MODELAMIENTO DE DISLOCACIÓN ELÁSTICA EN EL

MODELAMIENTO DE DISLOCACIÓN ELÁSTICA EN EL
BLOQUE DE ARAUCO (36-38°S), BASADO EN DATOS DE
GPS Y EN LA GEOMETRIA DE LAS TERRAZAS MARINAS
ALZADAS
Moreno M.1, Bataille K.2, Melnick D.3, Klotz J.3, Cifuentes O1.
1
. Observatorio Geodésico TIGO, Universidad de Concepción, Casilla 4036, Correo 3,
Camino Einstein 2,5 km, Concepción – Chile.
2
. Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C,
Chile
3
. GeoForschungZentrum Potsdam, Telegrafenberg, 14473 Potsdam, Germany
Mediante el análisis de la deformación superficial actual y el estudio del
alzamiento de las terrazas marinas pleistocenas, se propone un modelo geodinámico
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 como la transición entre dos segmentos
sismotectónicos, que están en distinta fase del ciclo sísmico. Un periodo inter-sísmico
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.
El estudio geodésico se complemento con la descripción del alzamiento
registrado desde el Pleistoceno de las terrazas marinas de la Península de Arauco,
definiéndose los ejes principales de alzamiento regional de las superficies costeras. El
eje principal de alzamiento es NNE está influenciado directamente por la sismicidad en
la interfase de las placas. Ejes secundarios NW, vinculados a la historia geológica
Permo-Triásica controlan los límites del Bloque de Arauco e incluso se asocian al
alzamiento diferencial de las terrazas costeras cuaternarias.
Los resultados son integrados en un modelo del alzamiento sísmico del Bloque
de Arauco. 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 vinculadas al alzamiento
sísmico. Se modela 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 demuestra que este campo de deformación superficial es
similar al observado en la deformación producida por los grandes terremotos y explica
la anomalía morfológica de la Península de Arauco.
1 Introducción
El propósito de este estudio es proponer un modelo del alzamiento sísmico del
ante-arco externo en el Bloque de Arauco (37-38°S). Se utilizó el modelo de dislocación
elástica en un medio homogéneo (Okada, 1985), para comprobar de manera teórica los
desplazamientos superficiales producidos por el contacto en la interplaca y estructuras
corticales continentales. Los parámetros utilizados para la definición de las estructuras
se basaron en el análisis del campo de velocidad superficial obtenido mediante datos
de sistemas de posicionamiento global (GPS) y el estudio del alzamiento de las terrazas
marinas pleistocenas en el Bloque de Arauco. Si bien el modelo acá propuesto es un
buen acercamiento al entendimiento de la geodinámica del ante-arco de la zona de
estudio, no se descarta que producto de nuevos datos sísmicos, geodésicos y
geológicos se pueda, en el futuro, obtener un modelo más completo.
La región del ante-arco del Bloque de Arauco da la oportunidad única de estudiar
la deformación superficial en segmentos adyacentes que se encuentran en distintos
periodos del ciclo sísmico (Klotz et al., 2001; Ruegg et al., 2002, Moreno, 2004) y
mejorar el entendimiento de las relaciones dinámicas del proceso sísmico. En este
trabajo se analizan los datos de GPS publicados por Klotz et al., 2001; Ruegg et al.,
2002 y Brooks et al., 2003 y se integra la evolución geomorfológica costera desde el
Pleistoceno.
2 Segmentación del Sistema Andino entre los 38-23ºS
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 (Jordan et
al., 1983, Cahill y Isacks, 1992, Kley et al., 1999).
Mediante 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
se puede dividir el Sistema Andino entre los 38º y los 23ºS en (Fig. 1 ):
El Segmento de Alta Deformación (34º a 27ºS): Este segmento presenta la
mayor extensión continental de la deformación, llegando la corteza oceánica hasta 700
km de la fosa antes de consumirse. La subducción de la Dorsal de Juan Fernández
influye directamente en la geometría sub-horizontal del plano de Benioff y en la
deformación continental (Yañez et al., 2002) .. Esta colisión incluso curva el rumbo de la
fosa en el codo de Valparaíso.
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 (Kley et al., 1999).
El Segmento de Transición Sur (34º a 38ºS). En este segmento disminuye la
deformación en el retro-arco. Una tectónica heredada de la extensión triásica (cuencas
extensivas NW-SE) hace que el cabalgamiento 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 distribución de la deformación continental ayuda a comprender el estado de
esfuerzo al que esta sometido cada segmento del Sistema Andino. Así en zonas de alta
compresión donde no se acomoda o absorbe mucho acortamiento en el retro-arco, gran
parte de la deformación se acumula en la interfase bajo el ante-arco. Esto se evidencia
en la configuración de bloques que hay en el ante-arco en el Segmento de Transición
Sur, 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 simple paralela a la fosa
de movimiento horario, induciendo rotación
Figura 1. Segmentos en el Sistema Andino, entre los 38º y los 23ºS. Segmento de Transición Sur;
Segmento de alta deformación y Segmento de Transición Norte. Se rotula la deformación en el retro-arco,
discontinuidades y edades de la corteza oceánica y las principales unidades morfológicas. La
deformación en el retro-arco permite diferenciar el grado de acortamiento en el Sistema Andino, así se
diferencia en CCD (Cabalgamiento de capa delgada de sedimentos), CCG (Cabalgamiento de una capa
gruesa de sedimentos) y CB (Cabalgamiento de el basamento) (Kley et al, 1999). Se trazan las
principales zonas de fallas: SFLO (Sistema de falla de Liquiñe-Ofqui), SFD (Sistema de falla de
Domeyko), ZFA (Zona de falla de Antofagasta).
3. El Bloque de Arauco
La evolución del ante-arco, al sur de los 35ºS, ha alternado entre acreción y
erosión (Bang y Cande, 1997; Lohrmann, 2002;). 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.
Morfológicamente el Bloque de Arauco queda definido por la Cordillera de
Nahuelbuta y las planicies litorales entre los ríos Bío-Bío e Imperial (36-38ºS) (Fig. 2).
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 (Melnick et al., 2003). 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 (Echtler, et al., 2003). Este conjunto de fallas y fracturas cercanas a la fosa
son en general la continuación de las estructuras mayores NW-SE que afectan el antearco. Estas estructuras crean verdaderos surcos en el talud, los cuales son
aprovechadas por los cañones de los ríos principales de la zona
Figura 2 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 limita por la ZFMV y los
LBB. En azul se esquematiza la Cordillera de Nahuelbuta, en tono morado se representa al horst de
Punta Lavapie y las terrazas de abrasión en las faldas de la Cordillera de 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 se representa el desarrollo de
estuarios. En naranjo se exhibe las cuencas intramontañosas de Angol y Purén.
3. Analisis de datos de GPS
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). El
registro histórico de grandes terremotos ocurridos en el centro-sur de Chile, desde hace
casi 450 años, muestra que los grandes terremotos tienen más o menos un periodo de
recurrencia de 100 +/- 20 años (Lomnitz, 1970; Kelleher, 1972). Los grandes sismos de
subducción ocurren generalmente sobre las mismas áreas, permitiendo la definición de
segmentos sísmicos (Lomnitz, 1970; Kelleher, 1972). El Bloque de Arauco está
localizado en la zona de transición entre los segmentos de Valdivia (46-37ºS) y
Concepción (38-35ºS). El extremo norte se ha descrito como una laguna sísmica en un
periodo inter-sísmico, dado la no ocurrencia de grandes terremotos en la interfase
desde 1835 y la actual deformación superficial (Ruegg et al., 2002; Moreno, 2004). El
extremo sur en cambio aún exhibe los efectos post-sísmicos por la relajación viscoelástica del manto por los efectos del terremoto de Valdivia de 1960 (Klotz et al., 2001;
Khazaradze et al., 2002).
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, con Vi: velocidad
superficial en mm/año y Ui: posición. Así para calcular y graficar los contornos para
dVi/dE (componente este) se toma una ventana de 1° de ancho en la latitud, y se
proyecta la velocidad Vi, 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.
Utilizando los datos de GPS publicados por Klotz et al., 2001, Ruegg et al.,2002 y
Brooks et al.,2003; se realiza 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 define tres segmentos con alto grado de
acoplamiento, A(38-34°); B (33-30,5°) y C (27-29°S), los cuales concuerdan con la
segmentación sísmica histórica del último siglo (Fig.3). El segmento A tiene el mayor
grado de acople evidenciado por los datos de GPS, además en este segmento no han
ocurrido grandes eventos sísmicos asociados a la interfase desde 1835. Esto indicaría
que es probable que el próximo gran terremoto afecte fuertemente este segmento.
Hacia el sur del segmento A y norte del segmento B, existen los efectos post-sísmicos
del terremoto de Valdivia (1960) y Antofagasta (1995) respectivamente.
En la figura 4 A y B se interpola los datos de ∂VE/∂E y ∂VN/∂E, mediante el
mismo código de búsqueda y ordenamiento de datos, se utiliza las velocidades oesteeste 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 el Segmento de Alta
Deformación es de mayor extensión. 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 postsísmica. El campo de velocidad S-N proyectado en la longitud exhibe una componente
de velocidad norte mayor en el ante-arco 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 ante-arco con respecto a la cordillera. Esto da la idea de que este segmento
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.
Se concluye que los desplazamientos superficiales indican 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 configuración de bloques en el ante-arco que
rotan, por una importante componente de cizalle paralela a la fosa.
Figura 3. Izquierda: Superposición de los vectores de velocidad publicados por Klotz et al. (2001), Ruegg
et al. (2002) y Brooks et al. (2003) y las curvas de contorno de la velocidad superficial proyectada paralela
al vector de convergencia (Angermann et al., 1999). A(38°-34°); B (33°-30,5°) y C (27°-29°S) segmentos
con alto grado de acople Derecha: Gráfica de latitud versus tiempo donde se esquematiza el largo de las
rupturas de los grandes terremotos en la interfase.
Figura 4. A. Campo de velocidad superficial W-E. B: Campo de velocidad superficial S-N. Grafica de grilla
de interpolación de ∂VN/∂E de los valores de los vectores de S-N. Figuras realizadas en GMT
4. 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. La formación de sistemas de
dunas y estuarios indica un alzamiento diferencial a lo largo de la costa.
Se distinguen cuatro superficies principales: Las Terrazas Altas, Terrazas
Medias, Terrazas Bajas y los depósitos holocenos (Fig. 6). Las Terrazas Medias y Bajas
corresponden a las cuencas pleistocenas. El reconocimiento de las estas paleo-líneas
de costa permite dividir la Península de Arauco en regiones con distinto movimiento
vertical.
Figura 6. Mapa geomorfológico de la Península de Arauco. Se distingue las principales niveles de
terrazas costeras y se sobrepone una modelo de superficies planas. Mapa modificado de Moreno et al.
(2003).
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 diferencia de altitud estimada en las Terrazas Medias es de hasta 75 m. La
diferencia de altura dentro de las terrazas Bajas es de 60-50 m como máximo. Existe un
eje principal de alzamiento que presenta una dirección NNE-SSW. Este eje principal
esta 100% influenciado por los movimientos co-sísmicos en la interfase de las placas
continental y oceánica. Un segundo eje de alzamiento es orientado NW-SE. Este eje
une el punto más elevado de la Cordillera de Nahuelbuta 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.
5. Rotación de bloques en el ante-arco
Experimentos análogos demuestran (Chemenda et al., 2000) que en zonas de
subducción con alto acople se separan bloques en el ante-arco, generalmente limitados
por estructuras transversales o debilidades corticales heredadas. Echtler et al.(2003)
distingue una segmentación de bloques en el ante-arco dominado por estructuras NWSE 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 (Fig. 7). 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. 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 (Moreno, 2004).
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. 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 NWSE.
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
intramontañosas de la Depresión Central. Esta configuración de bloques además esta
de acuerdo con la disposición de los volcanes en la Cordillera Principal.
Figura 7. 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.
6. Modelamiento de dislocación elástica para el Bloque de Arauco
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 posibles fallas que controlan la deformación superficial en el Bloque de
Arauco. El solo modelamiento de una falla de interfase no explica la morfología costera.
Se modeló tres fallas, con la siguiente ponderación: un peso de 1 para la falla de
interfase principal y 0.3 para dos fallas corticales NW-SE. La geometría de falla de
interfase se adecua al campo de velocidad del periodo Inter.-sísmico representado por
los datos de GPS. Los parámetros son: Profundidad esquina SE: 45 km. Largo: 350 km.
Ancho: 150 km. Rumbo: N12°E. Inclinación: 15°E. Rake: 110°. Las s fallas NW-SE son
la Zona de Falla de Lanalhue y Lineamientos de Bío-Bío. 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 8 A. se representa el desplazamiento
superficial horizontal y en la figura 8 B el desplazamiento vertical conjunto de las tres
fallas. Se demuestra que los vectores horizontales concuerdan con la rotación horaria y
se observa como entre las dos fallas NW-SE hay una zona subsidente, que coincide
con la profundización del Golfo de Arauco. Además se observa como crecen las
penínsulas hacia el NW.
Figura 8. Modelamiento de dislocación eslástica para tres fallas principales que dominarían la tectónica
del Bloque de Arauco. A: Vectores de desplazamiento horizontal. B: Mapa de contorno del
desplazamiento vertical.
7. Discusión
La integración de los datos aquí expuestos, permite presentar este modelamiento
preliminar como un buen acercamiento a las estructuras que dominan la anomalía del
Bloque de Arauco. Sin embargo, queda abierta la posibilidad de mejorar el
modelamiento con nuevos datos de GPS y sísmica. Incluso nuevos datos sísmicos
demuestran que las estructuras corticales pueden ser de mayor inclinación.
La zona afectada por la falla en la intefase, es probablemente un área que será
afectada por el próximo gran terremoto en el centro-sur de Chile
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