deformación por flexuras en la precordillera de la región de aroma

UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003
DEFORMACIÓN POR FLEXURAS EN LA PRECORDILLERA DE LA
REGIÓN DE AROMA (19°25’-19°45’S): CORRELACIONES CON LA
SISMICIDAD SUPERFICIAL E IMPLICANCIAS PARA EL
ALZAMIENTO DEL BORDE OCCIDENTAL DEL ALTIPLANO.
FARIAS, M. 1, 2, CHARRIER, R. 1, COMTE, D. 2, MARTINOD, J. 3, , HERAIL, G. 4
1. Departamento de Geología, Universidad de Chile, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile
2. Departamento de Geofísica, Universidad de Chile, Blanco Encalada 2085, Santiago, Chile
3. LMTG, Université de Toulouse, 38 rue des 36 Ponts, 31400 Toulouse, Francia
4. Institut Recherche pour le Développement (IRD), 38 rue des 36 Ponts, 31400 Toulouse, Francia
[email protected], [email protected], [email protected], [email protected], [email protected]
INTRODUCCION
El Altiplano es el plateau más alto sobre la Tierra después del Tibet, con una altura promedio de
~3800 m s.n.m. Se encuentra delimitado por la Cordillera Oriental-Sierras Subandinas por el este,
y por la Cordillera Occidental, por el oeste. El origen de este orógeno ha sido explicado por la
presencia de estructuras contraccionales de vergencias opuestas en estas dos cordilleras (Muñoz y
Charrier, 1996), cuya actividad comenzó a fines del Oligoceno y ha disminuido desde el
Plioceno. Las estructuras de la vertiente occidental del Altiplano en la región de Tarapacá han
sido agrupadas en el Sistema de Cabalgamiento de Vergencia Oeste (Muñoz y Sepúlveda, 1992;
West Vergent Thrust System de Muñoz y Charrier, 1996). Sin embargo, varios trabajos han
criticado la existencia de dichas estructuras, en particular por la presencia de deslizamientos en la
latitud de Arica (Colapso de Lluta), y por el poco resalto que presentan estas fallas (e.g. Uhlig et
al., 1996; Wörner et al., 2000).
En este estudio se presentan nuevos antecedentes sobre la actividad de fallas inversas de
vergencia oeste y su correlación con la actividad sísmica superficial que apoyan el modelo de
alzamiento por estructuras contraccionales en la evolución cenozoica de la vertiente occidental
del Altiplano en la región de Aroma, Precordillera de Iquique (19° 25’S-19°45’S, Figura 1).
ESTRATIGRAFIA
El piedemonte andino en la Región de Tarapacá está constituido por una serie neógena de
ignimbritas intercaladas con conglomerados y brechas (formaciones Azapa y Oxaya, en la región
de Arica; Formación Altos de Pica, en la región de Iquique, con edades que son del Oligoceno
Superior-Mioceno Inferior) y están cubiertas por amplios depósitos de conglomerados y areniscas
grises (Formación El Diablo de Tobar et al., 1968). La cobertura clástica engrana con andesitas
basálticas del Mioceno Medio-Superior en la región de estudio (Lavas de Sotoca, 11,7 ± 0,4 Ma,
K-Ar roca total), las cuales se correlacionan con la serie volcánica de la Formación Zapahuira
(García et al., 1996) en la región de Arica (Montecinos, 1963). En la región de estudio, la serie
está cubierta por lavas andesítico-dacíticas de posible edad pliocena (Lavas de Tatajachura). El
substrato está compuesto por metasedimentitas del Devónico-Carbonífero (Formación Quebrada
Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.
Aroma), y por sedimentitas y volcanitas principalmente continentales del Mesozoico
(formaciones Quebrada Coscaya y Chusmiza, Harambour, 1990).
ESTRUCTURAS
La región de estudio se caracteriza por la presencia de tres flexuras principales (pliegues
monoclinales) y dos menores más al oeste que se reconocieron sólo en el corte de la quebrada
Aroma (Figura 1), las cuales deforman la serie neógena con generación de discordancias
Figura 1. Ubicación y mapa geológico de la región de Aroma. (1) Substrato Pre-Cenozoico, (2)
Intrusiones Paleógenas, (3) Fm. Altos de Pica (a) Ignimbritas y conglomerados, (b) Lavas riodacíticas, (4) Fm. El Diablo, (5) Lavas del Mioceno-Medio Superior (Lavas de Sotoca en el
sector sur-oriental), (6) Lavas de Tatajachura, (7) Conglomerados de Sn. Antonio, (8)
Deslizamientos, (9) Depósitos fluviales recientes, (10) flexuras, (11) Falla inversa-sinestral, (12)
Edad plateau Ar-Ar en biotita, (13) edad K-Ar en roca total. Se indica el mecanismo focal
determinado por Harvard CMT para el Sismo de Aroma (24 de Julio de 2001, Mw=6,3) y la
posición epicentral del evento (estrella roja).
progresivas que indican el carácter sintectónico de la depositación (figuras 2 y 3). Las tres
flexuras (de oeste a este, Calacala, Aroma y Soga) corresponden a pliegues por propagación de
fallas inversas de alto ángulo de vergencia oeste, las cuales fueron capaces de acumular un gran
resalto con muy poco acortamiento.
Estas flexuras se continúan de norte a sur por toda la región de estudio (Figura 1). Las flexuras
Soga y Aroma, tienen un rumbo NNW-SSW, hacia el norte del área de estudio, mientras que al
sur de los ~19°38’S cambia a un rumbo N-S. La Flexura Aroma se correlaciona con la Flexura
Moquella (Pinto, 1999; Pinto et al., en prensa) en el valle de Camiña y está desplazada por medio
de una falla sinestral-inversa de dirección WNW-ESE (Falla Soga). En la zona donde las flexuras
cambian de rumbo se registra el máximo resalto asociado con las flexuras Soga y Aroma, el cual
alcanza los ~1100 m, mientras que en el sector norte, en la quebrada de Soga, alcanza sólo los
~800 m. Por su parte, la Flexura Calacala presenta un resalto aproximado de 800 m. Existen dos
flexuras más al oeste de las anteriores, las cuales en conjunto acumulan un resalto de ~200 m
(~2100 m de resalto total).
El análisis de las geometrías de estratos de crecimiento en las flexuras, indica que la tasa de
acumulación fue siempre superior a la tasa de alzamiento durante la depositación de las
formaciones Altos de Pica y El Diablo (geometrías en onlap y overlap, de acuerdo con el modelo
de Ford et al., 1997), y que la proporción entre las tasas de alzamiento y acumulación se mantuvo
relativamente constante durante la depositación de la Formación Altos de Pica (entre ~26 y 16
Ma, Figura 2). Este análisis muestra que la deformación se produjo en progresión normal hacia el
oeste, disminuyendo la actividad en las flexuras más orientales durante el transcurso del tiempo.
Durante el Oligoceno Superior-Mioceno Medio, la tasa de alzamiento promedio fue de ~150
m/m.a. Desde el Mioceno Medio-Superior, la actividad de las flexuras disminuye, presentando
tasas promedio de alzamiento cercanas a 60 m/m.a., las que se han mantenido hasta la actualidad.
El perfil longitudinal de la quebrada de Aroma (única red con actividad continua durante todo el
año) muestra dos resaltos, los cuales coinciden con la ubicación de las flexuras Calacala y
Aroma-Soga (Figura 4). En el eje de la Flexura Aroma se observa una zona de deformación
milonítica que afecta al basamento paleozoico, la cual localmente presenta características de
mélange, fallas con desplazamiento dextral-inverso en las unidades mesozoicas, e intenso
fracturamiento y desplazamiento de la cobertura neógena y en depósitos aluviales y coluviales
cuaternarios. Lo anterior sugiere que las estructuras que causaron el flexuramiento son antiguas y
que aún se encuentran activas. Se postula que estas estructuras pudieron controlar el margen
occidental de la cuenca neocomiana de tras-arco.
ACTIVIDAD SISMICA
El sismo superficial ocurrido el 24 de Julio de 2001 (Mw=6,3) es el primero de este tipo
debidamente registrado en Chile por estaciones sismológicas y acelerográficas. Este evento
(Sismo de Aroma) tuvo su epicentro justo en el sector donde la Flexura Aroma cambia de rumbo
(Figuras 1 y 5). Las réplicas se distribuyen en una amplia franja de dirección N-S subvertical
hasta los 25 km de profundidad (Figura 6). Sin embargo, es posible observar dos lineamientos
(N-S y NE-SW), y una alta dispersión inmediatamente al norte de la zona de cambio de rumbo
(Figura 5). El mecanismo focal determinado por Harvard CMT indica una posible deformación
en torno a una estructura aproximadamente N-S con desplazamiento dextral y una leve
componente inversa (Figura 1). Un análisis más detallado de la actividad sísmica en la región de
Aroma ha sido estudiado por Comte et al. (2002a, b, 2003).
DISCUSION Y CONCLUSIONES
Los ~2100 m de alzamiento máximo registrados en la deformación flexural en la región de
Aroma corresponden al máximo resalto observado en la Región de Tarapacá en estructuras
contraccionales con actividad durante el Cenozoico Superior. Sin embargo, este resalto no es
suficiente para explicar el alzamiento de la Cordillera Occidental. Sondajes efectuados en la
Pampa del Tamarugal indican que el contacto de la serie cenozoica superior con el substrato preOligoceno se encuentra entre los 1100 y 850 m s.n.m (Mordojovich, 1965). Considerando un
promedio de ~1000 m s.n.m. para la altura actual de la superficie de erosión oligocena inferior, y
que la altura promedio del Altiplano es de 3800 m s.n.m., con presencia de rocas estratificadas
hasta aproximadamente los 4200 m s.n.m. en la Cordillera Occidental al este de la región de
estudio, entonces la actividad flexural en la región de Aroma corresponde a ~2/3 del alzamiento
total. Aún se requieren de ca. 1000 m de resalto. En la zona cercana al salar de Surire
(~18°45’S/~69°10’W) se observa una serie de fallas inversas de vergencia este (Charrier et al.,
2002), las que se continúan hacia el sur en las cercanías del poblado de Cariquima. Coincidente
espacialmente con este sistema de fallas, se ha registrado actividad sísmica (David et al., 2002),
lo que hace suponer que estas fallas aún siguen activas. Por otra parte, David et al. (2002)
propone que la actividad de estas estructuras es menor, y que se asociaría con la actividad de una
falla mayor que se continúa desde la zona de Benioff hasta las Sierras Subandinas por debajo del
Altiplano a través de la corteza dúctil.
La coincidencia espacial de las réplicas del Sismo de Aroma con la Flexura Aroma, así como la
deformación sobre la cobertura cuaternaria observada en el mismo lugar, sugieren que el sismo
del 24 de Julio de 2001 ocurrió en la falla asociada con la flexura, aproximadamente donde ésta
cambia de rumbo. Esto indicaría que la falla ciega de Aroma tiene una disposición muy vertical,
disminuyendo su pendiente en las zonas más superficiales, ya que se observan fallas
(posiblemente auxiliares de la falla principal) en el substrato, las cuales tienen un manteo de 5060°E. El análisis estructural realizado por García (2002) en la región de Arica indica que la Falla
Ausipar, asociada con la deformación flexural de la Pampa Oxaya, tiene una alta pendiente en
profundidad (~70°) y una pendiente menor en superficie. Esto sugiere que la correlación entre las
réplicas del Sismo de Aroma y la falla asociada con la Flexura Aroma podrían tener una correcta
correspondencia.
No obstante lo anterior, el mecanismo focal determinado por Harvard CMT indica un
desplazamiento transcurrente, mientras que el registro estructural indica una deformación
contraccional durante el Oligo-Mioceno. Esta situación se puede relacionar con la disminución de
las tasas de convergencia entre las placas Nazca y Sudamericana desde el Plioceno (Pardo-Casas
y Molnar, 1987), lo cual habría provocado el paso de un sistema contraccional (cizalle puro) a un
sistema transpresional (cizalle simple). Este cambio en el tipo de strain fue observado por Victor
y Oncken (1999) y Victor (2000) en la región de Altos de Pica (~20°30’S), donde estos autores
reconocieron la actividad de fallas inversas durante el Mioceno, y de fallas con desplazamiento
dextral durante el Plio-Cuaternario. Sin embargo, la deformación del Sismo de Aroma pudo
corresponder a una deformación particular relacionada con el reacomodo tectónico en el antearco del extremo norte de Chile y sur del Perú asociado con el cambio en las condiciones de
stress cortical producto del terremoto del sur del Perú ocurrido el 23 de Junio de 2001 (Comte et
al., 2002a; Martinod et al., 2002).
El arreglo estructural del borde occidental del Altiplano (Precordillera-Cordillera Occidental) en
la región de Iquique sugiere que esta zona se habría alzado mediante un mecanismo de pop-up,
de modo similar a lo propuesto por Charrier et al. (2002) en la región de Arica.
La surrección del Altiplano y del flujo asociado de material cortical profundo proveniente del
este y empujado hacia el oeste por el avance del cratón brasileño bajo la Cordillera Oriental
(David et al., 2002) ayudaría a compensar el alzami,ento asociado con la actividad de las fallas de
alto ángulo de vergencia oeste, a lo que se sumaría la adición magmática desde la cuña
astenosférica relacionada con la intensa actividad magmática durante el Cenozoico Superior en la
región (Figura 7).
AGRADECIMIENTOS
Este estudio fue financiado por el Instituto Francés de Investigación para el Desarrollo (IRD) y
por los proyectos FONDECYT N° 1020104 y N°1030965. Los autores quieren agradecer el
aporte, crítica y discusión de Luisa Pinto, Rodrigo Riquelme, César Arraigada, Pierrick Roperch
y Dominic Remy, el cual resultó fundamental durante el desarrollo de este trabajo.
REFERENCIAS
Charrier, R., Chávez, A., Elgueta, S., Hérail, G., Flynn, J.J, Croft, D., Wyss, A. y García, M., 2002. Rapid tectonic
and paleogeographic evolution: the Chucal Anticline, Altiplano of Arica, Northern Chile. Fifth ISAG. Toulouse.
Francia. p. 137-140.
Comte, D., Dorbath, C., Campos, J., Dorbath, L. y Haessler, H., 2002a. Study of intraplate seismicity triggered in
northern Chile by the June 23, 2001 Peruvian subduction earthquake (abstract). Fifth ISAG. Toulouse. Francia. p.
161.
Comte, D., Martinod, J., Boroschek, R., David, C., Farías, M., Glass, B., Correa, E., Soto, P., Balmaceda, I.,
Dorbath, C., Dorbath, L., Hérail, G., Haessler, H., Meneses, C., Cruz, A. y Frogneux, M., 2002a. Análisis del
terremoto superficial del Altiplano, Norte de Chile ocurrido el 24 de Julio 2001, Mw=6.3. VIII Jornadas chilenas de
sismología e ingeniería antisísmica. Valparaiso.
Comte, D., Dorbath, C., Dorbath L., Farías, M., David, C., Haessler, H., Glass, B., Correa, E., Balmaceda, I., Cruz,
A. y Ruz, L., 2003. Distribución en Profundidad de las Réplicas del Sismo Superficial de Aroma, Norte de Chile del
24 de Julio de 2001. X Congreso geológico Chileno. Concepción.
David, C., Martinod, J., Comte, D., Hérail, G. y Haessler, H., 2002b. Intracontinental seismicity and neogene
deformation of the Andean forearc in the region of Arica (18.5°S-19.5°S). Fifth ISAG. Toulouse. Francia. p. 171174.
Ford, M., Williams, E. y Artoni, A., 1997. Progressive evolution of a fault-related fold pair from growth strata
geometries, Sant Llorenç de Morunys, SE Pyrenees. Journal of Structural Geology. Vol. 19. p. 413-441.
García, M., 2002. Évolution oligo-néogène de l'Altiplano Occidental (Arc et Avant-Arc du Nord du Chili, Arica).
Tectonique, volcanisme, sédimentation, géomorphologie et bilan érosion-sédimentation. Géologie Alpine. Mémoire
Hors série n° 40 Thèse de l'Université Joseph Fourier - Grenoble 1.
Gregory-Wodzicki, K. M., 2000. Uplift history of the Central and Northern Andes: A review. GSA Bulletin. Vol.
112. No 7. p. 1091-1105.
Harambour, S., 1990. Geología pre-cenozoica de la Cordillera de los Andes entre las quebradas Aroma y Juan de
Morales. I Región. Memoria de Título. Universidad de Chile. Departamento de Geología. Santiago. 228 p.
Lamb, S. y Hoke, L., 1997. Origin of the high plateau in the Central Andes, Bolivia, South America. Tectonics. Vol.
16. No. 4. p. 623-649.
Martinod, J., Comte, D., David, C., Vallée, M., Hérail, G., Audin, L. y Farías, M., 2002. Superficial crustal
seismicity in northern Chile and the seismic cycle on the Nazca subduction zone (abstract). EGS XXVI General
Assembly. Nice. Francia.
Montecinos, F., 1963. Observaciones de Geología en el Cuadrángulo Campanani, Departamento de Arica, Provincia
de Tarapacá. Memoria de Título. Universidad de Chile. Departamento de Geología. Santiago. 109 p.
Mordojovich, C., 1965. Reseña sobre las exploraciones de la ENAP en la zona norte, años 1956 a 1962. Minerales,
XX (68), 30 p.
Muñoz N. y Sepúlveda, P., 1992. Estructuras compresivas con vergencia al oeste en el borde oriental de la Depresión
Central, Norte de Chile (19° 15’S). Revista Geológica de Chile. Vol. 19. No 2, p. 241-247.
Muñoz N. y Charrier, R., 1996. Uplift of the western border of the Altiplano on a west-vergent thrust system,
Northern Chile. Journal of South American Earth Sciences. Vol. 9. Nos 3/4. p. 171-181.
Pardo-Casas, F. y Molnar, P., 1987. Relative motion of the Nazca (Farallon) and South American plates since Late
Cretaceous time. Tectonics. Vol. 6. No. 3. p. 233-248.
Pinto, L., 1999. Evolución tectónica y geomorfológica cenozoica del borde occidental del Altiplano y su registro
sedimentario entre los 19°08’S – 19°27’S (Región de Tarapacá, Chile). Memoria de Título y Tesis de Grado de
Magíster en Ciencias, Mención Geología. Universidad de Chile. Departamento de Geología. Santiago. 125 p.
Pinto, L., Hérail, G. y Charrier, R. (en prensa). Sedimentación sintectónica asociada al flexuramiento neógeno en el
borde oriental de la Depresión Central en el área de Moquella (19°15’S, Norte de Chile). Revista Geológica de Chile.
Tobar, A., Salas, I.. y Kast, I., 1968. Cuadrángulos Camaraca y Azapa, Provincia de Tarapacá. Instituto de
Investigaciones Geológicas. Carta Geológica de Chile. No 19 y 20. p. 5-11.
Uhlig, D., Seyfried, H., Wörner, G., Kohler, I. y Schröeder, W., 1996. Landscape evolution in Northernmost Chile
(18.5°-19.5°): Implication in the tectonic, sedimentary, and magmatic history of the Central Andes. Third ISAG. St.
Malo. Francia. p. 745-748.
Victor, P., 2000. Die Entwicklung der Altiplano Westflanke und Krustenverdickung in N-Chile (20-21°S).
Dissertation zur Erlangung des Doktorgrades des Fachbereichs Geowissens der Freien Universität Berlin.
GeoForschungsZentrum Potsdam Telegrafenberg. 99 p.
Victor, P. y Oncken, O., 1999. Uplift and surface morphology of the western Altiplano: An effect of basal accretion
and tectonic shortening?. Fourth ISAG, Goettingen. Alemania. p. 789-792.
Wörner, G., Hammerschmidt, K., Henjes-Kunst, G., Lezaun, J. y Wilke, H., 2000. Geochronology (40Ar/39Ar, K-Ar
and He-exposure ages) of Cenozoic magmatic rocks from Northern Chile (18-22°S): implications for magmatism
and tectonic evolution of the central Andes. Revista Geológica de Chile. Vol. 27. No. 2. p. 205-240.