UNIVERSIDAD ANDRÉS BELLO Facultad De Ingeniería Escuela De Geología ANÁLISIS TECTÓNICO-ESTRUCTURAL DEL ANTE ARCO CHILENO (

UNIVERSIDAD ANDRÉS BELLO

Facultad de Ingeniería

Escuela de Geología

ANÁLISIS TECTÓNICO-ESTRUCTURAL DEL ANTE ARCO CHILENO (OFFSHORE) ENTRE LOS 28,5°-37,5°S: EFECTOS DE LA SUBDUCCIÓN EN MORFO-

ESTRUCTURAS SUBMARINAS.

Tesis para optar al título de Geólogo

Autor:

Pablo Sebastián González Godoy

Profesor guía Dr. Cristian Rodrigo Ramírez

Viña del Mar, 2020.

RESUMEN El comportamiento del ante arco chileno en su segmento offshore ha sido motivo de una gran cantidad de estudios durante los últimos 30 años. Este trabajo se basa en una nueva interpretación de antecedentes geofísicos previamente publicados en conjunto con una mejora de grillas batimétricas con la finalidad de entregar nuevas improntas sobre el comportamiento morfoestructural del ante arco en su segmento offshore (28.5°S – 37.5°S). Las líneas sísmicas y batimetrías analizadas en este trabajo permiten identificar que las cuencas de ante arco se ubican principalmente en la zona del talud medio superior y se encuentran limitadas en su borde occidental por un arco exterior alzado. Este rasgo morfológico es de principal interés ya que representa el límite para el transporte de sedimentos hacia la trinchera, sino también, para el comportamiento estructural del talud, el cual presenta estructuras con rumbos paralelos a la trinchera (desviaciones de hasta 20°) y manteos en dirección W para el segmento al occidente del arco exterior y en dirección E para el segmento al oriente del arco exterior. Los perfiles sísmicos de velocidad demuestran que la presencia del arco exterior coincide con un contacto entre dos capas de distintas velocidades reconocidas como un paleo-prisma de acreción y el basamento continental rígido. Esta zona a su vez alberga la mayor cantidad de sismicidad ocurrida durante los últimos 20 años. Evidencias de movimientos transcurrentes pueden ser identificados en la cinemática de dos de los terremotos más grandes ocurridos en los últimos 60 años y también en los arreglos estructurales presentados en las líneas sísmicas al sur de la cuenca de Valparaíso. De esta manera, se sugiere que, la presencia de una estructura tipo sliver pone en contacto el paleo-prisma de acreción y el basamento continental y puede que sea un factor importante en la evolución morfológica del ante arco, en conjunto con los procesos de acreción/erosión que dominan la subducción del margen chileno.

ABSTRAC

The behavior of the Chilean Fore arc in its offshore segment has been the subject of a large number of studies during the last 30 years. This work is based on a new interpretation of previously published geophysical antecedents together with an improvement of bathymetric grids in order to provide new imprints on the morpho - structural behavior of the ante arch in its offshore segment (28.5 ° S - 37.5 ° S)

The seismic lines and bathymetries analyzed in this work allow us to identify that the Fore arc basins are located mainly in the upper - middle slope area and are limited on their western edge by a raised outer arc high. This morphological feature is of primary interest since it represents the limit for the transport of sediments towards the trench, but also for the structural behavior of the slope, which presents structures with strike parallel to the trench (deviations of up to 20 °) and dips with west direction for the occidental segment of the outer arc high and in the east direction for the oriental segment of the outer arc high. The seismic velocity profiles demonstrate that the presence of the outer arc coincides with a contact between two layers of different velocities recognized as a paleo-accretionary prism and the rigid continental basement. This area in turn is home to the highest amount of seismicity that has occurred in the last 20 years. Evidence of strike-slip movements can be identified in the kinematics of two of the largest earthquakes in the past 60 years and also in the structural arrangements presented on the seismic lines south of the Valparaíso basin.

In this way, it is suggested that the presence of a sliver-type structure brings the paleo- accretionary prism and the continental basement into contact and may be an important factor in the morphological evolution of the fore arc, together with the accretion/ erosion processes that dominate the subduction of the Chilean margin.

AGRADECIMIENTOS

Primero que todo, quiero dar gracias a mis padres por su paciencia y amor incondicional, por brindarme la oportunidad de estudiar la carrera que amo y por sobre todo por ser los mejores profesores que la vida me pudo entregar. Quiero agradecer a mis hermanas por orientarme en este proceso tan largo y complejo que ha sido la tesis, entregándome la sabiduría necesaria desde sus propias experiencias para superar esto, no solo desde lo académico, sino también desde lo emocional. Como no agradecer a el mejor compañero que la vida me pudo entregar, mi maravilloso Antu, mi eterno cachorro, amigo y hermano que ha estado conmigo en las buenas, en las malas y en las peores. A la pequeña Miel por llegar a alegrar nuestras vidas con su gigantesco amor y sus locuras. Sin ustedes mi vida no sería nada.

En segundo lugar, quiero agradecer a mis amigos Daniel Gómez, Matías Fernández, Nicolas Saavedra, Tomas Zapatta, Nicolas Valenzuela, Juan Pablo Garay y Fernando Marín por ser el mejor grupo humano que la universidad me pudo entregar, amigos desde antes de comenzar las clases con ese mítico partido de futbol en donde solo llegamos nosotros y en donde no tengo duda la amistad perdurara por siempre. Mención especial para todos aquellos que se sumaron durante este largo camino, Jaime, Stefano, Alvar, Joaquín, Marce, Valeria, Paula Otárola, Paula Villar y a todos mis compañeros de generación por sus consejos, discusiones, apoyo y locuras. A los profesores Sergio Calderón, Ximena Contardo, Camilo Palape y Harry Esterio por sus amplias charlas sobre geología y la vida compartidas durante las salidas a terreno, por enseñarme la importancia de la constancia, la responsabilidad y la consciencia de nuestro rol como profesionales para con la sociedad, de todos ustedes rescato las mejores enseñanzas y experiencias durante mi formación. Al profe Cristian por su paciencia y disposición a siempre colaborar con esta investigación.

Finalmente quiero reflexionar sobre lo afortunado que soy de tener un grupo humano maravilloso que me rodea y me apoya, este proceso ha sido muy difícil desde lo personal, sin ustedes nada de esto habría sido posible. Ahora comienza el verdadero reto y sé que siempre podre contar con ustedes, así como ustedes conmigo, gracias totales..

ÍNDICE

Capítulo 1...... 1 1.1 Presentación del problema ...... 1 1.2 Objetivos ...... 4 1.2.1 Objetivo general ...... 4

1.2.2 Objetivos específicos ...... 4

1.3 Hipótesis...... 4 Capítulo 2...... 5 2.1 MARCO TEÓRICO ...... 5 2.1.1 Marco Geotectónico ...... 5

2.1.2 Marco Geológico ...... 12

2.1.3 Estilos de cuencas ...... 22

2.1.4 Procesos tectónicos ...... 28

2.1.5 Segmentación del ante arco ...... 34

3 METODOLOGIA ...... 37 4 RESULTADOS ...... 40 4.1 Interpretación batimétrica ...... 40 4.2 Análisis estructural de líneas sísmicas ...... 44 4.3 Estructuras del ante arco (offshore) ...... 61 4.4 Rasgos Morfológicos ...... 68 4.5 Antecedentes sísmicos ...... 75 5 DISCUSIÓN ...... 77 5.1 Clasificación de cuencas submarinas ...... 77 5.2 Configuración estructural del ante arco (offshore) ...... 81 6 CONCLUSIONES...... 103 REFERENCIAS ...... 106 ANEXOS ...... 118

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1.- Localización geografía de las cuencas submarinas comprendidas en la zona de estudio...... 3 Figura 2.- Arreglo tectónico global desde el carbonífero superior hasta el triásico. Obtenida de Del rey et al., 2016 ...... 7 Figura 3.- Ubicación geográfica de los centros dispersores principales desde la separación de Pangea. Obtenida de Mpodozis y Ramos (2008)...... 8 Figura 4.- Arreglo tectónico para el margen occidental de gondwanna durante el Mesozoico. (a) Etapa 1: ilustra un comportamiento sinestral del sistema transcurrente reconociendo la existencia de un forearc sliver y sus fallas conjugadas. (b) Etapa 2: proceso de rifting. (c) Etapa 3 a y b: Muestran las condiciones variables en la tasa de acople entre placas y las repercusiones que trae en el comportamiento frágil de la corteza. (d) Etapa 4: Formación del Sistema de falla de Atacama (AFZ) con un comportamiento sinestral producto del vector de convergencia SE de la placa oceánica. Obtenida de Scheuber y González (1999)...... 9 Figura 5- Evolución tectónica del segmento occidental de Sudamérica. Obtenida de Charrier et al., 2009...... 10 Figura 6.- Evolución del vector de convergencia durante los últimos 80 Ma. Obtenida de Chen et al., 2019...... 11 Figura 7.- Componentes principales y segmentación a considerar en el estudio de cuencas de ante arco. Obtenida de Noda (2016)...... 23 Figura 8.- Ilustración de variables físicas a considerar en el estudio de cuencas de ante arco. Obtenida de Noda (2016) ...... 24 Figura 9.- Estructura típica de una cuenca AC. Obtenida de Noda, 2016...... 25 Figura 10.- Estructura típica de una cuenca acresiva extensional. Obtenida de Noda, 2016. .... 26 Figura 11.- Estructura típica de una cuenca neutral. Obtenida de Noda, 2016...... 26 Figura 12.- Estructura típica de una cuenca compresiva no acrecional. Obtenida de Noda, 2016...... 27 Figura 13.- Estructura típica de una cuenca extensional no acrecional. Obtenida de Noda, 2016...... 27 Figura 14.- Ubicación de los factores Vt, Vd y Vup, obtenida de Heuret y Lallemand (2005) ..... 28 Figura 15.- A) esquema que ilustra las principales fuerzas que interactúan en los márgenes convergentes, siendo Fup: Fuerza de succión/ empuje relacionado al movimiento absoluto de la placa superior, Fsp: Fuerza de empuje del Slab, Fa: Fuerza de anclaje del slab, Fm: Fuerza

generada por flujos mantélicos. B) Esquemas que ilustran el comportamiento de la placa superior ante tres sub casos: a) Slab perfectamente anclado, posee una trinchera fija (Vt=0), en donde todo el movimiento de la placa superior se traduce en deformación del tras arco (Vd = Vup). b) Slab parcialmente anclado, en donde la relación de deformación está dada por la siguiente ecuación Vd + Vt = Vup. c) Slab libre, en este caso la trinchera sigue el movimiento absoluto de la placa superior, sin signos de deformación en el tras arco (Vt = Vup; Vd = 0). Imagen obtenida y modificada de Heuret y Lallemand (2005)...... 29 Figura 16.- Generación de un forearc sliver a partir de un vector de convergencia oblicuo. (a) Ilustración del comportamiento del ante arco a escala humana. Se logra observar una deformación elástica en donde el vector horizontal tiende a perder angularidad a medida que avanza hacia el continente hasta alcanzar una dirección perpendicular a la trinchera. (b) Comportamiento del Sliver a escala geológica, en donde el bloque liberado se desplaza siguiendo la dirección de convergencia. En este tipo de arreglo el vector de convergencia tiende a aumentar su angularidad a medida que avanza hacia el continente alcanzado una dirección perpendicular a la trinchera. Obtenida de Hoffmann-Rothe et al. (2006) ...... 30 Figura 17.- Estructuras observadas a partir del modelamiento de un sistema transcurrentes dextrales realizado por Waldron (2005). Imagen obtenida de (Davis, Reynolds, & Kluth, 2011)31 Figura 18.- Sistemas de pliegues Echelon. (A) estructuras formadas a partir de fallas transcurrentes dextrales. (B) estructuras formadas a partir de fallas transcurrentes sinestrales. Imagen obtenida de (Davis, Reynolds, & Kluth, 2011)...... 32 Figura 19.- Ubicación de los cizalles R y R’ en un sistema de falla transcurrente sinestral. Imagen obtenida de (Davis, Reynolds, & Kluth, 2011)...... 32 Figura 20.- Ilustración de sistemas transpresivos (Restraining bend) y transtensivos (Releasing bend). (A) muestra la dinámica dextral de una falla transcurrente. (B) Ilustra las estructuras generadas a partir de una curvatura en la traza de falla principal...... 33 Figura 21.- Zonas de daño a lo largo de fallas transcurrentes, formadas a partir de acumulación de estructuras menores. (A) En extremos de fallas. (B) Dentro de zonas de falla. (C) Producto de propagación de fallas...... 34 Figura 22.- (a) Ubicación factores de estudio para el NCCW. (b) Diagrama α v/s β para identificar los patrones estructurales preferentes. Obtenida de Maksymowicz (2015)...... 35 Figura 23.- Efectos y diferencias en el arreglo tectónico del ante arco. (A) Modelo de subducción acresivo caracterizado por una trinchera repleta de sedimentos, un grueso canal de subducción (SC), acreción frontal y acreción basal de sedimentos. (B) Modelo de subducción erosiva caracterizado por un fallamiento activo de bajo ángulo producto de la fricción entre placas,

alzamiento del segmento interno de la cuña y subsidencia del sector más externo de la cuña. Extraída y modificado de Lohrmann et al (2006)...... 36 Figura 24.- Ubicación geográfica de la batimetría MV1004...... 37 Figura 25.- Mapa batimétrico de la zona de estudio. (A) Segmento norte de la zona de estudio; (B) Segmento sur de la zona de estudio. Elaboración propia...... 41 Figura 26.- Mapa batimétrico en detalle del segmento norte (A) ...... 42 Figura 27.- Mapa batimétrico segmento sur (B). Elaboración propia...... 43 Figura 28.- Mapa de ubicación líneas sísmicas segmento norte...... 44 Figura 29.- Mapa de ubicación líneas sísmicas segmento sur...... 45 Figura 30.- Línea sísmica SO161-09. Imagen extraída de Becerra et al. (2016)...... 46 Figura 31.- Transecta completa de la línea sísmica S0161-09 expuesta por Becerra et al. (2016) ...... 47 Figura 32.- Línea sísmica SO161-012. Imagen extraída de Contreras-Reyes et al. (2015) ...... 48 Figura 33.- Línea sísmica SO161-012 segmento talud inferior. Imagen extraída de Becerra et al. (2016) ...... 49 Figura 34.- Línea sísmica SO161-012 segmento talud superior. Imagen extraída de Becerra et al. (2016) ...... 50 Figura 35.- Línea sísmica SO161-015. Segmento superior del talud continental. Imagen extraída de Becerra et al. (2016)...... 51 Figura 36.- Línea sísmica SO161-018. Imagen extraída de Contreras-Reyes et al. (2015)...... 51 Figura 37.- Línea sísmica SO161-018. Segmento inferior del talud continental. Imagen extraída de Becerra et al. (2016) ...... 52 Figura 38.- Línea sísmica SO161-018. Segmento superior del talud continental. Imagen extraída de Becerra et al. (2016) ...... 53 Figura 39.- Perfil 7 segmento occidental. Imagen extraída y modificada de Laursen et al. (2002) ...... 54 Figura 40.- Perfil 15. Comprende desde la parte alta del talud hasta su segmento inferior. Imagen extraída de Laursen et al. (2002)...... 55 Figura 41.- Perfil 17. Comprende desde la parte alta del talud hasta su segmento inferior. Ubicado al sur del perfil 15 Imagen extraída de Laursen et al. (2002)...... 56 Figura 42.- Línea sísmica VG02-05 correspondiente a la cuenca de Chanco. (A) Transecta talud superior-medio. (B) Zoom a estructuras en flor positiva afectando a secuencias sedimentarias de la cuenca. Imagen extraída de Contardo et al. (2008) ...... 57

Figura 43.- Línea sísmica VG02-10 correspondiente a la cuenca de Itata. (A) Línea sísmica en bruto. (B) Reconocimiento de las secuencias sedimentarias a partir de la relación entre su depositación y el comportamiento estructural de la cuenca. Imagen extraída de Contardo et al., (2008) ...... 58 Figura 44.- Perfil ENAP 1 correspondiente a la cuenca de Itata. Imagen extraída de Geersen et al. (2011) ...... 59 Figura 45.- Perfil ENAP 2 correspondiente a la cuenca de Itata. Imagen extraída de Geersen et al. (2011) ...... 60 Figura 46.- Mapa batimétrico y estructural del segmento norte (superior). Elaboración propia. . 62 Figura 47.- Mapa batimétrico y estructural del segmento norte (inferior). Elaboración propia. ... 64 Figura 48.- Mapa batimétrico y estructural del segmento sur (Norte). Elaboración propia...... 66 Figura 49.- Mapa batimétrico y estructural del segmento sur (Sur). Elaboración propia...... 67 Figura 50.- Mapa batimétrico y morfológico general del segmento norte (A). Elaboración propia...... 69 Figura 51.- Mapa batimétrico y morfológico de la parte inferior del segmento norte. Elaboración propia ...... 69 Figura 52.- Mapa batimétrico y morfológico de la parte inferior del segmento sur (B) ...... 71 Figura 53.- Mapa batimétrico cañón San Antonio y Biobío. Se observa una morfología similar en el extremo occidental de ambos canales. La curvatura cóncava hacia al norte en el segmento oriental del canal es mucho más pronunciada en el cañón Biobío que en el cañón San Antonio...... 71 Figura 54.- Modelo 3D del segmento norte de la zona de estudio (A). En azul se representan lo dirección de los cauces para ambos cañones observando un dislocamiento siguiendo un patrón dextral para ambos cañones en su segmento final coincidente con la presencia del arco exterior. La línea segmentada negra expone la conciencia en la ubicación y estilo de deformación para ambos cañones...... 72 Figura 55.- Modelo 3D del segmento transicional entre los segmentos (A) y (B). En azul se representan lo dirección de los cauces para los cañones, observando un dislocamiento siguiendo un patrón dextral para los cañones en su segmento final coincidente con la presencia del arco exterior. La línea segmentada negra expone la conciencia en la ubicación y estilo de deformación para ambos cañones...... 73 Figura 56.- Modelo 3D del segmento sur (B), específicamente del cañón submarino Biobío, observando un dislocamiento siguiendo un patrón dextral para este cañón en su segmento final

coincidente con la presencia del arco exterior. La línea segmentada negra expone la conciencia en la ubicación y estilo de deformación para este cañón con respecto a los expuestos con anterioridad...... 73 Figura 57.- Vista en planta de los patrones de deformación dextrales observados para los cañones submarinos presentes en la zona de estudio. La línea segmentada negra representa la ubicación de esta deformación dextral prolongada a lo largo del ante arco coincidente con la presencia del arco exterior...... 74 Figura 58.- Ubicación de los sismos con epicentro en el ante arco (offshore) ocurridos durante los últimos 20 años. Elaboración propia...... 75 Figura 59.- Mapa de sismos con epicentro en el ante arco (offshore) ocurridos durante los últimos 20 años. En azul los sismos con profundidades mayores a 15km. En rojo los sismos con profundidades menores a 15km. Elaboración propia...... 76 Figura 60.- Perfiles de velocidad símicos. Extraídos de Contreras-Reyes (2018) ...... 85 Figura 61.- Mapa batimétrico que expone las estructuras sugeridas para los tres grandes segmentos que dividen al ante arco (offshore). Elaboración propia...... 87 Figura 62.- Mapa de desplazamientos GPS. Extraído de Metois et al., (2016) ...... 90 Figura 63.- Modelos 3D del comportamiento de la zona de falla propuesta. En rojo se observa el límite oriental del prisma frontal. Modelos extraídos y modificados de Contreras-Reyes (2018) 91 Figura 64.- Mapa batimétrico y estructural de la zona norte y sur respectivamente, considerando la zona de falla transcurrente (sliver). Elaboracion propia...... 94 Figura 65.- Mapa de acople intersísmico extraído y modificado de Metois et al., (2016). La línea punteada gris indica la ubicación de la zona de falla propuesta (sliver) ...... 96 Figura 66.- Mapa batimétrico y sísmico de la zona de estudio. A la izquierda se observa la ubicación de los sismos superficiales (<15km). A la derecha se compara la ubicación de los sismos con la ubicación de las estructuras que componen el ante arco (offshore). Elaboración propia...... 98 Figura 67.- Mapa que ilustra la ubicación de las estructuras inferidas proyectadas desde el punto de convergencia JFR en dirección NE. Elaboración propia...... 100 Figura 68.- Modelo de riedel propuesto entre los 31°S y los 33.5°S. Elaboración propia...... 101

Capítulo 1 INTRODUCCIÓN

1.1 Presentación del problema El margen chileno (18°S – 46°S) representa un segmento de subducción activo que abarca las placas Nazca y Sudamericana. Esta condición ha sido la responsable de la configuración morfológica y estructural de la placa superior al menos desde el mesozoico y algunos autores establecen que desde el Paleozoico (Coloma et al., 2017; Del Rey et al., 2016). Sin embargo, la respuesta que posee el ante arco, frente a los procesos de subducción oblicua no es del todo clara. Es por esto que, autores como Maksymowicz (2015) y Lallemand (1994) intentan predecir el comportamiento frágil de la placa superior a través de modelos numéricos, específicamente mediante el uso del “Non-Cohesive coulomb wedge theory” (Davis et al., 1983; Dahlen, 1984; Dahlen et al., 1984). Esta teoría considera la velocidad de convergencia, ángulo del Slope, ángulo de subducción superficial, rugosidad del slab, coeficiente de fricción interno, fricción basal efectiva y cantidad de sedimento en la trinchera. Todos estos factores determinan la relación entre los campos de stress, la forma de la cuña y su deformación interna frágil, dando así una aproximación sobre los modelos estructurales dominantes en el ante arco. No obstante, los trabajos de Hoffaman – Rothe et al. (2006) y Saad y Dan (2010) proponen que las zonas de subducción oblicua provocan estructuras tipo Sliver que serían las principales responsables del modelamiento estructural y morfológico del ante arco y que no son consideradas en el “Non-Cohesive coulomb wedge theory”. Casos de este fenómeno se pueden encontrar en el sur oeste de Japón, en el gran sistema de falla de Sumatra y en el sistema de fallas transcurrentes de Alaska (Noda, 2013). En Chile, los sistemas de fallas transcurrentes asociados a un arreglo de subducción oblicuo están asociadas a tres grandes fallas de carácter regional ubicadas en el ante arco, pero en su segmento continental (Hoffaman – Rothe et al. 2006). Estas fallas corresponden a la zona de falla Atacama (AFZ) (Cembrano et al. 2005; Gonzales et al. 2003; Veloso et al. 2015), el sistema de fallas precordilleranas (PFS) (Reutter et al. 1991; Tomlinson y Blanco, 1997b; Dilles et al. 1997; Belmonte, 2002) y la zona de falla Liquiñe -Ofqui (LOFZ) (Cembrano y Hervé, 1993; Cembrano et al. 1996 Cembrano et al., 2000; Hernández – Moreno et al. 2016). Estas estructuras tipo sliver representan no solo una de las variables principales

en el modelamiento del fondo oceánico, sino también, un riesgo geológico importante debido a los posibles terremotos y subsecuentes tsunamis que puedan ocasionar debido principalmente a las fallas inversas que componen estos sistemas de fallas. Actualmente, la posibilidad de una estructura tipo sliver ubicada en el segmento offshore no ha sido actualmente considerada aun cuando autores como Contreras-Reyes et al. (2015) y Contreras – Reyes (2018) proponen una estructura de carácter cortical y con un comportamiento normal que afecta las zonas del talud medio-superior y que representaría un límite en el comportamiento de la corteza continental. De esta manera, es que la comprensión de estos sistemas otorga una nueva variable en la interpretación de los procesos geológicos y es por esto que, la reinterpretación de la informacion ya publicada podría otorgar las evidencias necesarias para demostrar la ocurrencia de este tipo de estructuras. Noda (2016) propone que la dinámica de las zonas de subducción puede ser estudiada mediante el análisis de la geometría de las cuencas de ante arco, específicamente de cuencas submarinas, y, para ello, basa su estudio en la cantidad de material transferido entre placas (acrecionario/ no acrecionario) y los prolongados campos de stress (compresión/ extensión). En base a estas características se proponen cinco tipos de clasificación para las cuencas de ante arco (cuenca acrecional compresiva, cuenca acrecional extensiva, cuenca acrecional neutral, cuenca compresiva no acrecional y cuenca extensional no acrecional). En la actualidad, se han desarrollado una serie de estudios sobre cuencas y cañones submarinos ubicados en el ante arco del margen chileno, los cuales utilizan principalmente el estudio de líneas sísmicas y batimetrías, con el fin de comprender las condiciones tectónicas y la evolución sedimentaria de estas (Contreras-Reyes et al., 2015; Becerra., 2013; Contreras-Reyes et al., 2014; Maksymowicz et al., 2017; Contardo et al., 2008; Geersen et al., 2011; Laursen et al., 2002). Estos estudios permiten dilucidar con cierta claridad las estructuras geológicas principales que afectan a las cuencas, así como también establecer los límites y contactos de ciertas morfologías que juegan roles importantes en la dinámica de subducción. Finalmente, la reinterpretación de antecedentes ya publicados, pretende comprobar la ocurrencia de sistemas transcurrentes que se encuentren afectando al ante arco chileno

(offshore) y que sean los responsables del comportamiento estructural y morfológico de las cuencas y cañones submarinos expuestos en la Figura 1. Este nuevo ajuste estructural supone las bases para una nueva clasificación de las cuencas siguiendo los parámetros propuestos por Noda (2016) y que considere los ambientes tectónicos expuestos por Maksymowicz (2015), así como también plantea la ocurrencia de un sistema de fallas transcurrentes tipo sliver que deforma la corteza siguiendo los patrones estructurales propuestos por el modelo de Riedel.

Figura 1.- Localización geografía de las cuencas submarinas comprendidas en la zona de estudio.

1.2 Objetivos

1.2.1 Objetivo general Determinar los efectos de la subducción en las morfoestructuras submarinas del ante arco chileno en su segmento offshore entre los 28,5°-37,5°S.

1.2.2 Objetivos específicos I. Reconocer las morfoestructuras presentes en el fondo oceánico y su comportamiento estructural interno. II. Identificar y agrupar las cuencas de ante arco haciendo hincapié en sus geometrías internas, teniendo como base la nueva clasificación propuesta por Noda (2016) y los antecedentes tectónicos expuestos por Maksymowicz (2015). III. Presentar las evidencias que comprueben la existencia de una estructura tipo sliver que controle el comportamiento del ante arco en su segmento offshore. IV. Generar un modelo regional de deformación que represente el comportamiento de las morfoestructuras del ante arco chileno siguiendo los patrones estructurales de Riedel.

1.3 Hipótesis

Las diferentes condiciones de subducción a lo largo del ante arco chileno offshore (28,5°- 37,5°S), principalmente la subducción oblicua y el arreglo acresivo/erosivo de la placa Nazca bajo la placa Sudamericana, traen como consecuencia la generación de estructuras tipo sliver las cuales condicionan el comportamiento morfo-estructural del ante arco, principalmente en las cuencas y cañones submarinos. De esta manera, se espera que la estructura tipo sliver presente un comportamiento dextral debido al vector de convergencia de la placa oceánica, mientras que las cuencas submarinas presentan morfologías de tipo no acrecional compresiva o neutral acresiva para el segmento norte de la zona de estudio y de tipo neutral acresivo y acrecional compresivo para el segmento sur.

Capítulo 2 2.1 MARCO TEÓRICO 2.1.1 Marco Geotectónico La evolución geotectónica del segmento occidental de Sudamérica se ha caracterizado por una larga historia de subducción y acreción de terrenos desde el periodo Precámbrico. Dicha evolución ha pasado por ciclos de expansión y disminución de la tasa de subducción durante el periodo Pérmico superior – Triásico hasta la reanudación de la subducción a partir del periodo Jurásico temprano, condición que se ha mantenido hasta la actualidad.

Durante el periodo Precámbrico, la amalgamación de terrenos formó parte fundamental del ciclo evolutivo del margen occidental de Sudamérica, lo cual posibilitó la formación del primer super continente Rodinia (Hoffman 1991; Dalziel 1997). Durante esta etapa, la acreción del terreno Arequipa-Antofalla facilitó la formación de los primeros arcos magmáticos formados a partir de procesos de subducción, generando así la orogenia Grenville-Sunsas (Ramos, 2008).

Posterior a este proceso orogénico, el comportamiento del terreno Arequipa-Antofalla tuvo un cambio abrupto, es decir, pasó de un régimen de subducción a un régimen extensivo. Este cambio en el régimen genero la apertura del mar Puncoviscano. Este proceso de rifting, se encargó de separar el terreno de Antofalla de Pampia durante el desmembramiento de Rodinia (Neoproterozoico). La subducción se reanuda durante el periodo Cámbrico temprano, este nuevo arreglo tectónico genera el cordón Puncoviscano, el cual establece la amalgamación final de Antofalla con Pampia, todo esto durante la llamada Orogenia Tilcarica (Ramos, 2008; Ramos y Coira, 2008).

Esta dinámica de rifting y reacreción se ha mantenido durante gran parte del periodo Paleozoico, siendo la característica principal del llamado ciclo Famatiniano. Este ciclo se caracterizó por la acreción de los terrenos Cuyania y Arequipa-Antofalla durante la orogenia Ocloyica en el Ordovícico y que finaliza con la acreción de Chilenia durante la orogenia Chanica en el Carbonífero temprano (Bahlburg y Herve, 1997 Ramos, 2008; Coira y Ramos 2008; Charrier et.al. 2014; Garcia-Sansegundo et al 2014). Posterior a esto, la subducción se reanudó en el segmento occidental de Chilenia, el cual, hasta el

momento, se considera como un margen pasivo. Este nuevo arreglo tectónico trae como consecuencia un crecimiento del prisma de acreción (Herve et al. 2013) y el emplazamiento de cuerpos plutónicos, generando así un arco magmático ubicado al oeste del antiguo arco Chanico, lugar en donde hoy se ubica el batolito costero.

A partir de los periodos Carbonífero superior hasta el Pérmico medio, toma lugar la Orogenia San Rafael, la cual se caracteriza por una migración de la deformación del arco hacia el E, esta migración se debe al rejuvenecimiento de la placa oceánica subductada y por lo tanto genera cambios en cuanto al régimen tectónico, generando así un arreglo tipo Flat-Slab (Garcia- Sansegundo et al 2014; Ramos y Folguera, 2009). Para finales del periodo Pérmico temprano, el dominio compresivo cesó producto de la obducción de corteza oceánica, proceso que favoreció un roll-back del slab, lo cual trajo como consecuencia un cambio en el comportamiento de la placa superior, generando una migración hacia el W de la deformación y una subsidencia en las cuencas sedimentarias hacia el E.

Según Kleiman et al. (2009), la Orogenia San Rafael se encontraba sometida a una configuración transpresiva dextral producto de la subducción oblicua de la placa paleo pacífico siguiendo una componente NNE bajo Gondwana durante los periodos Carbonífero Superior y Pérmico Temprano. Por otra parte, el evento post-San Rafael presenta una configuración transtensional sinestral generada a partir de la configuración flat-slab de la corteza oceánica y de una rotación horaria del continente que ubicó al margen continental casi paralelo a la dirección de convergencia al norte de los 36°S. Esta configuración produjo un colapso extensional del orógeno en conjunto con un cese de la convergencia, lo cual permitió la apertura de una ventana astenosférica.

Estudios recientes, como los de Del Rey et al. (2016) y Coloma et al. (2017) plantean que la evolución tectónica de Gondwana está dada por un proceso de subducción continuo desde el periodo Paleozoico superior (Figura 2) y se ha mantenido hasta la actualidad. Estos autores establecen que los arreglos compresionales y expansivos de magmatismo están controlados por el ángulo de subducción de la placa oceánica, por ende, procesos de Rollback pueden explicar de manera coherente la migración del arco magmático hacia el W y la expansión del tras arco debido a la baja taza de convergencia de la placa.

Figura 2.- Arreglo tectónico global desde el carbonífero superior hasta el triásico. Obtenida de Del rey et al., 2016

Durante el periodo Jurásico temprano, se desarrolla un aumento en la tasa de crecimiento de corteza oceánica a partir de distintos puntos de expansión que dan inicio al proceso de desarticulación de Gondwana (Figura 3) (Mpodozis y Ramos 2008). La subducción se

acelera particularmente durante la ruptura entre Gondwana occidental y oriental posterior a la apertura del océano indico mediante el punto de expansión Karoo.

Figura 3.- Ubicación geográfica de los centros dispersores principales desde la separación de Pangea. Obtenida de Mpodozis y Ramos (2008).

Como consecuencia de lo anterior, la subducción se desarrolló durante un régimen extensional, debido a una velocidad negativa de retroceso que afectó a la trinchera (Vt < 0). A partir de esta configuración, es que se comienza a desarrollar gran parte de la morfología que observamos hoy en día en la cordillera de la costa, la cual representa el antiguo arco magmático jurásico que se extiende desde el sur del Perú hasta Chile central, con una serie de cuencas extensionales ubicadas hacia el E. (Scheuber y González, 1999; Mpodozis y Ramos 2008; Charrier et al, 2014).

Este arreglo tectónico desarrollado durante el Mesozoico tuvo 4 etapas de evolución estructural según lo expuesto por Scheuber y González (1999), los cuales representan la interacción entre la placa oceánica y la placa superior como se ilustra en la Figura 4.

Figura 4.- Arreglo tectónico para el margen occidental de gondwanna durante el Mesozoico. (a) Etapa 1: ilustra un comportamiento sinestral del sistema transcurrente reconociendo la existencia de un forearc sliver y sus fallas conjugadas. (b) Etapa 2: proceso de rifting. (c) Etapa 3 a y b: Muestran las condiciones variables en la tasa de acople entre placas y las repercusiones que trae en el comportamiento frágil de la corteza. (d) Etapa 4: Formación del Sistema de falla de Atacama (AFZ) con un comportamiento sinestral producto del vector de convergencia SE de la placa oceánica. Obtenida de Scheuber y González (1999). Estos autores, establecen una dirección de subducción NW-SE generada a partir de la división de Pangea producto del punto Central Atlantic Magmatic Province (CAMP) que separa norte América de Sudamérica. Como se pude apreciar en la imagen, la primera etapa se caracteriza por movimientos sinestrales en un ambiente de subducción con alto stress, la cual genera un alto grado de acople entre las placas. Durante la segunda etapa baja la intensidad de la subducción, disminuyendo la cantidad de volcanismo y favoreciendo el engrosamiento cortical mediante el emplazamiento de intrusivos. Esta disminución en la subducción proporciona un régimen extensivo con desacople de placas, indicando un régimen de stress menor. Durante la tercera etapa continúa el régimen de dilatación extensional del arco, generando en primera instancia el emplazamiento de intrusivos orientados NE-SW y una posterior extensión NE-SW. Durante la tercera etapa “B”, se invierte el régimen de intrusión de diques (NW-SE) y por lo tanto el régimen extensional también cambia a uno de orientación NE-SW, cambio que

se debe a un aumento en la taza de convergencia, generando un reacople entre las placas. Por último, la cuarta etapa representa un desplazamiento sinestral a lo largo del sistema de falla de Atacama, lo cual indica un alto grado de acople entre estas placas generando un régimen de alto stress.

De acuerdo, a lo propuesto por Somoza y Ghidella (2005), la convergencia durante el Cenozoico se subdividió en tres etapas. La primera etapa comprende desde los 47 a los 72 Ma, en donde hubo una subducción de la placa Farallón en el segmento norte de Sudamérica y de la placa Aluk en el segmento sur. (Figura 5 y 6). Durante esta etapa, los autores establecen una migración del punto triple Farallon-Aluk-Sudamérica, desde el norte de Chile hasta los andes patagónicos. Esta migración fue acompañada por la subducción de la dorsal Farallon-Aluk, lo cual pudo trajo como consecuencia eventos de deformación y magmatismo en la placa superior. La segunda etapa, que comprende desde los 28 a los 47 Ma, se caracteriza por una subducción dominante de la placa Farallón, con una disminución en la oblicuidad de convergencia y un aumento en la velocidad de avance de la placa oceánica. Finalmente, la tercera etapa comprende los últimos 26 Ma, en donde la subducción de la placa de Nazca predomina y se caracteriza por las variaciones en la velocidad de convergencia, las cuales se traducen en un aumento durante las etapas iniciales y una disminución en las etapas finales (últimos 10 Ma).

Figura 5- Evolución tectónica del segmento occidental de Sudamérica. Obtenida de Charrier et al., 2009.

Figura 6.- Evolución del vector de convergencia durante los últimos 80 Ma. Obtenida de Chen et al., 2019.

2.1.2 Marco Geológico

2.1.2.1 Generalidades Como se pudo observar en el apartado anterior, la evolución geológica del segmento occidental de Sudamérica posee un registro geológico que abarca desde principios del periodo Paleozoico hasta la actualidad. En este apartado se procederá a definir las unidades principales que conforman el basamento de las zonas de estudio seleccionadas.

2.1.2.2 Rocas estratificadas 2.1.2.2.1 Formación Camaraca (Bajociano superior – Caloviano) Secuencia volcanosedimentaria marina, constituida por andesitas, andesitas basálticas, areniscas y calizas fosilíferas. (García et al., 2004). Se puede subdividir en tres miembros: Inferior (I), compuesto de areniscas calcáreas fosilíferas de grano medio con intercalaciones de calizas y andesitas. Intermedio (II), compuesto por andesitas e intercalaciones de calizas, lutitas y areniscas marinas. Superior (III), compuesto por andesitas y lutitas rojizas con intercalaciones de areniscas.

2.1.2.2.2 Formación Punta Barranco (Cretácico inferior) Consiste en rocas volcánicas, subvolcánicas y volcanoclásticas de composición andesítico-basáltico a dacítica y presenta intrusiones de cuerpos subvolcánicos (diques y filones mantos) (Vásquez y Sepúlveda, 2013).

2.1.2.2.3 Formación La Negra (Sinemuriano – Jurásico superior?) (Buchelt y Tellez, 1988). Secuencias principalmente volcánicas con algunas intercalaciones sedimentarias en su segmento inferior - medio. Sobreyace a depósitos marinos del Hettangiano. Se compone por tres subunidades de base a techo: grupo Cuevitas, grupo Chimba y grupo La negra respectivamente. El primer grupo, consiste en 400 metros de lavas andesítico-basálticas

y tobas de composición dacitica. Las secuencias de tobas se encuentran intercaladas con depósitos sedimentarios marinos, mientras que hacia el segmento superior de este grupo es posible identificar intercalaciones de areniscas y conglomerados indicando una somerización del ambiente sedimentario.

El segundo grupo, se encuentra representado por una sucesión de lavas predominantemente basálticas y andesítico-basálticas con una potencia de aproximadamente 7500m. En el segmento oriental es posible identificar afloramientos de pillow lavas, mientras que en el segmento occidental ocurren intercalaciones con depósitos sedimentarios continentales. Escasos depósitos de tobas con origen subáreo se pueden observar en el segmento medio-superior de este grupo.

El tercer y último grupo, consiste principalmente en depósitos volcánicos de composición andesítica con una menor ocurrencia de depósitos andesítico-basálticos. Hacia el segmento superior de este grupo es posible identificar un aumento en la intercalación de areniscas rojas con tobas. Este segmento posee una potencia de aproximadamente 2000 m.

Formación Suca (Cretácico inferior tardío)

Secuencia volcano-sedimentaria compuesta por andesitas, andesitas basálticas, areniscas y tobas riodaciticas. Sobreyace en discordancia erosiva a la formación Atajañ. (Fuentes, et al., 2013)

2.1.2.2.4 Formación Caleta Ligate (Bajocian superior temprano - Bathonian?) Consiste en secuencias volcánicas compuestas por brechas piroclásticas, lavas basálticas de color gris verdoso con estructuras de almohadillas y tobas intercaladas con areniscas fosilíferas que afloran en el sector costero, al sur de la ciudad de Iquique. Las brechas piroclásticas contienen bloques riolíticos (juveniles) alargados de tamaños decimétricos y clastos andesíticos. (Vásquez et al., 2015)

2.1.2.2.5 Formación Huentelauquen (Pensilvánico – Cisuraliense) Sobreyace en discordancia angular y de erosión a la Formación Arrayán y/o al Complejo Metamórfico del Choapa y subyace discordantemente a la Formación El Quereo (Triásico) (Thiele y Hervé 1984). Dentro de esta formación, se distinguen dos miembros, separados por una discordancia angular (Rivano y Sepúlveda 1991). El primer miembro “La Higuera” (base), está constituido por pelitas negras y areniscas con algunas intercalaciones brechosas hacia la base y la parte superior. El segundo miembro “La Cantera” (techo), está compuesto por areniscas y calizas, con intercalaciones abundantes, en parte predominantes, de conglomerados finos a medios. (Rivano y Sepúlveda 1991)

2.1.2.2.6 Formación El Quereo (Triásico Inferior-Media a Carniense) Sobreyace discordantemente (angular y erosión) a la Formación Arrayán, e infrayacería en aparente concordancia a las rocas volcánicas de la Formación Pichidangui. Está compuesta por 4 miembros principales. De base a techo estos miembros son: (I) Miembro inferior conglomerádico, conformado exclusivamente por clastos de la Formación Arrayán. Posee una potencia aproximada de 110 m; (b) Miembro de grauvaca, compuesto por una secuencia rítmica de areniscas y lutitas. Posee una potencia aproximada de 122 m; (c) Miembro lutítico, con escasas intercalaciones de areniscas. Posee un espesor aproximado de 400 m; (d) Miembro superior de areniscas conglomerádicas. Posee un espesor aproximado de 77 m. (Cecioni y Westermann 1968).

2.1.2.2.7 Formación Pichidangui Se define como una secuencia de flujos riolíticos, tobas y brechas volcánicas que sobreyace de forma concordante a la Formación El Quereo e infrayace, concordantemente a la Formación Los Molles. El segmento inferior está compuesto por flujos de lavas ácidos y básicos (magmatismo bimodal), con intercalaciones de lutitas que presentan fauna marina del Triásico medio-superior. Este segmento se encuentra intruido por numerosos diques y sills de composición acida y básica. Al sur de Caleta Chango es posible identificar tobas e ignimbritas, las cuales disminuyen en frecuencia hacia la parte

superior de la formación en donde predominan secuencias sedimentarias turbidíticas de edad Triásica superior – Jurásica inferior. (Vergara et al., 2015)

2.1.2.2.8 Formación Arrayán (Devónico medio – superior) Está compuesta por una alternancia rítmica de areniscas y pelitas, que conservan algunas estructuras primarias, tales como marcas de fondo de tipo flautas, estratificación gradada, y estratificación convoluta (Rivano y Sepúlveda 1991; Rebolledo y Charrier 1994). Esto sugiere que la Formación Arrayán se depositó en un ambiente subacuático, como parte de un gran abanico submarino originado por sucesivos flujos turbidíticos. (Garcia-Sansegundo et al., 2014; Rivano y Sepulveda, 1991)

2.1.2.2.9 Formación Quebrada del Pobre (Sinemuriano – Pleinsbachiano) Secuencia sedimentaria marina que sobryace a la formación La ligua en contacto erosivo angular y que a su vez se encuentra cubierta de manera concortante por tobas riolíticas pertenecientes a la formación Ajial. Posee una potencia de 1250 m y está compuesta por areniscas y lutitas con intercalaciones de calizas, conglomerados finos y areniscas conglomeradicas hacia la base. (Thomas, 1958; Rivano, 1996)

2.1.2.2.10 Formación Ajial (Pleinsbachiano – Bajociano) Secuencia de lavas andesítico-basalticas y riodaciticas con intercalaciones de tobas, brechas y rocas sedimentarias lenticulares (Conglomerados, areniscas y pelitas calcáreas). Sobreyace de manera concordante a la formación Quebrada del pobre y subyace de manera concordante a las sedimentitas marinas de la formación cerro Calera. (Rivano, 1996)

2.1.2.3 Rocas plutónicas 2.1.2.3.1 Intrusivo Mal Paso (Jmsi (a)) Aflora en las nacientes de la quebrada Mal paso, en el sur de la ciudad de Arica. Se conforma por monzodioritas cuarcíferas a monzodioritas, posee una textura fanerítica de

grano medio a grueso. En cuanto a la mineralogía, se encuentra constituido por abundante plagioclasa, inclusiones de magnetita, feldespato potásico (ortoclasa) y pequeñas cantidades de cuarzo (<6%).

2.1.2.3.2 Intrusivos indiferenciados (Jmsi (c)) (ca 165 Ma) Cuerpos plutónicos e hipabisales que afloran en la parte occidental de la cordillera de la costa, en las cercanías de la ciudad de Arica. Está compuesto por granodioritas, dioritas, gabros, monzodioritas y monzodioritas cuarcíferas. Poseen una textura fanerítica y porfídica con tamaños de grano medio a grueso. Se encuentran compuestas principalmente por plagioclasa, ortoclasa, cuarzo, anfibolita y proporciones menores de clino y ortopiroxeno. Dentro de los minerales accesorios es posible identificar apatito y magnetita.

2.1.2.3.3 Batolito Punta negra y Huara-pozo Almonte (Jkg)(150 – 100 Ma) Compuesto por granodioritas, dioritas, monzodioritas y granitos que conforman las raíces del arco magmático del Jurásico superior – Cretácico inferior, correspondiente a la segunda etapa del ciclo andino (Charrier et al., 2007).

2.1.2.3.4 Jsg (182 – 142 Ma) (SERNAGEOMIN, 2002) Monzodioritas cuarcíferas, dioritas y granodioritas de biotita, piroxeno y hornblenda. Afloran en la cordillera de la costa desde la Región de Tarapacá hasta la Región de Coquimbo.

2.1.2.3.5 Unidad Millahue (Jmi1) (Rivano et al., 1985) (195 +/- 20 Ma) Se encuentra compuesta por tres plutones mayores. El plutón Millahue (principal) aflora desde el sur del estero Chigualoco hasta las nacientes de la quebrada Quilicura. El plutón Quebrada el boldo que aflora en la latitud de Los Vilos y el plutón Agua fría a la latitud de Puerto manso. Esta unidad posee un alto contenido de feldespato potásico y baja

cantidad de minerales máficos, dentro de los cuales destacan la biotita y hornblenda (<5%). Su composición varía entre monzogranitos y sienogranitos hololeucocraticos a leucocraticos. Generalmente presentan textura alotriomorfa de grano grueso en los plutones Millahue y El boldo.

2.1.2.3.6 Unidad Puerto oscuro (Jmi2) (Rivano et al., 1985) (171 – 187 Ma) Se extiende desde Quebrada agua fría hasta el norte de los 31°S. Posee una orientación NS y se encuentra intruyendo a la formación El Quereo. Se caracteriza por un alto contenido de minerales máficos. En las zonas costeras es posible observas zonas con bandeamientos cataclasticos o protoclasticos que le pueden otorgar una apariencia de Gneiss. Composicionalmente, el plutón Puerto oscuro coincide con dioritas cuarcíferas de piroxeno y/o anfibolita, monzodioritas cuarcíferas de hiperstena y biotita y gabros de piroxeno y olivino. Poseen un índice de color leucocratic a mesocráticas, con texturas hipidiomorfica granular con tamaños que varían de fino a grueso.

2.1.2.3.7 Unidad Tranquilla (Jmi3) (Rivano et al., 1985) (203 +/- 15 Ma) Se conforma por cuatro cuerpos plutónicos: El plutón Conchali en la costa norte de Los Vilos, el plutón Quebrada Martinillo, el plutón Cerro el olivo a la latitud de Quebrada Amolanas y el plutón Cerro Gualcahue que se encuentra intruyendo a la Unidad Puerto oscuro. Se conforma por sienogranitos hololeucocraticos a leucocraticos de biotita y piroxeno. El cuarzo y ortoclasa poseen textura pertitica, lo cual, unido con su tamaño de grano fino, permite diferenciarla de la Unidad Millahue.

2.1.2.3.8 Unidad Cavilolén (Jmi4) (Rivano et al., 1985) (144 – 170 Ma) Esta unidad se conforma por cinco plutones principales: El plutón Cavilolén (principal), el plutón Portezuelo hondo, el plutón Hilta, el plutón Atelcura y el plutón Espíritu santo. Poseen una textura hipidiomorfica equigranular de grano fino a medio y coinciden con una composición de granodioritas y tonalitas de biotita y hornblenda.

2.1.2.3.9 Js (157 +/- 5 Ma) (Gana et al., 1996) Este cuerpo intrusivo posee una composición básica a intermedia, compuesto principalmente por dioritas cuarcíferas de piroxeno, hornblenda y biotita, tonalitas de hornblenda – biotita y gabros subordinados. Poseen una textura inequigranular seriada, con un tamaño de grano medio a fino, localmente foliada. En los gabros se pueden apreciar núcleos de olivino rodeados por ortopiroxeno y clinopiroxeno con exsolución de titanita.

2.1.2.3.10 Jlv (160 – 163 Ma) (Gana et al., 1996) Compuesto por anfibolitas, ortoanfibolitas, gneises angiboliticos, dioritas, monzodioritas foliadas y gabros. Posee texturas que varían desde granoblástica poligonal hasta inequigranular seriada con tamaños de grano medio a fino. Se encuentra formada principalmente por hornblenda y plagioclasa. Los gabros y dioritas se caracterizan por la presencia de clinopiroxeno con coronas de biotita. La presencia de esfeno de origen magmático, indican la existencia de un metasomatismo Ti -Ca tardimagmatico responsable de las foliaciones observadas en las monzodioritas. Abundantes filones intruyen esta unidad.

2.1.2.3.11 TrJtv (Gana et al., 1996) (212 +/- 5 Ma) Conformado por sienogranitos de biotita y monzogranitos de biotita y anfibolita. Poseen una textura alotromorfica a seriada de grano medio a fino, con frecuente deformación cataclastica.

2.1.2.3.12 Dioritas gneisicas de Cartagena (Trca) (Gana et al., 1996) Compuesta por dioritas gneisicas, anfibolitas, dioritas, dioritas cuarcíferas y gabros parcialmente metamorfizados. Poseen una textura hipidiomorfica a alotromorfica granular, gnéisica y milonitica, con tamaños de grano fino a medio. Se caracteriza por cristales de plagioclasa ocasionalmente intercrecida con hornblenda, la cual, a su vez, se puede presentar como remplazo casi total de piroxeno. También es posible observar

crecimiento de actinolita acicular y remplazo de hornblenda por biotita. Se encuentra intruyendo a granitoides del Paleozoico superior (Pzmg).

2.1.2.3.13 Unidad Cochoa (Pzc) (Rivano, 1996) (299 +/- 31 Ma) Compuesto por granitoides leucocraticos a mesocráticos que afloran entre las ciudades de Concon y Reñaca. Su composición baria desde granodioritas a tonalitas gneissicas de grano grueso. Se encuentran localmente intruidas por abundantes filones máficos de composición diorítica y de grano fino a medio con orientación preferencial NW.

2.1.2.3.14 Pzmg (288 +/- 7 Ma) (Gana et al., 1996) Compuesto por tonalitas, granodioritas, monzogranitos de anfibolita – biotita, sienogranitos y granitos de microclina. Poseen una textura alotromorfica granular, con tamaños de grano grueso a medio, con presencia de inclusiones dioriticas a dioritica cuarcíferas. En cuanto a la mineralogía, contienen feldespato con entrecrecimiento pertitico y piroxenos remplazados por anfibolita y biotita. Los monzogranitos ocasionalmente poseen megacristales (2 – 5 cm) de microclina; los sienogranitos y granitos de microclina se asocian a pegmatitas de microclina, cuarzo, epidota y biotita.

2.1.2.4 Rocas metamórficas 2.1.2.4.1 Complejo metamórfico Valparaíso (Pzmv) (Gana et al., 1996) (278 +/ 6 Ma) Aflora como enclaves de longitud inferior a 2 Km dentro de los complejos intrusivos de la zona costera. Poseen una notoria foliación y se sugiere un protolito principalmente plutónico y sedimentario en menor proporción. Se encuentra intruida por granitoides paleozoicos (Quintay, Las Cruces) y gabros jurasicos (Caleta las Docas). Ocasionalmente contiene porfidoblastos de microclina, granate, hornblenda, actinolita, augita y mica blanca de manera subordinada.

2.1.2.4.2 Formación Potranca (Devónico) (Herve et al., 1981) Compuesto por pizarras, metareniscas, filitas y cuarcitas. Según Miller (1976), esta formación se habría depositado, con posterioridad a la Formación Canal King, la cual ya se encontraba metamorfizada y deformada. Dicho autor le asigna una edad devónica, en base a la evidencia fósil encontrada en isla Potranca.

2.1.2.4.3 Formación Canal King (cámbrico-ordovícico) Consiste en filitas y micaesquistos con intercalaciones de esquistos verdes cuya química muestra afinidades con los basaltos toleíticos, abisales (Hervé et al., 1976a; Godoy, 1980; Hervé et al., 1981).

2.1.2.4.5 Complejo metamórfico de Chonos (Hervé et al., 1981) Se conforma por metabasaltos con metamorfismo en facies esquistos verdes. En esquistos micáceos y metapsamitas ricas en cuarzo, se registran tres eventos de deformación (D1, D2, D3). El evento D1 está relacionado con el desarrollo de la foliación S1 de plano axial, de pliegues isoclinales en bandas de cuarzo. El evento D2 está representado por el desarrollo de clivaje de crenulación S2 de tendencia general noroeste y manteos variables entre 50-70° al noreste. El evento D3 está relacionado con el desarrollo de bandas “kink” monoclinales. (Reyes, 2017)

Se reconocen dos sectores diferenciables: ZEP (zona con estructuras primarias conservadas) y ZSEP (Zona sin estructuras primarias conservadas). La primera zona (ZEP) se caracteriza por poseer afloramientos poco deformados, en los cuales es posible observar la estratificación original y microtexturas sedimentarias relictas. Dentro de las litologías que se observan se encuentran lutitas, pizarras, metaareniscas grises e intercalaciones de cherts bandeados. La segunda zona (ZSEP) se caracteriza por poseer una serie filitas con intercalaciones milimétricas a centimétricas de cuarzo y material micáceos, cuarcitas e intercalaciones de esquistos verdes.

2.1.2.4.6 Complejo metamórfico Bahía mansa (CMBM) (Duhart et al., 2001) Se conforma por esquistos pelíticos, metagrauvacas y esquistos máficos con afinidad oceánica, posee a su vez, una porción menor de cuerpos máficos y ultramáficos, milonitas a ultramilonitas, escasos cuerpos intrusivos traquíticos e intercalaciones de mataignimbritas. La mineralogía presente en el CMBM indica que el complejo fue afectado por una fase de deformación y metamorfismo principal (D2) de carácter dúctil y penetrativo (S2) con afinidad de facies esquistos verdes. Se reconoce la presencia de anfibolitas azules en los esquistos máficos, glaucofano en esquistos azules y de zussmanita en esquistos pelíticos rico en Fe, lo que implicaría una fase de una deformación y metamorfismo previa (D1) en condiciones de alto gradiente P/T. Las edades 40Ar/39Ar y K-Ar indican que la deformación y metamorfismo principal ocurrió durante el Pérmico - Triásico (260-220 Ma), mientras que la fase de alto P/T se asocia al Carbonífero superior (320-300 Ma).

2.1.2.4.7 Serie occidental (Burón et al., 2003) La serie occidental se compone principalmente por esquistos pelíticos a semipelíticos, que incluyen en forma local lentes de metabasitas y horizontes de metacherts ricos en hierro. Los esquistos semipelíticos poseen una textura lepidoblastica que alternan con lentes y bandas de cuarzo. Es común encontrar porfidoblastos de albita y granate con estructuras sigmoidales y apéndices de clorita. La asociación mineralógica se compone de cuarzo, mica blanca, albita, clorita, biotita y granate, mientras que como accesorios es posible reconocer esfeno, epidota, óxidos de hierro y grafito.

En las metabasitas es posible reconocer anfibolita, clorita y albita en forma de porfidoblastos, con esfeno y epidota como minerales accesorios. Los metacherts por otra parte corresponden a rocas cuarcíferas bandeadas compuestas fundamentalmente por cuarzo y magnetita.

2.1.2.4.8 Serie oriental (Burón et al., 2003) Se compone de metapelitas con intercalaciones de metapsamitas. Las metapelitas se clasifican según su granulometría como filitas y pizarras. Las filitas se encuentran compuestas por cuarzo, mica blanca, biotita, estaurolita, granate y feldespato. Poseen porfidoblastos de biotita, estaurolita y granate. Por otra parte, las pizarras presentan un menor contenido de cuarzo y están compuesta por una matriz más fina. Se pueden observar porfidoblastos de andalucita (Quiastolita) levemente alteradas.

Las metapsamitas están compuestas fundamentalmente de cuarzo y muestran una apariencia masiva. Se asociación mineralógica contiene cuarzo, feldespato y mica blanca, con menores cantidades de biotita y clorita.

2.1.2.4.9 Complejo metamórfico del Choapa (Rebolledo y Herve., 1994) Se constituye por cinco unidades de litología e historia evolutiva diversa (Esquistos grises de Punta Claditas, Esquistos verdes de Maitencillo, Esquistos grises de la gruta, Metaturbiditas de Agua dulce y Filitas de Quebrada Poleo), que se disponen en franjas kilométricas de orientación N-NNW y afloran generalmente separadas por zonas de falla. Todas las unidades exhiben una intensa deformación polifásica (S1-S7 para elementos planares y B1-B7 para ejes de pliegues). Los protolitos consisten en grauwacas, arcosas y basaltos oceánicos provenientes de la erosión de rocas ígneas intermedias a básicas, probablemente derivadas de un arco volcánico ubicado en un borde continental orogénico, los cuales se vieron sometidos a sucesivos episodios de metamorfismo regional con gradientes de P/T bajos a medios.

2.1.3 Estilos de cuencas 2.1.3.1 Generalidades

El estudio de cuencas sedimentarias es parte fundamental del estudio geológico- estructural de proyectos que buscan explicar la historia geológica de un determinado sector, en este estudio es posible identificar patrones de depositación, ambientes

sedimentarios e identificar los regímenes tectónicos y sus variaciones a lo largo del tiempo geológico.

Las cuencas de ante arco se diferencian de las cuencas en superficie por varios aspectos, dentro de los que destacan las estructuras que limitan la cuenca. Las principales estructuras que limitan las cuencas corresponden al prisma medio, el prisma frontal y el prisma interior las cuales a su vez dependen del comportamiento que tenga la placa oceánica y la placa superior, sobre todo en la cantidad de sedimento que posea la trinchera y del material que se introduce en el canal de subducción como se puede observar en la figura 7. Otra de las consideraciones importantes en el estudio de cuencas sedimentarias es la distribución de los esfuerzos, el largo y ancho tanto de la cuenca como de la cuña, además de los ángulos que interactúan ya sea el ángulo de subducción de la placa oceánica, como también la pendiente de la cuña. (Figura 8)

Figura 7.- Componentes principales y segmentación a considerar en el estudio de cuencas de ante arco. Obtenida de Noda (2016).

Figura 8.- Ilustración de variables físicas a considerar en el estudio de cuencas de ante arco. Obtenida de Noda (2016)

A partir de estas consideraciones, Noda (2016) genera una nueva clasificación de cuencas sedimentarias de ante arco, considerando el régimen de stress que afecta a la cuenca y todos los otros factores mencionados con anterioridad. Es por esto que, este autor denomina cinco tipos principales de cuencas: Cuenca compresiva acrecional (AC), Cuenca compresiva extensional, Neutral acrecional, Extensional no acrecional y compresiva no acrecional (Non-AC).

2.1.3.2 Cuenca compresiva acrecional (AC)

Estas cuencas se encuentran comúnmente asociadas con cuerpos de acreción ubicados en la trinchera, las cuales se caracterizan por poseer estrados inclinados hacia el continente y plegados en el margen hacia el mar mostrando una migración hacia tierra de los depocéntros. Los estratos más cercanos a tierra se encuentran sin deformar por lo cual se solapan sobre la pendiente de la cuña interna. La altura del arco exterior es más alta que el piso de la cuenca, pero se debe considerar que cuando las cuencas se encuentran repletas se sedimento esta condición puede variar. El arco exterior suele ir acompañado de fallas de extensión y backthrusts, además de inclinar y deformar los estratos ubicados hacia el mar dentro de la cuenca. (Figura 9)

El espesor del relleno de la cuenca es similar al espesor de la cuña externa, este puede alcanzar un relleno de la trinchera moderado (1-3 km). El régimen dominante en la cuenca es compresivo, aunque un régimen extensional puede ocurrir en partes del segmento de la cuenca ubicado más cerca del talud. Esto debido a, un desplazamiento en este sentido del arco exterior mediante fallas extensionales.

Figura 9.- Estructura típica de una cuenca AC. Obtenida de Noda, 2016.

2.1.3.3 Cuenca extensional acrecional

Estas cuencas se caracterizan por poseer un régimen extensional, mientras que en el prisma frontal ocurren esfuerzos compresivos. Se puede observar una subsidencia de la cuenca mediante sistemas de fallas normales. El lecho de la cuenca se encuentra inclinado hacia el mar, relacionado con una migración del depocentro en la misma dirección. El prisma frontal consiste en fallas inversas provocadas por esfuerzos compresivos con unas direcciones de buzamiento hacia el continente y hacia el mar. La trinchera se encuentra cubierta con una gruesa capa de sedimentos, esto implica que el contacto entre las placas se encuentra soportado por un grueso canal de subducción. (Figura 10)

Figura 10.- Estructura típica de una cuenca acresiva extensional. Obtenida de Noda, 2016.

2.1.3.4 Cuenca Neutral acrecional

Este tipo de cuenca se diferencia de las demás por poseer deformación débil y estar asociados a regímenes oblicuos de convergencia. Se encuentran limitadas por fallas de rumbo paralelas a la trinchera. La cuenca tiene un movimiento paralelo a la trinchera sin grandes registros de deformación. (Figura 11)

Figura 11.- Estructura típica de una cuenca neutral. Obtenida de Noda, 2016.

2.1.3.5 Cuenca compresiva no acrecional (erosional)

Caracterizado por fallamiento normal en el prisma frontal, fallamiento inverso en el arco exterior y una escasa evidencia de fallas normales en la cuenca. Los estratos de la cuenca se encuentran inclinados y deformados hacia el continente, relacionado con el alzamiento del arco exterior. (Figura 12)

Figura 12.- Estructura típica de una cuenca compresiva no acrecional. Obtenida de Noda, 2016.

2.1.3.6 Cuenca extensional no acrecional

Se desarrollan junto a sistemas extensionales, en donde experimentan una limitada deformación compresiva. Los sedimentos cubren la cuña interna y externa en forma de abanicos. No posee un arco externo y la cuña externa es más angosta que la cuenca. La trinchera se encuentra con una baja cantidad de sedimentos y un contacto entre placas dominado por un canal de subducción que, en ocasiones, se engrosa hacia el continente. (Figura 13)

Figura 13.- Estructura típica de una cuenca extensional no acrecional. Obtenida de Noda, 2016.

2.1.4 Procesos tectónicos 2.1.4.1 Dinámica de placas

Es importante comprender la dinámica de las placas, sus movimientos y los esfuerzos que estos generen para poder establecer y/o predecir la respuesta que tendrá la litosfera. En el marco de lo anterior es relevante considerar el comportamiento que posee el Slab en términos de inmersión, es decir, cambios en el ángulo de subducción, que puedan provocar un Rollback (aumento del ángulo de subducción) o una exhumación de la placa (disminución del ángulo de la placa subductada). Estos cambios en el comportamiento del slab generaran un avance o retroceso de la placa superior con respecto a la trinchera, lo cual determinará su estilo de deformación. Estas relaciones se expresan en términos de Vt (movimiento absoluto de la trinchera), Vd (tasa de deformación del tras arco) y Vup (movimiento absoluto de la placa superior) (Figura 14). Las cuales a su vez dependen de las fuerzas internas que comprometen la zona de subducción y que generaran tres casos particulares de acople/ desacople y, por ende, determinaran los movimientos relativos de las placas (Heuret y Lallemand, 2005). (Figura 15)

Figura 14.- Ubicación de los factores Vt, Vd y Vup, obtenida de Heuret y Lallemand (2005)

Figura 15.- A) esquema que ilustra las principales fuerzas que interactúan en los márgenes convergentes, siendo Fup: Fuerza de succión/ empuje relacionado al movimiento absoluto de la placa superior, Fsp: Fuerza de empuje del Slab, Fa: Fuerza de anclaje del slab, Fm: Fuerza generada por flujos mantélicos. B) Esquemas que ilustran el comportamiento de la placa superior ante tres sub casos: a) Slab perfectamente anclado, posee una trinchera fija (Vt=0), en donde todo el movimiento de la placa superior se traduce en deformación del tras arco (Vd = Vup). b) Slab parcialmente anclado, en donde la relación de deformación está dada por la siguiente ecuación Vd + Vt = Vup. c) Slab libre, en este caso la trinchera sigue el movimiento absoluto de la placa superior, sin signos de deformación en el tras arco (Vt = Vup; Vd = 0). Imagen obtenida y modificada de Heuret y Lallemand (2005).

Sin embargo, este caso de estudio no considera la subducción oblicua de la placa oceánica, ya que estos tipos de arreglos tectónicos incluyen una morfología denominada Forearc Sliver (Figura 16), la cual se encuentra ausente en el trabajo expuesto por Heuret y Lallemand (2005) debido a que esta estructura como su nombre bien lo indica afecta solamente al ante arco del margen. Según Saad et al (2010) esta estructura regional se conforma por parte de la placa superior, limitada por la trinchera y por sistemas de fallas transcurrentes generados a partir de esta convergencia oblicua. Estos autores establecen que el movimiento relativo de la placa superior cerca del frente de deformación es generalmente más cercano al margen y es producto del movimiento del Sliver, así como

también, del cizalle dentro del ante arco. Lamentablemente, el movimiento relativo del Sliver no es dependiente solamente del ángulo y velocidad de convergencia de la placa oceánica, si no también, de la reología de la zona y velocidad del deslizamiento, lo cual dificulta mucho el estudio de estos estilos estructurales ya que no es posible generar un modelo genérico que establezca las bases o límites para que estas estructuras ocurran.

Figura 16.- Generación de un forearc sliver a partir de un vector de convergencia oblicuo. (a) Ilustración del comportamiento del ante arco a escala humana. Se logra observar una deformación elástica en donde el vector horizontal tiende a perder angularidad a medida que avanza hacia el continente hasta alcanzar una dirección perpendicular a la trinchera. (b) Comportamiento del Sliver a escala geológica, en donde el bloque liberado se desplaza siguiendo la dirección de convergencia. En este tipo de arreglo el vector de convergencia tiende a aumentar su angularidad a medida que avanza hacia el continente alcanzado una dirección perpendicular a la trinchera. Obtenida de Hoffmann-Rothe et al. (2006)

2.1.4.2 Modelo estructural de Riedel (Davis, Reynolds, & Kluth, 2011)

Los sistemas transcurrentes de falla son los más complejos de estudiar debido a la gran cantidad de estructuras que se encuentran asociadas a ellas. Los primeros estudios se realizaron a partir de modelos experimentales que intentaban explicar el comportamiento frágil y dúctil de la corteza, ejemplos de esto es el estudio realizado por Waldron (2005) el cual pretendía interpretar el comportamiento de los sistemas de rumbo al interior de capas de arcilla. Este autor modelo un sistema transcurrente dextral en el cual pudo

observar sistemas de estructuras discretas, los cuales consistían en: (I) Fallas transcurrentes conjugadas, (II) Pliegues, (III) Fallas inversas y (IV) Fallas normales. (Figura 17)

Figura 17.- Estructuras observadas a partir del modelamiento de un sistema transcurrentes dextrales realizado por Waldron (2005). Imagen obtenida de (Davis, Reynolds, & Kluth, 2011)

Como se puede observar en la Figura 17 (B), las estructuras se pueden subdividir en fallas sintéticas y antitéticas. Las fallas sintéticas son aquellas que comprenden la zona principal de falla y forman un ángulo agudo en los planos de intersección con el plano principal de la falla transcurrente (I). Por otra parte, las fallas antitéticas corresponden a aquellas fallas que tienen una orientación opuesta a la zona principal de falla y forman un ángulo obtuso en los planos de intersección con la falla transcurrente principal (I). Los pliegues (II) y fallas inversas (III) se orientan de manera perpendicular a la dirección de mayor acortamiento y se inclinan de manera paralela a la dirección de mayor estiramiento. Por el contrario, las fallas normales (IV) se orientan perpendiculares a la dirección de mayor estiramiento (relajo) y se inclinan paralelo a la dirección de máximo acortamiento (Figura 17 (A) y (C)).

Es importante comprender de manera clara la ubicación que tienen las fallas sintéticas y antitéticas dentro de los sistemas transcurrentes para poder tener una mejor comprensión de cómo funcionan el modelo estructural de Riedel. Este modelo establece que los sistemas de fallas sintéticas representan el cizalle de Riedel (R-shears), los cuales

forman ángulos de cerca de 15° con la principal traza de falla. Por otra parte, los sistemas de fallas antitéticos conforman el cizalle conjugado de Riedel (R’-shears), los cuales forman ángulos cercanos a los 75° con la traza principal de falla. Es importante conocer estos dos términos ya que, la dirección de stress principal (σ1) bisecta a el ángulo formado entre R y R’ (Figura 19).

Los pliegues formados al interior de los sistemas de fallas transcurrentes se ordenan en patrones escalonados (echelon), con ejes de pliegues individuales y alineados paralelos a la dirección de máximo estiramiento. (Figura 18)

Figura 18.- Sistemas de pliegues Echelon. (A) estructuras formadas a partir de fallas transcurrentes dextrales. (B) estructuras formadas a partir de fallas transcurrentes sinestrales. Imagen obtenida de (Davis, Reynolds, & Kluth, 2011).

Figura 19.- Ubicación de los cizalles R y R’ en un sistema de falla transcurrente sinestral. Imagen obtenida de (Davis, Reynolds, & Kluth, 2011).

Crowell (1974) enfatiza que, las fallas transcurrentes curvas generan una alta acumulación de tensión. Esta tensión es distribuida mediante una gran cantidad de estructuras que, a partir del sentido de movimiento de la falla principal, se puede generar aperturas (transtensión) o compresiones (transpresión) en las zonas internas de la zona de falla. (Figura 20)

Figura 20.- Ilustración de sistemas transpresivos (Restraining bend) y transtensivos (Releasing bend). (A) muestra la dinámica dextral de una falla transcurrente. (B) Ilustra las estructuras generadas a partir de una curvatura en la traza de falla principal. Las estructuras antes mencionadas se pueden manifestar de diferentes maneras dependiendo de factores reológicos y de los campos de esfuerzo (Figura 21)

Figura 21.- Zonas de daño a lo largo de fallas transcurrentes, formadas a partir de acumulación de estructuras menores. (A) En extremos de fallas. (B) Dentro de zonas de falla. (C) Producto de propagación de fallas.

2.1.5 Segmentación del ante arco

Las condiciones de subducción a lo largo del margen chileno no son homogéneas, sino que, varían a partir de una serie de factores físicos que generan una segmentación de la deformación del ante arco.

Una de las formas de diferenciar los márgenes convergentes, los cuales se pueden clasificar en márgenes erosivos (I) y márgenes acrecionarios (II). Los primeros (I) se caracterizan por la ausencia de sedimentación en la trinchera y por ende, una inexistencia de prisma de acreción, una alta rugosidad de la placa oceánica debido al poco aporte sedimentario (ausencia de un canal de subducción que disminuya el roce) lo que genera un aumento de la fricción basal y frontal en la cuña continental. Por otra parte, los márgenes acrecionarios (II), se caracterizan por una trinchera con gran aporte sedimentario (material turbidítico y pelágico) la cual se obducta de forma frontal a la placa

superior (creación de un prisma de acreción frontal y basal), esta obducción da paso a una deformación compresiva, caracterizada por sets de fallas inversas.

Lallemand (1994), establece tres categorías para definir los márgenes convergentes en términos de ángulo del slope (α) y ángulo de subducción superficial (β) derivado del Non – cohesive coulomb wedge theory (NCCW) (Figura 22). Estas categorías son: (I) No – acrecionario, (II) Intermedio y (III) Acrecionario.

Figura 22.- (a) Ubicación factores de estudio para el NCCW. (b) Diagrama α v/s β para identificar los patrones estructurales preferentes. Obtenida de Maksymowicz (2015).

De esta manera, la respuesta que puede tener el ante arco frente a los dos arreglos tectónicos dominantes (Acresivo – Erosivo) es clave. Para los segmentos tectónicos acresivos se espera un acortamiento generalizado del segmento más externo de la cuña, lo cual se traduce en fallas inversas, estructuras tipo duplex y pliegues por flexura y propagación de falla. En adición, la ocurrencia de grandes cantidades de sedimentos en la trinchera provoca un aumento en el tamaño del canal de subducción, lo cual trae como consecuencia la acreción basal de sedimentos y a su vez un alzamiento del talud (Contardo et al. 2008). Por el contrario, un arreglo tectónico erosivo se traduce en una

partición continua del segmento base la placa superior producto del hidrofracturamiento inducido por la liberación de fluidos producto de las altas presiones a las que se someten en la zona interplaca. La baja o nula cantidad de sedimentos presentes en la trinchera no son determinantes para este proceso puesto que el aporte sedimentario puede provenir de la parte frontal de la cuña producto de la acción erosiva de la placa subductante. Estos sedimentos se acomodan en las morfologías que aloja la placa subductante, comúnmente sets de horst y graben, los cuales transportan estos sedimentos hacia el canal de subducción en donde se produce el proceso antes mencionado (Maksymowicz, 2015). De esta manera es que los arreglos tectónicos configuran los esfuerzos prolongados que controlan las morfologías y estructuras presentes en la cuña (Figura 23).

Figura 23.- Efectos y diferencias en el arreglo tectónico del ante arco. (A) Modelo de subducción acresivo caracterizado por una trinchera repleta de sedimentos, un grueso canal de subducción (SC), acreción frontal y acreción basal de sedimentos. (B) Modelo de subducción erosiva caracterizado por un fallamiento activo de bajo ángulo producto de la fricción entre placas, alzamiento del segmento interno de la cuña y subsidencia del sector más externo de la cuña. Extraída y modificado de Lohrmann et al (2006).

3 METODOLOGIA

La determinación de los efectos de la subducción en las morfoestructuras submarinas presentes en el ante arco en su segmento offshore preciso del estudio no solo de líneas sísmicas, sino también, su complementación con batimetrías de detalle que permitió extrapolar las estructuras detectadas y de esta manera modelar de mejor manera el arreglo estructural presente en este segmento del ante arco. Para poder lograr este objetivo es que se realizó una complementación de grillas batimétricas para, de esta manera, lograr abarcar una mayor área del ante arco. Las batimetrías utilizadas corresponden a la investigación alemana Vessel Sonne, realizada entre marzo y julio de 1995 y expuesta en Von Huene et al. (1997). La segunda batimetría corresponde al Multibeam MV1004 (Figura 24), obtenida por el crucero Melville durante el año 2010, específicamente entre el 17 y el 25 de marzo en el marco del proyecto “Chilean Earthquake Rupture Survey (CERS)” a cargo del Scripps Institution of Oceanography. El instrumento utilizado para la adquisición de estos datos fue el Kongsberg EM122.

Figura 24.- Ubicación geográfica de la batimetría MV1004. 37

El procesado de los datos MV1004 se realizaron mediante la herramienta MB-System, utilizando la herramienta “Mbeditviz” que permitió eliminar de manera manual los errores presentes en la batimetría y de esta manera aumentar su calidad considerando un tamaño de celda de 100x100 m. Para la generación de la grilla se utilizó el comando “Mbgrid” considerando un tamaño de celda de 100x100 m con la intención de mantener la resolución de los cambios realizado con anterioridad para con posterioridad realizar la unión con las grillas preexistentes. (Anexos 1)

El diseño de modelos tridimensionales se realizo utilizando las herramientas Fledermaus y Surfer 15, mientras que el diseño de mapas se realizo utilizando la herramienta ArcGis, específicamente ArcMap.

Con respecto al objetivo específico II, se utilizaron las siguientes líneas sísmicas (ver Anexos y capitulo 4.2):

a. SO161-009, SO161-012, SO161-015, SO161-017 y SO161-018, publicadas por Becerra et al (2016). Datos recopilados entre el año 2000/2001 en el marco de la investigación germana Vessel SONNE. b. Perfiles sísmicos 7, 11, 15 y 17 publicados por Laursen et al (2002). Datos adquiridos por el programa CONDOR (von Huene et al., 1995; Flueh et al., 1995; Hinz et al., 1995).

c. VG02-05, VG02-08, VG02-10 y VG02-18, publicadas por Contardo et al (2008). Datos obtenidos durante los años 2002-2004 por el crucero R/V AGOR Vidal Gomez, en el marco del proyecto FONDEF D00I104.

d. ENAP 1 y ENAP 2, publicados por Geersen et al. (2011). Los datos fueron obtenidos el año 1988 por el crucero R/V Conrad para la empresa ENAP (empresa nacional del petróleo).

Cabe mencionar que las líneas sísmicas fueron consideradas a partir de su resolución y ubicación geográfica especifica que permite observar el eje transversal de las cuencas.

Con respecto al objetivo específico III, se realizó una reinterpretación de las líneas sísmicas antes mencionadas teniendo especial consideración en su arreglo estructural y de los campos de estrés prolongados evidenciados en las secuencias sedimentarias que se encuentran rellenando la cuenca, con la finalidad de otorgar una nueva clasificación de las cuencas del ante arco chileno entre los 28.5°S y los 37.5°S y de esta manera lograr agrupar e identificar comportamientos similares dentro del ante arco (offshore).

El objetivo específico IV y V, se llevó a cabo mediante el análisis estructural de los antecedentes recabados con los tres objetivos anteriores y complementados con datos de velocidad sísmica publicados por Contreras-Reyes et al., (2008, 2015) y Moscoso et al., (2011), datos GPS publicados por Metois et al., (2016) y antecedentes sísmicos adquiridos mediante la página web del sistema geológico de los Estados Unidos (USGS) (http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/search/).

Se adquirieron un total de 1836 sismos con un radio de busque que abarco desde el 27 de enero 2000 hasta el 01 de septiembre del 2019 y que considero todos los sismos con una magnitud superior a 4.5 Mw ocurridos en el segmento offshore del ante arco.

Finalmente, se realizó un modelo estructural de riedel para el segmento comprendido entre los 31°S y los 33°S que pretende explicar el arreglo estructural y la dinámica de los esfuerzos que actúan en este segmento del ante arco.

4 RESULTADOS 4.1 Interpretación batimétrica

La zona de estudio se divide en dos grandes grupos. El segmento norte que abarca desde los 28,8°S hasta los 33,5°S (A) y el segmento sur que abarca desde los 33,5°S hasta los 37,5°S (B) (Figura 25). En ambas secciones es posible observar parte del talud superior y plataforma continental comprendidas en el segmento más oriental de la batimetría y representada por los colores rojos alcanzando profundidades de hasta -1500 m, luego se observa el talud medio entre los -1500 m y los -4500 m. Finalmente se observa el talud inferior hasta alcanzar la fosa a los -6500 m aproximadamente para el segmento norte y hasta los -5000 m para el segmento sur.

Ambas secciones presentan rasgos geomorfológicos tipos de un ambiente de plataforma y talud continental, entre las que destacan distintos niveles de plataformas alojadas en el talud continental, cuencas marinas, escarpes, montes submarinos, abanicos y cañones submarinos. Las geomorfologías del segmento norte (A) (Figura 26) son las de mayor interés para este estudio ya que representan la transición en el comportamiento litosférico de la placa superior según lo expuesto por Maksymowicz (2015). Por otro lado, las geomorfologías de la zona sur (B) (Figura 27) representan un ambiente con una mayor cantidad de cañones submarinos producto de las condiciones climáticas continentales a estas latitudes, lo cual determina a su vez el tamaño de la plataforma marina y del prisma de acreción mucho más pronunciados y extensos que lo observado para el segmento norte en donde la plataforma continental no supera los 20 km de extensión en promedio mientras que el prisma frontal no alcanza los 10 km, por otro lado, la zona sur presenta una plataforma continental de 50 km en promedio y un prisma de acreción de 20 km en promedio.

Las morfologías submarinas observadas son caracterizadas y analizadas con posterioridad en el capítulo 4.4.

Figura 25.- Mapa batimétrico de la zona de estudio. (A) Segmento norte de la zona de estudio; (B) Segmento sur de la zona de estudio. Elaboración propia.

Figura 26.- Mapa batimétrico en detalle del segmento norte (A)

Figura 27.- Mapa batimétrico segmento sur (B). Elaboración propia.

4.2 Análisis estructural de líneas sísmicas

El estudio de las líneas sísmicas, al igual que en el capítulo anterior, se divide en 2 grandes grupos. El segmento norte que representa una zona estructuralmente interesante debido a la subducción del Ridge de Juan Fernández (Figura 28) y el segmento sur (Figura 29) que destaca por la gran cantidad de sedimentos que alberga la fosa.

Figura 28.- Mapa de ubicación líneas sísmicas segmento norte.

Figura 29.- Mapa de ubicación líneas sísmicas segmento sur.

A continuación, se expondrán las líneas sísmicas del segmento norte siguiendo un orden desde el norte hacia el sur, con el fin de poder identificar progresivamente las estructuras que controlan el comportamiento del ante arco de manera continua y ordenada. La línea sísmica SO161-009 (Figura 30) expuesta e interpretada por Becerra et al., (2016) muestran un ambiente estructural controlado por la extensión del talud, con secuencias de fallas normales tanto al E como al W, generando así estructuras tipo horst y graben. Estas estructuras a nivel del basamento generando una subsidencia de la topografía permitiendo la depositación de secuencias sedimentarias rellenando estos espacios.

Este ambiente pasivo permanece activo y con evidencias de inversión tectónica en sus niveles sedimentarios superiores como se puede apreciar en la imagen. La sedimentología observada en la imagen demuestra que la actividad de este régimen extensional se ha mantenido activo a lo largo del Cenozoico. También se logra observar una predominancia de estructuras normales con manteos al E y con morfología de fallas lístricas, es decir, con un ángulo de manteo variable en profundidad lo cual le otorga cierta curvatura a la falla.

Figura 30.- Línea sísmica SO161-09. Imagen extraída de Becerra et al. (2016)

La figura 31 ilustra la transecta completa de la línea sísmica SO161-09. En esta imagen se logra apreciar un cambio en el comportamiento de la corteza continental al W del arco exterior, es decir, en el segmento más profundo del talud. En este segmento, el régimen estructural está controlado por un sistema de fallas inversas de bajo ángulo con manteos

hacia el E, lo cual sugiere un cabalgamiento progresivo de los estratos superiores sobre las capas sedimentarias más profundas. Este límite estructural no se vislumbra claramente en la imagen, pero si se logra observar que el cambio se da hacia el W de una falla listrica con manteo hacia el W que genera un escarpe pronunciado en la cara occidental de arco exterior. La disminución en el aporte sedimentario a la fosa juega un rol importante, ya que provoca que el canal de subducción pierda potencia y por ende aumente el roce entre la placa oceánica y la placa superior generando así una acreción frontal y una acreción basal con una componente erosiva, que puede o no, ser la responsable de la subsidencia observada en las cotas superiores. El manteo de las capas sedimentarias alojadas en la cuenca posee un manteo preferencial hacia el E controlado por las estructuras expuestas en la figura 30.

Figura 31.- Transecta completa de la línea sísmica S0161-09 expuesta por Becerra et al. (2016)

La línea sísmica SO161-012 (Figura 32) expuesta por Contreras-Reyes et al., (2015) y Becerra et al., (2016) demuestra un comportamiento de la placa superior muy diferente a los observado en la línea sísmica SO161-09.

Figura 32.- Línea sísmica SO161-012. Imagen extraída de Contreras-Reyes et al. (2015)

En la figura 32 se aprecia una gran cantidad de fallas listricas de carácter normal con manteos hacia el W en la zona occidental del arco exterior. Este comportamiento estructural demuestra la amplia extensión a la que está sometida la placa superior. Este régimen estructural es concordante con lo visto en la línea sísmica SO161-09 aun cuando la orientación y cantidad de las estructuras no parece ser concordante, es decir, la línea sísmica SO161-012 presenta una mucho mayor cantidad de fallas normales al W del arco exterior hasta alcanzar la zona de compresión de las cotas más profundas. La presencia de fallas inversas alzando el arco exterior sugiere un régimen compresivo generalizado asociado a sistemas extensionales en los bordes de este. La cantidad de sedimentos también aumenta en comparación a lo observada en la línea SO161-09. Para una mejor comprensión de la dinámica estructural de esta línea es que a continuación se exponen el segmento del talud inferior (Figura 33) y del talud superior (Figura 34) por separado.

Figura 33.- Línea sísmica SO161-012 segmento talud inferior. Imagen extraída de Becerra et al. (2016)

La figura 33, muestra el mismo comportamiento del talud en su segmento inferior al observado en la línea sísmica SO161-09, en donde sistemas de fallas inversas de bajo ángulo con manteos hacia el E generan un cabalgamiento progresivo de las secuencias sedimentarias superiores por sobre las inferiores. Al igual que en el caso anterior, el límite entre estos sistemas compresivos y los de extensión de las zonas más altas no parece claro. También se logra observar que e l canal de subducción aumenta su espesor, reduciendo el roce entre las placas. Se logra diferenciar un sistema de acreción basal en profundidad y un sistema de acreción frontal en la zona más proximal a la trinchera. Los sistemas de fallas del segmento superior de la figura 33, muestra un manteo generalizado de las fallas normales hacia el W, con algunos casos que mantean en dirección opuesta (E). Este ajuste estructural se traduce en sets de horst y grabens repletos de capas sedimentarias y con escarpes no tan pronunciados.

La figura 34 por otra parte, deja en evidencia un mayor fraccionamiento del talud superior, siguiendo el mismo patrón de horst y graben vistos en la figura 33 hasta alcanzar el arco exterior. Las dos estructuras mayores que controlan el comportamiento del arco se encuentran invertidas y sometidas a extensión. Las secuencias sedimentarias demuestran una actividad reciente de estos sistemas de falla debido a la presencia de pliegues por arrastre producto de la inversión de estos sistemas de falla. Pequeñas

estructuras compresivas al W del arco exterior sugieren un alzamiento local del basamento en este segmento del talud.

Figura 34.- Línea sísmica SO161-012 segmento talud superior. Imagen extraída de Becerra et al. (2016)

La línea sísmica SO161-015 (Figura 35) ilustra una extensión generalizada del segmento superior del talud controlado en su mayoría por fallas listricas normales con manteos hacia el E, generando estructuras de hemigraben rellenas de capas sedimentarias que se engruesan hacia el W. Estas estructuras no han permanecida activas durante el cenozoico ya que afecta solo al basamento y a la secuencia sedimentaria syn-tectonicas alojadas sobre el (capa amarilla) a diferencia de la capa superior de estratos cenozoicos la cual al parecer no presenta rasgos de deformación. Estas secuencias sedimentarias cenozoicas se encuentran limitadas hacia el W por el arco exterior, el cual, a su vez, se encuentra limitado en su segmento occidental por una falla listrica normal con manteo hacia el W. Esta estructura presenta morfologías de roseta invertida en profundidad, lo cual podría sugerir que esta falla no es solamente normal, sino que también presenta una componente de rumbo en su eje NS. En la parte más occidental de la línea sísmica, las estructuras normales continúan sugiriendo una continuidad de este ambiente extensional.

Figura 35.- Línea sísmica SO161-015. Segmento superior del talud continental. Imagen extraída de Becerra et al. (2016). La línea sísmica SO161-018 (Figura 36) expuesta por Contreras-Reyes et al., (2015) y Becerra et al., (2016) mantiene el comportamiento observado en las líneas sísmicas anteriormente expuestas. Lamentablemente, esta línea sísmica presenta una ausencia de datos en el segmento que une la parte final del talud con el nivel aterrazado superior alojado en el talud medio.

Figura 36.- Línea sísmica SO161-018. Imagen extraída de Contreras-Reyes et al. (2015).

Para una mejor comprensión de la dinámica estructural de esta línea es que a continuación se exponen el segmento del talud inferior (Figura 37) y del talud superior (Figura 38) por separado.

Figura 37.- Línea sísmica SO161-018. Segmento inferior del talud continental. Imagen extraída de Becerra et al. (2016)

La figura 37, ilustra el comportamiento habitual que posee la corteza en el segmento inferior del talud, el cual consta de sistemas de fallas inversas de bajo ángulo con manteos hacia el E y que se traducen en un cabalgamiento progresivo de las capas sedimentarias superiores por sobre las inferiores. El canal de subducción se vuelve cada vez más grueso. Este cambio debido al mayor aporte sedimentario que posee la fosa se traduce aparentemente en una mayor cantidad de estructuras inversas concordantes con una acreción frontal, en contraste con una acreción basal. Lamentablemente el segmento que carece de informacion es el que presenta el mayor interés ya que representa la transición desde el segmento inferior altamente compresivo a un segmento superior caracterizado por una extensión generalizada del talud. Los sistemas de fallas normales que se alojan en el segmento superior presentan un manteo predominante hacia el W con una morfología de bloques.

La figura 38, ilustra el segmento superior del talud continental, en donde se puede apreciar claramente una extensión generalizada y que se traduce en sistemas de fallas normales con manteos predominantes hacia el E. Las secuencias sedimentarias se encuentran afectadas por estas estructuras, lo cual indica que la actividad de estas es relativamente reciente o que aún se encuentra en actividad. El mayor cambio estructural a observar ocurre en el nivel aterrazado ubicado en el extremo occidental de la imagen. Aquí es posible diferenciar un cambio en el manteo de las estructuras desde un predominante manteo hacia el E en el segmento oriental a un manteo en dirección W en el segmento oriental, el que, como se observó en la figura 37, se mantiene constante hasta la parte inferior del talud continental. La ausencia de un arco exterior que se encuentre limitando el nivel aterrazado sugiere que en este segmento el régimen compresivo no es tan significativo como en las líneas observadas con anterioridad.

Figura 38.- Línea sísmica SO161-018. Segmento superior del talud continental. Imagen extraída de Becerra et al. (2016)

La cuenca de Valparaíso es uno de los rasgos morfológicos más importantes dentro del área de estudio. Es por esto que, los estudios publicados por Laursen et al., (2002) cobran una vital importancia en la compresión del comportamiento estructural de la corteza superior.

El perfil 7 (Figura 39), representa el segmento norte de la cuenca de Valparaíso. En él, se puede observar que el arco exterior que limita la cuenca hacia el W se encuentra afectado por sistemas de fallas normales, con formas de roseta invertida, lo cual sugiere no solo una componente normal de la falla, sino también una componente de rumbo en una dirección NS paralela a la trinchera. Las secuencias sedimentarias presentan un plegamiento por arrastre, lo cual indica que las fallas son contemporáneas o posteriores a la depositación de las capas sedimentarias. Hacia el W del arco exterior, los sistemas de fallas normales presentan un manteo hacia el W concordante con lo expuesto en las líneas sísmicas ubicadas hacia el norte.

Figura 39.- Perfil 7 segmento occidental. Imagen extraída y modificada de Laursen et al. (2002)

El perfil 15 (Figura 40) es de particular interés, ya que se ubica en el segmento central de la cuenca de Valparaíso. El perfil muestra como el arco externo se encuentra en un alzamiento progresivo mediante un sistema de fallas inversas de alto ángulo que presentan un manteo en dirección E. La parte posterior (E) del arco externo se encuentra bajo un sistema extensional provocado por una anomalía gravitacional generada a partir de la subducción de montes submarinos los cuales son parte del Ridge de Juan

Fernández. Las capas sedimentarias depositadas sobre el basamento presentan un carácter syn-tectonico, ya que se encuentran afectadas por los sistemas de fallas normales, las cuales presentan morfologías tipo horst-graben. Las capas sedimentarias superiores no parecen presentar rasgos de deformación, lo cual sugiere una baja o nula actividad de estas estructuras en la actualidad.

Figura 40.- Perfil 15. Comprende desde la parte alta del talud hasta su segmento inferior. Imagen extraída de Laursen et al. (2002)

El segmento occidental del arco externo se encuentra afectado bajo el mismo sistema de fallas inversas. A diferencia de lo expuesto en las líneas sísmicas antes expuestas, el perfil 15 y 17 (Figura 41) presentan un patrón anormal de deformación, teniendo así una compresión en su segmento más proximal a la fosa, una leve extensión en el frente de deformación, para luego dar paso a un nuevo segmento compresivo que se encuentra alzando el arco externo.

Figura 41.- Perfil 17. Comprende desde la parte alta del talud hasta su segmento inferior. Ubicado al sur del perfil 15 Imagen extraída de Laursen et al. (2002)

Los perfiles VG02-05 (Figura 42) y VG02-10 (Figura 43) expuestos por Contardo et al., (2008) muestran que, al sur de la cuenca de Valparaíso el comportamiento de la placa superior vuelve a ser similar al observado en las líneas sísmicas del segmento al norte de la cuenca de Valparaíso. Estos rasgos son, una extensión generalizada del talud continental y pequeños niveles aterrazados controlados por sistemas de fallas normales de alto ángulo con manteos hacia el W. En la línea sísmica VG02-05 se puede observar como el arco externo funciona como límite occidental para la depositación de secuencias sedimentarias en la cuenca de Chanco. Una falla normal de alto ángulo con manteo hacia el E genera un hemigraben responsable de esta cuenca. Por otro lado, el segmento occidental del arco externo también presenta rasgos de fallamiento normal con manteo hacia el W, pero con una mucho menor deformación. El segmento más cercano al talud sigue presentado estructuras inversas de bajo ángulo con manteos hacia el E.

Figura 42.- Línea sísmica VG02-05 correspondiente a la cuenca de Chanco. (A) Transecta talud superior-medio. (B) Zoom a estructuras en flor positiva afectando a secuencias sedimentarias de la cuenca. Imagen extraída de Contardo et al. (2008)

La línea sísmica VG02-10 muestra un comportamiento extensional generalizado de este segmento de la placa superior. Se pueden observar fallas normales de alto ángulo responsables de escarpes pronunciados y de niveles aterrazados alojados en el talud que dan paso a pequeñas cuencas sedimentarias. En contraste, la deformación hacia el occidente observada en el perfil VG02-10 correspondiente a la cuenca de Itata.

Las líneas sísmicas más australes corresponden a ENAP 1 (Figura 44) y ENAP 2 (Figura 45). Estas líneas sísmicas son complementarias a VG02-10.

La figura 44, muestra la transición desde el segmento superior del talud hasta su base. Se pueden observar sistemas de fallas extensionales en el segmento más oriental del perfil respondiendo a un ambiente extensional que da origen a la cuenca de Itata. Esta cuenca se encuentra limitada al W por el arco externo, el cual, presenta un alzamiento relativo, respondiendo a un ambiente de compresión local. Hacia el W del arco externo, la extensión continua mediante sistemas de fallas normales con manteos hacia el W, generando pequeños niveles aterrazados ubicados en el talud. El segmento inferior del perfil demuestra el ambiente compresivo principal que se traduce en sistemas de fallas inversas de bajo ángulo con un manteo hacia el E generando un cabalgamiento progresivo de las capas sedimentarias superiores. El límite entre estos ambientes tectónicos contrastantes se ubica en el último escarpe pronunciado antes de alcanzar la zona de compresión y se encuentra controlada por una falla normal listrica con manteo general hacia el W.

Figura 44.- Perfil ENAP 1 correspondiente a la cuenca de Itata. Imagen extraída de Geersen et al. (2011)

Por otro lado, la figura 45 ilustra un comportamiento mucho más pasivo de la placa superior, un predominio de estructuras extensionales con manteos hacia el E en el segmento superior y hacia el W en las partes inferiores del talud. El arco externo a esta latitud no actúa como una barrera para la migración de sedimentos hacia la trinchera, ya sea por la gran abundancia de estos o simplemente por el poco alzamiento que este ha sufrido. Al igual que en la figura 44, la parte inferior del talud se encuentra sometida a un régimen compresivo que se traduce en sistemas de fallas inversas de bajo ángulo con manteos hacia el E concordantes con un prisma de acreción frontal.

Figura 45.- Perfil ENAP 2 correspondiente a la cuenca de Itata. Imagen extraída de Geersen et al. (2011) Figuras resumen de la ubicación y respectivas líneas sísmicas se exponen en la sección Anexos 2.

4.3 Estructuras del ante arco (offshore)

A partir del análisis realizado en el apartado 4.2 se reconocieron una gran cantidad de estructuras geológicas que configuran el relieve, es decir, la evolución morfológica del ante arco en su segmento offshore. De esta manera se elaboraron cuatro mapas batimétricos que ilustran las principales estructuras de carácter regional ubicadas desde la parte occidental de la plataforma continental hasta el talud inferior.

El primer segmento abarca desde los 28.8°S hasta los 31.1°S (Figura 46). En este segmento se puede observar que las estructuras extensionales predominan en el talud medio e inferior por sobre las estructuras compresivas que se encuentran concentradas en las partes más bajas del talud inferior y que como se pudo observar en el apartado anterior (4.2) corresponden al segmento acresivo del margen y presentan un rumbo paralelo a la trinchera.

Respecto a las estructuras extensionales, se puede apreciar un cambio en la actitud de los planos de fallas en la zona que limita el talud medio y el talud inferior. Es aquí donde las fallas con manteos hacia el E provenientes desde la plataforma hasta el talud medio cambian su orientación de manteo hacia el W, tendencia que se mantiene hasta alcanzar la zona de máxima compresión ubicada en el talud inferior. Estas fallas extensionales con orientaciones NS – NNE acomodan los bloques del talud medio-superior mediante hemigrabens que generan pequeñas cuencas submarinas carentes de un amplio relleno sedimentario debido al casi nulo aporte que reciben desde los cañones submarinos como consecuencia del clima árido que domina este segmento del continente. Las estructuras ubicadas en el talud medio presentan evidencias de inversión, lo cual comprueba que las condiciones tectónicas del ante arco no se mantienen estacionarias.

Figura 46.- Mapa batimétrico y estructural del segmento norte (superior). Elaboración propia.

El segundo segmento abarca desde los 31°S hasta los 33.5°S (Figura 47) y presenta rasgos similares en cuanto al comportamiento de las fallas extensionales y compresivas expuestos en la figura 46 hasta los 32°S. Es a esta latitud que el Ridge de Juan Fernández comienza su subducción bajo la placa sudamericana generando un arreglo estructural distinto tanto hacia el norte como hacia el sur. De esta manera, el segmento al norte de los 32°S presenta una extensión generalizada del talud superior y medio, mientras que una compresión afecta al segmento inferior del talud. Un cambio en la actitud de los planos extensionales también es apreciable en el talud medio, específicamente en el arco exterior. Este alto topográfico limita la zona de extensión con buzamiento hacia el E que afecta principalmente al talud superior y las estructuras extensionales con buzamiento hacia el W que afectan al talud medio – inferior.

Al sur de los 32°S la presencia de la cuenca de Valparaíso es una clara demostración del cambio en el comportamiento estructural de la placa superior. En este segmento, las fallas de carácter compresivo abarcan no solo el talud inferior, sino que también parte del talud medio. Estas fallas inversas con rumbos predominantemente NW generan un alzamiento del arco exterior, el cual representa el límite occidental de la cuenca y sirve como evidencia de la migración de estas estructuras producto del aumento en el acople entre las placas. Las fallas normales presentes en el segmento talud medio - inferior tienen un buzamiento hacia el W y pueden estar asociadas a una extensión en la parte superior de la corteza producto del acortamiento generado el arco exterior.

Las estructuras que comprenden la cuenca de Valparaíso son de carácter extensional y afectan principalmente al basamento de la cuenca. La actitud de los planos extensionales es amplia, con rumbos NE en el límite norte de la cuenca, a fallas NS-NNE en la parte central de la cuenca y fallas NE y NW en la parte sur de la cuenca. Estas estructuras afectan principalmente al basamento y presentan rasgos de inversión en las capas sedimentarias que las sobreyacen.

Figura 47.- Mapa batimétrico y estructural del segmento norte (inferior). Elaboración propia.

La figura 48 abarca desde los 33.5°S hasta los 35.8°S. Este segmento de la placa superior es relevante porque comprende dos rasgos tectónicos importantes a considerar. El primero es el cambio en el rumbo general de la trinchera desde los N6°E observado al norte de los 33°S a un rumbo preferencial N23°E al sur de los 33°S. El segundo rasgo es el cambio en las dimensiones de la placa superior, aumentando su largo a los 34°S hasta alcanzar los 35.5°S en donde hay un leve adelgazamiento. En este contexto, el primer segmento (33°S – 34.5°S) contiene una amplia cantidad de fallas inversas en su segmento occidental ubicadas principalmente en el talud inferior y en las partes inferiores del talud medio. Por otra parte, el talud medio – superior presenta fallas extensionales con buzamiento hacia el W en el segmento occidental del arco exterior. Al sur de los 34.5°S, la cantidad de fallas inversas disminuye, al mismo tiempo que aumenta la concentración de fallas extensionales en el talud medio-inferior. Por otra parte, hacia el sur de esta latitud se logran identificar fallas extensionales con manteos subverticales inclinados levemente hacia el E, ubicadas en el segmento oriental de arco exterior y que conforman las estructuras límites de las cuencas Chanco y Navidad.

El segmento más austral de la zona de estudio comprende desde los 35.5°S hasta los 37.5°S (Figura 49) mantiene un comportamiento similar al observado en el segmento sur de la figura 48, es decir, un acortamiento generalizado del talud inferior y una extensión del talud medio-superior. Se mantiene un rumbo preferencial de las estructuras paralelo a la trinchera, es decir, con una orientación preferencial N23°E. Respecto al buzamiento de las estructuras, las fallas inversas del talud inferior presentan bajos ángulos, con oscilaciones entre los 20° hasta un máximo de 40°. Por otro lado, las fallas que componen el arco exterior presentan manteos subverticales y rasgos de inversión tectónica. Al igual que en gran parte de la placa superior, el arco exterior representa un límite para el comportamiento de las fallas extensionales, teniendo un buzamiento preferencial hacia el W en su segmento occidental y buzamientos hacia el E en su segmento oriental. Debido a la ausencia de líneas sísmicas de alta resolución en la parte más austral de la zona de estudio, no fue posible identificar con claridad las estructuras que controlan el comportamiento de esta parte de la corteza.

Figura 48.- Mapa batimétrico y estructural del segmento sur (Norte). Elaboración propia.

Figura 49.- Mapa batimétrico y estructural del segmento sur (Sur). Elaboración propia.

4.4 Rasgos Morfológicos

De norte a sur es posible observar escarpes pronunciados y homogéneos orientados N5°E que entran en contacto con un gran nivel aterrazado alojado en el talud continental, principalmente en el talud medio (Figura 50), el cual se subdivide en tres pequeñas terrazas (T1, T2 y T3) separadas por altos topográficos y cañones submarinos. La carencia de sedimentos en la trinchera se hace evidente en este segmento de la zona de estudio hasta alcanzar los 32,3°S en donde la subducción del JFR genera una barrera para el movimiento de sedimentos provenientes desde el sur.

Hacia el sur, se observa el cañón San Antonio y posteriormente la cuenca de Valparaíso (Figura 51). Este cañón submarino presenta pronunciados cambios en su dirección desde el continente teniendo un rumbo principal de aproximadamente N60°W. Estos cambios siguen un patrón morfológico rectangular presentando variaciones con rumbo N30°E, N20°E y N17°E desde el continente hacia la fosa. La presencia de abanicos sedimentarios en la parte más occidental del cañón es la prueba de la reciente actividad de este cañón. La cuenca de Valparaíso posee un área de 3.400 Km2, presenta escarpes pronunciados y morfologías tipo Gullies en su segmento oriental. El aporte sedimentario de la cuenca se encuentra asociado a los cañones submarinos La ligua y Aconcagua siguiendo una dirección N100°W y N70°W respectivamente. La cuenca presenta una desviación en su eje mayor con rumbo N10°E concordante con la desviación que presentan los cañones submarinos. Otros rasgos morfológicos a observar es la presencia del canal axial, el cual presenta una morfología continua y oscilante desde el sur hacia el norte, hasta alcanzar los 32,8°S en donde la subducción del Ridge de Juan Fernández bloquea la migración de sedimentos hacia el norte. El talud continental se define como todo el segmento que comprende desde la plataforma continental hasta la fosa. Este es el rasgo morfológico mayor ya que integra a todos los antes mencionados. Posee un espesor promedio de 70-50 Km de largo y una pendiente que oscila entre los 10° y los 8°. Los derrumbes ubicados en el segmento final del talud se alinean siguiendo el mismo patrón N5°E de los escarpes ubicados en cotas superiores, dando así, una orientación generalizada N5°E de las morfologías en este segmento del talud.

Figura 50 Mapa batimétrico y morfológico general del segmento norte (A). Elaboración propia.

Figura 51.- Mapa batimétrico y morfológico de la parte inferior del segmento norte. Elaboración propia

El segmento sur (B) presenta una topografía mucho más homogénea en comparación con el segmento norte (A). Se logran diferenciar tres niveles aterrazados importantes ubicados a los -1.000 m, -2.000 m y -3.000 m, los cuales se tienden a mantener continuos y paralelos a la fosa. A los 35,8°S la corteza continental se angosta siguiendo un rumbo N60°W desde el continente hacia la fosa. A partir de este lineamiento el rumbo de la placa oceánica cambia y se orienta con un rumbo N22°E hasta alcanzar los 34,1°S en donde vuelve a cambiar la orientación de las estructuras morfológicas siguiendo ahora un rumbo N11°E hasta alcanzar los 32,5°S. La fosa se encuentra rellena con una amplia capa de sedimentos y el canal axial se orienta de manera paralela a la trinchera. La zona inferior del polígono (B) se encuentra compuesta por escarpes pronunciados, montes submarinos, niveles aterrazados y derrumbes (Figura 52). Los niveles aterrazados se ubican entre los -3000 m y los -4000 m y abarca áreas pequeñas en comparación a los niveles aterrazados observados en el polígono (A). La ocurrencia de una gran cantidad de escarpes y derrumbes es natural debido a la alta sismicidad que posee este segmento del ante arco. Estas morfologías podrían sugerir la presencia de fallas geológicas activas. En general la tendencia de las morfologías tiende a mantenerse paralela a la fosa y alargada en dirección N.

Dentro de la zona de estudio se logran observar una gran cantidad de cañones submarinos dentro de los cuales destacan el cañón San Antonio y el cañón Biobío (Figura 53). Estos cañones, en conjunto con el resto de cañones menores presentes en la zona de estudio representan morfologías claves para el estudio y comprensión de la deformación que ocurre en la placa superior debido a los cambios que presentan sus cauces principales. Como se observa en la figura 53, los cauces presentan varios cambios en su dirección desde la plataforma y a lo largo del talud.

Figura 52.- Mapa batimétrico y morfológico de la parte inferior del segmento sur (B). Elaboración propia.

Figura 53.- Mapa batimétrico cañón San Antonio y Biobío. Se observa una morfología similar en el extremo occidental de ambos canales. La curvatura cóncava hacia al norte en el segmento oriental del canal es mucho más pronunciada en el cañón Biobío que en el cañón San Antonio. Elaboración propia.

Los cambios en la dirección de los cauces serán estudiados desde el N hacia el S teniendo principal énfasis en los cambios que ocurren en la zona del talud medio inferior, en donde como se expuso en los apartados 4.2 y 4.3 hay un cambio en el comportamiento estructural del ante arco asociado a la presencia del arco exterior. De esta manera, la figura 54 muestra dos cañones submarinos ubicados al norte de la cuenca de Valparaíso, en donde es posible observar con claridad la presencia del arco exterior y la deformación presente en ambos cañones coincidentes con la parte trasera de este alto topográfico trazada por la línea segmentada negra. Ambos cañones presentan una morfología rectangular en cuanto a la reubicación de su cauce, lo cual puede ser complementado con los antecedentes estructurales presentados en el apartado 4.3 sugiriendo un patrón de deformación dextral en el segmento final de ambos cañones.

Figura 54.- Modelo 3D del segmento norte de la zona de estudio (A). En azul se representan lo dirección de los cauces para ambos cañones observando un dislocamiento siguiendo un patrón dextral para ambos cañones en su segmento final coincidente con la presencia del arco exterior. La línea segmentada negra expone la conciencia en la ubicación y estilo de deformación para ambos cañones. Elaboración propia.

Continuando hacia el sur de la cuenca de Valparaíso (Figura 55) se observa la presencia de 4 cañones submarinos en donde el principal corresponde al cañón San Antonio. Al igual que en la figura 54 los cañones presentan una deformación en la parte final de su cauce siguiendo un patrón cinemático dextral. Este rasgo morfológico se mantiene asociado al talud medio y a la presencia del arco exterior. El cañón San Antonio es el que presenta con mayor claridad este patrón de deformación, probablemente debido a su

gran tamaño con respecto a los otros cañones y, a su vez, debido a la diferencia en el grado de deformación generado a partir de la colisión del JFR a esta latitud.

Figura 55.- Modelo 3D del segmento transicional entre los segmentos (A) y (B). En azul se representan lo dirección de los cauces para los cañones, observando un dislocamiento siguiendo un patrón dextral para los cañones en su segmento final coincidente con la presencia del arco exterior. La línea segmentada negra expone la conciencia en la ubicación y estilo de deformación para ambos cañones. Elaboración propia.

Respecto al segmento sur (B) (Figura 56), el cañón submarino Biobío representa una coincidencia con los cañones al norte respecto a su cambio en la dirección del cauce siguiendo un patrón cinemático dextral, aun cuando en este cañón específicamente representa una menor claridad en esta cinemática.

Figura 56.- Modelo 3D del segmento sur (B), específicamente del cañón submarino Biobío, observando un dislocamiento siguiendo un patrón dextral para este cañón en su segmento final coincidente con la presencia del arco exterior. La línea segmentada negra expone la conciencia en la ubicación y estilo de deformación para este cañón con respecto a los expuestos con anterioridad. Elaboración propia.

Finalmente, la figura 57 expone una vista en planta de este patrón de deformación observado a lo largo del ante arco.

Figura 57.- Vista en planta de los patrones de deformación dextrales observados para los cañones submarinos presentes en la zona de estudio. La línea segmentada negra representa la ubicación de esta deformación dextral prolongada a lo largo del ante arco coincidente con la presencia del arco exterior. Elaboración propia.

4.5 Antecedentes sísmicos

A partir de la información proporcionada por el servicio geológico de los Estados Unidos (USGS) es que se elaboró un mapa de ubicación de todos los sismos con magnitud mayor a 4.5 Mw con epicentros en el segmento offshore del ante arco y del extremo más próximo a la trinchera de la placa oceánica (Figura 58). Este mapa ilustra un total de 1836 sismos ocurridos entre el 27 de enero del año 2000 y el 01 de septiembre del año 2019. La alta sismicidad que se puede apreciar en la imagen tiene directa relación con los dos grandes terremotos ocurridos en esta zona durante las últimas dos décadas. Estos son el gran terremoto del Maule el año 2010 (Mw 8.8) y el terremoto de Illapel el año 2015 (Mw 8.3).

Figura 58.- Ubicación de los sismos con epicentro en el ante arco (offshore) ocurridos durante los últimos 20 años. Elaboración propia.

El estudio de estos sismos busca encontrar improntas de actividad reciente de las estructuras expuestas con anterioridad en el apartado 4.2. De esta manera, se consideraron todos los sismos con profundidades iguales o mayores a 15 km y que puedan estar asociados a estas estructuras (Figura 59). Los resultados de esta búsqueda muestran una tendencia a la ocurrencia de sismos poco profundos en el segmento del talud medio, talud superior y plataforma continental, mientras que el talud inferior muestra muy poca actividad en prácticamente toda la zona de estudio con una excepción entre los 30.5°S y los 29°S

Figura 59.- Mapa de sismos con epicentro en el ante arco (offshore) ocurridos durante los últimos 20 años. En azul los sismos con profundidades mayores a 15km. En rojo los sismos con profundidades menores a 15km. Elaboración propia.

5 DISCUSIÓN 5.1 Clasificación de cuencas submarinas (Ver Anexos 3)

Actualmente las cuencas submarinas ubicadas en el ante arco chileno han sido foco de estudio para los geólogos y geofísicos debido al potencial que poseen para albergar hidrocarburos (Gonzalez, 1989) y a su vez, para el estudio estructural y sedimentológico de las cuencas que puedan aportar improntas no solo a la evolución tectónica del ante arco sino también en la evolución de los andes centrales (Bangs y Cande, 1997; Von Huene, 1997; Laursen et al., 2002; Von Huene et al., 2004; Von Huene y Ranero, 2003; Ranero, 2006; Melnick y Etchtler, 2006; Melnick, 2006; Kukowski y Oncken, 2006; Contardo et al., 2008; Folguera y Ramos, 2009; Moscoso et al., 2011; Farias et al., 2011; Contreras-Reyes y Carrizo, 2011; Contreras-Reyes et al., 2008, 2010, 2012, 2013, 2014, 2015, 2017; Becerra et al. 2013, 2016; Maksymowicz, 2015). La descripción de forma individual de las cuencas favorece la caracterización en detalle de las morfologías submarinas a distintas latitudes, por lo cual, el paso siguiente es la agrupación de los factores centrales que dominan estas morfologías y de esta manera poder establecer un cierto orden de los antecedentes expuestos.

Las propuestas de clasificación de cuencas expuestas por Noda (2013, 2016) resulta interesante y una buena alternativa debido a que considera factores simples de relacionar a lo largo del ante arco (offshore). El problema que plantea esta clasificación es que deja de lado conceptos como la presión de fluidos, el coeficiente de fricción basal efectivo y la acción erosiva adicional que puede generar la subducción de altos batimétricos presentes en la placa oceánica y zonas de fracturas (Maksymowicz, 2015). En vista de lo anterior es que se clasificaran las cuencas separándolas primero en dos grandes grupos (Figura 25). Esta primera subdivisión representa las zonas de comportamiento erosivo (Figura 26) y la zona de comportamiento acresivo (Figura 27).

La zona norte, presenta cuencas pequeñas en comparación con las que se ubican al sur de los 32°S, reconocidas por Becerra et al. (2016) (Figura 28). Estas cuencas se ubican en el talud medio limitadas por el arco exterior. La extensión generalizada que presentan estas cuencas bajo el relleno sedimentario es propia de la subsidencia generada por el

arreglo tectónico erosivo y el amplio hidrofracturamiento al que se somete esta zona del ante arco. La actitud de los planos expuestos en el apartado 4.2 demuestran que, el arco exterior actúa como el límite para el cambio en la actitud de los planos de falla, demostrando una dirección de manteo en dirección W para las fallas ubicadas en el talud medio-. inferior y que controlan las secuencias sedimentarias más jóvenes (Plioceno- Pleistoceno). Las fallas con manteos en dirección E ubicadas en el talud medio-superior controlan las secuencias sedimentarias más antiguas (Mioceno – Plioceno) (Figura 31) (Becerra et al., 2016). El extremo occidental de estas cuencas muestra una inclinación hacia el E de las capas sedimentarias, mientras que la cubierta sedimentaria actual no presenta grandes rasgos de deformación. Hacia el sur la línea sísmica SO161-012 (Figura 32) ubicada a los ~31°S es la única de las líneas que conforman esta área que presenta rasgos de acortamiento en el talud medio. Las líneas SO161-015 y SO161-018 (Figuras 35 y 36) presentan características similares a las observadas en la línea SO161- 09. Si bien todo este segmento se considera bajo un arreglo tectónico erosivo (Maksymowicz 2015), los rasgos morfológicos y estructurales coinciden con estilos de cuencas de tipo compresivo acrecional (AC) y acrecional neutral para la línea sísmica SO161-09 y con preferentemente acrecional neutral para las líneas SO161-012, SO161- 015 y SO161-018. La clasificación de la línea SO161-09 se basa en la morfología que presenta, en donde la parte inferior del talud se encuentra sometido a un acortamiento traducido en estructuras de carácter inverso, mientras que el arco exterior que limita la cuenca presenta rasgos de alzamiento. Este alzamiento puede no estar necesariamente relacionado a la acreción basal de sedimentos, de hecho, parece muy poco probable que este sea el motivo dada la ausencia de sedimentos que presenta este segmento del ante arco, es por esto que, se propone una relación con la subducción prolongada de los altos batimétricos del ridge de Juan Fernández (JFR) que migran desde una subducción inicial a los 20°S a los ~22 ma. hasta alcanzar los 33°S hace 10 ma (Yañez et al. 2001). En contraste, la clasificación de estas líneas sísmicas (SO161 – 09, SO161 – 012, SO161 – 015 y SO161 – 018) como de tipo acrecional neutral parece tener más sentido debido, principalmente, a la convergencia oblicua que presenta la placa de Nazca bajo la placa Sudamericana. La morfología que presenta la cuenca concuerda con lo expuesto por Noda (2013, 2016), en donde un acortamiento en la parte inferior del talud, slumps y un

eje principal de la cuenca alargado (NS) son rasgos diagnósticos. Evidencias de desplazamientos transcurrentes se pueden encontrar en el sector costero a estas latitudes (Bourgois, 2010; Emparan y Pineda, 2006) aun cuando no se han podido diferenciar evidencias de estas cinemáticas en la línea sísmica y los antecedentes de desplazamientos mediante datos GPS no pueden ser extrapolados lo suficiente como para demostrar desplazamientos de estas cuencas de forma paralela a la trinchera (Metois et al. 2016). Mayores antecedentes y evidencias serán discutidos en el apartado 5.2.

La cuenca de Valparaíso fue reconocida como una cuenca de tipo compresiva no acrecional (Noda, 2016) debido al amplio acortamiento que sus estructuras demuestran desde el arco exterior hasta la parte baja del talud inferior en donde es posible reconocer estructuras de carácter normal con manteos hacia el W asociadas a la acción erosiva que produce la subducción del JFR. Los estudios sedimentológicos y tectónicos de la cuenca no demuestran presencia de estructuras transcurrentes que se encuentren acomodando la cuenca, pero si demuestran una compleja evolución tectónica que abarca periodos de extensión e inversión (Laursen et al. 2002). La evidencia de datos GPS que soporten la movilidad de la cuenca tampoco soportan esta teoría (Metois et al. 2016), así como la ausencia de un amplio prisma frontal con rasgos claros de acortamiento no permiten definir esta cuenca como del tipo AC. De esta manera el comportamiento diferencial de esta cuenca radica básicamente en la subducción y subsidencia que provoca el JFR (Laursen et al. 2002) y que se traduce en una deformación de escala continental (Anderson et al. 2007; Arriagada et al. 2013).

La zona sur (Figura 29) presenta características muy diferentes, comenzando por la amplia cubierta sedimentaria que se encuentra rellenando la trinchera (Von Huene, 1999; Laursen et al., 2002; Contreras-Reyes et al., 2010), acreción basal de sedimentos (Contardo et al., 2008), una amplia plataforma continental y la subducción de la zona de fractura Mocha (MFZ) que genera un alzamiento de la península de Arauco (Becerra et al., 2013). La cuenca de Navidad representada por la línea sísmica VG02-18 (Contardo et al. 2008) ubicada entre los 33.5°S y los 34°S se considera parte de la zona de acreción, es entonces crucial definir qué tipo de estrés es el que esta dominando la morfología de

la cuenca. Una amplia zona de extensión se puede identificar en esta zona, en donde una gran falla normal con buzamiento hacia el W separa las secuencias sedimentarias del talud superior y el talud medio. Sin embargo, amplias evidencias de inversión tectónica demuestran que los campos de estrés no son prolongados, sino más bien estacionarios. Contardo et al. (2008) reconoce que el proceso dominante actualmente es la acreción basal de sedimentos que generan un alzamiento del talud y que puede traer como consecuencia fallamiento extensional. La presencia de una acreción de sedimentos es un rasgo diagnóstico de las cuencas AC, aunque no es un rasgo restrictivo para las cuencas de tipo neutral. Evidencias de movimientos transcurrentes con estructuras en flor positivas son reconocidas en la línea sísmica VG02-5 (Figura 42) y que se ubica en la cuenca de chanco aproximadamente 130 km hacia el SW. Por lo tanto, ambas clasificaciones parecen ser correctas en principio, dependiendo de cuál sea el proceso dominante. Debido a que Contardo et al. (2008) presenta evidencias claras de procesos de acreción basal se considerara este como el proceso dominante en la actualidad, aun cuando estos autores no descartan la acción de procesos transpresivos. Mayores evidencias sobre la presencia de estas estructuras serán discutidas en el apartado 5.2.

La cuenca de Itata es la que presenta mayor cantidad de líneas sísmicas después de la cuenca de Valparaíso, permitiendo un análisis mucho mejor de las morfologías y estructuras que controlan su comportamiento. Las líneas sísmicas ENAP 1 y 2 (Figura 44 y 45) demuestran que la compresión es el rasgo que domina los procesos de la cuenca. Un acortamiento importante se puede observar en la parte baja del talud y que representa al prisma frontal, mucho más extenso que lo antes visto en las líneas sísmicas de la zona norte. El arco exterior se encuentra alzado, es decir, bajo la acción de fuerzas compresivas aun cuando sus bordes se encuentran sometidos a procesos de extensión. Geersen et al. (2011) sugiere procesos similares a los propuestos por Contardo et al. (2008) para el segmento comprendido entre los 35°S y los 38°S. En consecuencia, la acreción basal de sedimentos, la presencia de un canal de subducción robusto y la posible subducción de morfologías submarinas alojadas en la placa oceánica serían los responsables de este régimen tectónico compresivo prolongado. Sin embargo, Becerra et al. (2013) sugiere que, para la cuenca de Arauco ubicada al sur de la cuenca de Itata se reconocen tres procesos tectónicos diferentes a lo largo de la evolución de estas

cuencas. Considerando que el último de estos procesos es el de acreción de sedimentos hace no más de ~5 ma (Bangs y Cande, 1997) es que la actual configuración de las cuencas ubicadas al sur de la cuenca de Valparaíso ha sido llevada a cabo por procesos relativamente recientes y por lo tanto el campo de estrés al cual se someten estas cuencas no ha sido tan prolongado en contraste con los dos procesos anteriores. Aun así, las rasgos tectónicos, estructurales y morfológicos coinciden con una clasificación de cuencas de tipo AC o neutral.

5.2 Configuración estructural del ante arco (offshore)

El estudio y comprensión de la dinámica de subducción en el margen chileno ha tenido un notable avance durante la última década. En este contexto es que estudios como los de Bangs y Cande (1997), Laursen et al., (2002), Melnick y Echtler (2006), Hoffmann- Rothe et al., (2006), Contardo et al., (2008), Becerra et al., (2013), Maksymowicz (2015), Contreras-Reyes et al., (2015), Becerra et al., (2016) y Contreras-Reyes et al., (2017) destacan y dan nuevas improntas sobre los procesos de deformación que afectan no solo a la corteza continental, sino también, a la corteza oceánica.

Uno de los primeros aspectos a considerar fueron los propuestos por Bangs y Cande (1997), los cuales plantean que la cuña posee un largo de 25-30 Km en promedio entre los 36°S y los 39°S inconsistente con una historia de acreción continua desde el Mesozoico. Datos similares fueron reconocidos por Melnick (2006), Becerra et al., (2013), Becerra et al., (2016) a partir de los estudios sedimentológicos y estructurales de cuencas de ante arco, los cuales presentan hiatos de depositación e inversión tectónica para el segmento central del ante arco chileno (29°S – 40°S). Becerra et al., (2013) plantea tres grandes episodios de deformación. Un primer episodio de alzamiento y erosión del ante arco durante el Oligoceno, una segunda etapa extensional durante el Mioceno y una etapa compresiva importante durante el Plioceno Kuwski y Orcken (2006). Melnick (2006) plantea que esta etapa de compresión produjo una exhumación de aproximadamente 1.5 Km acorde. Esta alta exhumación en conjunto con las glaciaciones Pliocenas - Pleistocenas (Rabassa y Clapperton., 2006; Mercer, 1996) aumentan la tasa de

sedimentación en la trinchera, alcanzando un espesor superior a 1Km, condición necesaria para poder generar un prisma de acreción (Clift y Vannucch, 2004). Este periodo calza con una disminución en la velocidad de convergencia (Demets et al., 1994; Angermann et al., 1999). Sigmarsson et al., (1990) menciona que, las altas relaciones de 238U/230Th y 10Be/9Be indican un aporte de sedimentos subductados en los últimos 10 ma. Esta informacion demuestra que, si bien ha habido un aumento en la tasa de sedimentación desde el Neógeno, no todos estos sedimentos han sido acrecionados a la placa superior, sino que, en promedio el 30% han sido subductados (Bangs y Cande., 1997). Los antecedentes antes mencionados proporcionan las improntas necesarias para asegurar que la evolución del ante arco, al menos desde el Mesozoico ha sido dominada en su mayoría por periodos de erosión tectónica y que solo durante los últimos 10 ma se han reunido las condiciones necesarias para la creación de un prisma de acreción.

El estudio del segmento offshore del ante arco mediante modelos sísmicos de velocidad 2-D permite delimitar de mejor manera las dimensiones de estos rasgos estructurales. Es por esto que los trabajos de Contreras-Reyes et al., (2008); Contreras-Reyes et al., (2015) y Moscoso et al., (2011) cobran especial relevancia (Figura 60). Los perfiles P3 y P4 ubicado a los ~31°S y ~32°S respectivamente permiten identificar una trinchera escasa en sedimentos, un talud escarpado y una ausencia de cuencas submarinas bien desarrolladas. Los primeros 5-10 Km del perfil sísmico presentan velocidades de 2.0 – 3.5 km/s asociadas a la parte inferior del prisma frontal. Continuando hacia el E la velocidad aumenta progresivamente hasta alcanzar los ~5.0 km/s, lo cual es interpretado como los restos del arco mesozoico. Un nuevo contraste de velocidad delimitado por una transición mucho más abrupta desde los ~5.0 km/s a los 6.0 km/s y coincidente con un escarpe pronunciado en la transición entre el talud superior y el talud medio, muestra la presencia de la corteza continental compuesta por el basamento metamórfico paleozoico mucho más compacto y menos fracturado que el borde occidental del ante arco (Contreras-Reyes et al., 2015).

El perfil de velocidad sísmica P5 presentado por Moscoso et al. (2011) y que representa una transecta EW del ante arco a los 35°S muestra la presencia de un prisma de acreción mucho más extenso con un largo que va desde los 40 a los 50 km desde la trinchera

hacia él continente. Las estructuras observadas y definidas por Moscoso et al. (2011) son similares a las observadas por Contreras-reyes et al. (2015) al norte de la cuenca de Valparaíso, es decir, un segmento frontal fracturado, levemente consolidado y sobre saturado en fluidos que evoluciona progresivamente a un segmento mucho más compacto y menos saturado en fluidos. Finalmente, se observa una estructura similar a la observada en los perfiles al norte de la cuenca de Valparaíso, la cual consiste en un cambio abrupto de velocidad en el segmento más oriental del perfil interpretado como un cambio litológico fuerte y que correspondería al límite entre el basamento continental y el prisma de acreción. Moscoso et al. (2011) a su vez considera una relación entre la ubicación de este contraste litológico con la ubicación del terremoto del Maule el año 2010 (Mw 8.8). Esta relación plantea al menos la posibilidad de que este contacto sea mediante una estructura cortical de gran escala con una sismicidad activa en el presente, conclusión similar a la planteada por Bryne et al. (1988) el cual plantea que la zona sismogénica estaría limitada por la ubicación del prisma de acreción. Estas propuestas serán discutidas con posterioridad en este capítulo.

El perfil sísmico de velocidad P6 expuesto por Contreras-Reyes et al. (2008) y ubicado al norte de la zona de falla Mocha (MFZ) muestra una correlación similar a la expuesta en los tres perfiles anteriormente expuestos, es decir, una segmentación del ante arco en tres unidades principales: un prisma frontal de baja velocidad (1 – 5 km) representado por sedimentos poco consolidados, deformados, fracturados y saturados en fluidos (2.0 – 3.5 km/s). Un segundo segmento más compacto (~40 km), ampliamente fracturado y levemente saturado en fluidos interpretado como el paleo-prisma de acreción (4.5 – 5.5 km/s) (Ver capítulos 4.2 y 4.3). Finalmente, un tercer segmento mucho más compacto y de mayor velocidad sísmica representado por el basamento Paleozoico interpretado como la corteza continental (6.0 km/s). Al igual que Moscoso et al., (2011), Contreras- Reyes et al., (2008) encuentra una relación entre el cambio de velocidad oriental (paleo- prisma de acreción/ basamento) con la ubicación del mega terremoto de Valdivia 1960 (Mw 9.5) (Barrientos y Ward 1990; Scherwath et al., 2006).

Maksymowicz (2015) plantea que el coeficiente de fricción basal para el contacto interplaca en el extremo occidental del segmento centro-norte del margen chileno está caracterizado por valores bajos (<0.2). Estos valores se producen debido a la presencia de flujos de detritos provenientes desde el talud y acumulados en el prisma frontal los cuales, a su vez, rellenan las secuencias de horst y grabens de la placa oceánica producto de la fuerte erosión que sufre esta área. Esto implica un transporte de estas secuencias sedimentarias dentro del canal de subducción (Von Huene y Ranero 2003). La alta presión a la cual se someten estos sedimentos produce una liberación de los fluidos intersticiales generando así la disminución progresiva de la fricción basal y un fracturamiento del segmento más externo de la cuña, teniendo como consecuencia un acople débil entre placas y una disminución en la velocidad sísmica como se expuso con anterioridad.

Reyes (2018) Reyes

símicos. Extraídos de Contreras de Extraídos símicos.

Perfiles de velocidad velocidad de Perfiles

60 Figura Figura

Teniendo todo lo anterior en consideración es que se plantean los límites para los tres bloques propuestos por Contreras-Reyes et al. (2008); Contreras-Reyes et al. (2015) y Moscoso et al. (2011) compuestos de W a E por el prisma frontal, el paleo-prisma de acreción y el basamento paleozoico (Figura 60). Como se observa en esta figura, los dos primeros dos bloques se trabajarán de manera separada ya que presentan condiciones físicas distintas según lo expuesto con anterioridad y, por ende, tienen una respuesta diferente a la deformación como se pudo observar en el apartado 4.2 y 4.3, en donde el prisma frontal se caracteriza por la presencia de fallas inversas de bajo ángulo, estructuras tipo duplex y pliegues por flexura y propagación de fallas. Por otra parte, el paleo-prisma de acreción se encuentra sometido a una extensión generalizada con evidencias de inversión tectónica, concentrada principalmente en la transición entre el talud medio y el talud superior, zona caracterizada por la presencia del arco exterior, el cual actúa como la principal barrera para la migración de sedimentos hacia la trinchera y permite el crecimiento de las cuencas submarinas expuestas con anterioridad en el apartado 4.2 y 5.1. A diferencia de lo propuesto por Contreras-Reyes et al. (2008); Contreras-Reyes et al. (2015) y Moscoso et al. (2011) que plantean el límite entre el basamento y el paleo-prisma de acreción se encuentra ubicado en las cercanías del límite talud – plataforma continental, este trabajo considera que este límite corresponde a las fallas que componen el arco exterior y que según lo expuesto en el apartado 4.4 podría ser el responsable de la deformación presente en el extremo final de los cañones submarinos (Figura 57). La diferencia en la ubicación de esta falla maestra se da básicamente por la extensión que se propone para los bloques considerando los cambios de velocidad sísmica. Como se logra apreciar en la figura 60, la capa de menor velocidad correspondiente al prisma frontal, el cual se ubica en un contacto horizontal progresivo con el paleo-prisma de acreción, pero a su vez, hay una capa de sedimentos no consolidados que cubre este último segmento. Caso similar se observa para el contacto entre el paleo-prisma de acreción y el basamento continental en donde parte del paleo- prisma se ubica por sobre el basamento, lo cual provoca que los autores propongan un límite ubicado más hacia el E de lo que este trabajo propone. De esta manera es que este trabajo considera el contacto horizontal en profundidad del paleo-prisma de acreción y el basamento continental y los proyecta hacia la superficie generando los limites

planteados en la figura 61 y que, a su vez, no se denomina como una gran falla maestra, sino más bien, como una zona de falla de carácter cortical.

Figura 61.- Mapa batimétrico que expone las estructuras sugeridas para los tres grandes segmentos que dividen al ante arco (offshore). Elaboración propia.

El tipo de arreglo tectónico que rigen los segmentos de subducción a lo largo del planeta son de vital importancia para poder predecir la respuesta estructural que se producirá en la placa superior. En este contexto es preciso considerar que, si la placa subductada posee un vector de convergencia perpendicular a la orientación de la trinchera se producirá una deformación controlada principalmente por un acortamiento generalizado de la placa superior. Por el contrario, un vector de convergencia oblicuo a la orientación de la trinchera tendera a generar una partición de los esfuerzos involucrados, lo cual se traducirá en sistemas de fallas transcurrentes denominados sliver (Fitch 1972; Sylvester y Smith, 1976). Sin embargo, la presencia de estas estructuras no está limitada solamente a la oblicuidad con la que converge la placa subductante, sino también a conceptos como la velocidad de convergencia (McCafrey 1992) y las fuerzas que interactúan en el límite interplaca (sedimentación de la trinchera, profundidad del acople interplaca y rugosidad de la interface) (Yañez y Cembrano 2004; McCaffrey, 2002: Jarrad, 1986 a,b). De esta manera, hay una partición del vector de convergencia principal en un vector horizontal (VH) con desplazamiento en sentido EW y un vector vertical (VV) con desplazamientos NS. Hoffman-Rothe et al. (2006) propone tres conceptos importantes a considerar en el desarrollo de este trabajo. El primero de ellos es la escala de tiempo en la que se puede analizar la deformación, planteando que, a escala humana (cientos – miles de años) la deformación observada se manifestara de manera dúctil o plástica, mientras que a escala geológica (millones de años) es posible observar una deformación frágil de la estructura Sliver (Figura 16 a y b). El segundo concepto clave es la dimensión que posea el segmento de acople interplaca (EOC). La importancia de este valor radica en que dentro de esta zona de alto acople la placa oceánica genera un efecto de arrastre bajo la placa superior, es decir, tiende a mover a la placa superior, específicamente el segmento de la cuña, en la misma dirección que su vector de convergencia. Finalmente, el tercer concepto propuesto por este autor para comprender la deformación en márgenes de convergencia oblicuos es el desplazamiento prolongado que tiene el vector de convergencia respecto a la trinchera. De esta manera, si el vector de convergencia tiende a rotar a una dirección perpendicular a la trinchera se generará una deformación dúctil en el segmento más externo de la cuña. De manera contraria, si el vector de convergencia

tiende a rotar a una dirección paralela a la trinchera dentro del segmento dominado por el EOC, entonces se puede sugerir la presencia de un sliver activo.

En vista de los conceptos expuestos con anterioridad se propone un desplazamiento dextral actual para la zona de falla propuesta en la figura 60, sin embargo, la existencia y el comportamiento de esta zona de falla no se puede aseverar solo con esta informacion, aun cuando los antecedentes morfologicos observados en los cañones submarinos coinciden con este patrón cinemático (Ver capítulo 4.4). Debido a esto es preciso considerar los estudios de acople y cinemática de placas que cuentan con mediciones GPS durante los periodos intersismicos. Metois et al., (2016) genera una combinación de los datos publicados por Ruegg et al. (2009) y Métois et al. (2012, 2013, 2014) con los cuales producen un campo de velocidades que cubren el segmento de subducción chileno desde los 18°S hasta los 38°S con una pequeña excepción entre los 24.3°S y los 25.5°S correspondiente a la zona del desierto de Atacama en donde hay una ausencia de mediciones. En total se exponen un total de 396 valores de velocidad horizontal GPS para este segmento del continente (Figura 62) en donde se ilustra que, las velocidades tienen una dirección semi paralela a la dirección de convergencia de la placa en el campo cercano, es decir, en el extremo más occidental del continente, mientras que se observa una rotación a una dirección normal a la trinchera a medida que se adentran hacia el continente hasta alcanzar valores nulos de velocidad en el cratón sudamericano. Este comportamiento en la velocidad horizontal es entonces consistente con lo expuesto por Hoffman-Rothe et al. (2006) para una deformación dúctil del extremo más occidental del prisma de acreción representado por el prisma frontal y no expresa en ningún caso una rotación de los vectores de velocidad en un sentido paralelo a la trinchera descartando la presencia de un sliver activo al menos durante el periodo en donde se realizaron las mediciones, por lo tanto, la existencia a escala geológica de esta estructura no se puede descartar.

Figura 62.- Mapa de desplazamientos GPS. Extraído de Metois et al., (2016)

En vista de todos los antecedentes expuestos hasta el momento es que se plantean dos modelos en 3 dimensiones de la ubicación de las estructuras expuestas en la figura 63 con su respectiva cinemática basado en los modelos previamente publicados por Contreras-Reyes (2018) y que permite diferenciar claramente los tres grupos que conforman el ante arco off-shore (Figura 60).

Sin embargo, la existencia de esta zona de falla necesita de una mayor cantidad de antecedentes para ser corroborada. Ya que el análisis de las velocidades horizontales no es concluyente para una escala de tiempo geológica, es necesario recurrir a un estudio estructural de esta. Los resultados expuestos en el capítulo 4.2 ilustran la presencia recurrente de fallas con rasgos de inversión

s s

Reyes (2018) Reyes

Modelos 3D del comportamiento de la zona de falla propuesta. En rojo se observa el límite oriental del prisma frontal. Modelo frontal. prisma del oriental límite el observa se rojo En propuesta. falla de zona la de comportamiento del 3D Modelos

Figura Figura Contreras de modificados y extraídos

que se encuentran alzando el arco exterior con subsecuentes estructuras de extensión tanto en su borde oriental como occidental. Esto sugiere en primera instancia que la presencia del arco exterior actúa como una zona límite para el comportamiento estructural del ante arco. Becerra et al. (2016) y Ranero (2006) reconocen entre los 29°S y los 33°S estructuras extensionales con el mismo comportamiento, es decir, fallas normales con manteos en dirección W que conforman el talud medio-inferior hasta alcanzar el límite que con coincide con el límite del prisma frontal planteado con anterioridad y fallas normales con manteos en dirección E que conforman el talud superior y parte de la plataforma. Por otra parte, Bourgois (2010) reconoce una falla transcurrente NS de carácter normal con una componente responsable de una transtensión de comportamiento sinestral que se encuentran afectando a lo que denomina la cuenca Tongoy-Limarí. Estructuras transcurrentes han sido reconocidas en superficie a estas latitudes por Emparan y Pineda (2006). Estas estructuras pueden no estar relacionadas directamente con la convergencia oblicua de la placa de nazca, ya que este segmento de la corteza superior ha sido ampliamente deformado no solo por este factor, sino también, por la continua subducción del ridge de Juan Fernández (JFR), la cual ha ido migrando desde una convergencia a los ~20°S hace ~20 ma. hasta los ~10 ma. donde alcanza su posición actual a los 32°S (Yáñez et al., 2001). Esta migración en la ubicación de convergencia del ridge ha generado un adelgazamiento cortical importante de este segmento de la placa superior debido a la alta erosión de este alto batimétrico, provocando una extensión generalizada del talud y de parte de la plataforma, teniendo como consecuencia una subsidencia del fondo marino y un retroceso de la trinchera (Kukowski y Oncken 2006; Contreras-Reyes et al., 2015) fomentados en la actualidad por la ausencia de sedimentos en la trinchera producto del bloqueo que provoca el JFR en la migración de sedimentos desde el sur, siendo uno de los factores principales que controlan el arreglo erosivo dominante en el segmento norte del ante arco chileno (Von Huene 1997). La ubicación actual del JFR sigue generando un amplio debate sobre las consecuencias que genera en la placa superior. Dos rasgos estructurales importantes se infieren de su subducción y posterior proyección paralela a la dirección del vector de convergencia bajo la placa superior. La primera es la coincidencia con el límite sur de la zona de Flat-slab propuesta por Anderson et al. (2007). La según es la coincidencia con

la ubicación del oroclino del Maipo propuesto por Arriagada et al. (2013). Estos dos rasgos sugieren la existencia de un lineamiento de escala regional/continental? orientado paralelamente al vector de convergencia y que estaría ubicado en el límite norte de la cuenca de Valparaíso en el denominado Punta Salinas ridge (Figura 67). Contreras- Reyes et al. (2015) menciona que para el segmento comprendido entre los 31°S y los 33°S el límite entre el cambio de velocidad del paleo-prisma de acreción y el basamento continental coincide con un escarpe pronunciado de aproximadamente 1000 m y en donde no es posible descartar movimientos de rumbo. El segmento al norte del JFR se caracteriza por poseer un amplio fracturamiento en la base de la placa superior producto del hidrofracturamiento inducido por la liberación de fluidos intersticiales reduciendo así la fricción basal.

Un arreglo tectónico y estructural distinto se da al sur de los 32°S, en donde destaca una trinchera repleta de sedimentos provocando una acreción constante desde al menos 2 millones de años (Bangs y Cande, 1997). En este segmento la trinchera ha tenido una progresiva migración hacia el W y se caracteriza por la acreción basal de sedimentos los cuales provocan un alzamiento del talud superior. Este alzamiento puede estar asociado a una extensión de su superficie, producto de la rigidez del bloque que se comienza a alzar de forma curva. Este alzamiento se manifiesta en el arco exterior que limita las cuencas del segmento sur (Cuenca Navidad, Cuenca Itata, Cuenca Chanco, Cuenca Arauco). Contardo et al. (2008) y Tréhu et al. (2019) reconocen estructuras en flor positiva asociada a sistemas transpresivos para el segmento sur del ante arco entre los 34°S y los 35°S.Todas las consideraciones mencionadas con anterioridad se resumen en la figura 64.

la zona de falla transcurrente transcurrente falla de zona la

ndo

considera

de la zona norte y sur respectivamente, respectivamente, sur y norte zona la de

Mapa batimétrico y estructural y estructural batimétrico Mapa

. Elaboracion propia. Elaboracion .

Figura Figura (sliver)

Antecedentes complementarios para demostrar el comportamiento dinámico de esta zona de falla y su efecto en la corteza es mediante el estudio de los periodos intersismicos, cosismicos y postsismicos. Metois et al. (2016) determina el coeficiente de acople entre placas para el periodo intersísmico, relacionando la velocidad de deslizamiento durante este periodo y la velocidad prolongada de subducción. De esta manera es que estos autores proponen el primer mapa de acople intersísmico para el contacto interplaca entre los 18°S y los 38°S (Figura 65). La relación entre las zonas de alto acople con la ocurrencia de grandes terremotos (Mw > 8) queda demostrada, con la localización de los terremotos del maule el 2010 (Arriagada et al., 2011) e Illapel el 2015 (Zhang et al., 2016), los cuales ocurren dentro de la zona de estudio que considera este trabajo. La ubicación de estas zonas de alto acople con respecto a las estructuras que limitan al prisma frontal y el paleo-prisma de acreción parecen tener cierta relación espacial. Como se observa en la figura 65, el segmento del continente que corresponde al prisma frontal posee valores de acople bajos, concordantes con el alto hidrofracturamiento al cual se ve sometido en su base y a su vez, puede estar relacionado con la baja tasa de compactación que permite la deformación de manera dúctil de esta zona y que permite su movilidad. Valores intermedios de acople se observan para el paleo-prisma de acreción. Esta relación puede estar asociada a la mayor compactación/rigidez de este segmento de la cuña y por la acreción basal de sedimentos, aun cuando la liberación de fluidos que provoca este proceso reduce la fricción basal del contacto intraplaca (Maksymowicz, 2015). La zona de mayor acople se encuentra al E de la zona de falla propuesta por este trabajo y coincide con el extremo occidental del basamento paleozoico, sugiriendo que hay una relación directa entre la competencia de la placa superior y el grado de acople entre las placas.

La investigación de los últimos dos grandes terremotos que han afectado a la zona de estudio aporta informacion no solo sobre la relación entre el acople con la ubicación de los sismos en el periodo intersísmico y cosismico, sino también, respecto a la cinemática de los planos de fractura que han generado estos terremotos.

Figura 65.- Mapa de acople intersísmico extraído y modificado de Metois et al., (2016). La línea punteada gris indica la ubicación de la zona de falla propuesta (sliver) En este contexto es necesario considerar los resultados de Arriagada et al. (2011) para el terremoto del Maule (Mw 8.8) el año 2010, quien propone evidencias de fallamiento transcurrente dextral y sinestral en el ante arco (inland). Melnick et al. (2012) señala la presencia de fallas inversas con una componente de rumbo dextral entre los 36-38°S. Respecto al terremoto de Illapel (Mw 8.3) el año 2015, Zhang et al. (2016) reconoce un fallamiento inverso con una componente vertical mayor y una pequeña componente de rumbo dextral. Estas cinemáticas no son los únicos casos en donde componentes de rumbo dextral se han reconocido. Kanamori et al. (2019) aporta nuevos antecedentes sobre el gran terremoto de Valdivia 1960 (Mw 9.5) sugiriendo un comportamiento similar al de los terremotos expuestos con anterioridad, es decir, un fallamiento con una

componente vertical inversa y una componente menor transcurrente de cinemática dextral. Este autor establece que, el estrés producido por la convergencia oblicua de la placa subductante genera una acumulación de un esfuerzo dextral que puede provocar grandes liberaciones de energía. Producto de lo anterior, este autor menciona que el terremoto del Maule el año 2010 no liberó el total del estrés acumulado desde el gran terremoto de Valdivia, sugiriendo que esta componente de esfuerzo dextral podría provocar un nuevo terremoto con una magnitud de ~8.3 Mw. Por otra parte, Delouis et al., (1998) y Farias et al. (2011) establecen que el límite entre el paleo-prisma de acreción y el basamento metamórfico presentaría un comportamiento Bimodal para los 23°S y 34°S respectivamente.

Esta informacion aporta el contexto necesario para interpretar los antecedentes sísmicos expuestos en el apartado 4.5. Como se mencionó con anterioridad, los limites propuestos para el prisma frontal y el paleo-prisma de acreción coinciden espacialmente con las zonas de transición entre las zonas de acople bajo a medio y medio a alto respectivamente. De esta manera, no resulta extraño que la mayor cantidad de sismos corticales se concentren sobre la zona de falla que limita el paleo-prisma de acreción y el basamento continental (Figura 66), conclusión similar a la que exponen Bangs y Cande (1997) y Contreras-Reyes et al. (2013). Como se menciona en el apartado 4.5, la mayor concentración de sismos se ubica en el sector del talud medio-superior y plataforma continental, con una excepción entre los 29°S y los 30.5° en donde la sismicidad se concentra en el talud medio-inferior. Esta conducta atípica de este segmento del ante arco está relacionada a la amplia subsidencia generada por el arreglo tectónico erosivo, por lo tanto, tendrían directa relación con las fallas extensionales presentes en el talud medio-inferior. La baja sismicidad cortical observada entre los 34°S y los 35.5°S es llamativa ya que coincide en sus extremos sur (35.5°S) con una disminución en el largo de la cuña y en su extremo norte con un cambio en la dirección de rumbo de la trinchera (34°S) producto de la subducción del JFR en conjunto con una baja en el acople entre placas, aun cuando este segmento se vio afectado por el terremoto del Maule.

. Elaboración Elaboración .

ubicación de los sismos superficiales (<15km). (<15km). superficiales sismos los de ubicación

Mapa batimétrico y sísmico de la zona de estudio. A la izquierda se observa la la observa se izquierda la A estudio. de zona la de sísmico y batimétrico Mapa

A la derecha se compara la ubicación de los sismos con la ubicación de las estructuras que componen el ante arco (offshore) arco ante el componen que estructuras las de Figura ubicación la con sismos los de ubicación la compara se derecha la A propia.

La relación y efecto que produce la subducción de morfologías y/o estructuras en la placa oceánica bajo la placa superior ha sido observada mediante los planos de ruptura en los terremotos del Valdivia 1960 y Maule 2010. Para el primero (Valdivia 1960) se observó una zona de ruptura que abarco desde el punto triple que comprende a las placas Nazca, Antártica y Sudamericana (CTJ) y la zona de fractura Mocha (MFZ) (Barrientos y Ward 1990; Moreno et al., 2009). Para el segundo caso (Maule 2010) el área de ruptura abarco desde la MFZ hasta el JFR según lo observado por Ruiz et al. (2012). Estos antecedentes ayudan a comprender la segmentación que sufre el margen y sugiere que estas estructuras actúan como una barrera para la propagación de sismos. De esta manera es que el límite establecido para el JFR y que puede ser proyectado al NE de manera paralela al vector de convergencia (Arriagada et al. 2013; Anderson et al. 2007) será considerada como una estructura inferida y que dado el corrimiento aparente que provoca en la cadena montañosa de los Andes centrales, se considerará como una estructura subvertical de carácter sinestral aunque este arreglo estructural este más bien controlado por el mayor avance que ha tenido la trinchera al norte de los 33°S debido a la erosión tectónica que domina este segmento del ante arco.(Figura 67).

Entendiendo las componentes cinemáticas de estas estructuras, es entonces preciso considerar para el modelo estructural de Riedel que, estas estructuras inferidas presentan una cinemática opuesta al plano principal de falla, que en este caso estaría conformado por la zona de falla que representa el límite entre el paleo-prisma de acreción y el basamento continental y que dadas las evidencias expuestas con anterioridad presenta cinemáticas dextrales. Por lo tanto, los planos de fallas inferidos corresponderían a las estructuras R’ (antitéticas) que conforman el modelo estructural de Riedel. Las amplias estructuras paralelas a la trinchera expuestas en el apartado 4.3 se consideran como las fallas sintéticas (R) del sistema debido al bajo ángulo (<15°) que conforman al intersectar la zona de falla principal y por la cinemática dextral que fue comentada con anterioridad.

Figura 67.- Mapa que ilustra la ubicación de las estructuras inferidas proyectadas desde el punto de convergencia JFR en dirección NE. Elaboración propia. De esta manera, se plantea un modelo de Riedel simple para la zona comprendida entre los 31°S y los 33°S (Figura 68). En este modelo se plantea que el valor de 1 tendría un rango de dirección paralela al vector de convergencia, aunque, según lo planteado en la figura 19 podría tender una variación de ~20° en sentido anti horario y correspondería a la dirección de máximo acortamiento. Por otra parte, la dirección de máxima dilatación representada por el 3. En este sentido es que las zonas de máximo acortamiento tendrían una dirección perpendicular a la de 1 y la de máxima extensión correspondiente a 3 se orienta de manera paralela a 1.

100

propia. Elaboración .

Modelo de riedel propuesto entre los 31°S y los 33.5°S los y 31°S los entre propuesto riedel de Modelo

- .

Figura

101

Lamentablemente, este modelo resulta ser demasiado simple debido a la dificultad que presenta reunir y agrupar la gran cantidad de estructuras que afectan al ante arco en su segmento offshore. Las evidencias de sistemas transtensivos y transpresivos que se encuentran acomodando las secuencias sedimentarias en las cuencas demuestra que los límites establecidos para el prisma frontal y por sobre todo para el límite entre el paleo- prisma de acreción y el basamento continental no corresponden a fallas maestras simples, sino más bien a sistemas de fallas compuestos y complejos. De cualquier manera, este modelo propone dos zonas de extensión afectando el segmento NW del modelo en donde una subsidencia generalizada del talud medio-inferior ocurre. Por otra parte, la segunda zona de extensión ocurre en la cuenca de Valparaíso. Las estructuras extensionales ilustradas en el apartado 4.3 para estas dos zonas muestra una tendencia, sobre todo para la cuenca de Valparaíso a tener rumbos NNE – NE teniendo cierto paralelismo con el vector de convergencia y en consecuencia con la ubicación del 1 y una dirección de manteo paralelo a 3 lo cual es concordante con el modelo de Riedel. Por el contrario, el rumbo de las fallas inversas que se ubican en las zonas de compresión se orienta de manera perpendicular a la dirección de 1 y paralela a la dirección de 3. La zona de acortamiento ubicada al NE del modelo de Riedel, es concordante con el alzamiento constante que sufre el ante arco en su segmento costero y que es propio de los periodos intersísmico.

102

6 CONCLUSIONES

El estudio estructural de líneas sísmicas y de las batimetrías expuestas en diferentes trabajos científicos y en este trabajo durante los últimos 20 años ha permitido la comprensión a gran escala de los sistemas estructurales que acomodan el ante arco. En este contexto es que la presencia de estructuras tipo sliver ha sido reconocida ampliamente en superficie y no habían sido consideradas para el segmento offshore por la dificultad que presenta su reconocimiento debido a la incapacidad de poder realizar un mapeo en terreno y, de esta manera, reconocer estructuras primarias dentro de los planos de fallas que puedan entregar las evidencias necesarias para afirmar su existencia. Sin embargo, la recopilación de antecedentes, en conjunto con su complementación con nuevas investigaciones entregan las evidencias necesarias para considerar una estructura de escala cortical que domina gran parte del ante arco en su segmento offshore y que comprende generalmente el límite entre el talud medio y el talud superior. De esta manera es que la reinterpretación de datos previamente discutidos permite responder a los objetivos planteados para este trabajo.

Respecto al objetivo general, se concluye que los efectos de la subducción en las morfoestructuras submarinas se logran observar en los procesos de deformación que afectan al prisma frontal poco consolidado y ampliamente fracturado provocando una deformación frágil/dúctil de este a una escala de tiempo humana, generando un leve desplazamiento paralelo a la trinchera en dirección N. En cuanto al talud medio-superior, se concluye que la subducción oblicua promueve un alzamiento del arco exterior, el cual representa el límite para el comportamiento estructural del talud traduciéndose en estructuras extensionales con buzamiento hacia el W en su segmento occidental y estructuras extensionales con buzamientos hacia el E para el segmento oriental. La deformación que presentan las morfologías submarinas, especialmente los canales de cañones submarinos en sus porciones finales coinciden con movimientos transcurrentes de cinemática dextral. Estructuras en flor positiva han sido reconocidas en líneas sísmicas de la zona sur, sugiriendo la presencia de estructuras transpresivas generadas a partir del acortamiento generalizado del ante arco en su segmento offshore. Para el segmento norte se han reconocido sistemas transcurrentes que afectan a secuencias

103

marinas ubicadas en las zonas costeras y no se descarta que puedan existir y controlen actualmente el comportamiento del arco exterior. Las estructuras en flor positivas observadas en la zona sur, los cambios abruptos en la dirección de los cañones submarinos, el aumento en el grado de acople entre placas y la mayor concentración de sismos superficiales coinciden con la ubicación del arco exterior y con el límite entre el paleo-prisma de acreción y el basamento continental sugiriendo que este límite represente la zona de falla liberadora para la generación del Sliver. Sin embargo, los datos GPS proporcionados por Metois et al. (2016) no soportan la existencia de este sliver según los principios planteados por Hoffman-Rothe et al. (2006). Los leves desplazamientos dextrales en los grandes terremotos de Illapel 2015 y Valdivia 1960 podrían soportan la transcurrencia de esta zona de falla, pero no son datos concluyentes. De esta manera es posible que, la falta de evidencias para comprobar la existencia del sliver mediante datos GPS se deba a la ausencia de antecedentes históricos debido al poco tiempo que estos sistemas llevan operando y a la escala de tiempo utilizada.

El arreglo estructural de Riedel propuesto para el segmento 31°S y los 33.5°S coincide con los campos de estrés presentes en esta zona, es decir, una extensión/subsidencia en el talud medio-inferior en la zona NW y SE del modelo, mientras que para las zonas NE y SW se espera un acortamiento traducido en fallamiento de tipo inverso. Este trabajo no sugiere que este arreglo estructural sea el principal causante de estas zonas de acortamiento/subsidencia, sino que actúa como un complemento para los otros procesos que producen estas condiciones. De cualquier manera, los antecedentes que soportan este modelo son insuficientes para verificar su real validez.

Respecto a las cuencas de ante arco, el segmento norte presenta rasgos morfológicos y estructurales coincidentes con los modelos de tipo AC y neutral acresivo propuestos por Noda (2016). A partir de los antecedentes expuestos por Maksymowicz (2015), esta zona corresponde a un segmento controlado por una erosión tectónica, por lo tanto, se descarta un arreglo de tipo AC para estas cuencas. Sin embargo, un arreglo de tipo neutral acresivo no puede ser del todo descartado y es el que se sugiere para clasificar las cuencas ubicadas en este sector. La cuenca de Valparaíso presenta un comportamiento único dentro de las cuencas que componen la zona de estudio y fue

104

reconocida como una cuenca de tipo compresiva no acrecional. Esta clasificación está directamente relacionada con la subducción del JFR que provoca una alta tasa de acortamiento y erosión bajo la placa superior. Las cuencas de la zona sur presentan arreglos estructurales y morfológicos que permiten clasificarlas como cuencas de tipo AC y neutral acresivas según la clasificación propuesta por Noda (2016). A diferencia de la zona norte, este segmento del continente si se caracteriza por estar sometido a un arreglo tectónico acresivo (Maksymowicz, 2015; Bangs y Cande, 1997). Debido a que el arreglo tectónico posee más evidencia y sustento que la presencia de la zona de falla transcurrente que propone este trabajo es que se decidió clasificar las cuencas de este segmento como de tipo AC aunque no se descarta que en un futuro las evidencias permitan su reclasificación como cuencas de tipo neutral acresivas. (Ver Anexos)

Finalmente, y considerando todos los antecedentes expuestos con anterioridad, se concluye que no es posible demostrar la hipótesis planteada en este trabajo en su totalidad. Si bien, la morfología de las cuencas submarinas coincide con lo esperado para cada uno de los segmentos a partir de los antecedentes expuestos por Maksymowicz (2015), no es posible demostrar la presencia de una estructura tipo sliver en el ante arco chileno (offshore). Sin embargo, no es del todo descartable su existencia, los antecedentes recopilados en esta investigación proporcionan las variables necesarias para, al menos, considerar este tipo de arreglo estructural como una opción real que regule el comportamiento del ante arco. Se sugiere realizar un estudio más detallado mediante datos GPS, nuevos antecedentes estructurales proporcionados por secciones sísmicas de alta resolución que complementen los amplios gaps de informacion que presenta el margen chileno y, de esta manera, generar un mapeo aún más exhaustivo del fondo oceánico que pueda entregar evidencias más concretas sobre la existencia de este tipo de estructuras.

105

REFERENCIAS

Anderson, M., Alvarado, P., Zandt, G., y Beck, S. (2007). Geometry and brittle deformation of the subducting Nazca Plate, Central Chile and Argentina. Geophysical Journal International, 171(1), 419-434.

Angermann, D., Klotz, J., y Reigber, C. (1999). Space-geodetic estimation of the Nazca- South America Euler vector. Earth and Planetary Science Letters, 171(3), 329-334.

Arriagada, C., Ferrando, R., Córdova, L., Morata, D., y Roperch, P. (2013). The Maipo Orocline: a first scale structural feature in the Miocene to Recent geodynamic evolution in the central Chilean Andes. Andean Geology, 40(3), 419-437.

Bahlburg, H., y Hervé, F. (1997). Geodynamic evolution and tectonostratigraphic terranes of northwestern Argentina and northern Chile. Geological Society of America Bulletin, 109(7), 869-884.

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, 16(3), 489-503.

Barrientos, S. E., y Ward, S. N. (1990). The 1960 Chile earthquake: inversion for slip distribution from surface deformation. Geophysical Journal International, 103(3), 589-598.

Becerra, J., Contreras-Reyes, E., y Arriagada, C. (2013). Seismic structure and tectonics of the southern Arauco Basin, south-central Chile (~ 38 S). Tectonophysics, 592, 53-66.

Becerra, J., Arriagada, C., Contreras‐Reyes, E., Bascuñan, S., De Pascale, G. P., Reichert, C., y Cornejo, N. (2016). Gravitational deformation and inherited structural control on slope morphology in the subduction zone of north‐central Chile (ca. 29–33° S). Basin Research, 29(6), 798-815.

Bourgois, J. (2010). A comment on" Non-steady long-term uplift rates and Pleistocene marine terrace development along the Andean margin of Chile (31° S) inferred from 10Be dating" by M. Saillard, SR Hall, L. Audin, DL Farber, G. Hérail, J. Martinod, V. Regard, RC Finkel. F. Bondoux [Earth Planet. Sci. Lett. 277 (2009) 50-63].

106

Buchelt, M., y Cancino, C. T. (1988). The Jurassic La Negra Formation in the area of Antofagasta, northern Chile (lithology, petrography, geochemistry). In the Southern Central Andes (pp. 169-182). Springer, Berlin, Heidelberg.

Byrne, D. E., Davis, D. M., y Sykes, L. R. (1988). Loci and maximum size of thrust earthquakes and the mechanics of the shallow region of subduction zones. Tectonics, 7(4), 833-857.

Cartografía Geológica – Cartografia.cl. (2015, 28 diciembre). Recuperado 6 diciembre, 2019, de http://sitio.cartografia.cl/cartografia-geologica

Cecioni, G., y Westermann, G. (1968). The Triassic/Jurassic marine transition of Coastal Central Chile. Pacific Geology, 1, p. 41-75.

Cembrano, J., y Herve, F. (1993). The Liquine Ofqui Fault Zone: A major Cenozoic strike slip duplex in the southern Andes.

Cembrano, J., Hervé, F., y Lavenu, A. (1996). The Liquiñe Ofqui fault zone: a long-lived intra-arc fault system in southern Chile. Tectonophysics, 259(1-3), 55-66.

Cembrano, J., Schermer, E., Lavenu, A., y Sanhueza, A. (2000). Contrasting nature of deformation along an intra-arc shear zone, the Liquiñe–Ofqui fault zone, southern Chilean Andes. Tectonophysics, 319(2), 129-149.

Cembrano, J., González, G., Arancibia, G., Ahumada, I., Olivares, V., y Herrera, V. (2005). Fault zone development and strain partitioning in an extensional strike-slip duplex: A case study from the Mesozoic Atacama fault system, Northern Chile. Tectonophysics, 400(1- 4), 105-125.

Charrier, R., Pinto, L., y Rodríguez, M. P. (2007). Tectonostratigraphic evolution of the Andean Orogen in Chile. In The geology of Chile (pp. 21-114).

Charrier, R., Farías, M., y Maksaev, V. (2009). Evolución tectónica, paleogeográfica y metalogénica durante el Cenozoico en los Andes de Chile norte y central e implicaciones para las regiones adyacentes de Bolivia y Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 65(1), 05-35.

107

Charrier, R., Ramos, V. A., Tapia, F., y Sagripanti, L. (2014). Tectono-stratigraphic evolution of the Andean Orogen between 31 and 37 S (Chile and Western Argentina). Geological Society, London, Special Publications, 399(1), 13-61.

Chen, Y. W., Wu, J., y Suppe, J. (2019). Southward propagation of Nazca subduction along the Andes. Nature, 565(7740), 441.

Clift P., y Vannucchi P. (2004). Controls on tectonic accretion versus erosion in subduction zones: implications for the origin and recycling of the continental crust. Rev Geophys 42(RG2001). Coloma, F., Valin, X., Oliveros, V., Vásquez, P., Creixell, C., Salazar, E., y Ducea, M. N. (2017). Geochemistry of Permian to Triassic igneous rocks from northern Chile (28º- 30º15’S): Implications on the dynamics of the proto-Andean margin. Andean Geology, 44(2).

Contardo, X., Cembrano, J., Jensen, A., y Díaz-Naveas, J. (2008). Tectono-sedimentary evolution of marine slope basins in the Chilean forearc (33 30′–36 50′ S): insights into their link with the subduction process. Tectonophysics, 459(1-4), 206-218.

Contreras‐Reyes, E., Grevemeyer, I., Flueh, E. R., y Reichert, C. (2008). Upper lithospheric structure of the subduction zone offshore of southern Arauco peninsula, Chile, at∼ 38 S. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 113(B7).

Contreras‐Reyes, E., Flueh, E. R., y Grevemeyer, I. (2010). Tectonic control on sediment accretion and subduction off south central Chile: Implications for coseismic rupture processes of the 1960 and 2010 megathrust earthquakes. Tectonics, 29(6).

Contreras-Reyes, E., y Carrizo, D. (2011). Control of high oceanic features and subduction channel on earthquake ruptures along the Chile–Peru subduction zone. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 186(1-2), 49-58.

Contreras-Reyes, E., Jara, J., Grevemeyer, I., Ruiz, S., y Carrizo, D. (2012). Abrupt change in the dip of the subducting plate beneath north Chile. Nature Geoscience, 5(5), 342-345.

108

Contreras-Reyes, E., Jara, J., Maksymowicz, A., y Weinrebe, W. (2013). Sediment loading at the southern Chilean trench and its tectonic implications. Journal of Geodynamics, 66, 134-145.

Contreras-Reyes, E., J. Becerra, H. Kopp, C. Reichert, y J. Díaz-Naveas. (2014). Seismic structure of the north-central Chilean convergent margin: Subduction erosion of a paleomagmatic arc, Geophys. Res. Lett., 41, 1523–1529.

Contreras-Reyes, E., Ruiz, J. A., Becerra, J., Kopp, H., Reichert, C., Maksymowicz, A., y Arriagada, C. (2015). Structure and tectonics of the central Chilean margin (31°–33° S): Implications for subduction erosion and shallow crustal seismicity. Geophysical Journal International, 203(2), 776-791.

Contreras-Reyes, E., Maksymowicz, A., Lange, D., Grevemeyer, I., Muñoz-Linford, P., y Moscoso, E. (2017). On the relationship between structure, morphology and large coseismic slip: A case study of the Mw 8.8 Maule, Chile 2010 earthquake. Earth and Planetary Science Letters, 478, 27-39.

Contreras-Reyes, E. (2018). Structure and tectonics of the Chilean convergent margin from wide-angle seismic studies: a review. In The Evolution of the Chilean-Argentinean Andes (pp. 3-29). Springer, Cham.

Dahlen, F.A., Suppe, J., Davis, D.M. (1984). Mechanics of fold- and thrust belts and accretionary wedges: cohesive Coulomb theory. J. Geophys. Res. 8 (9), 10,087–10,101.

Dahlen, F.A. (1984). Noncohesive critical Coulomb wedges: an exact solution. J. Geophys. Res. 89 (10), 125–133

Davis, D.M., Suppe, J., Dahlen, F.A., (1983). Mechanics of fold- and thrust belts and accretionary wedges. J. Geophys. Res. 88, 1153–1172.

Davis, G. H., Reynolds, S. J., y Kluth, C. F. (2011). Structural geology of rocks and regions. John Wiley & Sons.

DeMets, C., Gordon, R. G., Argus, D. F., y Stein, S. (1994). Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions. Geophysical research letters, 21(20), 2191-2194.

109

DeMets, C., Gordon, R. G., y Argus, D. F. (2010). Geologically current plate motions. Geophysical Journal International, 181(1), 1-80.

Del Rey, A., Deckart, K., Arriagada, C., y Martínez, F. (2016). Resolving the paradigm of the late Paleozoic–Triassic Chilean magmatism: Isotopic approach. Gondwana Research, 37, 172-181.

Duhart, P., McDonough, M., Muñoz, J., Martin, M., y Villeneuve, M. (2001). El Complejo Metamórfico Bahía Mansa en la cordillera de la Costa del centro-sur de Chile (39° 30'-42° 00'S): geocronología K-Ar, 40Ar/39Ar y U-Pb e implicancias en la evolución del margen sur-occidental de Gondwana. Revista geológica de Chile, 28(2), 179-208.

Emparan, C., y Pineda, G. (2006). Geología del Área Andacollo-Puerto Aldea, Región de Coquimbo. Carta Geológica de Chile, Serie Geológica Básica, (96).

Farías, M., Comte, D., Roecker, S., Carrizo, D., y Pardo, M. (2011). Crustal extensional faulting triggered by the 2010 Chilean earthquake: The Pichilemu Seismic Sequence. Tectonics, 30(6).

Fitch, T. J. (1972). Plate convergence, transcurrent faults, and internal deformation adjacent to southeast Asia and the western Pacific. Journal of Geophysical research, 77(23), 4432-4460.

Folguera, A., y Ramos, V. A. (2009). Collision of the Mocha fracture zone and a< 4 Ma old wave of orogenic uplift in the Andes (36–38 S). Lithosphere, 1(6), 364-369.

Fuentes, G., García, M., Sepúlveda, F., y Vásquez, P. (2013). Early Cretaceous continental sedimentation in the Coastal Cordillera (Atajaña Formation), Northern Chile. In AGU Fall Meeting Abstracts.

Garcia, M., Gardeweg, M., Clavero, J., y Hérail, G. (2004). Hoja Arica, Región de Tarapaca. Servicio Nacional de Geología y Minería. Carta Geológica de Chile, Serie Geológica Básica, No. 84, XX p., 1 mapa escala 1:250.000, Santiago.

García-Sansegundo, J., Farias Arquer, P. J., Heredia Carballo, N., Gallastegui Suárez, G., Charrier, R., Rubio Ordóñez, Á., y Cuesta Fernández, A. (2014). Structure of the

110

Andean Palaeozoic basement in the Chilean coast at 31 degrees 30'S: Geodynamic evolution of a subduction margin. Journal of Iberian Geology.

Geersen, J., Behrmann, J. H., Völker, D., Krastel, S., Ranero, C. R., Diaz‐Naveas, J., y Weinrebe, W. (2011). Active tectonics of the South Chilean marine fore arc (35 S–40 S). Tectonics, 30(3).

Gonzalez, E. (1989). Hydrocarbon resources in the coastal zone of Chile.

González, G., Cembrano, J., Carrizo, D., Macci, A., y Schneider, H. (2003). The link between forearc tectonics and Pliocene–Quaternary deformation of the Coastal Cordillera, northern Chile. Journal of South American Earth Sciences, 16(5), 321-342.

Hernandez‐Moreno, C., Speranza, F., y Di Chiara, A. (2016). Paleomagnetic rotation pattern of the southern Chile fore‐arc sliver (38° S–42° S): A new tool to evaluate plate locking along subduction zones. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 121(2), 469-490.

Herve, F., Mpodozis, C., Davidson, J., y Godoy, E. (1981). Observaciones estructurales y petrográficas en el basamento metamórfico del archipiélago de Los Chonos, entre el canal King y el canal Ninualac, Aisén. Andean Geology, (13-14).

Herve, F., Calderón, M., Fanning, C. M., Pankhurst, R. J., y Godoy, E. (2013). Provenance variations in the Late Paleozoic accretionary complex of central Chile as indicated by detrital zircons. Gondwana Research, 23(3), 1122-1135.

Hicks, S. P., Rietbrock, A., Ryder, I. M., Lee, C. S., y Miller, M. (2014). Anatomy of a megathrust: The 2010 M8. 8 Maule, Chile earthquake rupture zone imaged using seismic tomography. Earth and Planetary Science Letters, 405, 142-155.

Hoffmann-Rothe, A., Kukowski, N., Dresen, G., Echtler, H., Oncken, O., Klotz, J., y Kellner, A. (2006). Oblique convergence along the Chilean margin: partitioning, margin- parallel faulting and force interaction at the plate interface. In The Andes (pp. 125-146). Springer, Berlin, Heidelberg.

Jarrard, R. D. (1986). Relations among subduction parameters. Reviews of Geophysics, 24(2), 217-284.

111

Jarrard, R. D. (1986). Terrane motion by strike-slip faulting of forearc slivers. Geology, 14(9), 780-783.

Kleiman, L. E., y Japas, M. S. (2009). The Choiyoi volcanic province at 34 S–36 S (San Rafael, Mendoza, Argentina): Implications for the Late Palaeozoic evolution of the southwestern margin of Gondwana. Tectonophysics, 473(3-4), 283-299.

Kukowski, N., y Oncken, O. (2006). Subduction erosion—The “normal” mode of fore-arc material transfer along the Chilean margin?. In The Andes (pp. 217-236). Springer, Berlin, Heidelberg.

Lallemand, S.E., Schnurle, P., y Malavieille, J. (1994). Coulomb theory applied to accretionary and nonaccretionary wedges—possible causes for tectonic erosion and/or frontal accretion. J. Geophys. Res. 99, 12,033–12,055

Laursen, J., Scholl, D., y Von Huene, R. (2002). Neotectonic deformation of the central Chile margin: Deepwater forearc basin formation in response to hot spot ridge and seamount subduction. Tectonics, 21(5).

Maksymowicz, A. (2015). The geometry of the Chilean continental wedge: Tectonic segmentation of subduction processes off Chile. Tectonophysics, 659, 183-196.

McCaffrey, R. (1992). Oblique plate convergence, slip vectors, and forearc deformation. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 97(B6), 8905-8915.

McCaffrey, R., Stein, S., y Freymueller, J. (2002). Crustal block rotations and plate coupling. Plate Boundary Zones, Geodyn. Ser, 30, 101-122.

Melnick, D., y Echtler, H. (2006). Inversion of forearc basins in south-central Chile caused by rapid glacial age trench fill. Geology, 34(9), 709-712.

Metois, M., Vigny, C., y Socquet, A. (2016). Interseismic coupling, megathrust earthquakes and seismic swarms along the Chilean subduction zone (38–18 S). Pure and Applied Geophysics, 173(5), 1431-1449.

112

Miller, H. (1979a). Unidades estratigráficas y estructurales del basamento andino en el Archipiélago de Los Chonos, Aisén, Chile. In Congr. Geol. Chileno, No. 2, Actas, Vol. 1, p. A103·A120. Arica.

Moscoso, E., Grevemeyer, I., Contreras-Reyes, E., Flueh, E. R., Dzierma, Y., Rabbel, W., y Thorwart, M. (2011). Revealing the deep structure and rupture plane of the 2010 Maule, Chile earthquake (Mw= 8.8) using wide angle seismic data. Earth and Planetary Science Letters, 307(1-2), 147-155.

Moreno, M. S., Bolte, J., Klotz, J., y Melnick, D. (2009). Impact of megathrust geometry on inversion of coseismic slip from geodetic data: Application to the 1960 Chile earthquake. Geophysical Research Letters, 36(16).

Mpodozis, C., y Ramos, V. (2008). Tectónica jurásica en Argentina y Chile: extensión, subducción oblicua, rifting, deriva y colisiones. Revista de la Asociación geológica Argentina, 63(4), 481-497.

Noda, A. (2013). Strike-slip basin–its configuration and sedimentary facies. Mechanism of Sedimentary Basin Formation. Intech, 27-57.

Noda, A., (2016). Forearc basins: Types, geometries, and relationships to subduction zone dynamics. Bulletin, 128(5-6), 879-895.

Opazo, E. (2014). Evaluación y zonificación de peligro de remociones en masa en la Ruta A-16, vía de acceso principal a la ciudad de Iquique (Región de Tarapacá).

Ranero, C. R., von Huene, R., Weinrebe, W., y Reichert, C. (2006). Tectonic processes along the Chile convergent margin. In The Andes (pp. 91-121). Springer, Berlin, Heidelberg.

Ramos, V. (2008). The basement of the Central Andes: the Arequipa and related terranes. Annu. Rev. Earth Planet. Sci., 36, 289-324.

Ramos, V., y Coira, B. (2008). Evolución tectónica preandina de la provincia de Jujuy y áreas aledañas. In Geología y Recursos Naturales de la Provincia de Jujuy: 17th Congreso Geológico Argentino: Jujuy, Relatorio, Congreso (pp. 401-417).

113

Rebolledo, S., y Charrier, R. (1994). Evolución del basamento paleozoico en el área de Punta Claditas, Región de Coquimbo, Chile (31-32 S). Andean Geology, 21(1), 55-69.

Reyes, T. (2017). Geología y petrogénesis de los complejos metamórficos de los Chonos y de la Cordillera principal (45°-45° 30´ S), Región de Aysén, Chile (Doctoral dissertation, Universidad Andrés Bello).

Rivano, S., y Sepúlveda, P. (1991). Hoja Illapel, Región de Coquimbo, número 69. Carta Geológica de Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago.

Rivano, S. (1996). Geología de las Hojas Quillota y Portillo. Servicio Nacional de Geología y Minería (Informe Inédito).

Ruegg, J. C., Rudloff, A., Vigny, C., Madariaga, R., De Chabalier, J. B., Campos, J., y Dimitrov, D. (2009). Interseismic strain accumulation measured by GPS in the seismic gap between Constitución and Concepción in Chile. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 175(1-2), 78-85.

Ruiz, S., Madariaga, R., Astroza, M., Saragoni, G. R., Lancieri, M., Vigny, C., y Campos, J. (2012). Short-period rupture process of the 2010 Mw 8.8 Maule earthquake in Chile. Earthquake Spectra, 28(1_suppl1), 1-18.

Saad, S. y Davis, D. (2010). Mechanics of fore-arc slivers: insights from simple analog models. Tectonics 29, TC5015.

SERNAGEOMIN, S., (2003). Mapa Geológico de Chile: versión digital. Servicio Nacional de Geología y Minería, Publicación Geológica Digital, No. 4 CD-Room, versión 1.0, base geológica escala, 1.

Scheuber, E., y Gonzalez, G. (1999). Tectonics of the Jurassic‐Early Cretaceous magmatic arc of the north Chilean Coastal Cordillera (22°–26° S): A story of crustal deformation along a convergent plate boundary. Tectonics, 18(5), 895-910.

Scherwath, M., Flueh, E., Grevemeyer, I., Tillman, F., Contreras‐Reyes, E., y Weinrebe, W. (2006). Investigating subduction zone processes in Chile. Eos, Transactions American Geophysical Union, 87(27), 265-269.

114

Sigmarsson, O., Condomines, M., Morris, J. D., y Harmon, R. S. (1990). Uranium and 10 Be enrichments by fluids in Andean arc magmas. Nature, 346(6280), 163-165.

Somoza, R., y Ghidella, M. (2005). Convergencia en el margen occidental de América del Sur durante el Cenozoico: subducción de las placas de Nazca, Farallón y Aluk. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 60(4), 797-809.

Sylvester, A. G., y Smith, R. R. (1976). Tectonic transpression and basement-controlled deformation in San Andreas fault zone, Salton Trough, California. AAPG Bulletin, 60(12), 2081-2102.

Tréhu, A. M., Hass, B., de Moor, A., Maksymowicz, A., Contreras-Reyes, E., Vera, E., y Tryon, M. D. (2019). Geologic controls on up-dip and along-strike propagation of slip during subduction zone earthquakes from a high-resolution seismic reflection survey across the northern limit of slip during the 2010 Mw 8.8 Maule earthquake, offshore Chile. Geosphere, 15(6), 1751-1773.

Thiele, R., y Hervé, F. (1984). Sedimentación y Tectónica de antearco en los terrenos pre-andinos del Norte Chico. Andean Geology, 22, p.61-75.

Tomlinson, A. J., y Blanco, N. (1997). Structural evolution and displacement history of the West Fault System, Precordillera, Chile: Part 2, postmineral history. In Congreso Geológico Chileno (Vol. 8, pp. 1878-1882).

Vásquez, P., y Sepúlveda, F. (2013). Cartas Iquique y Pozo Almonte. Escala 1:100.000. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, No. 162- 163. 1 mapa escala 1:100.000.

Vásquez, P., Sepúlveda, F., y Quezada, A. (2015). 110 millones de años de volcanismo andesítico (Triásico Superior–Cretácico Inferior) en la Cordillera de la Costa (20 00′–21 15′ S): nuevas edades U/Pb. In XIV Congreso Geologico chileno, La Serena, Chile (pp. 848-851).

Vergara, M., López-Escobar, L., y Cancino, A. (1991). The Pichidangui Formation; Some geochemical characteristics and tectonic implications of the Triassic marine volcanism in central. Andean Magmatism and its Tectonic Setting, 265, 93.

115

Veloso, E. E., Gomila, R., Cembrano, J., González, R., Jensen, E., y Arancibia, G. (2015). Stress fields recorded on large-scale strike-slip fault systems: Effects on the tectonic evolution of crustal slivers during oblique subduction. Tectonophysics, 664, 244-255.

Völker, D., Geersen, J., Contreras-Reyes, E., Sellanes, J., Pantoja, S., Rabbel, W., y Weinrebe, W. R. (2012). Morphology and geology of the continental shelf and upper slope of southern central Chile (33° S–43° S). International Journal of Earth Sciences, 103(7), 1765-1787.

Von Huene, R., Corvalán, J., Flueh, E. R., Hinz, K., Korstgard, J., Ranero, C. R., y Weinrebe, W. (1997). Tectonic control of the subducting Juan Fernández Ridge on the Andean margin near Valparaiso, Chile. Tectonics, 16(3), 474-488.

Von Huene, R., Weinrebe, W., y Heeren, F. (1999). Subduction erosion along the North Chile margin. Journal of geodynamics, 27(3), 345-358. von Huene, R., y Ranero, C. R. (2003). Subduction erosion and basal friction along the sediment‐starved convergent margin off Antofagasta, Chile. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 108(B2). von Huene, R., Ranero, C. R., y Vannucchi, P. (2004). Generic model of subduction erosion. Geology, 32(10), 913-916.

Wall, R., Gana, P., y Gutiérrez, A. (1996). Mapa geológico del área de Valparaíso- Curacaví, regiones de Valparaíso y Metropolitana. Servicio Nacional de Geología y Minería.

Wall, R., Gana, P., y Gutiérrez, A. (1996). Mapa geológico del área de San Antonio- Melipilla, regiones de Valparaíso, Metropolitana y del Libertador General Bernardo O'Higgins. Servicio Nacional de Geología y Minería.

Yáñez, G. A., Ranero, C. R., von Huene, R., y Díaz, J. (2001). Magnetic anomaly interpretation across the southern central Andes (32–34 S): The role of the Juan Fernández Ridge in the late Tertiary evolution of the margin. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 106(B4), 6325-6345.

116

Yáñez, G., y Cembrano, J. (2004). Role of viscous plate coupling in the late Tertiary Andean tectonics. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 109(B2).

Zhang, Y., Zhang, G., Hetland, E. A., Shan, X., Wen, S., y Zuo, R. (2016). Coseismic fault slip of the September 16, 2015 Mw 8.3 Illapel, Chile earthquake estimated from InSAR data. Pure and Applied Geophysics, 173(4), 1029-1038.

117

ANEXOS Anexo 1: Metodología

Anexo 1. 1.- Herramienta “Mbeditviz” utilizada para la edición de la batimetría MV1004.

118

Anexo 1. 2.- Ventana de trabajo para edición de datos batimétricos mediante la herramienta “Mbeditviz”.

119

Anexo 1. 3.- Ventana de trabajo para edición y corrección de batimetrías de la herramienta “Mbeditviz”. Rectángulos en rojo señalan las principales herramientas de edición utilizadas para la corrección de errores y ruido.

120

Anexo 2: Mapas de ubicación e ilustración de líneas sísmicas.

121

122

123

124

Anexos 3: Segmentación propuesta para el comportamiento de cuencas submarinas.

125