mineralógicas en la interfase, irregularidades de la corteza oceánica y geometría del plano de Benioff entre otros. La observación de la diferencia entre los deslizamiento calculados por datos sísmicos y los predichos por el movimiento de las placas en zonas de subducción (McCaffrey, 1996) muestran que más de la mitad de las actuales zonas, presentan bloques 104


del ante-arco separados y con algún grado de rotación. Esto influye en el campo de velocidad superficial. El movimiento de los bloques causa que puntos en el ante-arco se muevan en forma relativa, rotando en torno a un eje. Esto se observa como gradientes horizontales de velocidad en la placa superior. El movimiento de los bloques cambia la razón y dirección de la deformación en el ante-arco. La rotación y movimientos de rumbo son más claros e identificables mientras más cerca se está de la fosa. Siendo los cañones submarinos transversales profundos una evidencia de los límites de los bloques (Delteil et al., 19996). 7.4.1 Mecánica de la rotación de bloques en el ante-arco en el Bloque de Arauco.

Echtler et al.(2003) distingue una segmentación de bloques en el ante-arco dominado por estructuras NW-SE y NNE-SSW. Las primeras heredadas de una tectónica paleozoica y las segundas a la tectónica actual. Melnick et al. (2003) propone una rotación horaria de bloques en la Península de Arauco, controlada por estructuras de similar dirección. En el presente modelo, se considera la mecánica de la rotación de bloques en el ante-arco, definiéndose las zonas sujetas a extensión, compresión, alzamiento y subsidencia. Si partimos de una separación de bloques en el ante-arco por efecto una interfase muy acoplada, los puntos a y b; c y d, están a una misma cota. Una rotación horaria hace que producto de la pendiente del plano de la interfase, los puntos a y c suban con respecto a b y d, respectivamente. Este movimiento crea espacios abiertos dominados por la

extensión, donde se forman cuencas sedimentarías (Fig. 7.6). Un cabalgamiento se observa en la intersección de los lados NW-SE, subiendo, así c de un bloque con respecto a d del bloque adyacente. Dos ejes de alzamiento controlan la rotación, uno asociado a extensión (NNE-SSW) y el otro a compresión (NW-SE).

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Figura 7.5. Esquema de la separación de bloques en el ante-arco en una interfase muy acoplada. Se observa como los puntos a y b ; c y d, están a una misma cota antes de la rotación. Figura realizada en este trabajo.

Figura 7.6. Esquema de la rotación horaria de bloques separados en el ante-arco en una interfase muy acoplada. Los puntos b y d bajan con respecto a a y c respectivamente. Se forman cuencas en los sectores de extensión y un cabalgamiento en el lado ac y bd. Dos ejes de alzamiento controlan la rotación, uno

asociado a extensión ( NNE-SSW) y el otro a compresión (NW-SE). Figura realizada en este trabajo.

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En la figura 7.7 un modelo teórico (Peacock et al. 1998) ilustra el comportamiento de las fallas dentro de los bloques. Estas fallas tienen una distribución principal en los límites de los bloques, siendo así estos en parte rígidos. Una cizalle horaria N-S domina el movimiento de los bloques. El desplazamiento y deformación en las cercanías del eje de rotación se hace casi nulo. Las fallas regionales NW-SE tienen una cinemática antihoraria. Los ejes NW-SE en las zonas de intersección de los bloques además tienen una componente inversa. En cambio los ejes NNE-SSW en la intersección tienen un comportamiento normal.

Figura 7.7. Modelo teórico para la rotación de bloques. Se esquematiza las fallas que ocurren con la rotación

horaria de bloques. La deformación no es igualmente distribuida, sino que en los bordes se acumula la deformación. Los ejes compresivos son NW-SE y extensivos NNE-SSW, y producen una cizalle regional horaria evidente en los límites del bloque. Modificado de Peacock et al. (1998).

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7.5 Modelo geológico integrado para el ante-arco del Bloque de Arauco

Integrando la información recopilada y analizada se realiza un esquema general de la dinámica del ante-arco en la zona del Bloque de Arauco (Fig. 7.8). La convergencia oblicua es descompuesta en un vector normal al margen que levanta el ante-arco, principalmente en la zona de la acresión frontal y en una cizalle simple que se expresa en la rotación horaria del ante-arco. Un backstop limita el cambio del comportamiento de los sedimentos subductados basalmente y transfiere el deslizamiento nucleado en la interfase. Este backstop está dominado por discontinuidades en el basamento, el cual presenta lineaciones principales NW-SE. Esta tectónica puede ser heredada de la historia tectónica paleozoica (Echtler et al., 2003) o a la tectónica extensiva que afectó casi por completo a Chile en el Triásico, que

se expresa en una serie de cuencas NW-SE. En ambos casos producen discontinuidades y debilidades en el basamento que son más fácilmente reactivas por la compresión que afecta al ante-arco.

Figura 7.8. Esquema general e integrado de la dinámica que afecta el ante-arco en la zona del Bloque de Arauco.. Se observa la acresión frontal, la acresión basal, el backstop, los bloques de ante-arco, las cuencas

extensionales, lineamientos principales. Figura realizada en este trabajo.

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La rotación deja espacios abierto producto de la extensión en la separación de los límites de los bloques, formándose las cuencas de ante-arco y las cuencas intra-montañosas de la Depresión Central. Esta configuración de bloques además esta de acuerdo con la disposición de los volcanes en la Cordillera Principal. Un esquema tridimensional del ante-arco externo (Fig. 7.9), nos permite visualizar su dinámica. El contacto entre las placas está sometido a una fuerte deformación, produciéndose la acresión frontal activa de los sedimentos acumulados en la fosa. La parte superior de los sedimentos sufren un importante cabalgamiento. En el talud los bloques caen gravitacionalmente hacia la fosa controlado por fallas normales con inclinación al W. La zona de máximo alzamiento de la plataforma continental, por la acresión basal y el desplazamiento principal en la interfase hace que se diseñe un horst de dirección NNE-SSW, el cual alinea la Península de Arauco, la Península de Tumbes y la Isla Santa María. Hacia el oriente de este bloque alzado se desarrolla una zona cuya subsidencia ha hecho que tenga una completa historia depositacional desde el Terciario (Cuenca de Arauco). Sin embargo esta dinámica asociada al desplazamiento en la interfase no explica los cambios y la morfología de la Península de Arauco y Cordillera de Nahuelbuta. Así las estructuras corticales heredadas NW-SE tendrían un importante rol en el levantamiento diferencial del ante-arco y en la rotación de los bloques. Estas discontinuidades, actúan como fallas inversas corticales, además se relacionan espacialmente con el backstop de la perdida del agua de los sedimentos subductados.

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Figura 7.9. Un esquema tridimensional del ante-arco externo del Bloque de Arauco, en base a la integración

de los datos recopilados y analizados en este trabajo. Se visualiza la dinámica del ante-arco y su relación morfológica superficial (ver texto para explicación). Figura realizada en este trabajo.

7.6 Modelamiento del desplazamiento superficial asociado a las fallas que dominan la rotación de bloques

Utilizando el algoritmo de Okada (1985) para un medio elástico homogéneo en un espacio semi-finito se calcula el desplazamiento superficial producto de la modelación de distintas fallas que controlan la deformación superficial en el Bloque de Arauco. Cada falla se define en base a una ubicación espacial y una geometría característica. Para este objetivo se tradujo a Octave y modifico el código de Okada (1985) escrito en Fortran por el Dr. Klaus Bataille..

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7.6.1 Modelamiento inter-sísmico

De acuerdo al modelo de dislocación de Savage et al.(1983) se trató el problema inter-sísmico como el resultado de un movimiento conjunto del ante-arco y la placa oceánica, en la zona de acople. Esto se modela en forma de una falla normal, esto para representar los desplazamientos superficiales desde un punto de vista de un movimiento suplementario al continuo consumo de la placa oceánica. Mediante el algoritmo de Okada (1985) se probaron distintas geometrías de una falla en la interfase, que sea capaz de representar la deformación superficial observada en los puntos de control. En la figura 7.10 se modela la mejor falla para el período inter-sísmico. En verde se representa la extensión de una falla normal cuyos parámetros son: Profundidad esquina SE: 45 km. Largo: 350 km. Ancho: 150 km. Rumbo: N12°E. Inclinación: 15°E. Rake: 110°. Las flechas negras representan los vectores de desplazamiento superficial calculados para esta falla. Se puede ver la gran extensión de esta falla que afecta desde Puren (38°S) hasta Constitución (35°S). Se puede comparar la consistencia de los desplazamientos calculados con los desplazamientos reales que indican los GPS. En ella se ve un desplazamiento del ante-arco muy acoplado, es decir, exhibiendo un paralelismo notable a la convergencia (Capítulo 5).

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Figura 7.10. Modelamiento inter-sísmico. En verde se representa la extensión de una falla normal cuyos

parámetros son: Profundidad esquina SE : 45km. Largo :350 km. Ancho: 150 km. Rumbo: N12°E. Inclinación: 15°E. Rake: -110°. Las flechas negras representan los vectores de desplazamiento superficial calculados para esta falla. Figura realizada en este trabajo, con GMT.

7.6.2 Modelamiento co-sísmico

Como ya se ha visto, por efectos del ciclo sísmico, la zona de alto acople, es un blanco para la ubicación del próximo terremoto. Así como ya se ha identificado la extensión de la falla principal de interfase, se realiza el modelamiento de esta falla con un movimiento inverso (Fig. 7.11).

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Figura 7.11. Modelamiento co-sísmico. En azul se representa la extensión de una falla inversa cuyos parámetros son: Profundidad esquina SE : 45km. Largo :350 km. Ancho: 150 km. Rumbo: N12°E. Inclinación: 15°E. Rake: 110°. Las flechas negras representan los vectores de desplazamiento superficial calculados para esta falla.

La importancia de este ejercicio es que permite identificar con bastante grado de certeza, la ubicación del próximo terremoto de gran magnitud que rellenará la ventana sísmica en esta zona.

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7.6.3 Modelamiento integrando el sistema de rotación

El solo modelamiento de una falla de interfase no explica la morfología costera. Como se ha visto la rotación de bloques separados del ante-arco es un mecanismo posible para dinámica del ante-arco. Así se modela las principales estructuras que dominan esta rotación. Defiendo el campo de velocidades superficiales y verticales para un sistema de tres fallas principales. Con la integración de la mayor parte de las variables geológicas que dominan la rotación de bloques, se definió la geometría y ubicación espacial de las tres fallas principales podrían definir la deformación superficial en el Bloque de Arauco. La primera falla corresponde a la falla de interfase, con los parámetros calculados para el movimiento co-sísmico. Dos fallas NW-SE se modelaron, la más al sur comprende la Zona de Falla de Lanalhue y la Segunda la Zona de Lineamientos de Bío-Bío. Pero ambas restringidas solo al ante-arco. Éstas últimas transferirían la nucleación de la interfase en un gran terremoto. La geometría para las fallas NW-SE es: Profundidad Vértice SE: 45 km; Largo: 200 km. Ancho: 100 km. Rumbo: N30°W. Inclinación: 30°W. Rake: 90°. En la figura 7.12 se observa el desplazamiento superficial horizontal calculado ponderando las tres fallas. Se le asignó un peso de 1 para la falla de interfase principal y 0.3 para las dos fallas NW-SE. Se observa como el complemento de las fallas transfiere una mayor deformación hacia el NW en forma paralela al eje de la Cordillera de la Costa y las Penínsulas. En la figura 7.13 se calcula el movimiento vertical producto de estas tres fallas. Se utiliza el mismo sistema de peso que en el caso anterior. En rojo se representa una mayor razón de alzamiento y en azul una menor razón por el movimiento combinado de las tres fallas. Se ve como entre las dos fallas NW-SE hay una zona subsidente, que coincide con la profundización del Golfo de Arauco. Además como crecen las penínsulas hacia el NW.

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Figura 7.12. Modelamiento deformación superficial horizontal integrado de tres fallas. En azul se representa

la extensión de una falla de interfase inversa cuyos parámetros son: Profundidad esquina SE : 45km. Largo :350 km. Ancho: 150 km. Rumbo: N12°E. Inclinación: 15°E. Rake: 110°. En rojo se representa la extensión dos falla corticales inversas cuyos parámetros son: Profundidad esquina SE : 45km. Largo :200 km. Ancho: 100 km. Rumbo: N30°W. Inclinación: 30°E. Rake: 90°. En Las flechas negras representan los vectores de desplazamiento superficial ponderados para las tres fallas, estimando un peso de 1.0 para la falla principal de interfase y un 0.3 para cada una de las fallas NW-SE

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Figura 7.13. Modelamiento integrado de tres fallas en su componente vertical. Se utiliza el mismo sistema de

peso que en el caso anterior. En rojo se representa una mayor razón de alzamiento por el movimiento combinado de las tres fallas. Se ve como entre las dos fallas NW-SE hay una zona subsidente, que coincide con la profundización del Golfo de Arauco. Además como crecen las penínsulas hacia el NW.

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Figura 7.14. Combinación de Batimetría y topografía continental. Batimetría de SONE 2002 y topografía

SRTM-NASA.

En la figura 7.14 se observa como el modelo de desplazamiento vertical teórico, concuerda con la morfología de la plataforma continental. Además de la extensión ce las estructuras NW desde el continente a la fosa.

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8.- CONCLUSIONES ____________________________________________________________________________________

8. CONCLUSIONES Las principales conclusiones de este trabajo se sintetizan en el capítulo 7, donde se integran los resultados e interpretaciones en un modelo geodinámico del Bloque de Arauco.

8. 1 Conclusiones generales

Se pueden establecer las siguientes conclusiones generales:

- La deformación continental presenta importantes cambios latitudinales y longitudinales que definen segmentos geotectónicos a lo largo del Sistema Andino.

- La integración y definición de los parámetros geológicos y tectónicos que regulan la segmentación andina, permiten establecer las características y los límites de los segmentos geotectónicos.

- El Segmento de Alta Deformación (34º a 27ºS), presenta la mayor extensión continental de la deformación en el Sistema Andino entre los 38º y 23ºS.

- El segmento de Transición Sur (34º a 38ºS) absorbe una gran deformación en el ante-arco. Esto se evidencia en la configuración de bloques en el ante-arco.

- El ante-arco del Bloque de Arauco está limitado y controlado por estructuras NW-SE. Estas estructuras son los Lineamientos Bío-Bío (LBB), la Zona de Falla Lanalhue (ZFL) y la Zona de Falla Mocha Villarrica (ZFMV).

- La Cuenca Sedimentaria de Arauco (36°46’ y 38°30’S) evidencia movimientos verticales diferenciales en la plataforma continental del Bloque de Arauco. En este bloque se ubica la Isla Mocha, La Península de Arauco y la Isla Santa María, que son anomalías positivas de la plataforma continental.

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8.- CONCLUSIONES ____________________________________________________________________________________

- La Cuenca Sedimentaria de Arauco presenta un espesor relativamente constante, donde los mayores espesores se deben a una mayor acumulación y a una anomalía estructural local que produce bloques con un alzamiento diferencial recurrente. El alzamiento diferencial del basamento, ha influido directamente en la morfología de la cuenca.

- El Bloque de Arauco se ubica en una región intermedia entre los segmentos sísmicos S4 y S5, por lo que es afectada por los movimientos corticales mayores que afectan a ambos tramos. Registrando un alzamiento anómalo.

- Las características del campo de velocidad superficial, basado en datos de GPS, permite definir tres segmentos con alto grado de acoplamiento, A(38-34°); B (33-30,5°) y C (2729°S), los cuales concuerdan con la segmentación sísmica histórica del último siglo.

- El Bloque de Arauco se destaca por presentar altas velocidades superficiales paralelas a la convergencia de las placas y además una alta componente de velocidad hacia el norte. Se puede interpretar esto como una rotación horaria del ante-arco con respecto a la cordillera.

- El tensor de deformación, en base a desplazamiento superficial, permite reconocer un importante acortamiento casi W-E en la Península de Arauco.

- En la Península de Arauco se distinguen principalmente cuatro superficies principales de terrazas: Las Terrazas Altas, Terrazas Medias, Terrazas Bajas y los depósitos holoce nos.

- Las Terrazas Altas se extienden a los pies de la Cordillera de Nahuelbuta y en los cerros altos del Bloque de Lavapié. Estas superficies de abrasión se desarrollan sobre el Basamento Metamórfico y rocas terciarias y son de posible edad Mioceno- Plioceno.

- Las Terrazas Medias y Bajas involucran los niveles de terrazas depositacionales pleistocenas. Las Terrazas Medias son más antiguas y su depositación evidencia una transgresión pleistocena de gran extensión, que probablemente conectó las cuencas pleistocenas del norte y sur de la península. Las Terrazas Bajas representan un estado

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8.- CONCLUSIONES ____________________________________________________________________________________

donde el constante descenso del mar produce el retrabajo de la Terraza Media, desarrollándose una incisión y erosión fluvial con un importante aporte continental.

- La diferencia de altitud estimada en las Terrazas Medias es de hasta 75 m. Esta depositación y el establecimiento de esta marcada línea de costa pudieron haber sido entre 120-75 mil años atrás, en un marcado periodo interglaciar.

- La línea de costa relacionada a la depositación de las Terrazas Bajas Pleistocenas se estima que se produjo entre 30-55 mil años atrás. En un periodo donde el mar descendió hasta menos 70m con respecto al nivel medio actual. Así se desarrolló un sistema costero fluvial extenso, que abarcaría gran parte de la plataforma.

- Las terrazas cuaternarias tienen una pequeña inclinación hacia el este y un eje central de alzamiento de dirección NW entre el sector de Curanilahue-Los Alamos.

- Fallamiento activo en el lado occidental del Bloque de Arauco solo ocurre en los límites del bloque. Es decir en el extremo sur (Coi-Coi al sur de Tirúa e Isla Mocha) y en extremo norte (Arauco e Isla Santa María).

8.2 Conclusiones del modelamiento

- La evolución y desarrollo de las terrazas pleistocenas de Arauco son el reflejo de un ciclo sísmico repetido y sobreimpuesto. Las líneas de base de las plataformas pleistocenas demuestran que estas superficies han sufrido un alzamiento diferencial. Existe un eje principal de alzamiento para las terrazas cuaternarias que presenta una dirección NNESSW. Un segundo eje de alzamiento es orientado NW-SE. . Este eje genera un bloque alzado que se extiende entre Curanilahue-Lavapie y Los Alamos-Lebu. Este eje secundario esta relacionado a discontinuidades corticales hereda das de estructuras Permo-Triásicas.

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8.- CONCLUSIONES ____________________________________________________________________________________

- Un backstop limita el cambio del comportamiento de los sedimentos subductados basalmente. Este backstop está dominado por discontinuidades en el basamento, el cual presenta lineaciones principales NW-SE.

- La zona de máximo alzamiento de la plataforma continental, en el Bloque de Arauco, por la acresión basal y el desplazamiento principal en la interfase hace que se diseñe un horst de dirección NNE-SSW, el cual alinea la Península de Arauco, la Península de Tumbes y la Isla Santa María. Hacia el oriente de este bloque alzado se desarrolla una zona cuya subsidencia ha producido la Cuenca de Arauco.

- Los desplazamientos en la interfase no explican los cambios y la morfología de la Península de Arauco y Cordillera de Nahuelbuta. Así las estructuras corticales heredadas NW-SE tendrían un importante rol en el levantamiento diferencial del ante-arco y en la rotación de los bloques.

- Se modela la mejor falla de interfase para el período inter-sísmico, esta afecta desde Purén 38°S) hasta Constitución (35°S). Sin embargo, considerando que la ventana de tiempo de los datos de GPS analizados (1996-2001), la ocurrencia del fuerte sismo del 3 de Mayo de 2004 en Lebu, podo haber liberado parte de la energía acumulada en el extremo sur de esta falla.

- El alto acople en la interfase produce la separación de bloques en el ante-arco, los cuales presentan una rotación horaria con respecto a la Cordillera Principal. 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.

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Dinámica del Antearco Externo en la zona del bloque de arauco 37-38°S octava region

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