neotectÓnica de los andes entre 1°n y 47°s (ecuador

Revista de la Asociación Geológica Argentina 61 (4): 504-524 (2006)504

INTRODUCCION

La cadena de los Andes que se extiende pormás de 9.000 km a lo largo del margen acti-vo pacífico de América del Sur, resulta de lasubducción de la placa Nazca bajo la placaSudamericana. El ancho de los Andes esmuy variable, más de 500 km en la partecentral de Bolivia y sur Perú hasta apenas150 km en sus extremidades en Ecuador ysur de Chile.El tipo de subducción andina se caracterizapor una placa oceánica subducida con unángulo bajo y con un régimen tectónicodominantemente compresivo. En el caso dela subducción andina, la geometría de laplaca oceánica presenta dos tipos de seg-mentos, unos hundiéndose con un ángulode ca. 30° (Colombia-Ecuador, Sur Perú-Bolivia-Norte Chile, y Chile Central y Sur) yotros de bajo ángulo o subducción plana(Jordan et al. 1983).La Cordillera de los Andes se divide en tressegmentos principales, desde el mar Caribe(10°N) hasta Tierra del Fuego (55°S) (véase

Soler 1991, Urreiztieta 1996, Aleman yRamos 2000, Jaillard et al. 2000, Ramos2000). Los Andes septentrionales (10°N-5°S) se desarrollan en un contexto cinemá-tico complejo debido a la interacción de lasplacas Caribe, Cocos, parte norte de la placaNazca y la placa Sudamericana. Los Andescentrales (5°S-46°S) se ubican a lo largo delmargen oeste del continente sudamericanodonde interactúan las placas Nazca, Antár-tica y Sudamericana. Al sur, los AndesAustrales o Patagónicos (46°S-55°S) resul-tan de la interacción de las placas Antártica,Sudamericana y de Scotia.El vector de convergencia es oblicuo enrelación a la zona de contacto de las placas.Este modo de acomodación oblicuo escomplejo, en particular en lo que conciernea las relaciones entre la deformación de laplaca cabalgante y la subducción. Asimis-mo, la geometría de la costa afecta tambiénla distribución de la deformación y la mor-fología resultante. Aunque las estructurasprincipales de la Cordillera de los Andes sedesarrollaron durante el Mioceno (Fig. 1),

sus efectos se observan actualmente. Du-rante este período, se formaron cuencas dealtas planicies en Ecuador y en Bolivia (Alti-plano), se subdujeron las dorsales asísmicasNazca y Carnegie, levantando las costas y seindividualizaron dos depresiones, las cuen-cas de Marañon y Beni, dando origen a lacuenca amazónica actual. En el sur de Chi-le, la subducción de la dorsal activa de Chileen el punto triple de Chile se produjo a los4 Ma, y se ubica al norte de la Península deTaitao desde 1,5 Ma.La tectónica y la evolución del paisaje puedeexplicarse y entenderse mediante métodoscomplementarios: sismología, análisis mi-crotectónico y geomorfología, si se consi-deran por lo menos dos aspectos diferentesde los métodos y de los estudios neotectó-nicos. En el primer caso, se determina elestado de esfuerzo, el cual se analiza pordiferentes métodos gráficos o de cálculo, yse deduce este estado de esfuerzo y suscaracterísticas del análisis de las fallas estrí-adas. Una visión instantánea de la deforma-ción se obtiene de los mecanismos focales

NEOTECTÓNICA DE LOS ANDES ENTRE 1°N Y 47°S (ECUADOR, BOLIVIA Y CHILE): UNA REVISIÓN

Alain LAVENU

Institut de Recherche pour le Développement (LMTG - UMR 5563, CNRS/IRD/ Université Toulouse 3), 14 Avenue EdouardBelin, 31400 Toulouse, France. E-mail: [email protected]

RESUMENEn los Andes, el estudio del estado de deformación instantánea pleistocena permite reconocer diferentes tipos de comportamientos de laplaca continental de Sudamérica a lo largo del margen activo. En Ecuador, el bloque costero está empujado hacia el norte. La costa es afec-tada por una extensión de dirección N-S, resultado del levantamiento del borde del continente por la subducción de la dorsal asísmica deCarnegie. Por otra parte, la cadena principal sufre una deformación compresiva de dirección E-W. Los altos Andes de Bolivia han sido afec-tados por una deformación pleistocena extensional de dirección N-S. En el centro y sur de Chile, se observa una partición de la deformación:la zona de antearco ha sido afectada por una compresión N-S y la zona de intraarco por transpresión de dirección NE-SW.

Palabras clave: Neotectónica, Ecuador, Bolivia, Chile, falla activa, deformación, esfuerzo, Andes.

ABSTRACT: Andean neotectonics between 1°N and 47°S (Ecuador, Bolivia and Chile): A review.In the Andes, the study of the Pleistocene state of the instantaneous deformation shows, along the active margin, different types of behaviour ofthe South American continental plate. In Ecuador, the coastal block is pushed northwards. The coastal area is affected by a N-S trending exten-sion, as result of the subduction of the Carnegie Ridge and the uplift of the coast. On the other hand, the main range is affected by an E-W shor-tening deformation. The Bolivian High Andes show a N-S Pleistocene tensional deformation, due to body forces. In central and south Chile, thePleistocene deformation was partitioned into two states of stress: in the forearc zone the state of stress was compressional and striking N-S, in theintra-arc zone the state of stress was transpressional and NE trending.

Keywords: Neotectonics, Ecuador, Bolivia, Chile, active fault, strain, stress, Andes.

0004-4822/02 $00.00 + $00.50 C 2006 Revista de la Asociación Geológica Argentina

Neotectónica de Los Andes entre 1°N y 47°S (Ecuador, Bolivia y Chile) ... 505

de los sismos. Sin embargo se observa úni-camente las deformaciones de los terrenos,por ejemplo los ejes de pliegues, y se dedu-cen solamente direcciones de deformación.A su vez, como la neotectónica es el estudiode las deformaciones más recientes, es co-mún admitir que las direcciones principalesde esfuerzos son más o menos coaxialescon las direcciones de la deformación incre-mental o instantánea; así hablaremos tantode dirección de esfuerzo como de direcciónde deformación. El segundo aspecto concier-ne a la geomorfología; la evolución del pai-saje, a lo largo de las costas, puede ser resal-tada por ejemplo, con los estudios de lasterrazas marinas y sus movimientos vertica-les en relación con los niveles marinos asícomo los sistemas de drenaje.

LOS ANDES DEL NORTEEN ECUADOR

Las zonas costeras de América del Sur hansido generalmente sometidas a un régimentectónico cuaternario extensivo, esencial-mente porque descansan sobre la placa sub-ducida sin fuerzas laterales restrictivas, yporque existe una importante erosión tectó-nica y subplacado asociado (underplating)(Adam y Reuther 2000, Chlieh et al. 2004).Sin embargo, la dirección de la extensión esvariable. En las zonas donde la convergen-cia es oblicua y la zona costera entre la fosay la Cordillera Occidental relativamente an-cha, es ortogonal a la dirección de conver-gencia de las placas (Ecuador, Sur Perú). EnChile, donde existe una franja estrechaentre la fosa y la Cordillera Principal y don-de la zona costera se encuentra más cercanaa la fosa, la extensión es ortogonal al mar-gen e interpretada como efecto gravita toriopostsísmico. Donde la costa se encuentramás alejada de la fosa, se observa una com-presión N-S sea en el sur de los Andes cen-trales (Lavenu y Cembrano 1999) o en suparte media (Allmendinger et al. 2005).

MARCO GEOLÓGICO

En la región costera de Ecuador (Fig. 2), elrégimen de esfuerzos se encuentra domina-do por una extensión N-S (Dumont et al.1997), debida a un escape lateral del bloquenorandino hacia el norte, o más localmente

Figura 1: Distribución de las principales estructuras morfo-tectónicas de los Andes entre 1°N y46°S. Ubicación de las zonas de estudio: Ecuador, Bolivia, Chile.

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a un aumento de la oblicuidad de la conver-gencia hacia el norte, desde el golfo deGuayaquil hasta Colombia (Ego 1995). Lasubducción de la dorsal de Carnegie duran-te el Pleistoceno inferior y medio es unparámetro importante del levantamientocostero y de la tectónica en extensión deesta zona. Varias superficies de abrasióncuaternarias cuyas altitudes varían de +7 ma más de 300 m (Cantalamessa y Di Celma2004), se observan entre el golfo de Gua-yaquil y Esmeralda y sugieren una tasamáxima de levantamiento de alrededor de0,2 mm.a-1 durante el Cuaternario. Tierraadentro, el triángulo formado por el bloquenorandino acomoda la deformación en elpunto triple entre las placas de Nazca, Ca-ribe y Sudamérica. En la extremidad sur delBloque Costero ecuatoriano, que coincide

con la extremidad sur del bloque norandi-no, el golfo de Guayaquil se abre debido aldesplazamiento dextral del bloque costeroen relación con la placa continental deAmérica del Sur (Deniaud et al. 1999, Witt etal. 2005). Durante los últimos 1,75 a 2 Ma elbloque costero se movió con una tasa de ~1cm.a-1 (Trenkamp et al. 2002). Este movi-miento se acomoda en el continente a lolargo de la falla de Pallatanga, que bordeahacia el norte la Depresión Interandina(localizada entre las Cordilleras Occidentaly Oriental) y más al norte a lo largo de otrossegmentos de fallas como la de Chingual-LaSofía, en la zona fronteriza entre Ecuador yColombia. Hacia el sur, la falla de Pallatangase extiende en el golfo de Guayaquil en unsistema de fallas normales y de rumbo. Latasa de extensión mínima para la abertura

del golfo de Guayaquil durante el Cuater-nario se ha calculado en 2,5 ± 1,1 mm.a-1

(Lavenu et al. 1995) hasta una tasa de 6.8 a9 mm.a-1 (Santana et al. 2003).A excepción de la zona de costa, en toda lacadena andina de Ecuador, el campo dedeformación actual aparece como homogé-neo y el régimen tectónico dominantedurante el Cuaternario ha sido una compre-sión de dirección E-O (Colmenares yZoback 2003). Cerca de la fosa, el estado deesfuerzo es σ1 = N81°E. En la alta cadena,entre 0° y 1° S, el estado compresivo ylocalmente transpresivo tiene N77°E<σ1<N120°E y en la zona subandina, σ1 =N99°E (Ego et al. 1996). En la parte nortede Ecuador, a lo largo de la falla de rumbodextral Chingual-La Sofía, la tasa de despla-zamiento lateral es 7 ± 3 mm.a-1 para los

Figura 2: Principales rasgosmorfo-estructurales de los Andesde Ecuador. La Megafalla Dolo-res-Guayaquil es una falla mayor y compleja que limita el BloqueCostero ecuatoriano acrecionadoa la cordillera. El bloque costeroconstituye la parte sur del BloqueNorandino. Este sistema de fallapresenta diversos estados dedeformación, normal en el golfode Guayaquil, de rumbo dextral a lo largo de la falla de Pallatanga y de la falla Chincual-La Sofía y compresivo en la región de laDepresión Central entre Riobam-ba y Quito. La dorsal asísmicaCarnegie es responsable del levan-tamiento de la costa formandoterrazas marinas cuaternarias.


últimos 37 ka BP (Ego 1995). En laDepresión Interandina, en el restrainingbend de la región de Latacunga, la tasa deacortamiento es de 1,4 mm.a-1 desde 1,4 Ma(Lavenu et al. 1995). Finalmente, a lo largode la falla dextral de Pallatanga, la tasa demovimiento horizontal es de 4 ± 1 mm.a-1

para el mismo período (Winter y Lavenu1989, Winter 1990, Winter et al. 1993).

LAS DEFORMACIONES RECIENTES

Falla de Pallatanga: Esta tiene 200 km delargo y pertenece al "Dolores-GuayaquilMegashear" (Campbell 1974, Feininger yBristow 1980, Feininger y Seguin 1983,McCourt et al. 1984, Soulas 1988, 1991)(Fig. 2). Ella sigue el valle encajonado delrío Pangor y recorta la Cordillera Occiden-tal hasta el pie del volcán Chimborazo aloeste de la Depresión Interandina. Es lacontinuación, hacia el norte, de las fallasnormales N50-N70°E del golfo de Guaya-quil. En el valle del río Pangor, la falla tieneuna dirección N30°E. En el campo, la trazade la falla muestra una ruptura de pendien-te neta a través de las lomas. Los valles se-cundarios, afluentes del río Pangor, asícomo las crestas que separan las quebradasestán desplazadas de manera dextral-inversaen la zona de falla. La observación de varioscriterios de desplazamiento, desde peque-ños desplazamientos (jóvenes) hasta gran-des (antiguos) ha permitido determinar lageometría de la falla (N30°E/75°O) asícomo la velocidad del desplazamiento(Winter 1990, Winter et al. 1993, Lavenu etal. 1995). Las numerosas medidas de des-plazamiento de los rasgos morfológicospermiten concluir que existe un desplaza-miento dextral en la falla, con una compo-nente ligeramente inversa con un pitch de11° SW. Los desplazamientos promedioobservados corresponden a tres órdenes:41 m, 590 m, 960 m (Fig. 3). Las correlacio-nes con los eventos climáticos conocidos(Mercer y Palacios 1977, Van der Hammen1981, Wright 1984, Clapperton 1987,Lambeck y Nakada 1992) permitieron pro-poner que el desplazamiento de 41 m seríaposterior al último máximo glacial y tendríauna edad mínima de 10.000 años, implican-do una tasa de desplazamiento holoceno

comprendida entre 2,9 y 4,6 mm.a-1. Losdesplazamientos de 590 m serían más anti-guos que el último máximo glacial y podrí-an corresponder al último período intergla-cial datado en 120.000 o 135.000 años. Estoimplicaría tasas de desplazamiento com-prendidas entre 3,9 y 5,5 mm.a-1. Los argu-mentos de campo no permiten datar losdesplazamientos de 960 m. Sin embargo, sise aplica una velocidad promedio de 3,8mm.a-1, podemos suponer que ellos hubie-ran empezado hace 250.000 años, lo quecorresponde al final de una glaciación ma-yor del Pleistoceno (Imbrie et al. 1984,Martinson et al. 1987). Estas correlacionesmuestran que la morfología no evolucionade manera continua a escala de algunasdecenas o de algunos centenares de milesde años, pero resulta de la superposición deeventos morfogenéticos distintos que pare-cen corresponder a las terminaciones gla-ciales mayores. En el campo, no se obser-van fracturas frescas las cuales hubiesenpodido sugerir un evento sísmico. Sin em-bargo, la morfología de los escarpes atesti-gua una actividad mantenida de la falla. Yaque el segmento de falla estudiado es recti-líneo en una distancia de 25 km, su rupturapudo haber sido provocada por un sismocuya magnitud ha sido superior a Ms=7.Como en clima húmedo, la ruptura sísmicapudo ser obliterada. No se excluye el hechode que esta falla haya podido ser el lugar deun terremoto reciente. El único eventoconocido en esta zona es el terremoto deRiobamba que destruyó esta ciudad asícomo numerosas localidades de la Depre-sión Interandina (04 de febrero de 1797,MSK = 11; CERESIS 1985) y que pudohaber activado la falla de Pallatanga.Depresión Interandina: La estructura oblicuade la Megafalla Dolores-Guayaquil (Do-lores-Guayaquil Megashear), a lo largo dela cual se desarrolla la falla de Pallatanga,sigue hacia el norte a través de la DepresiónInterandina y marca su borde occidental. Laparte meridional de la Depresión Inter-andina que se extiende por más de 350 kmhacia el norte hasta Colombia, fue el epi-centro de numerosos sismos de fuerte in-tensidad desde 1687. La sismicidad instru-mental permite completar esta informacióncon los sismos del 6 de octubre de 1981 ydel 22 de septiembre de 1987 (Pennington

1981) que presentan mecanismos focales decompresión E-O con planos nodales N-S.La tectónica reciente o actual de esta zonaha sido, sin embargo, objeto de pocos estu-dios. El primer análisis de la tectónicareciente de la Depresión Interandina ecua-toriana fue realizado a partir de estudios demicrosismicidad y lineamientos fotogeoló-gicos (Hall et al. 1980). La Depresión Inter-andina era considerada como un grabenlimitado por fallas normales N-S y afectadarecientemente por fallas de rumbo dextralesNE (Baldock 1982, Hall y Yepes 1980, Hallet al. 1980, Hall y Ramón 1978, Maldonadoy Astudillo 1989).Los límites de la Depresión Interandina sonla Cordillera Occidental y la CordilleraOriental. Los terrenos que constituyen laparte superior del relleno de la DepresiónInterandina (Fig. 4) en la región de Lata-cunga-Ambato y que están afectados por latectónica reciente y actual, fueron datadoscomo del Plioceno superior-Pleistoceno(1,2 Ma por Barberi et al. 1988 y 1,8 a 1,44Ma por Lavenu et al. 1992). Ellos estánestratigráficamente sobre depósitos plioce-nos datados entre 3,5 y 2,6 Ma (Lavenu et al.1992) y miocénicos. Al oeste, un escarpe N-S de más de 500 m de altura se sigue desdeel volcán Sagoatoa al sur, hasta el volcánIlliniza al norte por unos 40 km. Aunquerectilínea a escala regional, la traza de esteescarpe es irregular, debido a la erosión flu-vial. Los pedimentos antiguos, aprovechan-do la erosión forman "entrantes" hacia laCordillera Occidental; otros pedimentos,más jóvenes, se forman al pie del escarpe.Las evidencias de terreno, como la convexi-dad del perfil del escarpe o su ausencia, lafalta de facetas triangulares, permite afirmarque se trata de un relieve sobre falla inversacon buzamiento oeste (Falla de La Vic-toria). El borde oriental, menos nítido mor-fológicamente, está sin embargo, marcadopor la falla inversa de Pisayambo la cualpone en contacto el Paleozoico sobre lasrocas plio-cuaternarias y miocenas de lacuenca.La red hidrográfica de la cuenca deLatacunga-Ambato está muy perturbadapor un conjunto de altos topográficos.Algunos de los ríos están desviados o sepierden en pequeñas planicies de fondoplano formando pantanos. Estos altos, cuya

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morfología es estrecha y alargada, son laexpresión de pliegues y de flexuras anticli-nales con 500 a 1000 m de ancho que seextienden por unos 30 km en dos fajas.Generalmente, el eje de los pliegues es N-S(NI60 a N188°E). Son pliegues asimétricosy con vergencia opuesta, hacia el este al

oeste y hacia el oeste al este y presentandeformaciones sinsedimentarias (discor-dancias progresivas acompañadas porslumps). Una primera deformación es ante-rior a la generación de flexuras mientrasque la segunda, más importante, es contem-poránea a ellas. Estas deformaciones son la

consecuencia de un acortamiento E-O.Estos pliegues y flexuras son jóvenes (pos-teriores a 1,8 a 1,4 Ma y anteriores a 1,2 Ma)y posteriores también a las primeras mani-festaciones de las fallas de La Victoria y dePisayambo. Los pliegues y las flexurasmuestran una cierta simetría en su morfolo-

Figura 3: Perfiles topográficos dibujados a lo largo de la falla Pallatanga, respectivamente a 40/60 m y 200 m paralelamente a la traza de la falla.Ellos permiten reconstruir los desplazamientos laterales sucesivos de esta falla de rumbo. Se caracterizan tres eventos significativos: uno de 41 mde rechazo, otro de 590 m, el último de 960 m (adaptado de Winter et al. 1993).


gía. En efecto, los bordes fallados determi-nan escarpes cuya pendiente es de 28 a 18%. Los dos pliegues principales, Jacha-huangu y Bellavista tienen pendientes másfuertes de 40 y 48 % mientras los pedimen-tos que los unen con los bordes oriental yoccidental de la cuenca tienen una pendien-te tan solo de 1%. Las estructuras están cu-

biertas en discordancias por la Toba Cha-lupas del Pleistoceno inferior (1,21 Ma)(Barberi et al. 1988) después de una fase deerosión. Posteriormente, los piroclastícosreciente, llamados Cangahua, han modela-do todo el paisaje.Más al norte, a la latitud de la ciudad deQuito, el borde oriental de la Depresión

Interandina está bien marcado en el paisaje.En cambio, el borde occidental, aunque cu-bierto en parte por depósitos volcánicos,está marcado por fallas N-S a NNE for-mando un escarpe que produce lomas alar-gadas que bordean su parte oriental. Lacuenca levantada de la ciudad de Quito, ubi-cada en el flanco del volcán Pichincha,

Figura 4: Morfología neotectó-nica en la Depresión Central deEcuador. En el mapa se notandiferentes estructuras geotectó-nicas (pliegues N-S y fallasinversas de borde de cuenca,falla La Victoria y fallaPisayambo) debidas al acorta-miento cuaternario en un siste-ma de restraining bend a lolargo del sistema de la megafa-lla Dolores-Guayaquil; 1: basa-mento cordillerano anteplioce-no; 2: rocas volcánicas cuater-narias; 3: deslizamientos; 4:pedimentos; 5: depósitos plio-cuaternarios; 6 a 9: principalesestructuras. Columna estratigrá-fica simplificada de los depósi-tos de la Depresión Central.Perfil esquemático de la depre-sión y cálculo del acortamientoposterior a 1,4 Ma (adaptado deLavenu et al. 1995).

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domina la Depresión Interandina de unos400 m. Esta estructura fue interpretada porSoulas et al. (1991) como un escarpe vincu-lado a una falla inversa ciega de buzamien-to oeste. Algunos perfiles permiten consta-tar que el escarpe está constituido por plie-gues y flexuras que afectan los depósitospiroclásticos procedentes de los volcanes dela Cordillera Occidental. La morfología deQuito corresponde a una estructura plega-da sobre falla inversa ciega de buzamientooeste. La cronología entre la formación dela Depresión Interandina, la actividad delvolcán Pichincha (desde al menos 1,3 Ma,Barberi et al. 1988) y la formación de la fle-xura de Quito resulta idéntica a la forma-ción evidenciada más al sur, en la región deLatacunga. La coincidencia entre las fallasde Quito y las fallas de Latacunga hace quese trata de la prolongación hacia el norte delsistema de fallas de Ambato/Latacunga.La Depresión Interandina se caracteriza poruna cuenca de edad pliocena terminal a cua-ternaria ubicada entre fallas de zócalo inver-sas. Los depósitos de esta cuenca plio-cua-ternaria descansan sobre los depósitos deuna proto-cuenca de edad miocena su-perior a pliocena cuyos sedimentos afloranen el sur de la depresión. Así, la formaciónde la Depresión Interandina habría empeza-do en el Mioceno superior. El acortamientoE-W que activa las fallas inversas está bienevidenciado en el transcurso del Pliocenosuperior. El acortamiento es im-portanteentre 2,6 y 1,4 Ma. La morfología es revela-dora de la continuidad de este acortamien-to, estimado en 1,4 mm.a-1 durante el Cua-ternario reciente. La sismicidad, los meca-nismos focales y las medidas de GPS evi-dencian actualmente la vigencia del acorta-miento E-W (Legrand et al. 2002, Kellog yVega 1995, Gutsher et al. 1999a, b).La Depresión Interandina era consideradahasta entonces como un graben limitadopor fallas normales N-S. Actualmente,todos los argumentos de campo que hemosobservado están a favor de una interpreta-ción en cuenca compresiva de tipo push-down, controlada en sus bordes por fallasinversas y deformada en su centro por plie-gues y flexuras compresivas activos desde elMioceno. Así, la zona central de la Depre-sión Interandina puede ser interpretadacomo una zona de tipo restraining bend de

dirección N-S, zona de transición en com-presión en un sistema de grandes estructu-ras de rumbo dextrales NE a NNE (falla dePallatanga al sur y falla de La Bonita-Gar-zón al norte).Falla activa de Girón-Santa Isabel: En el sur delos Andes ecuatorianos, más anchos ymenos elevados que en el norte del país, lasismicidad intracontinental está concentra-da en la zona subandina. Los mecanismosfocales calculados (Stauder 1975, Pennin-gton 1981, Chinn e Isacks 1983) correspon-den a fallas inversas y son nuevamente elresultado de una compresión aproximada-mente E-O. Los estudios de sismicidad his-tórica sólo señalan la existencia de un fuer-te sismo que destruyó parte de la ciudad deGirón, el 28 de febrero de 1913 (Obser-vatorio Astronómico de Quito 1959). Laciudad de Cuenca, ubicada a 40 km al nortede Girón, está localizada en una gran fallaregional de dirección NE que bordea al NEla cuenca de Cuenca y sigue hacia el SO másallá de Santa Isabel (Fig. 2). Aunque la parteseptentrional de esta falla no desplaza latopografía, su parte austral está marcadapor un frente montañoso abrupto de direc-ción NE, de unos 1.000 m de altura y reco-nocible a lo largo de 50 km. Este frente

montañoso define el valle asimétrico de Gi-rón-Santa Isabel, drenado por el río Girón-Rircay-Jubones. La falla de Girón está ubi-cada al este de la cuenca, al pie del escarpe.Ella está constituida por varios segmentosde falla de 5 a 20 km de largo, de orienta-ción promedio N351°E y separados porsegmentos inactivos de 0,5 a 5 km. En suparte inferior, el frente montañoso estácaracterizado por un escarpe reciente mar-cado en el paisaje por una traza blanca con-tinua por unos 3,5 km. Si bien los depósitosmio-pliocenos están deformados en com-presión y plegados según ejes aproximada-mente N-S, las deformaciones de los terre-nos cuaternarios muestran una deforma-ción en extensión (Fig. 5). La comparaciónde esta falla activa con otras fallas estudia-das en un ambiente similar (Hamblin 1976,Wallace 1977, 1978; Armijo et al. 1986) per-mite mostrar que la morfología del escarpeasí como el control del drenaje son ambasexpresiones de una actividad actual de unafalla normal. El drenaje regular que corta elescarpe determina facetas triangulares queresultan de procesos ya solamente erosivoso erosivos y tectónicos. Según las observa-ciones de campo y con la ayuda de los ma-pas topográficos, se puede constatar que

Figura 5: Corte de la falla normal de Girón (N36°E-40W). Al pie del escarpe principal, conbuzamiento al NW, se desarrollan fallas antitéticas formando un graben. Se midieron rechazos alo largo de los planos de fallas (adaptado de Winter 1990).


existen tres generaciones de facetas: i) lasmás antiguas tienen una altura de 600 a1000 m con pendientes de 8 a 15°, ii) lasintermedias tienen una altura de 400 a 650m con una pendiente de 12 a 22°, iii) lasmás jóvenes y más pequeñas tienen unaaltura de 150 a 360 m con pendientes de 20a 35°. Las facetas triangulares están separa-das por pequeños valles (o quebradas), másestrechos río abajo y al nivel del escarpe,más abiertos río arriba y describen una geo-metría en forma de "copa de vino", caracte-rística de fallas normales activas. ParaWinter (1990), el desarrollo de las cuencasde estos ríos en el frente montañoso estácontrolado por la falla y su geometría puedeser descrita por la relación entre el prome-dio de las separaciones entre las desembo-caduras de las quebradas y el promedio delas longitudes de las cuencas (Wallace 1978).Los valores obtenidos en la cuenca de Gi-rón están comprendidos entre 0,25 y 0,35,cercanos a los valores obtenidos porWallace (1978) en las Basin and Range (0,34

a 0,46) de EE UU. Los arroyos tributariosdel río Rircay no cortan profundamente elpiedemonte entre el escarpe y el río. Estoprobaría que el río Rircay se encaja lenta-mente y que la morfología del frente mon-tañoso, particularmente fresca, tendría unorigen tectónico.Existe un cierto número de estructurassuperficiales que forman un gráben, limita-do por fallas antitéticas de la falla principal.El origen de este gráben podría estar ligadoa una disminución del buzamiento de lafalla principal en profundidad. A partir deperfiles topográficos realizados a través elconjunto de las fracturas, los vectores dedeslizamiento que corresponden a uno ovarios eventos, pudieron ser determinados.En el segmento sur de la falla, la ausencia dedesplazamiento lateral horizontal de marca-dores morfológicos sugiere que la cinemáti-ca de esta falla es esencialmente normal.Esto sugiere que la gravedad es al menosparcialmente responsable de las rupturas desuperficie. Aquí, las fracturas de superficies

podrían corresponder a un hundimiento delrelleno sedimentario de la cuenca. Estasrupturas podrían también tener un origentectónico. Sin embargo, la ausencia de sis-mos históricos destructores sugiere que unmecanismo gravitario podría ser al origende una parte de los movimientos a lo largode este segmento de falla.Hemos podido concluir que hasta el Mio-ceno superior-Plioceno, las cuencas del surdel Ecuador estaban sometidas a un régi-men compresivo E-O (Noblet et al. 1988,Lavenu et al. 1993). Este régimen tectónicoes incompatible con las deformaciones ex-tensivas recientes observadas a lo largo dela falla de Girón. Si se estima que la alturatopográfica actual del frente montañoso(1.000 m) es equivalente al rechazo verticalmínimo a lo largo de la falla, la velocidad delevantamiento del frente montañoso sería almenos del orden de 0,2 mm/año desde elprincipio del Plioceno.

LOS ANDES CENTRALESDE BOLIVIAMARCO TECTÓNICO

El estado de esfuerzo actual en los Andesde Bolivia fue determinado a partir de aná-lisis microtectónicos de las fallas activascuaternarias (Lavenu 1986, Lavenu y Mer-cier 1991, Mercier et al. 1992) y de los datossísmicos (Cabré y Vega 1989, Cahill e Isacks1992, Lamb 2000). La deformación desuperficie de los altos Andes se caracterizapor fallas normales, aunque los límites oestey este de ellos (antearco y antepaís) se carac-terizan por mecanismos que inducen defor-maciones en compresión. En la CordilleraOccidental (Fig. 6), las deformaciones re-cientes y activas resultan de una tectónicaen extensión de dirección N-S. En la Cor-dillera Oriental, la sismicidad y las fallas derumbo activas resultan tanto de una exten-sión N-S como de una compresión E-O.Cerca de la zona de subducción, los meca-nismos focales de los sismos evidencianuna compresión E-O aproximadamente pa-ralela a la dirección de convergencia entreambas placas. Cabe notar que en el sur delPerú, en la zona costera, el estado de esfuer-zo es compatible con una extensión dedirección N-S como en los altos Andes deBolivia. Aparentemente no es el caso en

Figura 6: Modelo numérico de los altos Andes de Bolivia. Ubicación de los sitios principalesmedidos: sitios de La Paz, Charaña, Cochabamba y Tarija (MNT, cortesía de P. Roperch).

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Chile, donde en el norte se observan defor-maciones debidas a una compresión N-S(González et al. 2003, Allmendinger et al.2005, Marquardt com. pers. 2005).La tectónica neógena de los Andes deBolivia está marcada por una deformaciónextensiva de dirección E-O entre 6 y 3 Ma(Lavenu 1995), y por una deformación encompresión de dirección N80°E a E-O,entre 3 y 2 Ma (fase quechua 4, Lavenu1988, Sébrier et al 1988). Esta deformaciónpresenta un desarrollo diacrónico, siendoanterior a 3 Ma al oeste en la CordilleraOccidental y su piedemonte altiplánico, ymás joven al este entre 2,8 y 1,6 Ma, en lacuenca de La Paz, al pie de la CordilleraOriental (Lavenu 1988). El estado deesfuerzo en los Andes de Bolivia fue inter-pretado como el resultado del efecto de unaalta topografía compensada (Mercier et al.1992). Durante el Plioceno (~ 6-3 Ma), elrégimen tectónico fue responsable de unadeformación en extensión de dirección E-W (Lavenu y Mercier 1991). Durante elPlioceno Tardío-Pleistoceno Inferior (3-2Ma) un evento tectónico compresivo afectóesta región. Este régimen se caracteriza porun eje de esfuerzo σ1 de dirección E-O,cercano a la dirección de convergencia, yfue responsable de la deformación, quereactiva fallas de rumbo y fallas inversasantiguas. Este régimen fue seguido por unadeformación tectónica en compresión N-Sdel Plioceno Tardío-Pleistoceno inferior.Después, desde el Pleistoceno Inferiorhasta el presente, el Altiplano y los altosAndes, están afectados por una tectónica enextensión con fallas normales kilométricascon rechazo de varias decenas de metros yσ3 de dirección N-S. Este campo de esfuer-zo es el resultado de fuerzas de volumendebidas a la alta topografía compensada dela cadena (Dalmayrac y Molnar 1981,Froidevaux e Isacks 1984). El esfuerzo ho-rizontal intermedio σ2, de dirección E-Oestá aproximadamente paralelo a la direc-ción de convergencia y el esfuerzo máximocompresivo σ1, vertical, aumenta con latopografía en relación con el peso de la ca-dena (Mercier et al. 1992).El análisis de la deformación de las zonasde alturas intermedias es más complicado.Estos sectores se caracterizan por fallasnormales y fallas de rumbo e inversas debi-

das a dos regímenes de esfuerzos cuaterna-rios contemporáneos. Uno es un esfuerzotranspresivo relativamente débil, con σ1 dedirección E-O y σ3 de dirección N-S. Elsegundo, más intenso, es un esfuerzo exten-sivo con σ3 de dirección N-S y con σ2 = E-O. Si se admite que el esfuerzo vertical (σzz= σ1) es resultado del peso de una topogra-fía isostáticamente compensada, el estadoparticular de esfuerzo transpresivo es con-sistente con la posición intermedia de lacuenca entre la zona baja subandina, concompresión E-O marcada por fallas inver-sas, y los altos Andes con extensión N-S.Compresión N-S: La compresión N-S ha pro-vocado únicamente fallas inversas en elAltiplano occidental boliviano durante ellímite Plioceno-Pleistoceno. El paso delevento compresivo E-W Plioceno Superioral evento compresivo N-S del Plioceno Tar-dío está bien caracterizado y es relativamen-te constante en Bolivia, distinto de lo que seobserva en Perú, en la región del Cuzco,donde por falta de criterios estratigráficosprecisos, estos regímenes no pueden sepa-rarse. Según Cabrera et al. (1991), ellosresultarían más bien de un mismo eventotectónico de edad pleistocena inferior, conpermutación de los ejes σ1 y σ2. En elAltiplano boliviano, varios sitios de medidapermiten observar esta deformación. Es elcaso de la localidad Charaña (Fig. 7), cercade las fronteras con Chile y Perú, donde la

ignimbrita Perez (3,3 Ma, Lavenu et al.1989) está cubierta por depósitos lacustresdel Pleistoceno Inferior y por depósitoscuaternarios recientes. Esta igni-mbrita estáafectada por fallas inversas de bajo ánguloque desplazan su superficie pero que nocortan los depósitos lacustres. Estas fallasde dirección E-O tienen también una cine-mática compatible con una compresión N-S. Lo mismo ocurre en la cuenca de La Paz,donde los últimos depósitos del Pliocenomás jóvenes que 2,8 Ma y anteriores a 1,6Ma, presentan dos sistemas de fallas com-patibles con compresión N-S (fallas inver-sas y fallas de rumbo inversas) y extensión(fallas normales). El análisis de estas defor-maciones es relativamente complejo pero sepuede demostrar que los depósitos cuater-narios, posteriores a 1,6 Ma (edad de unacinerita pleistocena, Lavenu et al. 1989), pre-sentan únicamente fallas normales. Otrossitios del Altiplano permiten evidenciar estacompresión cuaternaria N-S pero la defor-mación es siempre discreta y se adviertesolo por un número reducido de fallas in-versas compatibles con esta dirección.En la Cordillera Oriental, en la cuenca deCochabamba-Sacaba, los sedimentos plio-cenos (2,60 ± 0,48 Ma, Kennan et al. 1995)aparecen también deformados. Los plieguesy las fallas son compatibles con la compre-sión N-S, como en el Altiplano. Los sedi-mentos son cubiertos en discordancia por

Figura 7: Deformación de la Ignimbrita Perez (3,3 Ma) en Charaña; fallas inversas, resultado dela compresión N-S pleistocena. La medición del pitch de estrías en un plano de falla indica unacortamiento de dirección N25°E (Lavenu 1986).


depósitos fluvio-lacustres horizontales delCuaternario reciente en los cuales se obser-van algunas trazas de fallas inversas, pero laausencia de estrías no permite determinaruna dirección de compresión.Si bien la compresión E-O puede explicar-se por un aumento del acoplamiento entreplacas, cual fuere el motor de este acopla-miento (cambio de pendiente del slab, cam-bio de velocidad y de oblicuidad de la con-vergencia, etc.), es más difícil explicar lacompresión N-S, tal vez debida a condicio-nes de deformación locales heterogéneas,con permutación de los ejes σ1 y σ2.Extensión N-S: Esta deformación alcanzageográficamente una gran difusión en elAltiplano, pero también en la CordilleraOriental, en el arco volcánico y hasta en lacosta del sur de Perú (Sébrier et al. 1988,Lavenu y Mercier 1991, Mercier et al. 1992).En el Altiplano boliviano y particularmenteen la región de La Paz, el levantamientocontinuo de la cordillera en relación al nivelde base del Altiplano es contemporáneo auna extensión N-S. Ello se comprueba conel análisis de las superficies de ablación delpiedemonte de la Cordillera Oriental haciael Altiplano, sus imbricaciones y su infle-xión. En la cuenca de La Paz, el techo de lasecuencia pliocena indica un cambio climá-tico marcado por un enfriamiento impor-tante del clima y una primera glaciación(glaciación Patapatani, Clapperton 1979),anterior a 2,8 ± 0,1 Ma (Lavenu 1986,Lavenu et al. 1989). Posteriormente, el Cua-ternario de la cuenca se caracteriza por unaalternancia de unidades glaciales e intergla-ciales, en un primer tiempo ampliamentedistribuidas en un pedimento que ocupatodo el pie de la Cordillera Oriental hacia elAltiplano y después limitadas a algunosvalles glaciarios profundos. Las unidadesinterglaciales corresponden a extensos la-gos ubicados en el Altiplano, siendo el últi-mo testigo el Lago Titicaca. En el piede-monte de la cordillera, los altos niveles deestos grandes lagos correspondían a rasgosmorfológicos como los depósitos intergla-ciales, las superficies de ablación (S6 a S4) ylas terrazas fluviales (t3 a t0) (Lavenu 1981,Lavenu et al. 1984, Lavenu 1992). Al pie dela Cordillera Oriental, en la cuenca de LaPaz, los depósitos cuaternarios descansansobre sedimentos pliocenos y el contacto es

definido por una superficie de ablaciónpoligenética S6. La base está constituida pordiferentes depósitos glaciales morrénicosde casquete de hielo y conglomerados flu-vio-lacustres datados en 1,6 Ma (Lavenu etal. 1989). Encima, y encajonados en losdepósitos anteriores, posteriormente a unafase importante de erosión, se observandepósitos morrénicos de valle. Numerosasfallas normales afectan estos depósitos cua-ternarios, tanto en el Altiplano como en elpiedemonte de la Cordillera Oriental.La superficie topográfica del Altiplano en lazona de La Paz se encuentra desplazada porescarpes de fallas. Un perfil, perpendicular aestos escarpes, muestra que se trata de unhorst con depósitos de edades pliocena ypleistocena y con fallas antiguas que fueronactivadas tanto en el Plioceno como en elCuaternario (Fig. 8). Un primer episodio deextensión existe entre las superficies S6 yS5/S4, con posterioridad a 1,6 Ma. El

rechazo aparente alcanza más de 80 m. Enuna segunda etapa, la superficie S5/S4 fuetambién desplazada aproximadamente unmetro. Finalmente, en la superficie topográ-fica actual se observa un escarpe activo deunos decímetros de alto. En el plano defalla más reciente, las estrías son compati-bles con la extensión N-S. Un análisis de lasfallas estríadas medidas en los depósitospliocenos y cuaternarios indica una exten-sión con σ3 = N14°E. En el flanco occi-dental de la Cordillera Oriental, depósitospliocenos como depósitos cuaternarios gla-ciales y interglaciales son fallados y formanun graben. Se notan perfectamente los des-plazamientos de varios marcadores estrati-gráficos como una toba datada en 2,8 ± 0,1Ma (Evernden et al. 1977, Lavenu et al.1989). La suma de los rechazos unitarios encada falla alcanza más de 400 m. El análisisnumérico de todas las fallas estríadas mues-

Figura 8: Parte NE del horst observado en la superficie del Altiplano en la ciudad de La Paz.Los planos de falla estríados son compatibles con una extensión N-S (Lavenu 1995).

Figura 9: Extensión NE-SW en la cuenca de Cochabamba a lo largo de la falla Tunari,Cordillera Oriental.

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tra una extensión cercana a N-S con σ3 =N201°E y σ1 vertical. Esta extensión sepudo observar también en otros sitios tantoen la zona de La Paz como en el Altiplanodonde los depósitos pliocenos y pleistoce-nos son afectados por fallas E-W normalesy estríadas, compatibles con la dirección deextensión N-S.En la Cordillera Oriental, la cuenca deCochabamba-Sacaba (Fig. 9) contiene de-pósitos sedimentarios pliocenos, plegados yfallados. Son cubiertos en discordancia pordepósitos fluvio-lacustres horizontales delCuaternario, aparentemente sin deforma-ciones. Sin embargo, el borde norte de lacuenca está limitado por la gran FallaTunari de dirección WNW. Pequeñas terra-zas o superficies de ablación se escalonan alo largo de esta falla y estos rasgos son másnumerosos al norte de la cuenca, donde lafalla muestra un levantamiento importanteresultado de la actividad de la falla duranteel Cuaternario. El análisis microtectónicode la cuenca de Sacaba, calculado a partir defallas normales medidas en los depósitospliocenos indica una dirección de extensiónNE-SW (σ3 = N41°E), perpendicular a lafalla Tunari.

ZONA PARTICULAR INTERMEDIADEL FLANCO ORIENTAL DE LACORDILLERA ORIENTAL

La cuenca de Tarija, ubicada en el sur de laCordillera Oriental, presenta un relleno desedimentos neógenos y sobretodo pleisto-cenos con abundantes fósiles (Takai etal. 1982), datados más precisamente pormagnetoestratigrafía entre 1 y 0,7 Ma(McFadden et al. 1983). Las deformacionesobservadas en la cuenca son de naturalezadiferente: existen fallas normales compati-bles con una extensión N-S; existen tam-bién fallas de rumbo compresivas que afec-tan los mismos terrenos pleistocenos y queresultan de un régimen tectónico transpre-sivo con σ1 horizontal y de direcciónN85°E y σ3 horizontal y N-S como la direc-ción de extensión calculada anteriormente(Fig. 10). La cuenca de Tarija se ubica topo-gráficamente entre la zona subandina baja(donde σ1 E-W es horizontal y σ3 vertical)y los altos Andes (donde σ1 es vertical y σ3es N-S). El estado de esfuerzo transpresivo

con σ2 vertical es compatible con la ubica-ción de la cuenca si se admite que el esfuer-zo vertical se debe al peso de la topografíacompensada isostáticamente y estaría en"equilibrio" con el esfuerzo horizontal σ1 =E-W. El régimen en extensión plantea pro-blemas y podría explicarse por un levanta-miento que aumenta la topografía y crea enel mismo tiempo una extensión N-S pareci-da a la observada en los altos Andes ydonde σ1 se vuelve vertical.

LOS ANDES CENTRALESDE CHILEMARCO GEOLÓGICO

Los Andes, en Chile, de oeste a este, pre-sentan tres dominios paralelos tectónica-mente distintos: i) un antearco ubicadoentre la fosa Perú-Chile y la CordilleraPrincipal, donde se encuentran la Cordillerade la Costa y depresiones centrales longitu-dinales, ii) un arco magmático en laCordillera Principal, y iii) un antepaís dondelas deformaciones más recientes se ubicanen Argentina (Costa et al. 1997) (Fig. 11). Elplano de subducción se divide en variossegmentos cuya pendiente hacia el estevaría: entre 18°-27°S, la pendiente es fuerte,de 30°; en el centro, entre 27°-33°S, la pen-diente es plana de 5 a 10° (flat slab) y alsur, de nuevo, hay una pendiente fuertecercana a 30°.Las deformaciones estudiadas se localizanesencialmente en las zonas de antearco(Costa y Depresión Central en el norte ycentro-sur de Chile) y de intraarco (Sistemade falla Liquiñe-Ofqui, en el sur). Los resul-tados obtenidos muestran una gran varie-dad en las características de las deformacio-

nes, tanto en los regímenes de esfuerzosque las producen, como en las direcciones

Figura 10: Análisis de la compresión E-W y la extensión N-S contemporáneas, en los sedimen-tos pleistocenos de la cuenca de Tarija en la Cordillera Oriental.

Figura 11: Principales estructuras de losAndes de Chile y ubicación de los sitios demedida de fallas.


de los esfuerzos en el Neógeno y elPleistoceno.A lo largo de la costa chilena, en ciertaszonas bien localizadas (e.g. Península deMejillones, Caldera, Altos de Talinay yPenínsula de Arauco), la deformaciónobservada durante el Pleistoceno superior-Holoceno es una extensión de direccióncercana a E-W. Esta deformación caracteri-za las zonas más occidentales del antearcocontinental, cercanas a la fosa (~ 80 km).Esta deformación no parece ser directa-mente ligada a las fuerzas de borde debidasa la convergencia, sino que podrían ser laconsecuencia de una curvatura (bending) cor-tical cosísmica ligada a los sismos de sub-ducción de interplaca y podrían resultar delreajuste de la topografía después del levan-tamiento de esta parte de la costa (fuerza devolumen debida a la topografía). El eje deesfuerzo extensivo σ3 tiene una direcciónE-W, σ2 = N-S y σ1 queda vertical. Estefenómeno podría estar relacionado con lazona de acoplamiento máximo entre laplaca oceánica y la placa continental en losAndes Centrales que funcionarían comouna zona de tipo bloqueo (buttress). En elnorte de Chile, a 23°S y a 27°S respectiva-mente, las terrazas marinas cuaternariasmás altas, ubicadas a alturas de 200 a 450 m,sugieren tasas de levantamiento tectónicode 0,2 a 0,6 mm.a-1 para el Cuaternario(Ortlieb et al. 1996 a, Marquardt et al. 2004,Marquardt 2005).En los Andes chilenos, cerca de 27°S yentre 32° y 46°S, el análisis de la deforma-ción frágil, en rocas neógenas de la costa, alo largo de la Depresión Central y a lo largodel sistema de falla Liquiñe-Ofqui (Cem-brano et al. 1996) muestra la existencia dedos eventos tectónicos (Lavenu y Cem-brano 1999). El primer evento plioceno(post 5,4 Ma y anterior a 1,6 Ma) se caracte-riza por un régimen tectónico compresivogeneralizado que se observa en las zonasactuales de antearco e intraarco: σ1 es dedirección E-W, σ2 es N-S y σ3 vertical. Esterégimen tectónico fue reconocido tambiénen los Andes de Bolivia, durante el PliocenoSuperior. Posteriormente, durante el Cua-ternario existe una partición de la deforma-ción con la existencia de dos estados deesfuerzo diferentes: en la faja estrecha delantearco, se observa una deformación com-

presiva cuyas direcciones de los esfuerzosson: σ1 = N a NNE, σ2 = E a ESE y σ3vertical. En la zona de intraarco, existe unadeformación transpresiva debida a un esta-do de esfuerzo con σ1 = NE, σ3 = NO y σ2vertical. Los mecanismos focales en la zonade antearco (36°S) y en la zona de intraarco(38°S y 46°S) son consistentes con los datosmicrotectónicos (Lavenu y Cembrano1999). El régimen compresivo N-S del ante-arco puede ser relacionado con el efecto dela partición de la deformación que provocaun desplazamiento hacia el norte de esebloque. Este movimiento pue-de ser tam-bién la consecuencia del choque entre ladorsal de Chile y el margen del antearcocerca del punto triple de Chile. La zona deacoplamiento máximo entre las placas oce-ánica y continental podría actuar comozona de bloqueo impidiendo o limitando eldesplazamiento del bloque costero hacia elnorte. Este desplazamiento hacia el norteno dependería únicamente del ángulo de laconvergencia relativa de las placas sino tam-bién de la geometría del límite entre placasque se estima generalmente rectilíneo. Enefecto, un margen convergente cóncavohacia la placa subducida (McCaffrey 1992),como es el caso en Chile, estaría sometido aun acortamiento paralelo al margen y lazona de antearco estaría bloqueada y sinposibilidad de moverse libremente en ladirección de la componente de rumbo de laconvergencia oblicua, efecto que Beck(1991) llama efecto buttress (Lavenu yCembrano 1999). Sin embargo Allmendin-ger et al. (2005) estiman que la compresiónN-S, observada en la misma época para elnorte de Chile, podría no resultar única-mente de ese efecto e invocan la posibilidaddel acoplamiento de las placas, la oblicuidadde la convergencia y la flexión del oroclinoboliviano. Así, la partición de la deforma-ción en la zona límite de placas muestra queel régimen tectónico cuaternario es máscomplejo de lo propuesto por Dewey yLamb (1992).Así, este segmento de los Andes del sur deChile, asociado a grandes fallas de rumbo ya un gran ángulo de la oblicuidad de la con-vergencia, se desliza hacia el norte. Unaparte importante de la energía, transmitidapor la placa subducida a la placa cabalgante,está absorbida por el escape libre hacia el

norte de grandes fajas estrechas y paralelasal margen. La parte reducida restante de laenergía no favorece un importante engrosa-miento cortical de este angosto segmentode los Andes, proceso donde también inter-actúan factores climáticos. Al contrario, enlos segmentos de la cadena que tienen unaoblicuidad de la convergencia de ángulobajo como en Perú y Bolivia, la detenciónprogresiva del movimiento lateral se debe azonas de bloqueo y la energía es absorbidapor el engrosamiento cortical y un anchoimportante de la cadena.

EXTENSIÓN E-W EN LA ZONA DEANTEARCO

Terrazas marinas levantadas y falladas, consecuen-cia de la extensión pleistocena E-W: Las terrazasmarinas cuaternarias preservadas en losmárgenes convergentes activos, son el pro-ducto de la combinación de dos fenóme-nos, los cambios eustáticos del nivel del mary el levantamiento tectónico del continente.Su formación ocurre durante los máximosinterglaciales y su presencia se debe a movi-mientos verticales regionales que las prote-gen de la erosión marina costera. Las preci-pitaciones reducidas limitan la erosión y laalteración de los antiguos sedimentos coste-ros. Particularmente en Chile, las terrazasmarinas y sus sedimentos continentales aso-ciados, bien preservados y en parte datados,son generalmente cortados por fallas nor-males cuando se encuentran a una distanciaaproximada de 80 km de la fosa. El sistemade falla de Atacama es una estructura conti-nua de más de 1.000 km de largo en laCordillera de la Costa del norte de Chileentre Iquique (20°S) y La Serena (30°S). Elsegmento norte, con más de 600 km delargo, presenta una morfología bien des-arrollada, a veces con escarpes importantesde una decena a un centenar de metros dealtura. Es un sistema de fallas cuya historiacuaternaria tiene varias controversias.Primero fue considerado como dextral(Saint Amand y Allen 1960) después sinis-tral en la zona del salar del Carmen (Armijoy Thiele 1980), y luego en la misma zonacon una pequeña componente dextral(Dewey y Lamb 1992). Finalmente, Delouiset al. (1998) caracterizaron rigurosamente elmovimiento normal de la falla de Atacama

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durante el Cuaternario y demostraron que alo largo de los segmentos principales deeste sistema de fallas, orientados aproxima-damente NE a NO, no existen movimien-tos horizontales a gran escala. La deforma-ción se caracteriza por un levantamientovertical, asociado a una extensión horizon-tal característica de fallas normales. El esta-do de esfuerzo en esta parte del ante-arcose podría explicar según tres mecanismosprincipales de acuerdo con estos mismosautores. El primer mecanismo, cosísmico,corresponde a los grandes sismos de sub-ducción. El deslizamiento inter-placas pro-vocaría esfuerzos de extensión en la cortezasuperior, con dirección promedio paralela alvector deslizamiento. El segundo mecanis-mo, intersísmico, se produciría entre dosgrandes sismos, período durante el cual lacorteza continental es empujada hacia eleste. Este movimiento de drag effect seopone al desplazamiento a largo plazo de laplaca Sudamericana hacia el oeste y enton-ces, pone esta parte de la placa en un esta-do de acortamiento (Chlieh et al. 2004).Finalmente, el tercer mecanismo sería el re-sultado de la erosión tectónica, cercana a lafosa asociada a underplating en la zona cos-tera que produciría una flexura y un levan-tamiento a gran escala del ante-arco. Estelevantamiento es asociado a una extensiónsuperficial, consecuencia de una subsiden-cia del margen oeste más externo de la cor-teza continental y de un levantamiento de lazona costera (véanse referencias en Delouiset al. 1998). Resulta una deformación enextensión, siendo la deformación cosísmicamás concentrada en la parte externa delante-arco, o parte costera, en relación a ladeformación intersísmica. Además Delouiset al. (1997) destacaron la paradoja de la"tectónica chilena", tener los sismos cono-cidos más fuertes y tan pocos ejemplareshistóricos de rupturas superficiales.Península de Mejillones (23°S): En el sistemade falla de Atacama, la península de Meji-llones (Fig. 12) aparece como el rasgo geo-morfológico del norte de Chile más salientea lo largo de la costa, con rumbo N-S. Enese lugar, las terrazas marinas, los cordoneslitorales y los conos aluviales cuaternariosson cortados por varias fallas normales ygrietas de tensión de gran tamaño que sepa-ran bloques basculados. Uno de los princi-

pales escarpes de falla normal se observa enla extremidad NE de la Península donde lafalla Mejillones corta conos aluviales conrechazos acumulados importantes.La falla Mejillones, al pie del Morro Me-jillones, tiene una longitud total de aproxi-madamente 25 km (segmentos acumulados)y separa bloques fallados y levantados, enlos cuales se advierten una serie de platafor-mas de abrasión marina pliocenas y cuater-narias encajonadas en las rocas del basa-mento. Al pie de estos bloques, se desarro-lla la Pampa Mejillones que constituye unacuenca sedimentaria rellena por depósitosneógenos marinos y cubierta por secuenciasde cordones litorales formados durante losúltimos 400 ka (Ortlieb 1995, Ortlieb et al.1996b). La Falla Mejillones (acimut 5°E ±11°, buzamiento 60°E) corta los depósitosaluviales más jóvenes, lo que indica unaactividad muy reciente. El escarpe alcanza

unos 400 a 500 m de alto, con buzamientoal este presenta un conjunto de facetastriangulares y superficies de abrasión mari-nas levantadas. El escarpe de la falla princi-pal tiene una altura de 8 a 10 m en los conosaluviales antiguos y solamente 5 a 6 m enlos conos de edad intermedia. Las rupturasmás recientes presentan un escarpe de 0,30a 1,5 m. Aparentemente, los conos y losúltimos depósitos fluviales no presentanescarpes aunque se puede observar grietasde tensión, paralelas a la falla, probable-mente generadas durante el sismo deAntofagasta de 1995. Dos terrazas aluviales,S1 y S2 (Marquardt et al. 2003) cubren endiscordancia una superficie de abrasiónmarina estimada en 125 ka (MIS 5); ambasterrazas son cortadas por la falla con des-plazamientos acumulados de 13 ± 1 m paraS1 y 5,5 ± 0,5 m para S2. Dataciones 10Bede estas superficies han dado 46,5 ± 3,7 ka

Figura 12: Península de Mejillones. Principales fallas normales cuaternarias. Dos sitios de fallasfueron analizados: El Rincón en Mejillones (norte de la península) y la falla Bandurrias en La Rin-conada (sur de la península). En ambos sitios, se nota una extensión cuaternaria cosísmica E-W.


para S1 y 26,3 ± 1,7 ka para S2. Estas eda-des permitieron calcular las tasas de despla-zamiento vertical a lo largo del espejo defalla que se estiman entre 0,28 ± 0,04 mm.a-1 (S1) y 0,21 ± 0,03 mm.a-1 (S2). El análisismicrotectónico de las medidas de estríasobservadas a lo largo de estos espejos defallas permitió determinar una dirección deesfuerzo E-W con σ3 = N89°E.En la Playa La Portada en Antofagasta, elsistema de la falla Bandurrias, constituidopor fallas normales subverticales y de direc-ción NNW, afecta los sedimentos pliocenosy cuaternarios, formando el Graben Ban-durrias. Un análisis microtectónico permitecalcular una dirección de esfuerzo σ3 =N257°E. En el borde oeste del graben, a lolargo de la falla principal, una grieta abiertaa lo largo de la cual se produjo un pequeñodeslizamiento, afecta un cono aluvial muyreciente, consecuencia del sismo de Anto-fagasta de 1995.Región de Caldera (27°S): En Caldera, lasecuencia de terrazas se compone de sieteniveles, donde paleolíneas de costa seencuentran a alturas que varían desde0m/+3 m a +200 m. Tres sitios son parti-cularmente representativos de la tectónicaextensiva cuaternaria que afecta estas terra-zas; dos se agrupan en lo que llamamos elgraben de Caldera, el tercero es la falla Ba-hía Inglesa (Marquardt et al. 2004).El graben Caldera está limitado por la fallaCaldera al SE y la falla Calderilla al NW.Está constituido por un conjunto de escar-pes de fallas verticales de dirección NE conun rechazo de 2 a 4 m que cortan las líneasde costa del Cuaternario antiguo. No existerechazo lateral y el pie de los escarpes queva desde el nivel del mar actual, en la playa,hasta más de 45 m de altura, se caracterizapor el desarrollo de pantanos de tipo sagpond, actualmente secos. La falla Caldera esla principal y tiene una longitud de 7 kmcon dirección N55°E. Una trinchera permi-tió una observación detallada de los dife-rentes planos de falla del borde SW del gra-ben. El análisis microtectónico permitiócalcular una dirección de extensión WNWcon σ3 = N302°E. La falla Calderilla tieneuna longitud de 5 km y una direcciónN20°E con un buzamiento al este. En unatrinchera perpendicular a este segmentonorte del graben se puede observar la suce-

sión de varios movimientos de este sistemade fallas durante el Cuaternario (Fig. 13)(Lavenu 2006). El cálculo de un tensor deesfuerzo da una dirección de extensión cer-cana a E-W (σ3 = N284°E). Este sistemade fallas corta la base de los depósitos cua-ternarios asociados a la terraza asignada alestadio isotópico marino 5 (EIM 5), estima-

do en 125 ka máximo. Eso permite calcularuna tasa de desplazamiento vertical mínimodel orden de 0,3 a 0,4 m.ka-1. Esta tasa escomparable a la tasa de levantamiento de lacosta calculada en 0,3 mm.a-1 (Marquardt etal. 2004) (Fig. 14). El levantamiento de lacosta y el desplazamiento debido a la defor-mación frágil se producirían simultánea-

Figura 13: Análisis morfoestructural del margen occidental del graben de Caldera. La fallaCalderilla (N40°E 70°E p78°S) tiene una historia compleja con varios movimientos durante elCuaternario. El último rechazo alcanza casi 1 m (depósito E) (adaptado de Lavenu 2005).

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mente durante la deformación de la placacontinental en los grandes sismos de sub-ducción.La falla Bahía Inglesa, unos kilómetros alsur del graben Caldera, tiene una direcciónNNE y una longitud de 2,5 km. El escarpebuza 80° al oeste en su segmento norte y70° al este en su segmento sur, lo que co-rresponde a una falla en tijera (Fig. 15). Ensu parte central, este sistema de fallas cons-tituye un pequeño horst con un rechazomedido máximo de 4 m. Es compatible conuna extensión WNW y afecta también losdepósitos de la terraza EIM 5 (ca. 125 ka).La tasa máxima de desplazamiento verticalcalculada es 0,27 m.ka-1. En la zona deCaldera, la tasa de levantamiento general delas terrazas y por ende de la línea de costa,durante los últimos 430 ka (MIS 11) se cal-culó en 0,31 mm.a-1. Corresponde aproxi-madamente a la tasa de deformación y deldesplazamiento tectónico a lo largo de lasfallas normales cuaternarias (Marquardt etal. 2004), comparable con las diferentes ta-sas calculadas en la península de Mejillones.Norte Chico-Sur de La Serena (~ 32°S): Lafalla Quebrada El Teniente, localizada al surde la península de Alto Talinay, en la que-brada El Teniente, pertenece a un sistemade fallas que afecta depósitos atribuidos alCuaternario, formando un pequeño horst.La superficie topográfica actual no presentaescarpe de falla. Estrías medidas en los pla-nos de fallas (falla normal principal N10°E47°W p74°S) demuestran que son compati-

bles con una extensión de dirección E aENE.Península de Arauco (37°S): Algunas observa-ciones de terreno nos permitieron estudiarla deformación extensiva post-pliocena dedirección ENE, sin posibilidad de cálculo

del tensor de esfuerzo. Para Melnick et al.(2005), estas fallas normales visibles ensuperficie constituyen un graben comoconsecuencia de una deformación por fle-xión y reajustes por gravedad locales asocia-dos a plegamiento y levantamiento.

Figura 14: Modelo de levantamiento de la costa en Caldera a partir del estudio de las terrazas marinas cuaternarias desde el estadio isotópico marino 5(EIM 5) (a, c, e) datado en 125 ka hasta el EIM 11 datado en 430 ka. La tasa promedio de levantamiento se calculó en 0,3 a 0,4 m/ka (modificado deMarquardt et al. 2004).

Figura 15: Detalle de la falla Bahía Inglesa y su movimiento en tijera. Del perfil C al perfil D elsegmento de falla más occidental cambia de buzamiento, pasando de este a oeste.


COMPRESIÓN N-S Y TRANSPRE-SIÓN NE-SW, CONSECUENCIAS DELA PARTICIÓN DE LA DEFORMA-CIÓN PLEISTOCENA

Compresión N-S pleistocena en la zona de antear-co: La costa, que se encuentra siempre aquía más de 100 km de la fosa al interior delantearco, sufre un levantamiento generalpero no se advierte una deformación enextensión como en Caldera o la penínsulade Arauco. Al contrario, se observa unacompresión N-S como en el resto del ante-arco. Al sur de Valparaíso, en San Antonio,una secuencia neógena-cuaternaria(Valenzuela 1992, Wall et al. 1996) está cor-tada por una superficie de abrasión a200/250 m de altitud cuya edad se estimaen pliocena superior/cuaternaria antigua.Esta superficie está cortada por la erosión ysedimentos arenosos pleistocenos que seencajonan en esta superficie. Descansansobre un paleorelieve de gneises del subs-trato paleozoico del batolito costero. Unafalla inversa hace cabalgar estos gneises

sobre las arenas pleistocenas. Cerca, otrasfallas inversas afectan los gneises. Un análi-sis microtectónico de estas fallas estríadaspermite concluir en una dirección de com-presión σ1 = N185°E.En Chile Central y Sur, entre 33° y 47°S,esta deformación en compresión se obser-va tanto en la costa como en la Depresióncentral y en el flanco oeste de la CordilleraPrincipal. Así, a 30 km al SE de Santiago,una falla inversa afecta los depósitos esti-mados de edad pleistocena media de unaterraza fluvial alta del Río Maipo (Fig. 16).La falla no desplaza la superficie topográfi-ca actual de la terraza. Varias pequeñasfallas inversas son paralelas a la traza de lafalla principal y un cálculo permite caracte-rizar la dirección de esfuerzo como σ1 =N338°E. El substrato de las terrazas cuater-narias, de edad oligo-miocena, está tambiénafectado por esta tectónica de compresiónde dirección N-S (σ3 = N162°E). Más alsur, en la Depresión Central, los sedimentoscuaternarios fluviales a fluvio-glaciales (Va-rela y Moreno 1982, Thiele et al. 1998) son

afectados por fallas inversas con rechazométrico, compatibles con una dirección decompresión aproximadamente N-S (σ1=N359°E en Esperanza y σ1 = N190°E enQuilquihenco). Todavía más al sur, al estede Puerto Montt, gravas atribuidas alCuaternario (Heusser y Flint 1977; Hausser1986) son afectadas también por una defor-mación en compresión de dirección prome-dio NNE (cálculos hechos en tres sitios demedidas indican σ1= N204°E, σ1= N26°E,y σ1= N48°E). En la isla de Chiloé, variosafloramientos de rocas neógenas y cuater-narias presentan una deformación en com-presión cercana a N-S (σ1 entre N9°E yN52°E).Transpression NE-SW pleistocena en la zona deintraarco: A lo largo del sistema de fallaLiquiñe-Ofqui, en el arco volcánico se pudoevidenciar la partición de los esfuerzosdurante el Cuaternario, gracias a unas 208medidas en seis sitios en rocas de edad mio-cena (8,1 Ma) a pleistocena (1,6 Ma y másjoven) (edades de acuerdo a Munizaga et al.1984, 1988, Cembrano et al. 1996, Alarcon

Figura 16: Las terrazas delrío Maipo (este de Santiagode Chile) y la compresióncuaternaria N-S. Una terrazaalta está afecta por una com-presión dando lugar a falla-miento y pliegues de arrastre.Estrías en cantos rodadospermiten calcular un tensorde esfuerzo cercano a N-S(σ1 = N338°E).

A. LAVENU520

1995). En el intraarco, posteriormente a ladeformación del Plioceno superior y dedirección E-W, la deformación en transpre-sión se hace según un eje σ1 de direcciónNE (σ1 promedio = N42° ± 20°E), σ3 esNW, oblicuo junto al límite de placa y al sis-tema de falla Liquiñe-Ofqui. La figura 17ilustra como el régimen de esfuerzo, con σ1de misma dirección, puede pasar de tran-presivo a transtensivo según las direccionesde las fallas que activa.

CONCLUSIONES

El estudio del estado de esfuerzo (o dedeformación instantánea) reciente a actualen los Andes permite reconocer diferentestipos de comportamientos de la placa con-tinental de Sudamérica a lo largo del mar-gen activo. Estos comportamientos estánrelacionados con la pendiente de la placasubducida, el valor del ángulo de la oblicui-dad de la convergencia entre las placas oce-ánica y continental, las fuerzas de volumen(body forces) y las fuerzas de borde (boun-dary forces), la presencia o la ausencia dezonas de bloqueo en la placa cabalgante y laposibilidad para los bloques costeros depoder escapar libremente (Fig. 18).- En Ecuador, donde la oblicuidad de laconvergencia es muy grande ( γ =31 a 43°)el bloque costero es empujado hacia elnorte y es afectado por una extensión dedirección N-S. Siendo el levantamiento dela cadena relativamente lento, el valor delefecto topográfico resulta débil. Una largafalla de rumbo, la Megafalla Dolores-Gua-yaquil, separa el Bloque Costero Ecuatoria-no de la cadena principal y una deforma-ción compresiva de dirección E-W se des-arrolló, debida a las fuerzas de borde.- En Bolivia, al nivel de la cual la oblicuidadde la convergencia es relativamente débil( γ = 20º a 24º), los altos Andes (altitudespromedio mayores de los Andes) son afec-tados por una deformación en extensión dedirección N-S, esencialmente debida a lasfuerzas de volumen. Un régimen tectónicocompresivo E-W se observa solamente a lolargo del límite entre cadena y escudo ama-zónico (fuerzas de borde). A una altitudintermedia, se observan juntos la extensiónN-S y la compresión/transpresión E-W.- En el centro y sur de Chile, caracterizado

por una oblicuidad intermedia del vectorconvergencia ( γ = 22º a 30º), las zonas delantearco y del intraarco de la Cordillera,esta última con topografía más baja en rela-ción a Bolivia, son afectadas respectivamen-te por una deformación en compresión N-S y una transpresión de dirección NE.- En Chile, en particular, los desplazamien-tos verticales de las zonas costeras, debidosa una extensión E-W, dependen de la dis-tancia de la costa a la fosa (~ 80 km) y estadeformación vertical caracteriza las partesmás occidentales del antearco continental.La compresión N-S se nota en el antearcode los Andes hacia el sur, en áreas ubicadasa más de 80 km de la fosa. Hacia el norte,en la región de La Serena (30°S) y hastaCopiapó (27°S) no se observa esta compre-sión: esta región corresponde a la zona deflat slab. Las relaciones entre las deformacio-nes cuaternarias y la actividad sísmica sontodavía mal conocidas.- Allmendinger et al. (2005) sugieren que ladeformación plio-cuaternaria en compre-sión N-S del antearco del norte de Chile,puede ser probablemente el resultado de

procesos relacionados con la curvatura deloroclino y el acoplamiento de las placas. Nosabemos si existe una relación con lasdeformaciones de misma dirección y demisma edad, observadas en el Altiplano enBolivia y Perú. Los datos GPS publicadosrecientemente concerniendo la deforma-ción del límite entre las placas Nazca ySudamericana en los Andes centrales, indi-can esencialmente un vector velocidad E-Waproximadamente paralelo con el vectorconvergencia (Norabuena et al. 1998, Beviset al. 1999, 2001, Kendrick et al. 1999, 2001,Klotz et al. 2001, Ruegg et al. 2002, Brookset al. 2003). Estos autores interpretan aque-llos desplazamientos como el resultado delcampo de velocidad cortical intersísmico.Durante los grandes sismos de subducción,en el norte de Chile por ejemplo, el desliza-miento a lo largo de la zona de interplacainduce una deformación en extensióncosísmica E-W en la placa superior, parale-lamente al vector convergencia (caso de lossismos de Valdivia en 1960 y de Antofagas-ta en 1995, ambos ubicados en la parteexterna del antearco) como acabamos de

Figura 17: Cálculo del tensor de esfuerzo en dos sitios del sistema de falla Liquiñe-Ofqui(N10°E°). Se trata de un régimen en falla de rumbo de dirección principal NE (σ1 = N236°E),transpresivo cuando las fallas secundarias asociadas a la falla principal son de dirección W a WNWo transtensivo cuando las fallas segundarias son de dirección NE-SW a ENW-SSW. La caracteriza-ción del régimen se hace gracias a la relación de forma R = σ2-σ1/σ3-σ1, del elipsoide del tensorde esfuerzo (e.g. Lavenu 2005 et al. 2006).


describirlo en este texto. Durante el periodointersísmico, el movimiento de las placasestá bloqueado a poca profundidad (Bevis yMartel 2001) lo que induce un acortamien-to de la placa (Delouis et al. 1998). Sinembargo no se advierte una partición de ladeformación por ejemplo en la parte inter-na del antearco y solo una deformación encompresión E-W existe en el Plioceno

superior. En el centro y sur de Chile, inter-pretamos la compresión N-S como el resul-tado de una deformación cosísmica relacio-nada a la partición de la deformación delconjunto del antearco. Según Lavenu(2006), no se puede considerar la Cordillerade los Andes como una sola mi-croplacarígida apretada entre la placa Nazca y laplaca Sudamericana según el modelo de

Bevis et al. (2001) y Bevis y Martel (2001).Son varias fajas paralelas a la fosa y a ladirección principal de la Cordillera, la par-tición actuando a lo largo de fallas principa-les dextral-inversas según una deformación"plástica distribuida de manera suave" enun "antearco mecánicamente coherente"según Bevis et al. (2001).- En lo que concierne al levantamiento delas terrazas marinas, los diferentes tipos ytasas de los movimientos verticales se esti-man como relativamente independientes delas tasas y de la dirección del vector conver-gencia, de la oblicuidad de este vector enrelación a la fosa y la edad y la pendiente dela placa subducida. Al contrario, estos mo-vimientos verticales son fuertemente de-pendientes de la morfología de la placa sub-ducida (dorsales asísmicas) y de la estructu-ra de la placa cabalgante.

LISTA DE TRABAJOS CITADOS ENEL TEXTO

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Recibido: 30 de junio , 2006Aceptado: 15 de noviembre, 2006