geología estructural de la isla mocha, centro

UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL DE LA ISLA MOCHA, CENTRO-SUR DE
CHILE (38°30´S, 74°W): IMPLICANCIAS EN LA TECTÓNICA
REGIONAL
MELNICK, D.1, SANCHEZ, M.2, ECHTLER, H.1, PINEDA, V.3
1
GeoForschungsZentrum (GFZ) Potsdam, Germany
[email protected], [email protected], Telegrafenberg, D-14473 Potsdam
2
Grupo VLBI, Observatorio Geodésico Integrado Transportable (TIGO)
[email protected], Casilla 4036, Correo 3, Concepción
3
Universidad de Concepción, Departamento de Ciencias de la Tierra
[email protected], Barrio Universitario s/n, Casilla 160-C, Concepción
INTRODUCCIÓN
La Isla Mocha se encuentra en el margen del Pacífico Oriental (38°30´S, 74°W), ~30 km alejada
del continente y ~50 km del eje de subducción entre las placas de Nazca y Sudamericana (Fig. 1).
Constituye la parte más elevada de un bloque alzado de la plataforma continental. La extensión
de la Isla es de ~50 km2 y su altura máxima de 390 m, tiene una morfología en punta de flecha
alargada en rumbo N°30W. La plataforma en el área de Isla Mocha contiene un registro
sedimentario Senoniano-Terciario caracterizado por ciclos transgresivos-regresivos de facies
marinas a continentales depositadas en cuencas de antearco (Mordojovich, 1981; Arcos y
Elgueta, 1993; Nelson y Manley, 1992). El basamento de la zona esta constituido por secuencias
metasedimentarias y granitoides que forman un complejo acrecionario, metamórfico pareado de
edad Permo-Triásica (Hervé, 1977; Glodny et al., 2002). Megazonas de cizalle corticales,
heredadas del basamento, como las zonas de falla Gastre y Bío-Bío (Echtler et al., 2003),
controlaron la depositación de las secuencias Senoniano-Terciario, en cuencas independientes
(Mordojovich, 1981; Echtler et al., 2003). La arquitectura de estas cuencas es de tipo “rift
continental”, con fallas normales controlando la subsidencia (Mordojovich, 1981; Arcos y
Elgueta, 1993) y depositación de estratos sintectónicos. En el presente trabajo, basado en datos
estructurales de la Isla, mapas batimétricos y correlaciones regionales, se postula la reactivación
de grandes estructuras de basamento como mecanismo de transferencia de la deformación
generada en la zona de convergencia interplacas a la superficie.
MARCO GEOLÓGICO – TECTÓNICO
La Isla Mocha constituye un caso ejemplar de la deformación superficial del antearco durante los
megaterremotos (Mw>8) del centro-sur de Chile originados en la zona de subducción de las
placas Nazca-Sudamericana. La Isla Mocha ha sufrido un alzamiento relativo respecto al nivel
del mar de 38 m en los últimos 6000 años (Nelson y Manley, 1992). El alzamiento es
evidenciado por 18 líneas de paleocosta alzadas y registros históricos de los megaterremotos de
1835 y 1960 (Brüggen, 1950; Kaizuka et al., 1973; Plafker y Savage, 1970; Nelson y Manley,
1992). Durante estos eventos, la isla sufrió un alzamiento cosísmico de ~0.6 y ~1.5 m
respectivamente (Brüggen, 1950; Plafker y Savage, 1970). Las razones de alzamiento,
Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad
probablemente cosísmico y asísmico, calculadas para la Isla durante Pleistoceno tardío-Holoceno
son sumamente elevadas, 5.5 mm/a (Kaizuka et al., 1973), de 1.8 a 20 mm/a (Nelson y Manley,
1992), aunque los errores en la determinación son también muy altos. Las tazas de alzamiento
intersísmico de la isla, desde el terremoto de 1960 a 1989 son de 70 mm/a! (Nelson y Manley,
1992).
Los grandes sismos del centro-sur de Chile se generan en la zona de acoplamiento interplacas
(Barrientos y Ward, 1990). Sin embargo, los mecanismos que transmiten los desplazamientos a
deformación superficial son poco conocidos: Barrientos y Ward (1990) predicen un plegamiento
flexural cosísmico de la corteza. Plafker y Savage (1970), basado en su estudio de la deformación
superficial de los terremotos de 1960, predicen y modelan la influencia de fallas inversas
corticales, aunque sobredimensionadas en profundidad. Nelson y Manley (1992) predicen la
existencia de cabalgamientos parte de un prisma acrecionario sintético, que cortarían el talud
continental 20 a 30 km al oeste de Isla Mocha. Melnick y otros (este volumen) muestran
evidencias basadas en datos de sismicidad cortical de la red ISSA2000 (Bohm et al., 2002) para
la Península de Arauco, ~50-150 km al norte de la Isla, que muestran la existencia de fallas
inversas activas de alto ángulo, que probablemente son responsables de transmitir los
desplazamientos originados en la zona de acoplamiento interplacas a la superficie. En el presente
trabajo, se muestran datos estructurales de la Isla que evidencian deformación compresiva. Estos
datos indican la presencia de una falla transpresiva de rumbo ~NW-SE. Una megafalla de
similares características se reconoce claramente en la batimetría del R/V SONNE (BGR, 2002).
Esta falla desplaza la fosa Perú-Chile sinestralmente en ~20 km y probablemente controla el
alzamiento diferencial de la plataforma continental, limitando el bloque de Isla Mocha (Figs. 1,
2). En su prolongación hacia el este, se junta con la zona de falla Gastre (Echtler et al., 2003) y el
lineamiento volcánico de ~50 km, Villarica-Quetrupillán-Lanín. Su prolongación en territorio
Argentino, limita el borde norte de la Cuenca de Collón-Cura. Esta zona de falla, debido a su
extensión intracontinental, orientación NW-SE semejante con otras discontinuidades del
Paleozoico Superior-Triásico, es probablemente un rasgo de dimensiones corticales heredado del
basamento y reactivado durante el Terciario-Reciente. En el presente trabajo se denomina zona
de falla Mocha-Villarica (MVFZ).
La placa de Nazca es subductada bajo la placa Sudamericana a una velocidad de 66 mm/a
(Angermann et al., 1999) como lo indican datos de GPS o, ~80 mm/a según un promedio de los
últimos ~3 Ma, en una dirección N78°E, oblicua respecto al rumbo ~NS a ~NNE de la fosa PerúChile (Somoza, 1998). Bajo la Isla Mocha la placa de Nazca esta constituida por corteza oceánica
de ~25-30 Ma (Tebbens y Cande, 1997) y ~7-8 km de espesor cortical (SPOC, en prensa),
producida por la dorsal del Pacífico Oriental (Tebbens y Cande, 1997). La zona de fractura
Mocha corta la fosa a la latitud de la Isla (Fig. 1). Esta protuberancia oceánica introduce
asperidades en la zona de acoplamiento que producen una alta sismicidad interplaca. Cambios
mayores en la placa de Nazca, se producen a los ~40°S, por el sistema de fracturas oceánicas de
Valdivia y la zona de fractura Agassiz´ (Fig. 1), los cuales separan cortezas oceánicas producidas
por la dorsal de Chile, hacia al Sur y del Pacífico Oriental al norte (Tebbens y Cande, 1997).
Figura 1. Marco tectónico regional. Placa de Nazca (basada en Tebbens y Cande, 1997), indicando edad en Ma,
principales zonas de fractura (FZ) y sismicidad de la NEIC, gris oscuro: corteza producida por la dorsal de
Chile. Placa Sudamericana, BBF: Falla Bío-Bío, GFZ: Zona de falla Gastre, LOFZ: Zona de falla LiquiñeOfqui. MVFZ: Zona de falla Mocha-Villarica.
El prisma de acreción a la latitud de Isla Mocha muestra ciclos de alternancia entre episodios de
acreción y erosión tectónica durante el Terciario (Bangs y Cande, 1997). La fosa tiene un relleno
de ~2-3 km de sedimentos glaciales (Bangs y Cande, 1997). Actualmente la cuña frontal se
encuentra en un modo de poca a no-acreción frontal (SPOC, en prensa). Posiblemente, esto ciclos
de acresión/erosión, controlados por el relleno de sedimentos en la fosa (Bangs y Cande, 1997),
junto con las zonas de fallas pre-Andinas (Echtler et al., 2003), controlaron los ciclos de
alzamiento/subsidencia durante el Neogeno-Cuaternario.
Figura 2. Mapa estructural regional de la plataforma y talud continental alrededor de Isla Mocha. Estructuras del
talud y borde de la plataforma basadas en la batimetría del R/V SONNE (BGR, 2002).
La estratigrafía de la Isla Mocha fue estudiada por Tavera y Veyl (1955), los principales
afloramientos se encuentran en la plataforma de abrasión marina actual y alzada. En el sector de
Las Docas, aflora una secuencia marina, compuesta por areniscas con glauconita y contenido de
Amayhusia sp. de Edad Eoceno (Tavera y Veyl, 1955). Probablemente en contacto por falla,
hacia el norte por el margen occidental de la Isla afloran paquetes de: lutitas y arcillolitas basales,
en discordancia brechas y areniscas sintectónicas y niveles rítmicos de areniscas y lutitas, con
contenido de Lucina sp., de edad Mioceno (Tavera y Veyl, 1955). En el sector oriental de la Isla
(Fig. 3) afloran areniscas marinas amarillas con bancos de Ocunia sp. de edad Plioceno (Tavera y
Veyl, 1955). En el sector del faro de Mocha, tres grandes derrumbes del terremoto de 1960
(habitantes de Mocha, com. verb.) removieron la intensa vegetación que cubre gran parte del
macizo de la Isla. En este sector, se reconocieron potentes estratos de areniscas amarillas,
homogéneas, de rumbo ~N45°E/5°SE que semejan al Plioceno que aflora en la plataforma
marina, al pie de los derrumbes (Fig. 3).
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL DE ISLA MOCHA Y EVIDENCIAS DE COMPRESIÓN
Durante el presente estudio, se realizó un mapa escala 1:50.000 (Fig. 3) enfocado en la
disposición estructural de las secuencias Terciarias y características generales de su estratigrafía.
Estas secuencias se depositaron en una cuenca controlada por fallas normales y depósitos
sintectónicos. Esta arquitectura estructural se reconoció en el sector de Punta del Brujo (Fig. 3),
donde aflora el contacto discordante entre un nivel inferior de lutitas finas afectadas por fallas
normales y un nivel de brecha polimíctica con clastos de hasta 0.4 m entre los cuales se
reconocieron lutitas del nivel inferior (Fig. 3). Esta discordancia separa depósitos tipo pre-rift, en
el nivel inferior, con brechas de tipo sin-rift y, puede ser considerada como intraformacional
dentro de un episodio de subsidencia de la cuenca Terciaria. El nivel superior de brecha se
encuentra también afectado por fallas normales, pero menos abundantes que en el nivel inferior
de lutitas. Esta discordancia se reconoció localmente a lo largo del sector occidental-central de la
Isla y, a su vez se encuentra plegada. Un anticlinal, de eje NNE buzante al N, cuyos limbos
mantean 10° y 15°, se reconoció en el sector del faro viejo (Fig. 2 y 4). Lamentablemente, sólo en
el limbo oriental se reconoció la geometría de la charnela, ya que ~600 m de playa separan los
dos afloramientos que definen el pliegue. Siguiendo por la costa hacia el sur, el manteo de la
secuencia Terciaria aumenta hasta alcanzar 55°SE y producir un pliegue sinclinal, de eje ~NE,
levemente asimétrico, cuyos limbos mantean ~40-55°SE y 20°NW (Fig. 3). Lamentablemente los
afloramientos no son continuos, en sectores donde aflora el nivel inferior de lutitas, se encuentran
generalmente cubiertos por arenas de playas.
Alineadas a lo largo de la costa occidental de la Isla, en cuatro lugares, se reconocieron
surgencias de gas natural (Fig. 3). Estas emanaciones producen un burbujeo en los sectores
intermareal y rompiente de las olas, en un sector llegan a semejar la potencia de un geyser!
Alineaciones en el rumbo de la Isla (~N30°W) de cinco o más pequeños centros de emanaciones
separados por metros se reconocieron en una de las localidades. En el sector del faro viejo y
Punta del Brujo (Fig. 3), las emanaciones ocurren en los ejes de los dos pliegues reconocidos. En
la Isla del Muerto (Fig. 3), Tavera y Veyl (1955) reconocieron surgencias de gas, las cuales
fueron confirmadas por Mario Hahn (com. verb.). Esta surgencia se encuentra en la parte suroeste
de la Isla y se puede atribuir a una falla, probablemente parte de un sistema de rumbo NW-SE
(Fig. 3).
En la plataforma de abrasión marina, principalmente en el sur de la Isla, se reconocieron fallas
subverticales, de rumbo N20°-40°W. Asociadas a estas fallas, se encuentran estructuras
segundarias sintéticas tipo Riedel, las cuales son muy abundantes, de muy buena calidad e
indican movimientos sinestrales (Fig. 4C).
En la costa sur de la Isla, en especial en el sector de Las Docas (Fig. 3), se reconocieron fallas
con estrías e indicadores cinemáticos de buena calidad, principalmente escalones en calcita. Estas
fallas indican movimientos inversos y sinestrales, afectan a areniscas verdes de grano medio a
conglomerádicas, con estratificación cruzada y fósiles marinos del Eoceno (Tavera y Veyl, 1955).
Figura 3. Mapa geológico-estructural de la Isla Mocha. Referencias (Tavera y Veyl, 1955;
Kaizuka et al., 1973; Nelson y Manley, 1992).
ANÁLISIS DE PALEOESFUERZOS
La interpretación de microestructruas en planos de falla permite determinar la dirección y sentido
del movimiento de la falla. Aplicando algoritmos de inversión a una población de datos, se puede
determinar el tensor de paleoesfuerzo. En este método se asume que el deslizamiento en un plano
de falla se produce a lo largo de la proyección de la dirección de cizalle máximo, dado por la
orientación de las estrías. El sentido de movimiento se determina mediante el crecimiento de
fibras y escalones de carbonato de calcio o sílice en la dirección de menor esfuerzo. Para realizar
la inversión de los datos tomados en terreno, se utilizó el programa TectonicsFP (Reiter y Arc,
1996). Para el cálculo del tensor de esfuerzo se utilizó el método de inversión directa según
Angelier y Goguel (1979).
La figura 5, muestra los datos y reslutados de la inversión: (a) Esterograma tipo Angelier
(Angelier y Goguel, 1979), donde se muestran los datos tomados en terreno proyectados en el
hemisferio inferior, las flechas indican el movimiento del bloque colgante; (b) Estereograma con
los ejes del tensor de paleoesfuerzos, Sigma1 representa la dirección del esfuerzo máximo y
Sigma3 la del mínimo; (c) Histograma del ángulo diedro entre lineación medida y vector de
esfuerzo para la población de fallas; (d) Estereograma con los diedros compresivos (gris) y
extensivos (blanco) y la su relación con la falla principal a la cual se asocian las microestructuras
analizadas.
Figura 4. A: Vista panorámica del pliegue anticlinal del faro viejo. B: Vista hacia el sur de la discordancia
intraformacional y la brecha sintectónica. C: Falla sinestral N30°W, con Riedels sintéticos.
Figura 4. Datos microtectóncos para una población de 23 fallas, medidas en el sector de
Las Docas. a: Proyección estereográfica tipo (Angelier y Gougel, 1979). b: Ejes
principales de paleoesfuerzos. c: Histogramas del ángulo diedro entre lineación medida y
vector esfuerzo. d: Estereograma mostrando los diedros compresivos (gris) y extensivos
(blanco) y las características de la falla principal a la cual se asocian los datos.
CONCLUSIÓN
Los datos microtecónicos de Isla Mocha son compatibles con deformación transpresiva, la cual se
relaciona con una falla de rumbo NW-SE. La mega zona de falla Mocha-Villarica, de estas
características, se puede reconocer en la batimetría del R/V SONNE (BGR, 2002) (Fig. 5). Esta
zona de deformación afecta el talud continental y desplaza la fosa Perú-Chile sinestralmente,
encontrandose probablemente activa. Esta zona de falla es probablemente responsable del
alzamiento cosísmico e intersísmico diferencial de la Isla.
Las siguientes evidencias indican que el solevantamiento de la Isla es diferencial: (i) la
morfología alargada, levemente asimétrica de la Isla, (ii) la mayor abundancia, tamaño y calidad
de los afloramientos Terciarios del lado occidental de la Isla, (iii) la inclinación al SE del
Plioceno en el sector del Faro de Mocha y, (iv) la ubicación de las terrazas marinas con mayor
alzamiento Holoceno, 33 m en el sector del Cerro Los Chinos (Nelson y Manley, 1992).
La interpretación, en un contexto regional, de los datos estructurales de Isla Mocha muestran que
las grandes discontinuidades del basamento Paleozoico-Triásico jugaron un rol importante en la
formación de las cuencas extensionales Terciarias de la plataforma continental (Echtler et al.,
2003) y, probablemente sean en la actualidad un importante mecanismo de transferencia de la
deformación generada en la zona de convergencia interplacas a la superficie. El análisis de datos
sísmicos de redes locales, geodéticos, mapas batimétricos detallados y sísmica de reflexión de la
plataforma y borde del talud continental van a entregar más información sobre los procesos que
controlan la distribución de la deformación superficial durante los megaterremotos del centro-sur
de Chile.
AGRADECIMIENTOS
Agradecemos el apoyo de Mario Hahn (Isla Mocha), Flavio Candia (STOAS-Chile), Eduardo
Varela (Gobernación de Arauco), Klaus Bataille y Gonzalo Hermosilla (U. de Concepción). Este
trabajo cuenta con el aupsticio de los siguientes proyectos: “GeoForchungZentrum Potsdam
Southern Andes Project”, SFB 267 “Deformation Processes in the Andes” y IQN “International
Quality Network” Universität Potsdam.
REFERENCIAS
Angelier, J., Gougel, J. 1979. Sur une méthode simple de détermination des axes principaux des contraintes pour une
population de failes. C. R. Acad. Sci. Paris. Vol. 288, p. 307-310. Paris.
Angermann, D., Klotz, J., Reigber, C. 1999. Space-geodetic estimation of the Nazca-South American Euler vector.
Earth and Planetary Sciences Letters. Vol. 171, p. 329-334.
Arcos, R., Elgueta, S. 1993. Geología y modelo de sedimentación de la secuencia cretácico terciaria de la cuenca de
Arauco. Informe inedito ENAP.
Bangs, N.L., Cande, S.C. 1997. Episodic development of a convergent margin inferred from structures and processes
along the southern Chile margin. Tectonics. Vol. 16, No. 3, p. 489-503.
Barrientos, S., Ward, S.N. 1990. The 1960 Chile earthquake – Inversion for slip distribution from surface
deformation. Geophysical Journal International. Vol. 103, p. 589-598.
Bohm, M., S. Lüth, H. Echtler, G. Asch, K. Bataille, C. Bruhn, A. Rietbrock, and P. Wigger. 2002. The Southern
Andes between 36° and 40°S latitude: seismicity and average seismic velocities. Tectonophysics. Vol. 356, p. 275289.
BGR. 2002. Cruise Report SO-161 Leg 2 & 3 SPOC Subduction processes off Chile. (Umpublished) BMBF
Forschungsvorhaben 03G0161A.
Brüggen, J. 1950. Fundamentos de la Geología de Chile. Instituto Geográfico Militar.
Echtler, H., Glodny, J., Gräfe, K., Rosenau, M., Melnick, D., Seifert, W. y Vietor, T. 2003. Active tectonics
controlled by inherited structures in the long-term stationary and non-plateau South-Central Andes. EGU/AGU Joint
Assembly. Nice April 2003, EAE03-A-10902.
Glodny, J., Lohrman, J., Seifert, W., Gräefe, K., Echtler, H. y Figueroa, O. 2002. Geochronological constraints on
material cycling velocities, structural evolution, and exhumation of a paleo-accretionary wedge: the Bahía Mansa
complex, south central Chile. 5th Symposium of Andean Geodinamics. p. 259-261. Toulouse.
Hervé, F., 1977. Petrology of the crystalline basement of the Nahuelbuta Mountains, southcentral Chile. In:
Comparative Studies on the Geology of the Circum-Pacific Orogenic Belt in Japan and Chile, 1st Rept, T. Ishikawa
and L. Aguirre (Eds.), Japan Society Prom. Science, Tokyo, p. 1-51.
Kaizuka, S., Matsuda, T., Nogami, M. y Yonekura, N. 1973. Quaternary tectonic and recent seismic crustal
movements in the Arauco Peninsula and its environs, Central Chile. Geographical Reports Tokyo Metropolitan
University. Vol. 8, p. 1-49.
Melnick, D., Echtler, H., Pineda, V., Bohm, M., Manzanares, A. Asch, G. y Vietor, T. (Este volumen). Active
faulting and northward growing of the Arauco Peninsula, Southern Chile (37°30’S).
Mordojovich, C. 1981. Sedimentary basins of Chilean Pacific Offshore. In:Halbouty, M.T. (ed.): Energy Resources
of the Pacific Region.- Amreican Association of Petroleum Geologists Studies in Geology. Vol. 12, p. 63-82.
NEIC – National Earthquake Information Center, world data center for seismology. Denver. www.neic.usgs.gov
Nelson, R., Manley, W. 1992. Holocene coseismic and aseismic uplift of the Isla Mocha, south-central Chile.
Quaternary International. Vol. 15/16, p. 61-76.
Pineda, V. 1986. Evolución paelogeográfica de la cuenca sedimentaria Cretácico-Terciaria de Arauco. In: Frutos, J.,
Oyarzún R. & Pincheira, M. (eds.) Geología y Recursos Minerales de Chile, Tomo 1, p. 375-390. Universidad de
Concepción.
Plafker, G., Savage, J.C. 1970. Mechanism of the Chilean earthquake of May 21 and 22, 1960. Geological Society of
America Bulletin. Vol. 81, p. 1001-1030.
Reiter, F., Arc, P. 1996. Programa TectonicsFP. http://go.to/tectonicfp.
Somoza, R., 1998. Updated Nazca (Farallon)-South American relative motions during the last 40 My: implications
for mountain bulding in the Andes. Journal of South American Earth Sciences. Vol. 11, No. 3, p. 211-215.
SPOC Research Group (onshore). SPOC – Subduction Processes Off Chile: amphibious experiments image plate
interface at the 1960 Valdivia earthquake hypocenter. Submited to EOS, March 2003.
Tavera, J., Veyl, O. 1955. Reconociemiento Geológico de la Isla Mocha. Departamento de Minas y Combustibles del
Ministerio de Minería.
Tebbens, S. F., Cande, S. C., 1997. Southeast Pacific tectonic evolution from early Oligocene to Present. Journal of
Geophysical Research. Vol. 102, B6, p. 12,061-12,084.