MODELAMIENTO DE DISLOCACIÓN ELÁSTICA EN EL BLOQUE DE ARAUCO (36-38°S), BASADO EN DATOS DE GPS Y EN LA GEOMETRIA DE LAS TERRAZAS MARINAS ALZADAS Moreno M.1, Bataille K.2, Melnick D.3, Klotz J.3, Cifuentes O1. 1. Observatorio Geodésico TIGO, Universidad de Concepción, Casilla 4036, Correo 3, Camino Einstein 2,5 km, Concepción – Chile. 2. Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Chile 3. GeoForschungZentrum Potsdam, Telegrafenberg, 14473 Potsdam, Germany

Mediante el análisis de la deformación superficial actual y el estudio del alzamiento de las terrazas marinas pleistocenas, se propone un modelo geodinámico del ante-arco del margen continental de Chile entre los 37º-38°S. Como base de este análisis se caracteriza la tectónica del Bloque de Arauco, segmento del ante-arco entre la desembocadura de los ríos Imperial y Bío-Bío.

La deformación superficial estimada de mediciones de GPS de alta precisión y la sismicidad permiten definir esta región como la transición entre dos segmentos sismotectónicos, que están en distinta fase del ciclo sísmico. Un periodo inter-sísmico es claramente delimitado al norte del Bloque de Arauco, entre los 37º-34°S, donde mega-terremotos en la zona de acople no ocurren desde 1835. El estudio geodésico se complemento con la descripción del alzamiento registrado desde el Pleistoceno de las terrazas marinas de la Península de Arauco, definiéndose los ejes principales de alzamiento regional de las superficies costeras. El eje principal de alzamiento es NNE está influenciado directamente por la sismicidad en la interfase de las placas. Ejes secundarios NW, vinculados a la historia geológica Permo-Triásica controlan los límites del Bloque de Arauco e incluso se asocian al alzamiento diferencial de las terrazas costeras cuaternarias. Los resultados son integrados en un modelo del alzamiento sísmico del Bloque de Arauco. El alto acople en la interfase en la zona de estudio, produce la separación de bloques en el ante-arco, los cuales presentan una rotación horaria con respecto a la Cordillera Principal. Se utilizó el modelo de dislocación elástica (Okada, 1985) para comprobar los desplazamientos en superficie de las fallas vinculadas al alzamiento sísmico. Se modela una falla principal en la interfase y dos estructuras corticales NE-SW, la Zona de Falla Lanalhue y los Lineamientos Bío-Bío. El modelo del desplazamiento superficial demuestra que este campo de deformación superficial es similar al observado en la deformación producida por los grandes terremotos y explica la anomalía morfológica de la Península de Arauco.

1 Introducción

El propósito de este estudio es proponer un modelo del alzamiento sísmico del ante-arco externo en el Bloque de Arauco (37-38°S). Se utilizó el modelo de dislocación elástica en un medio homogéneo (Okada, 1985), para comprobar de manera teórica los desplazamientos superficiales producidos por el contacto en la interplaca y estructuras corticales continentales. Los parámetros utilizados para la definición de las estructuras se basaron en el análisis del campo de velocidad superficial obtenido mediante datos de sistemas de posicionamiento global (GPS) y el estudio del alzamiento de las terrazas marinas pleistocenas en el Bloque de Arauco. Si bien el modelo acá propuesto es un buen acercamiento al entendimiento de la geodinámica del ante-arco de la zona de estudio, no se descarta que producto de nuevos datos sísmicos, geodésicos y geológicos se pueda, en el futuro, obtener un modelo más completo.

La región del ante-arco del Bloque de Arauco da la oportunidad única de estudiar la deformación superficial en segmentos adyacentes que se encuentran en distintos periodos del ciclo sísmico (Klotz et al., 2001; Ruegg et al., 2002, Moreno, 2004) y mejorar el entendimiento de las relaciones dinámicas del proceso sísmico. En este trabajo se analizan los datos de GPS publicados por Klotz et al., 2001; Ruegg et al., 2002 y Brooks et al., 2003 y se integra la evolución geomorfológica costera desde el Pleistoceno. 2 Segmentación del Sistema Andino entre los 38-23ºS

El Sistema Andino en general es un orógeno continuo, sin embargo, presenta

cambios latitudinales y longitudinales que inducen a una segmentación tectónica. La coincidencia en las variaciones de la geometría de la Placa de Nazca con cambios en la fisiografía y evolución tectónica-geológica a lo largo de Los Andes es notable (Jordan et al., 1983, Cahill y Isacks, 1992, Kley et al., 1999).

Mediante la integración de la reología y geometría de la Placa de Nazca, el estilo estructural de la deformación continental y las unidades morfo-estructurales principales se puede dividir el Sistema Andino entre los 38º y los 23ºS en (Fig. 1 ): El Segmento de Alta Deformación (34º a 27ºS): Este segmento presenta la mayor extensión continental de la deformación, llegando la corteza oceánica hasta 700 km de la fosa antes de consumirse. La subducción de la Dorsal de Juan Fernández influye directamente en la geometría sub-horizontal del plano de Benioff y en la deformación continental (Yañez et al., 2002) .. Esta colisión incluso curva el rumbo de la fosa en el codo de Valparaíso. El Segmento de Transición Norte coincide con el desarrollo espacial de la Puna (27º a 23ºS). Este tramo presenta una transición gradual hacia una menor cantidad de acortamiento acomodada en el retro-arco (Kley et al., 1999).

El Segmento de Transición Sur (34º a 38ºS). En este segmento disminuye la deformación en el retro-arco. Una tectónica heredada de la extensión triásica (cuencas extensivas NW-SE) hace que el cabalgamiento alcance una mayor profundidad. Al sur de este segmento no hay cabalgamiento activo en el retro-arco, sino el desarrollo del Sistema de Falla de Liquiñe-Ofqui, que absorbe parte de la partición de la deformación y cuencas de tras-arco

La distribución de la deformación continental ayuda a comprender el estado de esfuerzo al que esta sometido cada segmento del Sistema Andino. Así en zonas de alta compresión donde no se acomoda o absorbe mucho acortamiento en el retro-arco, gran parte de la deformación se acumula en la interfase bajo el ante-arco. Esto se evidencia en la configuración de bloques que hay en el ante-arco en el Segmento de Transición Sur, como es el caso del Bloque de Arauco (Melnick et al, 2003). Además por efectos del cambio en el rumbo del margen continental en el codo de Valparaíso, la descomposición del vector convergencia produce una cizalle simple paralela a la fosa de movimiento horario, induciendo rotación

Figura 1. Segmentos en el Sistema Andino, entre los 38º y los 23ºS. Segmento de Transición Sur; Segmento de alta deformación y Segmento de Transición Norte. Se rotula la deformación en el retro-arco, discontinuidades y edades de la corteza oceánica y las principales unidades morfológicas. La deformación en el retro-arco permite diferenciar el grado de acortamiento en el Sistema Andino, así se diferencia en CCD (Cabalgamiento de capa delgada de sedimentos), CCG (Cabalgamiento de una capa gruesa de sedimentos) y CB (Cabalgamiento de el basamento) (Kley et al, 1999). Se trazan las principales zonas de fallas: SFLO (Sistema de falla de Liquiñe-Ofqui), SFD (Sistema de falla de Domeyko), ZFA (Zona de falla de Antofagasta).

3. El Bloque de Arauco La evolución del ante-arco, al sur de los 35ºS, ha alternado entre acreción y

erosión (Bang y Cande, 1997; Lohrmann, 2002;). Desde el Pleistoceno la fosa comienza paulatinamente a rellenarse de sedimentos, asociados a la erosión glaciar de la Cordillera Principal, desarrollándose un complejo y activo margen de acreción.

Morfológicamente el Bloque de Arauco queda definido por la Cordillera de Nahuelbuta y las planicies litorales entre los ríos Bío-Bío e Imperial (36-38ºS) (Fig. 2). Los lineamientos Bío-Bío (LBB), la zona de Falla Lanalhue (ZFL) y la Zona de Falla Mocha Villarrica (ZFMV) son las principales estructuras que afectan y controlan la dinámica del Bloque de Arauco (Melnick et al., 2003). Estas estructuras corticales han sido interpretadas como zonas de debilidades de una tectónica pre-andina, las cuales han influenciado la segmentación del ante-arco en estas latitudes (Echtler et al., 2003). Las estructuras NW-SE tienen una excelente expresión fisiográfica en el talud continental (Echtler, et al., 2003). Este conjunto de fallas y fracturas cercanas a la fosa son en general la continuación de las estructuras mayores NW-SE que afectan el ante-arco. Estas estructuras crean verdaderos surcos en el talud, los cuales son aprovechadas por los cañones de los ríos principales de la zona

Figura 2 Extensión espacial de la Cordillera de Nahuelbuta y el Bloque de Arauco. Entre líneas verdes se trazan las estructuras mayores de ZFMV, ZFL y LBB. El Bloque de Arauco se limita por la ZFMV y los LBB. En azul se esquematiza la Cordillera de Nahuelbuta, en tono morado se representa al horst de Punta Lavapie y las terrazas de abrasión en las faldas de la Cordillera de Nahuelbuta. En celeste se observa las terrazas alzadas pleistocenas. En amarillo se representan las dunas recientes. En blanco en el sector de Arauco se esquematiza las líneas de costas holocenas. En rojo se representa el desarrollo de estuarios. En naranjo se exhibe las cuencas intramontañosas de Angol y Purén.

3. Analisis de datos de GPS

Asumiendo un comportamiento elástico de la corteza continental (Savage, 1983 Okada, 1985), el proceso de carga y liberación de energía sísmica en un borde subductivo es comúnmente controlado por el Ciclo Sísmico (Tichelaar y Ruff, 1991). El registro histórico de grandes terremotos ocurridos en el centro-sur de Chile, desde hace casi 450 años, muestra que los grandes terremotos tienen más o menos un periodo de recurrencia de 100 +/- 20 años (Lomnitz, 1970; Kelleher, 1972). Los grandes sismos de subducción ocurren generalmente sobre las mismas áreas, permitiendo la definición de segmentos sísmicos (Lomnitz, 1970; Kelleher, 1972). El Bloque de Arauco está localizado en la zona de transición entre los segmentos de Valdivia (46-37ºS) y Concepción (38-35ºS). El extremo norte se ha descrito como una laguna sísmica en un periodo inter-sísmico, dado la no ocurrencia de grandes terremotos en la interfase

desde 1835 y la actual deformación superficial (Ruegg et al., 2002; Moreno, 2004). El extremo sur en cambio aún exhibe los efectos post-sísmicos por la relajación visco-elástica del manto por los efectos del terremoto de Valdivia de 1960 (Klotz et al., 2001; Khazaradze et al., 2002).

Se diseñó un código en Octave-GMT para interpolar las velocidades horizontales y obtener una representación gráfica del campo de velocidades. Este código interpola los desplazamientos superficiales en bloques de búsqueda que se separan y sobreponen. Se realizaron perfiles donde se representan los dVi/dUi, con Vi: velocidad superficial en mm/año y Ui: posición. Así para calcular y graficar los contornos para dVi/dE (componente este) se toma una ventana de 1° de ancho en la latitud, y se proyecta la velocidad Vi, de los puntos dentro de la ventana, en la latitud central del bloque, es decir, se mantiene la longitud del punto y se proyecta en la latitud central del bloque de búsqueda. Esto se realiza nuevamente a una separación de 0,5° hacia el norte desde el punto más austral. Así se obtienen perfiles separados 0,5° de velocidad Vi versus longitud que consideran un ancho de búsqueda de 1° en la latitud. Luego de calcular todos los perfiles para la zona se realiza una grilla con el programa GMT usando el subprograma SURFACE que permite obtener un mapa de contorno. Así se obtiene una visión gráfica del campo de velocidades tanto para las componentes norte, este y paralela a la convergencia. Utilizando los datos de GPS publicados por Klotz et al., 2001, Ruegg et al.,2002 y Brooks et al.,2003; se realiza el gráfico de contorno de los datos de ∂VP/∂E, que representa la velocidad horizontal de cada punto proyectada en forma paralela a la convergencia. Se obtienen las curvas de contorno de la distribución de la componente de velocidad paralela a la convergencia, la cual se grafica junto a los vectores de velocidad horizontal de cada punto. Se define tres segmentos con alto grado de acoplamiento, A(38-34°); B (33-30,5°) y C (27-29°S), los cuales concuerdan con la segmentación sísmica histórica del último siglo (Fig.3). El segmento A tiene el mayor grado de acople evidenciado por los datos de GPS, además en este segmento no han ocurrido grandes eventos sísmicos asociados a la interfase desde 1835. Esto indicaría que es probable que el próximo gran terremoto afecte fuertemente este segmento. Hacia el sur del segmento A y norte del segmento B, existen los efectos post-sísmicos del terremoto de Valdivia (1960) y Antofagasta (1995) respectivamente. En la figura 4 A y B se interpola los datos de ∂VE/∂E y ∂VN/∂E, mediante el mismo código de búsqueda y ordenamiento de datos, se utiliza las velocidades oeste-este y sur-norte. Inmediatamente destaca, en el gráfico de la componente W-E, la anomalía entre la Península de Arauco (38°S) y Constitución (35°S), mostrando un excesivo acople. Además el campo de deformación en el Segmento de Alta Deformación es de mayor extensión. Reflejándose en una distribución más amplia de la deformación. En la zona al sur de los 38°S, hay una marcada disminución de la velocidad W-E, reflejando la deformación superficial aún los efectos de relajación post-sísmica. El campo de velocidad S-N proyectado en la longitud exhibe una componente de velocidad norte mayor en el ante-arco que en la Cordillera Principal. Esta anomalía está limitada al norte en los 35°S. Así se puede interpretar esto como una rotación

horaria del ante-arco con respecto a la cordillera. Esto da la idea de que este segmento tiene una componente de cizalle dextral entre el ante-arco y la Cordillera Principal. Esta anomalía de velocidad paralela a la fosa, hacia el sur, se extiende a lo largo del Sistema de Falla de Liquiñe Ofqui.

Se concluye que los desplazamientos superficiales indican que la zona del Bloque de Arauco esta muy acoplado, por lo que en estas condiciones, como lo demuestran experimentos análogos de deformación en subducción oblicua (Chemenda et al., 2000), influencia la separación y configuración de bloques en el ante-arco que rotan, por una importante componente de cizalle paralela a la fosa.

Figura 3. Izquierda: Superposición de los vectores de velocidad publicados por Klotz et al. (2001), Ruegg et al. (2002) y Brooks et al. (2003) y las curvas de contorno de la velocidad superficial proyectada paralela al vector de convergencia (Angermann et al., 1999). A(38°-34°); B (33°-30,5°) y C (27°-29°S) segmentos con alto grado de acople Derecha: Gráfica de latitud versus tiempo donde se esquematiza el largo de las rupturas de los grandes terremotos en la interfase.

Figura 4. A. Campo de velocidad superficial W-E. B: Campo de velocidad superficial S-N. Grafica de grilla de interpolación de ∂VN/∂E de los valores de los vectores de S-N. Figuras realizadas en GMT 4. El alzamiento costero en la zona del Bloque de Arauco El ante-arco en la zona del Bloque de Arauco se caracteriza por un excelente desarrollo de secuencias emergidas de terrazas marinas. La formación de sistemas de dunas y estuarios indica un alzamiento diferencial a lo largo de la costa. Se distinguen cuatro superficies principales: Las Terrazas Altas, Terrazas Medias, Terrazas Bajas y los depósitos holocenos (Fig. 6). Las Terrazas Medias y Bajas corresponden a las cuencas pleistocenas. El reconocimiento de las estas paleo-líneas de costa permite dividir la Península de Arauco en regiones con distinto movimiento vertical.

Figura 6. Mapa geomorfológico de la Península de Arauco. Se distingue las principales niveles de terrazas costeras y se sobrepone una modelo de superficies planas. Mapa modificado de Moreno et al. (2003). La evolución y desarrollo de las terrazas pleistocenas de Arauco son el reflejo de un ciclo sísmico repetido y sobreimpuesto. Las líneas de base de las plataformas pleistocenas demuestran que estas superficies han sufrido un alzamiento diferencial. La diferencia de altitud estimada en las Terrazas Medias es de hasta 75 m. La diferencia de altura dentro de las terrazas Bajas es de 60-50 m como máximo. Existe un eje principal de alzamiento que presenta una dirección NNE-SSW. Este eje principal esta 100% influenciado por los movimientos co-sísmicos en la interfase de las placas continental y oceánica. Un segundo eje de alzamiento es orientado NW-SE. Este eje une el punto más elevado de la Cordillera de Nahuelbuta con el sector de Punta Lavapie. Este eje genera un bloque alzado que se extiende entre Curanilahue-Lavapie y Los Alamos-Lebu. Este eje hace que el centro de la Península sea un área con alzamiento diferencial positivo e implica una divisoria en las líneas de aguas.

5. Rotación de bloques en el ante-arco Experimentos análogos demuestran (Chemenda et al., 2000) que en zonas de subducción con alto acople se separan bloques en el ante-arco, generalmente limitados por estructuras transversales o debilidades corticales heredadas. Echtler et al.(2003) distingue una segmentación de bloques en el ante-arco dominado por estructuras NW-SE y NNE-SSW. Las primeras heredadas de una tectónica paleozoica y las segundas a la tectónica actual. Melnick et al. (2003) propone una rotación horaria de bloques en la Península de Arauco, controlada por estructuras de similar dirección. En el presente modelo, se considera la mecánica de la rotación de bloques en el ante-arco (Fig. 7). La convergencia oblicua es descompuesta en un vector normal al margen que levanta el ante-arco, principalmente en la zona de la acresión frontal y en una cizalle simple que se expresa en la rotación horaria del ante-arco. Las fallas regionales NW-SE tienen una cinemática antihoraria. Los ejes NW-SE en las zonas de intersección de los bloques además tienen una componente inversa. En cambio los ejes NNE-SSW en la intersección tienen un comportamiento normal (Moreno, 2004). Un backstop limita el cambio del comportamiento de los sedimentos subductados basalmente. Este backstop está dominado por discontinuidades en el basamento, el cual presenta lineaciones principales NW-SE. Esta tectónica puede ser heredada de la historia tectónica paleozoica (Echtler et al., 2003) o a la tectónica extensiva que afectó casi por completo a Chile en el Triásico, que se expresa en una serie de cuencas NW-SE.

La rotación deja espacios abierto producto de la extensión en la separación de los límites de los bloques, formándose las cuencas de ante-arco y las cuencas intramontañosas de la Depresión Central. Esta configuración de bloques además esta de acuerdo con la disposición de los volcanes en la Cordillera Principal.

Figura 7. Esquema general e integrado de la dinámica que afecta el ante-arco en la zona del Bloque de Arauco. Se observa la acresión frontal, la acresión basal, el backstop, los bloques de ante-arco, las cuencas extensionales, lineamientos principales. Figura realizada en este trabajo.

6. Modelamiento de dislocación elástica para el Bloque de Arauco Utilizando el algoritmo de Okada (1985) para un medio elástico homogéneo en un espacio semi-finito se calcula el desplazamiento superficial producto de la modelación de posibles fallas que controlan la deformación superficial en el Bloque de Arauco. El solo modelamiento de una falla de interfase no explica la morfología costera. Se modeló tres fallas, con la siguiente ponderación: un peso de 1 para la falla de interfase principal y 0.3 para dos fallas corticales NW-SE. La geometría de falla de interfase se adecua al campo de velocidad del periodo Inter.-sísmico representado por los datos de GPS. Los parámetros son: Profundidad esquina SE: 45 km. Largo: 350 km. Ancho: 150 km. Rumbo: N12°E. Inclinación: 15°E. Rake: 110°. Las s fallas NW-SE son la Zona de Falla de Lanalhue y Lineamientos de Bío-Bío. La geometría para las fallas NW-SE es: Profundidad Vértice SE: 45 km; Largo :200 km. Ancho: 100 km. Rumbo: N30°W. Inclinación: 30°W. Rake: 90°. En la figura 8 A. se representa el desplazamiento superficial horizontal y en la figura 8 B el desplazamiento vertical conjunto de las tres fallas. Se demuestra que los vectores horizontales concuerdan con la rotación horaria y se observa como entre las dos fallas NW-SE hay una zona subsidente, que coincide con la profundización del Golfo de Arauco. Además se observa como crecen las penínsulas hacia el NW.

Figura 8. Modelamiento de dislocación eslástica para tres fallas principales que dominarían la tectónica del Bloque de Arauco. A: Vectores de desplazamiento horizontal. B: Mapa de contorno del desplazamiento vertical.

7. Discusión La integración de los datos aquí expuestos, permite presentar este modelamiento preliminar como un buen acercamiento a las estructuras que dominan la anomalía del Bloque de Arauco. Sin embargo, queda abierta la posibilidad de mejorar el modelamiento con nuevos datos de GPS y sísmica. Incluso nuevos datos sísmicos demuestran que las estructuras corticales pueden ser de mayor inclinación. La zona afectada por la falla en la intefase, es probablemente un área que será afectada por el próximo gran terremoto en el centro-sur de Chile Referencias Angermann, D., Klotz, J. y Reigber, C., 1999. Space–geodetic estimation of the Nazca – South America Euler vector, Earth Planet: Sci. Lett, v.171 pp. 329 – 334. Bangs, N.L. y Cande, S.C., 1997. Episodic development of a convergent margin inferred from structures and processes along the southern Chile margin: Tectonics v. 16 (3), pp 489 – 503.

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