SISMICIDAD SUPERFICIAL EN CHILE CENTRAL: IMPLICANCIAS

SISMICIDAD SUPERFICIAL EN CHILE CENTRAL: IMPLICANCIAS

TOMO 1 - Neotectónica y Sismotectónica
SISMICIDAD SUPERFICIAL EN CHILE CENTRAL:
IMPLICANCIAS PARA EL ESTADO CORTICAL Y CRECIMIENTO
DE LOS ANDES CENTRALES AUSTRALES.
Marcelo Farías (1)(2), Diana Comte (3), Reynaldo Charrier (1)
1. Departamento de Geología, Univ. de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile
2. LMTG-IRD, Univ. Paul Sabatier, 14 avenue Edouard Belin, Toulouse 31400, France.
3. Departamento de Geofísica, Univ. de Chile, Blanco Encalada 2002, Santiago, Chile
[email protected], [email protected], [email protected]
INTRODUCCIÓN
A pesar que los sismos de subducción caracterizan el borde Chileno, la sismicidad superficial
bajo los Andes ha comenzado a llamar la atención durante los últimos años (e.g. David et al., 2002;
Barrientos et al., 2004; Farías et al., 2005). En este contexto, el sismo del 28 de Agosto de 2004
(Mw=6.5) es uno de los eventos superficiales
de mayor magnitud registrado en Chile. La
localización epicentral de este terremoto se
ubica en el curso superior del río Teno, en las
proximidades del sistema estructural
responsable de buena parte de la surrección
Andina en la región. Presentamos aquí, el
análisis de los registros obtenidos en terreno
durante
Marzo-Abril
de
2004,
complementados con los registros del Servicio
Sismológico de la Universidad de Chile (19802004) y los mecanismos focales de Harvard
CMT. Se incluye, además, el análisis del
terremoto de agosto 2004 y la relación de la
sismicidad con la geología de superficie.
Fig.1. Distribución de la sismicidad superficial bajo la
Cordillera de Chile Central. Los mecanismos focales
fueron determinados por Harvard CMT.
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XI CONGRESO GEOLOGICO CHILENO
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
Décollement bajo los Andes
En la Cordillera Principal de Chile central la sismicidad superficial se concentra a lo largo de
una zona elongada de orientación ~NNE-SSE, que coincide con un importante sistema estructural
(Fig. 1) que separa a las series cenozoicas, al W, de las mesozoicas, al E. La sismicidad bajo este
lineamiento (Falla El Diablo-El Fierro) no supera los 20 km de profundidad. Sin embargo, al
confeccionar perfiles que incluyen a todos los sismos superficiales ocurridos en la región en el lapso
indicado, se puede observar que la sismicidad se extendiende hacia el W formando una estructura
sísmica que alcanza una profundidad de aproximadamente 30 km bajo la Depresión Central (Fig.
2). Perfiles a 33ºS muestran que este nivel se conecta con la zona de Wadatti-Benioff aproximadamente
en el trazo final de la zona sismogénica entre 40-50 km (Fig. 2). De este modo, la estructura sísmica
conectaría el sistema de subducción con los sistemas de deformación orogénica. La ubicación de
este despegue en profundidad estaría controlada por la transición frágil-dúctil de la corteza,
probablemente siguiendo la isoterma de 350ºC. Bajo esta estructura se observa, además, un aumento
de la razón Vp/Vs, lo cual podría asociarse con la presencia de fluidos o material fundido. La existencia
de un nivel de despegue similar, desde la zona de Benioff, ha sido también observada en el extremo
norte de Chile (e.g. David et al., 2002), definiendo gran parte del antearco como una zona triangular
más rígida y resistente a la deformación (Tassara, 2005).
Sismicidad, estructura, y reología
La distribución espacial de la sismicidad
superficial no es casual: ella se concentra a lo
largo del contacto tectónico regional entre las
series cenozoicas, volcánicas y volcanoclásticas
(Fm. Abanico) y las sucesiones sedimentarias
mesozoicas. Este contacto acomodó parte
importante de la deformación en el Neógeno,
probablemente debido a la menor competencia
Fig. 2 Perfiles de la sismicidad superficial.
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relativa de las rocas mesozoicas respecto de las
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rocas cenozoicas. Además, este límite determina cierto aumento en la elevación de la Cordillera,
posiblemente relacionado con el desarrollo de fallas fuera-de-secuencia durante el Mioceno SuperiorPlioceno (Giambiagi et al., 2003; Fock et al., en prensa). Además de los contrastes reólogicos
mencionados, la presencia de diapiros de yeso a lo largo del sistema estructural habría favorecido la
deformación hasta la actualidad. Más aún, este contacto controla la presencia de algunos volcanes
(Tinguiririca y Planchón) y de fuentes termales sobre su traza, todo lo cual pudo inducir cierto
debilitamiento termal y aumento de la presión de poros, facilitando la ruptura a lo largo de este
plano.
El Evento del 28 de Agosto de 2004: implicancias cinemáticas
El mecanismo focal determinado por Harvard CMT para el terremoto del 28 de Agosto de
2004 muestra una solución de rumbo dextral NNE-SSW. La ruptura se propagó hacia el N desde
el sector comprendido entre el volcán Planchón y Termas del Flaco hasta el valle del río Maipo
donde se ubicó el sismo del 12 de Septiembre 2004 (Mw=5.6). Este último muestra una solución
focal inversa de orientación NW-SE, equivalente a algunas estructuras que montan el bloque S
sobre el bloque N en esta zona. La propagación hacia el N sugiere una rápida transmisión de
esfuerzos y deformación en esa dirección, posiblemente favorecidas por contrastes reológicos a uno
y otro lado del contacto tectónico, y por la presencia de (1) fluidos asociados al arco volcánico y (2)
diapiros de yeso. La deformación asociada al evento del 12 de Septiembre 2004 es compatible con
un bloqueo de la deformación hacia el N debido al cambio de rumbo que registra la Cordillera.
Precisamente, el epicentro se ubicó en el punto de inflexión del Oroclino del Maipo (Fig. 1).
Mecanismos similares de deformación fueron observados en el piedemonte altiplánico chileno
(19º30’S). Allí, el sismo de Aroma (24/07/2001, Mw=6.3) presentó un desplazamiento dextral NS justo en la inflexión del Oroclino Boliviano, mientras que 10 km al norte se observó un cabalgamiento
post-Mioceno de rumbo NW-SE (Farías et al., 2005).
Mecanismos focales determinados por Harvard CMT para sismos ocurridos a lo largo del
sistema de estructuras de la Cordillera Principal central muestran soluciones de rumbo paralelas al
orógeno (Fig. 1). Además, Campos et al. (2002) determinaron 2 mecanismos de rumbo en sismos
superficiales en la Cordillera de la Costa, a igual latitud que el sismo de 28 de Agosto 2004. Sin
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embargo, en el antepaís argentino y bajo la depresión de Santiago (Pardo et al., 2004) se determinaron
soluciones contraccionales. Esto sugiere que la cinemática cortical en esta región estaría determinada
por 2 factores: (1) oblicuidad de la subducción al S de Santiago (ca. 30º) y (2) resistencia al
acortamiento por el peso del orógeno, favoreciendo los desplazamientos de rumbo, aunque en las
zonas topográficamente bajas del antepaís Argentino y de la Depresión Central se desarrolla
contracción. Alternativamente, la Dorsal de Juan Fernández y la zona de subducción plana ubicadas
al N de Santiago podrían bloquear los desplazamientos hacia el N, favoreciendo la contracción
ortogonal al margen y al orógeno (e.g. Lavenu y Cembrano, 1999).
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo fue financiado por el proyecto FONDECYT 1030965 y por una beca doctoral
del IRD a M.F. Esta contribución se enmarca dentro del proyecto Anillo ACT18.
REFERENCIAS
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16(8), p. 756-768.
Campos, J.; Hatzfeld, D.; Madariaga, R.; Lopez, G.; Kausel, E.; Zollo, A.; Iannacone, G.; Fromm, R.; Barrientos, S.;
Lyon-Caen, H., 2002. A seismological study of the 1835 seismic gap in south-central Chile. Phys. Earth
Planet. Int., 132, p. 177-195.
David, C., Martinod, J., Comte, D., Hérail, G., Haessler, H., 2002. Intracontinental seismicity and Neogene deformation
of the Andean forearc in the region of Arica (18.5-19.5ºS). In 5th ISAG, Toulouse, France.
Farías, M.; Charrier, R.; Comte, D.; Martinod, J.; Hérail, G., 2005. Late Cenozoic deformation and uplift of the
western flank of the Altiplano: evidence from the depositional, tectonic, and geomorphologic evolution
and shallow seismic activity (Northern Chile at 19º30’S). Tectonics, 24, TC4001, doi:10.1029/2004TC001667.
Fock, A.; Charrier, R.; Farías, M.; Muñoz, M., en prensa. Fallas de Vergencia Oeste en la Cordillera Principal de
Chile Central: Inversión de la Cuenca de Abanico (33º-34º S). Revista Geológica Argentina.
Giambiagi, L.; Ramos, V.; Godoy, E.; Alvarez, P.; Orts, S., 2003. Cenozoic deformation and tectonic style of the
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Pardo, M., Monfret, T., Vera, E., Eisenberg, A., Yañez, G. 2003. Crustal seismicity in the central Chile-western
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Lavenu, A., Cembrano, J. 1999. Compresional- and transpressional-stress pattern for Pliocene and Quaternary
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