LOS ANDES CENTRALES EN EL CENOZOICO TARDIO

[Artículo]
LOS ANDES CENTRALES EN EL CENOZOICO TARDIO:
AUMENTO EN LA TASA DE ACORTAMIENTO Y DISMINUCION
EN LA VELOCIDAD DE CONVERGENCIA
R. Somoza1, A. Tomlinson2 y C. Prezzi1
1
2
INGEODAV - CONICET (Argentina) [email protected]
SERNAGEOMIN (Chile) [email protected]
Keywords: Central Andes, Late Cenozoic, horizontal shortening, convergence rate
INTRODUCCION
Jordan et al. (2001) mostraron, en un segmento de los Andes, evidencias del desarrollo
de condiciones extensivas contemporáneas a un fuerte incremento en la velocidad de
convergencia. Esta observación sugiere que la relación entre velocidad de convergencia y
deformación no es simple en orógenos de tipo andino. En esta contribución se muestra que
la velocidad de acortamiento horizontal en los Andes Centrales fue mayor durante la
disminución de la velocidad de convergencia en el Neógeno tardío.
ACORTAMIENTO CENOZOICO EN LOS ANDES CENTRALES DEL SUR
Utilizamos estimaciones de acortamiento publicadas para las latitudes del Altiplano (1822ºS) y de la Precordillera de Cuyo (30-32ºS). Los datos de Bolivia son divididos en dos
transectas ("A" y "B", Fig. 1), mientras que la información compilada para 30-32ºS se agrupa
en la transecta "C". Isacks (1988) sugirió que la deformación del Neógeno en Bolivia se
desarrolló en dos etapas (véase también Gubbels et al., 1993). En la primera etapa (etapa 1,
Oligoceno tardío - Mioceno tardío), el acortamiento ocurrió en el Altiplano y en la Cordillera
Oriental. La segunda etapa (etapa 2, Mioceno tardío - Holoceno) comenzó con un salto al
este de la deformación, estableciéndose en la zona subandina, donde la actividad continúa
hasta el presente. De esta manera, el acortamiento total registrado en Bolivia puede ser
dividido en dos etapas discretas. La paleosuperficie San Juan de Oro (SSJO, Fig. 1)
(Gubbels et al., 1993; Kennan et al., 1997), una superficie erosional no deformada que corta
estructuras de acortamiento regionales del Eoceno - Mioceno medio en gran parte de la
Cordillera Oriental y localmente en el Altiplano, es utilizada para discriminar el acortamiento
ocurrido en el Mioceno Tardío - reciente de las estimaciones finitas entre las latitudes 18º y
22º30´ S. Si bien la paleosuperficie es transgresiva, existe consenso general de que indica
que el acortamiento importante ha cesado en la Cordillera Oriental hace 10 millones de
años, cuando la deformación se instaló en la región subandina.
TRANSECTA "A" (~18º 15´ S)
El acortamiento total del Cenozoico reconocido en la transecta "A" es de 230-255 km
(Sheffels, 1990; Lamb and Hoke, 1997; Kley, 1999), de los cuales 45-65 km corresponden a
deformación del Eoceno - Oligoceno en el Altiplano y el sector occidental de la Cordillera
Oriental (Lamb and Hoke, 1997), lo que sugiere que el acortamiento del intervalo Oligoceno
tardío - reciente en latitudes 18º S fue de 165-210 km. La SSJO a esta zona ha sido
mapeada hasta 64º 30' W (Fig. 1a). Sin embargo, nosotros consideramos un límite más
occidental para determinar la deformación durante la etapa 2 (65º W), debido a que en los
sectores más orientales de la paleosuperficie podrían ser más jóvenes en estas latitudes
que aquellos de áreas más al sur (Kennan et al., 1997). Las secciones balanceadas de Kley
(1999) indican un acortamiento de 44 km desde ~64º 10´ W hasta el frente de deformación.
[Artículo]
Hacia el oeste, las estimaciones de Sheffels (1990) adicionan 66-85 km hasta ~65º W. De
esta manera, 110-130 km de acortamiento más joven que 10 Ma ocurrió en las sección A2a
AP
SA
25oS
fosa
CO
PN
SB
SP
Figura 1: Andes Centrales del sur. Las
barras muestran las secciones para
las que se estima el acortamiento
Mioceno Tardío - reciente (véase
texto). El área gris corresponde a
elevaciones mayores que 3000 m
(USGS DEM y Cornell Andes Project).
La línea punteada muestra el límite
oriental de la superficie San Juan de
Oro (SSJO), utilizada para diferenciar
la edad de la deformación (más
antigua que 10 Ma hacia el oeste de la
paleosuperficie). Abreviaturas indican
Altiplano (AP), Cordillera Oriental
(CO), Sierras Subandinas (SA), Puna
(PN), Sistema Santa Barbara (SB),
Sierras
Pampeanas
(SP),
Precordillera (PC).
PC
70oW
65oW
(Fig. 1). Adicionalmente, 15-20 km de acortamiento más jóven que 9 m.y. en esta transecta
han sido documentados en la cuenca de Corque (Lamb and Hoke, 1997; sección A2b en
Fig. 1). La suma de estos valores indica un acortamiento de 125-150 km para el intervalo
Mioceno tardío - Holoceno (etapa 2) en la transecta "A".
TRANSECTA "B" (~21º 45´ S)
El acortamiento total para el Cenozoico reconocido en la transecta "B" suma 215-250 km
(Baby et al., 1997; Kley at al., 1997), de los cuales 190 km fueron asignados a deformación
del Neógeno (Kley et al., 1997). La cantidad correspondiente al intervalo Mioceno tardío reciente (etapa 2) puede ser extraída de las secciones balanceadas de Kley (1996) (sección
B2 en Fig. 1). Los afloramientos más orientales de la SSJO en estas latitudes fueron
observados en ~65º W (Fig. 1a), sugiriendo que las fallas más occidentales en los perfiles
de Kley (1996) son más antiguas que la paleosuperficie. Excluyendo esas fallas, las
secciones transversales indican 135-140 km de acortamiento Mioceno Tardío - reciente. de
lo que se infiere que 50-55 km del acortamiento total del Neógeno en estas latitudes pueden
ser asignados a deformación ocurrida entre el Oligoceno tardío y el Mioceno tardío (etapa 1)
en el Altiplano y en la Cordillera Oriental.
TRANSECTA "C" (30-32º S)
Cristalini y Ramos (2000) estimaron un acortamiento cenozoico de 175 km en 32º S. La
mayoría de este acortamiento fue acomodado en la Precordillera, donde se han estimado
[Artículo]
valores entre 136 km (32º S) a 122 km (30º S) (Cristalini y Ramos, 2000; Jordan et al., 1993;
Zapata y Allmendinger, 1996). La edad de la deformación está particularmente determinada
en 30º 15´ S (Seccion C2a en Figura 1), donde la historia de corrimientos de Jordan et al.
(1993) indica un acortamiento de 65-80 km en la Precordillera central desde ~11 Ma.
Secciones balanceadas de Zapata y Allmendinger (1996) indican un acortamiento Pliocenoreciente de 17 km para la zona triangular de la Precordillera Oriental. Datos estructurales y
gravimétricos sugieren un acortamiento de 2-4% (10-15 km) en las Sierras Pampeanas
(Jordan and Allmendinger, 1986; Introcaso et al., 1987; sección C2b en Figura 1).
Integrados, estos resultados indican un acortamiento de 90-110 km entre el Mioceno tardío y
el reciente en latitudes ~30º S. Asumiendo que el acortamiento total se mantiene entre 30º y
32º S, se puede inferir que 65-85 km del acortamiento total estimado para el Neógeno por
Cristalini y Ramos (2000) pueden corresponder al intervalo Oligoceno tardío - Mioceno
tardío.
REGIÓN COMPRENDIDA ENTRE 23º Y 29º S
Las evidencias en el norte de la Puna indican poca deformación durante el Cenozoico
Temprano (Boll y Hernandez, 1986), mientras que la magnitud del acortamiento total
ocurrido durante Cenozoico Tardío se desconoce. Hacia el Este (sección D en Fig. 1), la
mayoría de la deformación más joven que la SSJO está representada en la sección
mostrada por Allmendinger et al. (1983) (22º 30´ S), la que sugiere un acortamiento de ~75
km desde el Mioceno tardío en Sierras Subandinas y el sector este de la Cordillera Oriental.
La SSJO no ha sido reconocida más al sur de la sección "D" (Fig. 1a). La deformación
contraccional en la Puna austral probablemente comenzó en el Oligoceno tardío (Kraemer et
al., 1999), y un poco más tarde en la Cordillera Oriental a esas latitudes. En estas regiones,
la deformación permaneció activa hasta el Plioceno, y localmente hasta el Pleistoceno
(Marrett et al., 1994). El acortamiento en el Sistema de Santa Bárbara es de edad mioceno
tardía o más joven, y acumula 20-30 km (Grier et al. 1991; Kley and Monaldi, 1999).
Contemporáneamente, fallas inversas en los bloques de basamento de las Sierras
Pampeanas acomodaron un acortamiento de 15-20 km entre 27º-29º S (Jordan y
Allmendinger, 1986).
ACORTAMIENTO HORIZONTAL Y VELOCIDAD DE CONVERGENCIA DURANTE EL
CENOZOICO TARDIO
Durante la principal época de construcción de los Andes Centrales se observa una
relación inversa entre la evolución de la velocidad de convergencia de placas y la velocidad
del acortamiento en la placa superior (Fig. 2). Algunas de las variables que pueden incidir en
la velocidad de acortamiento en el orógeno son discutidas a continuación.
La magnitud y dirección de la convergencia entre Nazca y América del Sur está
dominada por el movimiento absoluto de la placa oceánica. La desaceleración de la
convergencia observada durante el Neógeno tardío (Fig. 2a) está determinada por la
desaceleración contemporánea en la expansión oceánica a través de las dorsales del
Pacífico Oriental y de Chile. Por otra parte, la evolución del Atlántico Sur sugiere que, ~20
millones de años atrás, Sudamérica habría aumentado su velocidad hacia el oeste (~0,6
cm/año). Sin embargo, la información disponible no permite reconocer cambios en el
transcurso del Neógeno correlacionables con los cambios en la velocidad de deformación
mostrados en la Figura 2. Asimismo, las velocidades absolutas derivadas de los modelos de
plumas del manto (HS, hotspots) carecen de la resolución necesaria para analizar la
información de la Figura 2. El modelo Mϋller et al. (1993) sugiere que la velocidad respecto a
los HP de una localidad en el Chaco (latitud 22º S) habría sido ~0,8 cm/año durante el
intervalo 20-10 Ma, y ~1 cm/año durante los últimos 10 millones de años. El aumento de
velocidad resultante (~0.2 cm/año) es pequeño como para ser directamente relacionado con
los cambios en la velocidad de deformación (Fig. 2b). Una propuesta temporal que implicaría
un aumento en la velocidad absoluta de América del Sur ~6 millones de años atrás reúne
evidencias indirectas: Pollitz (1991) sugirió que hace 6 millones de años Africa experimentó
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un cambio en su movimiento absoluto que involucra una disminución de velocidad. Este
posible cambio en la cinemática de Africa resulta contemporáneo a eventos mayores tales
Figura 2: a) Evolución de la convergencia entre las placas de América del Sur y Nazca durante el
Cenozoico Tardío (Somoza, 1998). La curva está suavizada conservando la velocidad media para
cada intervalo de tiempo considerado en la base de datos original. b, c) Estimaciones del
acortamiento horizontal considerando una evolución tectónica en los Andes Centrales según en dos
etapas discretas (véase texto). Los gráficos corresponden a las secciones ubicadas en los intervalos
de latitud mostrados. Se muestran los valores medios aproximados cada etapa de deformación en
estas regiones. Se asume una tasa de deformación progresiva constante para cada una de estas
etapas.
como la apertura del Golfo de Adén y el mar Rojo, iniciación de extensión en el Rift del Este
de Africa, y un cambio en la orientación de esfuerzos en la plataforma europea. Una
disminución en la velocidad absoluta de Africa implica un aumento en al velocidad hacia el
oeste de la dorsal del Atlántico Sur, que a su vez aumenta la velocidad de Sudamérica.
Volviendo a los Andes, la velocidad de la placa superior podría ser un factor causal del
aumento en la tasa de acortamiento, pero esta hipótesis resulta difícil de argumentar
mediante valores concretos.
La aceleración del acortamiento horizontal en la placa superior podría estar relacionada
con un aumento del acople entre las placas, que a su vez podría estar vinculado a cambios
en la inclinación o la edad de la placa subducida. Sin embargo, el registro magmático en los
Andes Centrales del Sur (ej. Allmendinger et al., 1997) sugiere que el ángulo de subducción
en la región del Altiplano habría sido más somero durante el Neógeno temprano que el que
se observa actualmente, mientras que predice un movimiento opuesto (somerización de la
subducción durante el Neógeno) para la actual región de "subducción horizontal" en Chile
central. Este modelo de evolución diferencial del ángulo de subducción a lo largo del margen
de los Andes Centrales del Sur no se relaciona con el similar aumento de acortamiento
observado en las transectas A-B y C durante el mismo intervalo (Fig. 2b, c). Por otra parte,
[Artículo]
varios autores han sugerido que la subducción de corteza oceánica joven favorecería el
desarrollo de esfuerzos compresivos en la placa superior. Si bien la edad de la litósfera
subducida en los Andes Centrales durante los últimos 15 millones de años habría sido
progresivamente más joven (Wortel, 1984), este decrecimiento de edad habría sido lineal,
sin mostrar algún cambio que pueda relacionarse con el aumento en la velocidad de
acortamiento desde el Mioceno tardío.
Otra alternativa para explorar el origen de la aceleración observada en el acortamiento
horizontal es considerar factores intrínsecos del desarrollo orogénico. Por ejemplo, la
velocidad de acortamiento relativamente menor observada en Bolivia entre 25-10 Ma (Fig. 2)
corresponde a deformación contraccional en el Altiplano y la Cordillera Oriental. El aumento
en la velocidad de acortamiento observado desde el Mioceno tardío esta relacionado con el
desarrollo de la faja plegada y corrida subandina, la que a su vez está vinculada con el
bajocorrimiento del escudo Brasileño. Es posible que, luego de alcanzar un cierto
engrosamiento cortical en el Mioceno tardío, un aumento en la resistencia a la deformación
(strain hardening) en la región Altiplano - Cordillera Oriental haya resultado en la
transferencia de la deformación a la (entonces no deformada) zona subandina (e.g. Gubbels
et al., 1993). La presencia, en el antepaís del Mioceno tardío, de una sucesión Paleozoico Terciario con horizontes aptos para actuar como despegues, favoreció el desarrollo de la
deformación epidérmica que caracteriza a las Sierras Subandinas, permitiendo acomodar un
acortamiento mayor al observado en la etapa previa (25-10 Ma). Así, aunque las fuerzas
derivadas de la tectónica de placas podrían haber sido menores (Fig. 2a), la acción
simultánea de fuerzas gravitacionales horizontales en el orógeno podría explicar la mayor
tasa de acortamiento observada para el intervalo Mioceno tardío - Holoceno (Fig. 2b, c).
De la discusión precedente surge que el aumento en la velocidad de acortamiento
observado durante el Mioceno tardío - Holoceno podría responder a causas intrínsecas en el
desarrollo orogénico y/o a un aumento en la velocidad absoluta de la placa superior,
mientras que la correlación con otros de los factores considerados es menos favorable. Es
importante notar que la tasa de acortamiento en las latitudes de la Puna también podría
haber aumentado en los últimos 10 millones de años. De ser así, esto favorecería al
movimiento absoluto de Sudamérica como el factor más posible, ya que una actividad
significativa de expansión gravitatoria sería menos probable para las zonas con estilo
tectónico de láminas gruesas a latitudes de la Puna. De todas maneras, y como se discute
arriba, los datos disponibles no permiten determinar valores ajustados temporalmente de la
evolución del movimiento absoluto de Sudamérica, y las estimaciones de la cantidad y edad
del acortamiento en latitudes de la Puna tienen menos precisión que en las otras zonas.
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