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SOC

IEDA

D GEOLOGICA DE CH

ILE

la serena octubre 2015

Ciclicidad en los procesos orogénicos de los Andes Norpatagónicos (41°-44°S) Andrés Echaurren1*, Guido Gianni1, Andrés Tassara2, Darío Orts3, Alfonso Encinas2, Mario Giménez4 y Andrés Folguera1

1. Laboratorio de Tectónica Andina, Instituto de Estudios Andinos (IDEAN), Universidad de Buenos Aires, Argentina

2. Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Concepción, Chile.

3. Instituto de Investigación en Paleobiología y Geología, Universidad Nacional de Río Negro, Argentina.

4.Instituto Volponi. Universidad de San Juan-Conicet, Argentina.

* email: aechaurren@gl.fcen.uba.ar

Resumen. Los Andes de la Patagonia norte (41°-44°S) poseen un amplio registro geológico desde inicios del ciclo andino en el Mesozoico temprano. La faja plegada y corrida asociada a la deformación andina posee baja topografía, aunque gran amplitud en un sistema de antepaís fragmentado. Este segmento es estudiado desde una perspectiva de evolución orogénica, integrando información desde el antearco al retroarco. Desde los Andes Norpatagónicos hacia el antepaís, se realizó trabajo de campo donde se identificaron nuevas secciones sedimentarias y volcánicas sintectónicas entre 42-43° S, asociadas con pulsos de construcción orogénica. Con estos datos de superficie se construyó una sección estructural balanceada, cuya estructura profunda fue inferida mediante una modelación termomecánica. Las fases de deformación propuestas son comparadas con datos termocronológicos del antearco e integradas con la geología regional patagónica. Los resultados indican que la deformación del sistema orogénico progresó episódicamente a través de dos etapas compresivas (Cretácico Inferior – Superior, Mioceno), interrumpidas por un periodo de relajamiento extensional (Paleoceno-Eoceno, Oligoceno). La amplia propagación de la deformación (>500 km) habría estado favorecida por el debilitamiento termal en los regímenes extensionales del Jurásico-Cretácico Inferior y Paleógeno, y su distribución dada por el control mecánico de discontinuidades corticales frente a los episodios compresivos. Palabras Claves: Andes Norpatagónicos, faja plegada y corrida, estratos de crecimiento, ciclo orogénico. 1 Introducción La construcción de los Andes, el mayor orógeno en sistemas convergentes océano-continente, está asociada con la subducción continua de placas oceánicas bajo el margen occidental de Sudamérica desde comienzos del Mesozoico. A lo largo del margen se reconocen distintos segmentos con una evolución tectónica particular (Gansser, 1973; Mpodozis y Ramos, 1989), dentro de los cuales Los Andes de Patagonia norte (41-44° S) se caracterizan como una cadena montañosa de reducida expresión topográfica y espesor cortical (Tassara y Echaurren, 2012), aunque de gran amplitud lateral, obedeciendo a una serie de procesos tectonomagmáticos y formadores de cuencas. Desde la fosa hacia el antepaís se reconocen como unidades morfotectónicas (Figura 1): La Cordillera de la Costa, un

Valle Central sumergido, los Andes Norpatagónicos y un amplio sistema de antepaís fragmentado (“Patagonian broken foreland”; Bilmes et al., 2013). Los procesos geológicos pueden agruparse en: 1) volcanismo ignimbrítico de impronta cortical en el margen Atlántico asociado a etapas tempranas de rifting en el quiebre de Gondwana en Triásico superior-Jurásico Inferior (Pankhurst et al., 2000; Suárez y Márquez, 2007), 2) migración hacia el SW del magmatismo en el Jurásico Medio y desarrollo de rifting continental en la Cuenca de Cañadón Asfalto (Uliana y Biddle, 1987; Mpodozis y Ramos, 2008), 3) instauración del arco andino en el Jurásico Superior-Cretácico Inferior y subsidencia en el trasarco con la formación de la Cuenca Austral (Suárez et al., 2010), 4) expansión de la deformación y migración oriental del magmatismo en Cretácico Inferior tardío junto al inicio de una cuenca de antepaís del Grupo Chubut (Folguera y Ramos, 2011; Gianni et al., 2015), 5) Magmatismo flare-up en el retroarco durante el Paleoceno-Eoceno (Aragón et al., 2011), 6) Expansión del magmatismo desde el antearco al retroarco bajo un régimen extensional en el Oligoceno (Muñoz et al., 2000), 7) Inversión de depocentros extensionales del Mioceno Inferior y consolidación de la faja plegada y corrida en el Mioceno Superior (Kay y Copeland, 2006; Bechis et al., 2014) y 8) Subducción de dorsales sísmicas durante el Cretácico y Neógeno (Seton et al., 2012). En este trabajo se integra este extenso marco geológico con evidencias de campo, donde se reconocieron nuevas estructuras sintectónicas a través del retroarco. Esto permite la identificación de pulsos discretos de contracción-extensión como régimen tectónico dominante en sectores corticales específicos. Datos termocronológicos (Thomson et al., 2001; Duhart y Adriasola, 2008) son utilizados para comparar el alzamiento del antearco con las fases tectónicas identificadas. La estructura reológica cortical es estudiada a través de un modelo termomecánico, que permite constreñir la estructura profunda de una sección estructural balanceada, cuyo estilo sugiere que el acortamiento se ha absorbido por propagación lateral de la faja plegada con estructuras individuales que acomodan mínimo acortamiento, más que por engrosamiento cortical. Los resultados apuntan a periodos de contracción y relajamiento extensional de carácter cíclico para el margen Norpatagónico.

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ST 1 TECTÓNICA Y DEFORMACIÓN CORTICAL ANDINA

2 Estructuras de crecimiento en el retroarco y construcción sección balanceada

El retroarco fue dividido en un dominio Interno y otro Externo (Figura 1), en función de diferencias estructurales y estratigráficas. El Dominio Interno representa la transición entre los Andes Norpatagónicos y el antepaís fragmentado, donde se encuentra el corrimiento principal asociado al cabalgamiento del Batolito Norpatagónico por sobre las secuencias volcánicas mesozoicas. En este sector se identificaron cuñas sinextensionales en las volcanitas de la Formación Lago La Plata (Fig. 1A), que infrayacen en discordancia bajo las rocas volcánicas del Grupo Divisadero. Esta discordancia angular se evidencia también entre el Grupo Divisadero y paquetes calcáreos del Grupo Coyhaique (Echaurren et al., 2014). Hacia el este en el Cordón Rivadavia, otro de los bloques del antepaís fragmentado, aflora la Formación Ventana (Oligoceno), integrada por secuencias volcánicas que describen una estructura de synrift que controla su espesor, reflejando un régimen extensional durante su deposición (Figura 1B). En el extremo oriental del Dominio Interno, las capas volcanoclásticas de la Formación Collón Curá poseen discordancias progresivas asociadas a estructuras de vergencia oriental; esta deformación compromete incluso a los depósitos de relleno cuaternario indicando reactivaciones neotectónicas en este sector (Figura 1C). El Dominio Externo se caracteriza por una altitud media menor que el Interno y con un rasgo prominente de dirección NW, la Sierra de Taquetrén, que corta la fábrica deformacional de los bloques NS. En este dominio se reconoce un anticlinal rollover en las capas volcánicas de la Formación Huitera, parcialmente invertido por la posterior etapa compresiva del Mioceno (Figura 1D). En las inmediaciones de la Sierra de Taquetrén, se observa un abanico sincontraccional en las secuencias sedimentarias de la Formación Paso del Sapo (Figura 1E), donde un horizonte tobáceo posee una edad máxima de depositación preliminar de ~83Ma (U-Pb en circones). Siguiendo el modelamiento termomecánico de Tassara (2014), se obtuvo una sección 2D a ~ 43º S (Figura 1) que caracteriza reológicamente la litósfera, prediciendo la profundidad de las transiciones frágil-dúctil que potencialmente actúan como superficies de despegues en la faja plegada y corrida. Éstas fueron incorporadas a una sección estructural, donde se aprecia la correlación entre el estilo de formación en la geología de superficie y la profundidad de las discontinuidades corticales calculadas por el modelo (piel gruesa y fina en Dominio Interno y Externo, respectivamente; Figura 1). 3 Discusión Los eventos deformacionales del retroarco Norpatagónico son comparados con las tasas de convergencia (Maloney et al., 2013, ver Figura 1) y con los datos termocronológicos del antearco, mostrando un alto grado de correlación. Esto permite reconstruir la evolución tectónica de este segmento

andino. En el Jurásico-Cretácico Inferior la subducción estuvo controlada por un régimen extensional, evidenciado por los rasgos sinextensionales de la Fm- Ibáñez-Lago La Plata y la deposición del Gr. Coyhaique, parte de la Cuenca Austral. La migración hacia el SW del magmatismo a través de la placa superior desde el Jurásico Inferior provocó un debilitamiento termal, creando condiciones reológicas propensas para la propagación de la deformación posterior. La etapa de inversión tectónica que afecta al margen andino en el Cretácico (ej. Cobbold et al., 2007) se identifica en el área en pulsos distribuidos entre el Cretácico Inferior, Aptiano-Albiano y Cretácico Superior. Los primeros pulsos marcan la etapa post-sag de la Cuenca Austral (Suárez et al., 2010), creando una discordancia entre las unidades volcánicas mesozoicas y correspondiéndose con la deformación extra-andina del Gr. Chubut (Gianni et al., 2015). Estos eventos se asociarían a la subducción de una dorsal sísmica activa en estas latitudes (Seton et al., 2012). En el Cretácico Superior se registran las mayores velocidades hacia el W de la Placa Sudamericana (Somoza y Zaffarana, 2008), en asociación con exhumación en el antearco (Duhart y Adriasola, 2008) y una notable expansión en la deformación del retroarco, además de cuerpos satélites del Batolito Norpatagónico a ~ 150 km del eje cordillerano (Turner, 1982; López de Luchi et al., 1992). Se interpreta este arreglo espacio-temporal de la deformación y magmatismo como producto de una somerización de la losa oceánica, provocando la expansión del volcanismo del Gr. Divisadero hacia el E (Suárez et al., 2010) y reactivando compresivamente el borde SW del Macizo Norpatagónico con la depositación de la Fm. Paso del Sapo y Lefipán. En el Paleoceno-Eoceno, reconstrucciones tectónicas indican una alta oblicuidad en la convergencia de las placas Farallón-Sudamericana (Pardo-Casas y Molnar, 1987), contemporánea al volcanismo bimodal de la Fm. Huitrera (Rapela et al., 1988). Estas secuencias de origen astenosférico (Aragón et al., 2011) son simultáneas a un régimen extensional, e interpretadas como producto de una descompresión mantélica derivada de un rollback de la losa. El volcanismo oligoceno con impronta de intra-placa se extiende desde la Isla de Chiloé hasta el retroarco distal, culminando con la actividad de la Meseta de Somún Curá en el Macizo Norpatagónico (Kay et al., 2007). Este volcanismo incluye a la Fm. Ventana, cuyos rasgos sintectónicos confirman el régimen extensional imperante para esta época. Este voluminoso evento magmático habría nuevamente debilitado la litósfera y creado condiciones propensas para la propagación de la compresión posterior. Con la ruptura de la Placa Farallón y subsecuente subducción frontal de la Placa de Nazca a los ~23 Ma (Lonsdale, 2005), los depocentros del antearco-arco del Mioceno Inferior, se habrían invertido a partir del Mioceno Medio (Bechis et al., 2014; Encinas et al., 2014), y reactivando nuevamente el antepaís distal simultáneo a la deposición de la Fm. Collón curá (Bilmes et al., 2013). Estos depósitos volcanoclásticos muestran discordancias progresivas asociadas a estructuras compresivas en la transición de los dominios definidos, las que involucran a

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AT 1 GeoloGía ReGional y Geodinámica andina

depósitos cuaternarios evidenciando actividad neotectónica en este sector. Esta actividad se localiza también en el arco, bajo la acción de la Zona de Falla de Liquiñe-Ofqui. Los estratos de crecimiento reconocidos, integrados con la geología regional, el alzamiento del antearco, y las tasas de convergencia para el margen muestran dos etapas compresivas que afectan al orógeno: una del Cretácico Inferior tardío-Paleoceno Inferior y otra del Mioceno. Ambos episodios están separados por el voluminoso magmatismo entre el Paleoceno-Eoceno del retroarco, y del Oligoceno para todo el margen. Las etapas compresivas estarían favorecidas por el debilitamiento termal y mecánico que provocó esta interrupción orogénica del Paleógeno, que determinó las heterogeneidades corticales utilizadas luego en el proceso de construcción. El carácter cíclico de estas fases ejemplifica la complejidad de este sistema orogénico. Referencias Aragón, E., D' Eramo, F., Castro, A., Pinotti, L., Brunelli, D., Rabbia,

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Figura 1: Esquema del margen Norpatagónico y las fases de deformación propuestas. En el centro un bloque diagrama con la geología regional sobre un DEM donde se indican los Dominios Interno y Externo, además de la locación de cada fotografía. En profundidad se ilustra la resistencia litosférica del modelo termomecánico y la sección estructural hecha para el retroarco. Por sobre el bloque diagrama se muestran las velocidades del modelo de Maloney et al. (2013), con la edad de los estratos de crecimientos identificados. A) Sinextensión jurásica y posterior inversión de la Fm. Ibáñez-Lago La Plata, en discordancia bajo el Gr. Divisadero. B) Sinrift en las secuencias lávicas de la Fm. Ventana del Oligoceno. C) Deformación miocena y neotectónica de las capas volcanoclásticas de Fm. Collón Curá . D) Anticlinal rollover parcialmente invertido en los estratos de la Fm. Huitrera del Paleoceno-Eoceno. E) Abanico sinextensional con capas rotadas y estratos de crecimiento con cambios de espesor en las secuencias continentales de la Fm. Paso del Sapo del Campaniano.