modelamiento del margen activo occidental del altiplano en la

TOMO 1 - Neotectónica y Sismotectónica
MODELAMIENTO DEL MARGEN ACTIVO OCCIDENTAL DEL
ALTIPLANO EN LA REGION DEL CODO DE ARICA
Claire David1, Muriel Gerbault2, Laurence Audin2
Depto. de Geofísica, Univ. de Chile, Blanco Encalada 2002, Santiago, Chile
IRD-LMTG, Toulouse, France
TERCER CINTURON DE SISMICIDAD CORTICAL SUDAMERICANO
Los Andes Centrales han siempre sido caracterizadas por 2 cinturones de actividad sísmica
superficial paralelos al orógeno andino, uno correspondiente al de la subducción y otro correspondiente
al de la faja plegada y corrida. La figura 1 evidencia un tercer cinturón de sismicidad superficial
(entre 0 y 60 km de profundidad) más discreto y de menor energía sísmica que los otros. Este tercer
cinturón se sitúa en el límite oriental del ante-arco bordeando la Cordillera Occidental y el Altiplano.
Está caracterizado por eventos telesísmicos de magnitud superior o igual a 5.0 que ocurrieron entre
1976-2006. Los mecanismos focales de estos eventos provienen del catálogo de Harvard y casi
todos los hipocentros provienen del catálogo de relocalizaciones de Engdahl et al. [1998] (fecha
tipo mmdd/aaaa). Este conjunto de datos corresponde a eventos continentales y fue posible separarlos
de los eventos interplaca de subducción en base a las isoprofundidades de la zona de WadatiBenioff [Cahill y Isacks, 1992]. El cinturón sísmico presenta cinco focos de sismicidad superficial:
en el Sur-sur de Chile (56ºS), en el Sur de Chile (39ºS – 40ºS), en Chile Central (33ºS – 35ºS), en
el norte de Perú, y en el Codo de Arica donde ocurre el mayor número de sismos corticales.
CINTURON DE SISMICIDAD CORTICAL EN EL CODO DE ARICA
En el Codo de Arica (figura 2), la mayor parte de los mecanismos focales son normales o de
rumbo y se concentra a lo largo del arco volcánico holoceno (figura 2). Esta distribución espacial
confirma que el ante-arco es rígido (no se deforma internamente) y muestra que la deformación frágil
se concentra en una zona de transición entre el ante-arco y arco volcánico. Decidimos agrupar los
eventos en tres áreas donde denominamos Codo la región caracterizada por la nucleación de 3
eventos con mecanismos normales los cuales sugieren una extensión perpendicular al margen (región
de Moquegua). Al Sur del Codo, los tres mecanismos focales son de rumbo y casi-similares. Si se
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Figura 1:
Cinturón de sismicidad de ante-arco de Sudamérica.
Los cuadrados negros son los eventos relocalizados
por Engdahl et al. [1998] cuando la fecha es del tipo
mmdd/aaaa. Los triángulos negros son los volcanes
holocenos. La topografía y la batimetría son de 2mn de
resolución [Smith and Sandwell, 1997]. La Gephart’s
line corresponde al eje de simetría bilateral de Gephart
[1994].
considera el plano nodal de azimut cercano a N-S (dirección general de las fallas geológicas mayores
en la Precordillera del Norte de Chile), el fallamiento es dextral. En la parte localizada más al norte
del Codo, 4-5 mecanismos focales son normales y 5-4 de rumbo. Para los mecanismos focales de
rumbo, si se considera el plano nodal cercano a la dirección NW-SE (dirección paralela a las
estructuras mayores de la Precordillera y Cordillera del Sur del Perú), los mecanismos focales son
sinestrales. Analizando los mecanismos focales en términos de esfuerzos, sugieren que al Sur del
Codo, σ2 tiende a ser vertical, en el Codo, σ1 pasa a ser vertical y al Norte del Codo, σ2 y σ1
compiten para ser vertical. La variabilidad de los mecanismos focales y de la orientación de algunos
esfuerzos principales sugieren entonces que la magnitud de los esfuerzos principales σ1, σ2, σ3 son
comparables y que ninguno de los tres predomina el estado de esfuerzos.
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Figura 2:
Sismicidad continental del borde oeste del Altiplano
del Codo de Arica. Los cuadrados negros son los
eventos relocalizados por Engdahl et al. [1998] cuando
la fecha es del tipo mmdd/aaaa. Los triángulos negros
son los volcanes holocenos. La topografía y la
batimetría son de 2mn de resolución [Smith and
Sandwell, 1997]. Todos los eventos continentales
superficiales confiables están al Norte del eje de simetría
bilateral de Gephart [1994], considerado como el eje
del oroclino boliviano.
VISTA EN PLANTA 3D
Esta “saturación” del estado de esfuerzos en las tres dimensiones se puede explicar de la
forma siguiente. La convergencia de las placas no se traduce en deformación compresiva en el antearco probablemente porque está balanceada por el gradiente topográfico que induce esfuerzos
verticales grandes. El único “escape” permitido es un movimiento paralelo al orógeno que tampoco
resulta muy fácil porque los “bloques” adyacentes se encuentran también comprimidos. Esta situación
se asemeja de un cierto modo al modelo rígido-plástico de indentación de India-Asia propuesto por
Tapponier et al. [1982] donde “un” bloque se extrude debido al estado de esfuerzos extremo y a
los modelos analíticos que reproducen la colisión alpina con un indentor (bloque rígido Italia-Adriatica)
penetrando en una placa deformable plástica (Europa Central) — plasticidad asociada [RegenauerLieb y Petit., 1999] y plasticidad no-asociada [Regenauer-Lieb y Petit, 1997]. Discutiremos la
analogía entre estas interpretaciones sismológicas (que representan el comportamiento frágil de las
primeras decenas de kilómetros de la corteza superior) y estos modelos que representan el
comportamiento plástico (o dúctil) de la litosfera donde el bloque rígido sería el ante-arco [Tassara,
2005, Springer, 1999] y la placa deformable plástica correspondería al bloque Cordillera OccidentalAltiplano.
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Figura 3:
Analogía entre la interpretación de los datos
sismológicos en el cinturón de ante-arco del Codo de
Arica y modelos analíticos de indentación. Las flechas
a lo largo de sistemas estructurales corresponden al
desplazamiento de los bloques, las flechas apuntando
entre sí representan ó1, las flechas apuntando hacia
afuera representan ó3.
AGRADECIMIENTOS
Este estudio se pudo realizar gracias a una beca doctoral chilena del proyecto MECESUP
del Departamento de Geología de la Universidad de Chile y al apoyo financiero del Institut de
Recherche pour le Développement (IRD), Perú.
REFERENCIAS
Cahill, T., Isacks B., 1992. Seismicity and shape of the subducted Nazca plate, J. Geophys. Res., Vol. 97, 17503–
17529.
Engdahl, E., R. van der Hilst, R. Buland, 1998. Global teleseismic earthquake relocation with improved travel time
and procedures for depth relocation, Bull. Seis. Sci. Amer., Vol. 88, 722–743.
Gephart, G., 1994. Topography and subduction geometry in the Central Andes : Clues to the mechanics of a
noncollisional orogen, J. Geophys. Res., Vol. 99, 12,279–12,288.
Regenauer-Lieb, K., J. Petit, 1997. Cutting of the european continental lithosphere: Plasticity theory applied to
the present alpine collision, J. Geophys. Res., Vol. 102, 7731–7748.
Regenauer-Lieb, K., J. Petit, 1999. Dilatant plasticiy applied to alpine collision: ductile void growth in the intraplate
area beneath the eifel volcanic field, Geodynamics, 27, 1–21.
Smith, W., D. Sandwell, 1997. Global seafloor topography from satellite altimetry and ship depth soundings,
Science, Vol. 277, 1957–1962.
Springer, M., 1999. Interpretation of heat-flow density in the Central Andes, Tectonophysics, 306, 377–395.
Tapponier, P., G. Peltzer, A. LeDain, R. Armijo, P. Cobbold, 1982. Propagation extrusion tectonics in asia. New
insights from simple experiments with plasticine, Geology, Vol. 10, 611–616.
Tassara, A., 2005. Interaction between the nazca and south american plates and formation of the altiplano puna
plateau: Review of a flexural analysis along the andean margin (15°-34°s), Tectonophysics, 399, 39–57.
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