ROL DEL ANTERCO EN LA FORMACIÓN DEL ALTIPLANO

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1 U N I V E R S I D A D D E C O N C E P C I Ó N DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA 10 CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003 ROL DEL ANTERCO EN LA FORMACIÓN DEL ALTIPLANO TASSARA, A. Institut für Geologische Wissenschaften, Freie Universität Berlin, Malteserstrasse , D Berlin, Alemania. andres@geophysik.fu-berlin.de INTRODUCCIÓN Con 4000 m de elevación promedio, 1500 km de largo y 400 km de ancho máximo (fig. 1), el Altiplano-Puna es el segundo mayor plateau continental del planeta después del Tibet. Sin embargo y a diferencia de este último, su ocurrencia no está asociada a la colisión de dos masas continentales, si no a la subducción de la placa oceánica de Nazca bajo el margen occidental de Sudamérica. Fig. 1. Topografía y batimetría del margen andino entre 12 y 28 S. Se definen las principales unidades morfoestructurales del segmento altiplánico (12-23 S). Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.

2 Este hecho ha concentrado durante décadas el interés de la comunidad geocientífica internacional, la que hoy en día acepta con relativo consenso que el enorme volumen de corteza continental existente bajo el plateau andino (~70 km de espesor cortical, Beck et al., 1996; Yuan et al., 2000) deriva del acortamiento horizontal absorbido durante el Terciario en la Cordillera Oriental y Sierras Subandinas como resultado del escurrimiento del cratón brasilero bajo el margen oriental del orógeno (p. ej. McQuerrie, 2002; DeCelles & Horton, 2003). Dentro de este marco, es aún motivo de controversia el cómo este mecanismo orogénico se relaciona geotectónicamente con el antearco, sector donde interactúan las placas Nazca y Sudamérica. El modelo de Isacks (1988), comúnmente aceptado para la formación del plateau andino, supone que la corteza inyectada desde el este se acumula dúctilmente bajo el plateau y la parte oriental del antearco rígido. Éste respondería pasivamente a dicho fenómeno basculándose hacia el oeste y generando una morfología monoclinal. Sin embargo, este modelo y otros basados en él (p. ej. Lamb & Hoke, 1997), no consideran la bien documentada existencia de un sistema estructural compresivo de vergencia oeste y gran rechazo vertical observado en la Precordillera por Muñoz & Charrier (1996), Victor (2000) y García et al (2002) y que estaría tectónicamente ligado al alzamiento neógeno de la vertiente occidental del Altiplano. Se presenta aquí un nuevo modelo tectónico sobre el rol del antearco en la formación del Altiplano (Tassara, en prensa) que permite unificar las observaciones e hipótesis existentes sobre la génesis del plateau andino a través de una estructura cortical simple. Se intenta además una evaluación independiente de este modelo por medio de herramientas reológicas en desarrollo y finalmente son analizadas las implicancias geodinámicas del modelo en el contexto de la evolución neógena del sistema de convergencia andino. PROPOSICIÓN DE UNA ESTRUCTURA LITOSFÉRICA ENTRE 15 Y 23 S La figura 2 muestra una sección vertical WE a 20 S que presenta los elementos tectónicos básicos del modelo propuesto. Esta sección pretende ser representativa de la estructura litosférica del margen andino para el segmento comprendido entre 15 y 23 S. Las fuentes de información que permiten construir dicho perfil son discutidas posteriormente. Fig. 2. Sección vertical a 20 S que presenta la estructura litosférica propuesta en este modelo. Se destaca un antearco rígido separado del Altiplano por una estructura tipo zona triangular. A su vez la corteza bajo el Altiplano está desacoplada en un sector superior rígido y uno inferior dúctil. El escurrimiento del cratón brasilero rígido bajo las

3 Sierras Subandinas dirige el flujo hacia el oeste y acumulación de material cortical bajo el Altiplano. La placa oceánica subductada y la base del antearco andino se consideran mecánica (Bevis et al., 2001; Khazaradze & Klotz et al., 2003) y termalmente (Springer, 1999) acopladas. Ambos elementos constituyen dentro de este modelo un ente tectónico frío y rígido, cuyo límite estructural con el Altiplano está representado por una zona triangular activa de escala cortical. El antearco es, en este modelo, una cuña que actúa contra la deformación del Altiplano. La zona triangular propuesta está enraizada hacia el este en un plano ubicado bajo el Altiplano, que desacopla parcialmente una corteza superior rígida y cuasi-estacionaria (con respecto al antearco) de una corteza inferior dúctil en movimiento hacia el oeste desde el antepaís acortado. Este plano de desacople estaría unido hacia el este con el decollement basal de las Sierras Subandinas. FUENTES DE INFORMACIÓN TRAS LA ESTRUCTURA PROPUESTA La geometría de la placa oceánica subductada a la latitud de 21 S ha sido investigada en detalle mediante métodos sísmicos activos y pasivos por los proyectos CINCA y ANCORP (p. ej. ANCORP Working Group, en prensa). Estos resultados indican que entre 15 y 150 km de profundidad la placa oceánica subducta con un ángulo constante de ~25. El límite entre corteza continental y manto litosférico (Moho, fig. 3a) ha sido tomado directamente del perfil generado por Yuan et al. (2000) a 19.5 S tras un análisis de ondas telesísmicas ( receiver fuctions analysis ). Según estos autores, el Moho alcanza una profundidad máxima del orden de 75 km bajo las Cordilleras Occidental y Oriental, valor coherente con los calculados por otros métodos sísmicos (p. ej. Beck et al., 1996; ANCORP Working Group, en prensa) aunque superiores a las profundidades estimadas por métodos gravimétricos (discusión en Tassara & Yañez, en prensa). Fig. 3. a) Perfil a 19.5 S de Yuan et al. (2000) producido por receiver function analysis de ondas telesísmicas. Zonas rojas indican aumento de velocidad de ondas sísmicas, zonas azules disminución de dichas velocidades. Se destaca el Moho en la base de la corteza y TRAC1 (Trans-Altiplano converter 1) como límite entre la corteza superior rígida y la corteza inferior dúctil. b) Estructura termal a 21 S según Springer (1999). Se destacan las isotermas de 1250 C (límite litósfera-astenósfera) y las de 300 C y 400 C (transición frágil-dúctil, ver texto). Los puntos rojos en el antearco son sismos corticales registrados entre 20 y 22 S por ANCORP working group (en prensa). El límite entre manto litosférico y astenosférico es definido por la isoterma de 1250 C de la

4 estructura termal propuesta por Springer (1999) a los 21 S (fig. 3b). La parte superior de la zona triangular que separa el antearco del Altiplano, coincide con el extremo occidental de la estructura profunda sugerida por Victor (2000) a ~21 S para el sistema de fallas de alto ángulo y vergencia oeste expuesto en la Precordillera. Dicho sistema ha sido estudiado entre otros por Muñoz & Charrier (1996) y García et al. (2002), quienes lo definen como el límite tectónico occidental del Altiplano. La ocurrencia de sismicidad cortical superficial, localizada entre la Precordillera y la Depresión Intermedia, sugiere una actividad reciente de éste sistema estructural (Farías et al., 2002). La parte inferior de la zona triangular propuesta, coincide con la isoterma de 350 C de la estructura termal calculada por Springer (1999). Según se aprecia en la figura 3b, dicha isoterma delimita hacia el este la sismicidad cortical registrada por el proyecto ANCORP entre 20 y 22 S (ANCORP Working Group, en prensa). Una relación similar ha sido descrita por Belmonte (2002) entre 22 y 24 S, sugiriendo que a lo largo del antearco altiplánico la isoterma 350 C constituye un importante límite termal y reológico entre un antearco frío y rígido y la corteza dúctil asociada al plateau. La temperatura C es generalmente identificada como la transición frágil-dúctil para rocas de composición intermedia (p. ej. Burov & Diament, 1995). En el modelo de la fig. 2, los límites superior e inferior de la zona triangular descrita se interceptan ~25 km bajo la Cordillera Occidental con un plano suavemente vergente hacia el este que horizontaliza bajo el Altiplano y se conecta con el nivel de despegue basal de las Sierras Subandinas. Este plano coincide, por lo menos en su tramo occidental (fig. 3a), con el Trans Altiplano Converter 1 (TRAC1), descrito por Yuan et al. (2000). TRAC1 es un convertor de ondas sísmicas P-en-S que marca el techo de una zona de baja velocidad de ondas sísmicas posiblemente ligada a acumulación de fluidos y magmas. Según Yuan et al (2000), TRAC1 corresponde a una zona de desacople entre una corteza superior rígida y otra inferior dúctil. Este rasgo concide espacialmente con una serie de reflectores ubicados bajo la Cordillera Occidental y el Altiplano, que han sido identificados en la línea de reflección sísmica profunda del proyecto ANCORP e interpretados también como indicadores de la presencia de fluidos y magmas y/o formando una zona de desacople mecánico entre corteza superior e inferior (p. ej. ANCORP Working Group, en prensa). ESPESOR ELÁSTICO Y UNA EVALUACIÓN DEL MODELO PROPUESTO El espesor elástico T e es el parámetro que controla la rigidez flexural de la litósfera y representa el espesor equivalente que dicha litósfera debe poseer a escalas de tiempo superiores a 10 6 años para soportar en forma elástica los stresses externos impuestos (p. ej. Burov & Diament, 1995; Tassara, 1997; Tassara et al., este congreso). Como una forma de evaluar el modelo geotectónico propuesto, se comparan aquí los valores de espesor elástico T e calculados a partir de la estructura litosférica presentada previamente, contra el rango de valores de T e estimados entre 15 y 26 S por Tassara & Yañez (1996; en prensa) y Tassara (1997; en prensa) (en adelante T&Y). Estas estimaciones de T e fueron obtenidas por una modelación directa de la anomalía de Bouguer y no continene información a priori sobre la estructura interna de la litósfera. La figura 4a muestra el rango de T e estimado por T&Y (área gris) proyectado sobre un perfil a 20 S entre la fosa y 350 km hacia el este; T e es alto (50 70 km) entre la fosa y la Cordillera de la Costa pero disminuye abruptamente bajo la Depresión Intermedia hasta un valor menor a 10 km en la Precordillera. Este bajo valor se mantiene hacia el este hasta la Cordillera Oriental. Estos valores indican en

5 primera instancia que el antearco es un ente tectónico rígido separado de un Altiplano mecánicamente débil. Fig. 4. a) En gris se presenta el rango de valores de espesor elástico T e estimado por Tassara & Yañez (1996; en prensa) y Tassara (1997; en prensa) (en adelante T&Y) entre 15 y 26 S. Compare este rango con el perfil calculado a 20 S (línea roja) asumiendo una reología frágil-elasto-dúctil para describir el comportamiento mecánico de una litósfera definida por la configuración de la parte b) Se reconocen distintas litologías organizadas según la geometría propuesta en fig. 2, en particular se diferencia entre un antearco tonalítico y un plateau cuarzítico. La corteza en la cuña de antearco se deforma a una taza de s -1, mientras el resto del modelo lo hace a un strain rate de s -1. En los cálculos, la estructura termal es según Springer (1999, ver figura 3b). Sobre la base de una reología frágil-elasto-dúctil, trabajos en desarrollo (Tassara & Babeyko, 2003; Tassara et al. este volumen; A. Babeyko, comm. pers.) permiten calcular un perfil de espesor elástico derivado de la estructura litosférica aquí propuesta. Según este método, el espesor elástico T e está determinado por el rango de profundidades en el cual la resistencia mecánica interna ( yield strength = σ int ) es mayor al stress compresivo externo (σ ext = valor arbitrario); por sobre y debajo de estas zonas elásticas, σ ext es absorvido por deformación permanente frágil y dúctil respectivamente. A una profundidad dada, el yield strength σ int (y por tanto el espesor elástico) queda definido por el tipo de roca, la temperatura (en este caso estructura termal de Springer, 1999) y la taza de deformación ( strain rate ). Tras probar distintas configuraciones litológicas y de strain rate, la curva roja de la figura 4a es el perfil calculado de T e que mejor calza con el rango de valores reportados por T&Y. Esta curva fue obtenida para un valor de σ ext = 50 MPa y utilizando la configuración de la figura 4b. Si bien el calze entre el perfil calculado de T e y el rango de valores estimado por T&Y no es perfecto, este ejercicio indica que las variaciones del espesor elástico transversales al orógeno andino pueden ser eficientemente explicadas si se asume que: 1) existe una zona triangular entre el antearco y el Altiplano; 2) dicha zona separa una corteza de composición intermedia a básica en el oeste (tonalita) de otra ácida bajo el Altiplano (cuarzita); 3) la corteza involucrada en la cuña del antearco se deforma lentamente (strain rate = s -1 ) con respecto al resto del modelo (strain rate = s -1 ). Los puntos 2 y 3 son coherentes con observaciones geológicas independientes (SERNAGEOMIN, 2002; Victor, 2000). Estos resultados permiten validar la geometría propuesta, especialmente la existencia de la zona triangular como límite entre el antearco rígido y el Altiplano débil. Estos cálculos también indican (no mostrado aquí) que los ~10 km de espesor elástico característicos del débil Altiplano se ubican en la corteza superior (base a ~15 km de profundidad) y que bajo ésta el material cortical se comporta dúctilmente.

6 IMPLICANCIAS GEODINÁMICAS Y FORMACIÓN DEL ALTIPLANO La velocidad de convergencia actual (GPS) entre las placas Nazca y Sudamérica es del orden de 70 mm/yr con un azimut N78 E (p. ej. Angermann et al., 1999). Dicha convergencia relativa se descompone en los siguientes vectores de movimiento absoluto (con respecto al marco referencial de los hotspots): 37.7 mm/yr azimuth N62 E para la placa de Nazca y 36.7 mm/yr azimuth N94 W para la placa Sudaméricana (Marret & Strecker, 2000). Así, ambas placas se mueven una contra la otra (oblicuidad ~10 ) prácticamente con la misma rapidez absoluta. En este marco, el movimiento hacia el este de la placa de Nazca se traduce en subducción pura bajo el margen continental de Sudamérica. Dicha subducción gatilla el ciclo sísmico a lo largo de la zona sismogénica del plano Wadati-Benioff: etapas de carga elástica intersísmica son seguidas por la liberación de energía en forma de terremotos, sin generar deformación permanente al interior del continente. El alto acople mecánico entre ambas placas (100% acople según Khazaradze & Klotz, 2003 y Bevis et al., 2001) potencia el control de la loza subductada fría sobre el régimen termal del antearco. La baja temperatura resultante en este sector (flujo calórico superficial < 40 mw/m 2, p. ej. Springer, 1999) sumado a una litología dominada por rocas igneas básicas a intermedias (SERNAGEOMIN, 2002) causan la alta rigidez estimada por T&Y en el antearco. Estudios paleomagnéticos en rocas post-oligocenas depositadas en el antearco altiplánico (p. ej. Arriagada et al., 2003) indican que este sector no ha sufrido rotaciones tectónicas durante el Neógeno. Este resultado sugiere que la curvatura oroclinal del continente a la latitud del codo de Arica fue adquirida y congelada antes de la fase principal de alzamiento del Altiplano y que la alta rigidez que actualmente caracteriza al antearco ha sido el rasgo mecánico dominante durante el desarrollo de dicha fase. En el extremo oriental del sistema orogénico, velocidades residuales de GPS cor respecto al modelo de carga elástica intersísmica (Bevis et al., 2001; Khazaradze & Klotz, 2003) y estimaciones de velocidades de acortamiento en las Sierras Subandinas durante los últimos 10 Ma (p. ej. Hindle et al., 2002) indican que ~40% del movimiento hacia el oeste del cratón brasilero (10-15 mm/yr) es absorvido por acortamiento (=engrosamiento) cortical entre el cratón y el antearco. El ~60% restante sería efectivamente transmitido a travéz del orógeno hacia el antearco, lo que se traduce en cabalgamiento puro del antearco (y del continente en su conjunto) sobre la placa subductada. Asumiendo al antearco como fijo con respecto al cratón, es el escurrimiento del escudo brasilero rígido bajo las Sierras Subandinas el responsable de inyectar material cortical bajo el Altiplano y producir el engrosamiento cortical. A profundidades superiores a ~15 km, dicho material fluye dúctilmente hacia el oeste por debajo de la zona de desacople evidenciada por TRAC1. Esta corteza es forzada a acumularse bajo el Altiplano y la parte inferior de la zona triangular propuesta en este trabajo, toda vez que el antearco rígido actúa como una barrera a su propagación hacia el oeste. En este sentido, el modelo propuesto coincide parcialmente con el de Isacks (1988), al sugerir que la acumulación de corteza y engrosamiento cortical bajo la Cordillera Occidental y parte del antearco debe generar un basculamiento hacia el oeste de dicho sector. Desde esta perspectiva, la corteza superior rígida del Altiplano sería estacionaria con respecto al antearco. Sin embargo y como una forma de incluir dentro de este modelo dinámico la ocurrencia del sistema estructural compresivo de vergencia oeste expuesto en la Precordillera (Muñoz & Charrier, 1996; Victor, 2000; García et al., 2002), se propone aquí (ver también Tassara, en prensa) que el movimeinto hacia el oeste de la corteza inferior dúctil bajo el nivel de desacople representado por TRAC1 podría imponer una tracción basal a la corteza superior rígida. De ser así, ésta adquiere cierto movimiento lento hacia el oeste que estaría

7 asociado al desarrollo del sistema compresivo de vergencia oeste de la Precordillera y a sus bajas velocidades de deformación (Victor, 2000; García et al., 2002). La representación del límite entre el antearco y el Altiplano como una zona triangular que desacopla una zona superior de deformación frágil ligada al desarrollo de fallas inversas, de una zona inferior dúctil donde la corteza se acumula producto del acortamiento producido en el límite oriental del sistema orogénico, permite integrar evidencias geocientíficas diversas e hipótesis aparentemente en conflicto dentro de un modelo geotectónico simple que posibilita además una mejor comprensión de la evolución geodinámica del Altiplano. AGRADECIMIENTOS Este trabajo continúa lo iniciado en la tesis de magister que dirigió Gonzalo Yañez en la Universidad de Chile y SERNAGEOMIN, y se enmarca dentro de la tesis doctoral que actualmente dirige Hans-Jurgen Götze en la Freie Universität Berlin. La presentación a este congreso ha sido financiada por el proyecto alemán SFB 267 Deformationsprozesse in den Anden. REFERENCIAS ANCORP Working Group, en prensa. Seismic imaging of a convergent margin and plateau in the Central Andes (ANCORP 96). Journal of Geophysical Research. Angermann, D., Klotz, J., Reiber, C Space-geodetic estimation of the Nazca-South American Euler vector. Earth and Planetary Science Letter Arriagada, C., P. Roperch, C. Mpodozis, G. Dupont-Nivet, P. R. Cobbold, A. Chauvin, and J. Cortés Paleogene clockwise tectonic rotations in the forearc of central Andes, Antofagasta region, northern Chile. J. Geophys. Res., 108(B1), 2032, doi: /2001jb Beck, S., Zandt, G., Myers, S., Wallace, T., Silver., R., Drake, L Crustal-thckness variations in the central Andes. Geology 24, Belmonte, A Krustale seismizität, struktur und rheologie der oberplatte zwischen der Präkordillere und dem magmatischen bogen in Nordchile (22-24 S). Ph.D. Thesis, Freie Universität Berlin, Germany. Bevis, M.; Kendrick, E.; Smalley Jr, R.; Brooks, B. A.; Allmendinger, R. W.; Isacks, B. L On the strength of interplate coupling and the rate of back arc convergence in the central Andes: An analysis of the interseismic velocity field. Geochem. Geophys. Geosyst., 2, /2001GC Burov, E; Diament, M The effective elastic thickness (T e ) of continental lithosphere: What does it really mean?. Journal of Geophysical Research, Vol 100, No B3, p DeCelles, P & Horton, B Early to middle Tertiary foreland basin development and the history of Andean crustal shortening in Bolivia. GSA Bulletin, v. 115, no. 1. p Farías, M., Charrier, R., Comte, D., Martinod, J., Pinto, L., Herail, G Active Late Cenozoic Flexures in the Precordillera in Northern Chile: Correlations With the Shallow Seismic Activity, and Implications for the Uplift of the Altiplano. Eos Trans. AGU, 83(47), Fall Meet. Suppl., Abstract. García, M.; Herail, G.; Charrier, R.; Mascle, G.; Fornari, M.; Perez de Arce, C Oligocene Neogene tectonic evolution of northern Chile (18-19 S). In Fifth International Symposium of Andean Geodynamics, Toulousse, France, p Hindle, D., Kley, J., Klosko, E., Stein, S., Dixon, T., Norambuena, E Consistency of geologic and geodetic displacements during Andean orogenesis. Geophysical Research Letters. Vol29, No8, /2001GL Isacks, B Uplift of the Central Andes plateau and bending of the Bolivian Orocline. Jour. Geophys. Res., Vol 93, p Khazaradze, G. & J. Klotz Short- and long-term effects of GPS measured crustal deformation rates along the south central Andes. J. Geophys. Res., VOL. 108, NO. B6, 2289, doi: /2002jb001879, Angermann, D.; Reigber, R.; Perdomo, R.; Cifuentes, O Earthquake cycle dominates contemporary crustal deformation in the Central and southern Andes. Earth and Planet. Sci. Lett. V 193, p Lamb, S.; Hoke, L Origin of the high plateau in the Central Andes, Bolivia, South America. Tectonics 16,

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