Estructura y evolución del margen sur chileno

La tectónica actual del margen Chileno al sur de 52°S está condicionada por la interacción entre la placa Sudamericana, la placa de Scotia y la placa Antártica. En un sistema de referencia solidario al manto inferior, la placa Sudamericana se movería con una velocidad de 22 mm/a hacia el WSW, la placa de Scotia a razón de 14 mm/a en la misma dirección y la placa Antártica a unos 5 mm/a en dirección SSW. De esta forma, al norte del punto triple definido por estas tres placas (-52°S), la placa Antártica converge perpendicularmente al margen Chileno a razón de unos 20 mm/a, mientras que entre 52°S y 57°S, parte de la convergencia es acomodada por la falla de Magallanes — lago Fagnano, con lo que las placas Antártica y de Scotia convergen a unos 12 mm/a. Esta convergencia se caracteriza por su oblicuidad, que llega a ser de más de 60° (57°S). El alto grado de oblicuidad y la baja velocidad de convergencia no ha imposibilitado, sin embargo, la formación de un complejo acrecional bastante desarrollado, entre el dominio oceánico de la placa Antártica y la plataforma continental de la placa de Scotia, que destaca por su morfología atenazada (terraza Fueguina).

Esta situación contrasta con la que se observa en la segunda de las zonas estudiadas en este trabajo, localizada en la región septentrional del margen Chileno (entre 20°S y 25°S), donde la placa de Nazca subduce bajo la placa Sudamericana a razón de unos 80 mm/a y con un bajo grado de oblicuidad (-12°). El margen septentrional Chileno es un claro ejemplo de margen continental activo, caracterizado por una gran actividad tanto sísmica como volcánica y por la presencia de una fosa marina en la que se alcanzan profundidades superiores a los 7500 m.

La integración de datos batimétricos, de sísmica multicanal y de gran ángulo (sonoboyas) y datos gravimétricos, nos ha permitido deducir la estructura litosférica en 3D del extremo sur del margen Chileno y su equivalente en 2D para la zona localizada más al norte, y comparar los distintos estilos y modos de subducción que ocurren en ambas zonas. En este sentido, el procesado especializado de datos sísmica multicanal con técnicas de migración pre-stack en profundidad ha permitido resolver detalles de la estructura más superficial del prisma de acreción en la zona sur, así como la obtención de un modelo de velocidades aplicable a la determinación de las densidades utilizadas en los modelos gravimétricos 2D y 3D.

Los resultados obtenidos muestran claras diferencias entre las dos zonas estudiadas. En el extremo sur la fosa se encuentra recubierta por una cuña sedimentaria con un espesor máximo de casi 4 km, depositada sobre una corteza oceánica de entre 6 y 8 km de espesor, ligeramente basculada hacia el continente, con una inclinación de la lámina que subduce de unos 8°. Tras la fosa, se observa un complejo acrecional, de hasta 70 km de anchura, constituido por un prisma de acreción, de unos 8 km de espesor máximo, y una cuenca de antearco prácticamente sin deformar. Hacia el este, el dominio continental de la placa de Scotia está caracterizado por la presencia de una plataforma bien desarrollada con un espesor cortical de unos 25 km.

Por contra, en el extremo norte, la corteza oceánica, de entre 7 y 9 km de espesor, destaca por su fracturación y práctica ausencia de sedimentos en las proximidades de la fosa. A diferencia de lo que ocurre en el sur, en el dominio continental se observa la ausencia de un complejo acrecional, la presencia de fallas normales a lo largo del talud continental y una plataforma poco desarrolla. El espesor de la corteza continental es de 60 km, aproximadamente el doble del grosor que se registra en el extremo sur, mientras que la la inclinación de la placa que subduce es de -18°.

Además, utilizando una metodología basada en el balance de masas, se ha estimado la edad del prisma, obteniéndose dos modelos evolutivos cuyas edades son de 13.2 y 7.5 Ma respectivamente, y que en cualquiera de los casos indicaría que la formación del complejo acrecional es posterior a la colisión de la dorsal Chilena con el margen continental ocurrida hace unos 14 Ma..

The tectonics of the southernmost Chilean margin south of 52°S is governed by the interaction of three plates: the South American, the Antarctic and the Scotia plates. In an absolute reference frame locked to the mantle the South American plate is moving at 22 mm/y to the WSW, the Scotia plate at 14 mm/y in the same direction and the Antarctic plate at about 5 mm/y to the SSW. Thus, north of the triple junction defined by the intersection of the three plates, Antarctica and South American plates converge normally at a rate 20 mm/y, whereas between 52°S and 57°S part of the convergence rate is accommodated by the Magellan Fault, and the Antarctica and Scotia plates converge at a smaller rate of 12 mm/y. The convergence between this two plates is oblique, with obliquity angles reaching values of more than 60° (57°S). However, the slow convergence rate and high obliquity of this margin did not prevent the formation of a well developed subduction complex. The subduction complex, which is located between the oceanic domain of the Antarctica plate and the continental domain of the Scotia plate, is characterised by a flat-mid slope area known in literature as Fuegian Terrace.

This situation clearly differs from the one observed in the northern region of the Chilean margin (between 20°S and 25°S). Within this area, which is the second area analysed in this thesis, the Nazca plate is subducting below the South American plate at a rate of 80 mm/y and a low obliquity angle (-12°). Therefore, the northern Chilean margin can be characterised as a typical active continental margin, features intense seismic and magmatic activity and a 7500 m deep trench.

A 3D lithospheric scale model of the southernmost Chilean margin and an equivalent 2D model for the studied region to the north are the results of the integration of bathymetric, multichannel and wide angle (sonobuoys) seismic and gravity data. The comparison between both models provides new insight in the different subduction processes that act in the studied areas. Furthermore, the application of pre-stack depth migration techniques to multichannel seismic images has resolved the detailed shallow structure of the accretionary complex and constrained a velocity model useful to determine the densities for 2D and 3D gravity models.

The obtained results show clear differences between both studied areas. Along the southernmost Chilean margin the trench is buried by a sedimentary wedge with a maximum thickness of about 4 km, which rests on a gently dipping 6-8 km thick oceanic crust. In this area the subducted slab dips at about 8°. Landward of the trench there is a less than 70 km wide subduction complex that comprises an accretionary wedge with a maximum thickness of 8 km, and a nearly undeformed forearc basin. Further to the east, the continental domain of the Scotia plate is characterised by the presence of a relatively well developed platform with a crustal thickness of 25 km.

On the other hand, in the northern area a 7-9 km thick oceanic crust is sediment starved and highly fractured near de trench. Differences are also observed along the continental domain, which is characterised by the lack of an accretionary complex, the presence of normal faults along the continental slope and a narrow shelf. The continental crust is 60 km thick and the subducted slab dips -18°.

Finally, using a mass balance approach, we have estimated the age of the prism for two evolutionary models. The estimated ages were of 13.2 and 7.5 My, respectively. In both cases, the accretionary prism is younger than the collision between the Chile Ridge and the Chile Trench which happened at approximately 14 My.

ABSTRACT VII

1. OBJETIVOS Y PRESENTACIÓN DE LA TESIS 1
1.1 Introducción 1
1.2 Objetivos y presentación de la tesis 4

2. CONTEXTO GEODINÁMICO DEL MARGEN CHILENO 9
2.1 Introducción 11
2.2 Margen sur 16
2.2.1 Contexto geodinámico 16
2.2.2 Contexto geológico 29
23 Margen norte 31
2.3.1 Contexto geodinámico 31
2.3.2 Contexto geológico 34

3. DATOS UTILIZADOS 37
3.1 Introducción 39
3.2 Sísmica de reflexión multicanal 39
3.2.1 Perfiles RC2902-790 y RC2902-804 41
3.2.2Perfiles IT-168, IT-171 e IT-175 42
3.2.3 Perfiles SO104-05 y SO104-09 42
3.3 Sísmica de gran ángulo 43
3.4 Datos topográficos 43
3.5 Datos gravimétricos 46

4. PROCESADO DE DATOS DE SÍSMICA MULTICANAL 49
4.1 Introducción 51
4.2 Procesado 51
4.2.1 Geometría 51
4.2.2 Análisis frecuencial 52
4.2.3 Ganancia 54
4.2.4 Deconvolución 55
4.2.5 Correcciones dinámicas. Análisis de velocidad 58
4.2.6 Supresión de múltiples 64
4.2.7 Migración 66
4.3 Procesado de los perfiles RC2902-790 y RC2902-804 74
4.4 Migración en tiempo de los perfiles RC2902-790 y RC2902-804 78
4.5 Migración en profundidad del perfil RC2902-790 86
4.5.1 Migración pre-stack en profundidad 86
4.5.2 Migración post-stack en profundidad 94
4.5.3 Migración pre-stack versus migración post-stack 94

5. ESTRUCTURA CORTICAL 101
5.1 Introducción 103
5.2 Estructura superficial 103
5.2.1 Margen sur Chileno 104
5.2.2 Margen norte Chileno 121
5.3 Estructura profunda 127
5.3.1 Margen sur Chileno 127
5.3.2 Margen norte Chileno 132

6. PRISMA DE ACRECIÓN 137
6.1 Introducción 139
6.2 Estudio del reflector BSR 139
6.2.1 Gradiente geotérmico y flujo de calor 140
6.2.2 Modelización sísmica del reflector BSR 143
6.3 Edad del prisma de acreción 145

7. MODELIZACIÓN GRAVIMÉTRICA 3D 155
7.1 Introducción 157
7.2 Metodología 159
7.2.1 Introducción 159
7.2.2 Cambio de coordenadas 162
7.3 Estructura cortical 163
7.3.1 Sedimentos 163
7.3.2 Prisma de acreción 165
7.3.3 Corteza y manto litosférico 165
7.4 Densidades 166
7.5 Cálculo de la anomalía de Bouguer 167
7.6 Resultados 168
7.6.1 Sedimentos 168
7.6.2Prisma de acreción 172
7.6.3 Corteza oceánica 172
7.6.4 Corteza continental 177
7.6.5 Manto litosférico 179
7.7 Mapa de anomalías residuales 180

8. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES 183
8.1 Introducción 185
8.2 Migración pre-stack en profundidad 186
8.3 Estructura superficial 186
8.3.1 Dominio oceánico 187
8.3.2 Dominio continental 187
8.4 Estructura Profunda 189
8.4.1 Dominio oceánico 189
8.4.2 Dominio continental 190
8.5 Evolución del margen 194
8.6 Futuros estudios 199

INDICE DE FIGURAS Y TABLAS 201

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS 209

Por otro lado, desde un punto de vista evolutivo, se ha realizado un estudio detallado del complejo acrecional que se observa en el extremo meridional del margen Chileno, utilizando además todos los datos geológicos y bibliografía disponibles. Este estudio ha permitido proponer un modelo de evolución de dicho complejo mediante la utilización de una metodología similar a la propuesta por Bangs y Cande (1997).

En este capítulo se repasan las principales hipótesis que se han asumido en este trabajo y se presenta, de forma resumida, los resultados y principales conclusiones alcanzadas. Cabe decir que la estructura, tanto a nivel cortical como subcortical, y el estilo de subducción que se observan en las zonas modelizadas es muy distinto, reflejando la distinta evolución y segmentación que ha sufrido el margen Chileno desde el Paleozoico hasta la actualidad. En el extremo septentrional del margen, la subducción se ha mantenido prácticamente perpendicular al margen continental, mientras que en el extremo meridional la oblicuidad es el parámetro que caracteriza la subducción de la placa Antártica bajo la placa de Scotia. Este hecho, unido a la subducción de la dorsal oceánica hace unos 14 Ma, resulta en una historia evolutiva reciente muy diferente en ambas zonas y, por tanto, en una geometría y estructura cortical actuales totalmente distintas.

Además, dada la novedad que supone la aplicación a un perfil de sísmica multicanal de escala regional (RC2902-790) de la técnica de migración pre-stack en profundidad empleada, se ha considerado oportuno comentar las ventajas e inconvenientes que representa su utilización.

8.2 Migración pre-stack en profundidad
La principal ventaja que ha supuesto la técnica de migración pre-stack en profundidad aplicada en este trabajo, ha sido la posibilidad de construir un modelo de velocidades de intervalo en profundidad mediante el análisis de los errores en la profundidad de focalización. Además, esta metodología ha permitido una mejor resolución de la geometría de las estructuras más complejas. Según Yilmaz (1987), la migración post-stack es aceptable cuando la sección de stack es equivalente a la sección de offset nulo. Con las geometrías convencionales utilizadas en los dispositivos de adquisición de datos de sísmica multicanal, el campo de ondas que se registra en superficie es el correspondiente a offsets no nulos. En teoría, la sección de offset nulo se obtendría a partir de estos datos mediante la corrección de NMO (normal moveout) y el stack. Sin embargo, el carácter hiperbólico de las reflexiones, supuesto para la corrección de NMO, no se cumple cuando existen fuertes variaciones laterales de la velocidad, ante la presencia de fuertes múltiples o cuando se observan reflectores cruzados con distintas pendientes y velocidades de stack (Yilmaz, 1987). En tales casos, se hace necesaria la migración pre-stack en profundidad para resolver la geometría de las estructuras subsuperficiales.

Al tratarse de una técnica pre-stack, el volumen de datos con el que se trabaja es mayor que en las técnicas post-stack, donde tras el stack se reduce considerablemente el número de trazas y por tanto los tiempos de cálculo. Por todo ello es aconsejable restringir la migración pre-stack a zonas realmente complejas, en las que las variaciones laterales de velocidad sean importantes, o como técnica para la obtención de un modelo de velocidades de intervalo en profundidad. Por el contrario, en zonas en las que se disponga de un modelo de velocidades de intervalo fiable, o en secciones relativamente homogéneas, los resultados que se obtienen mediante las dos técnicas de migración en profundidad son similares y, por tanto, la principal ventaja de la migración post-stack es que resulta menos costosa que la pre-stack.

8.3 Estructura superficial
La modelización conjunta de datos sísmicos, batimétricos y gravimétricos ha
posibilitado reducir notablemente el problema de equivalencia propio de la modelización gravimétrica y, por tanto, nos ha permitido obtener la estructura del margen sur Chileno con un importante grado de fiabilidad. Cabe destacar, además, que el modelo de densidades propuesto es consistente tanto con los datos geofísicos como con las observaciones geológicas disponibles a escala regional. A continuación se destacan las principales aportaciones a la estructura cortical de las zonas estudiadas.

8.3.1 Dominio oceánico
En el extremo meridional del margen Chileno el dominio oceánico está caracterizado por la presencia de una corteza oceánica ligeramente basculada hacia el continente (3°-4°) recubierta por una cuña de sedimentos clásticos de origen terrígeno (Scholl, 1974) prácticamente no deformados. El espesor de la cubierta sedimentaria varía entre 1 km, en el extremo occidental del dominio oceánico, y algo menos de 4 km en la fosa Chilena. Por el contrario, en la zona norte la principal característica es la ausencia de sedimentos en la placa oceánica que subduce. Tan sólo destacar que localmente pueden observarse pequeñas cuencas localizadas entre altos del basamento con espesores que en ningún caso superan unos centenares de metros. Como se verá más adelante, esta ausencia de aporte sedimentario está relacionada en gran parte con las condiciones climáticas extremadamente áridas que prevalecen desde el Mioceno (Giese et al., 1999).

8.3.2 Dominio continental
Una de las principales características que diferencian las dos zonas estudiadas es la presencia, en el extremo sur, de un complejo acrecional relativamente bien desarrollado. Este complejo está formado por un prisma de acreción de morfología atenazada, rasgo que lo distingue de otras zonas del margen Chileno en las que también se han desarrollado complejos acrecionales, y por una cuenca de antearco poco deformada. Esta imagen contrasta con la que se observa en el margen norte Chileno caracterizado por la presencia de un fosa oceánica muy profunda (>7500 m) y un talud continental con una fuerte pendiente dominado, como se verá más adelante, por procesos de erosión tectónica.

El origen de la morfología atenazada del complejo acrecional (terraza Fueguina) se explicaría asumiendo que la mayor parte de los sedimentos clásticos que cubren la placa oceánica no son subducidos, sino que son acrecionados y plegados contra el margen continental. La perduración de este proceso conllevaría la construcción gradual de altos batimétricos tras los cuales se pueden desarrollar cuencas que, junto a los altos formados, darían lugar a terrazas batimétricas, como es el caso de la terraza Fueguina (Herron et al., 1977). En este sentido, estos autores sugieren que la tenaza Fueguina estaría constituida principalmente por material sedimentario de densidad relativamente baja en base a datos sísmicos, gravimétricos y observaciones geológicas, lo que también queda confirmado por los resultados obtenidos en este trabajo.

Las tenazas batimétricas son rasgos característicos en márgenes activos, especialmente en las fosas asociadas a arcos de islas como por ejemplo las Islas Bonin o Java. Sin embargo, tal como se ha mencionado anteriormente, en el margen Chileno (al sur de 20°S) no se observan terrazas batimétricas a excepción de la zona sur estudiada (al sur de 53°S). De todas las terrazas conocidas, la morfología y respuesta gravimétrica de la cuenca de Atka, en las Aleutianas (Grow, 1973; Ryan y Scholl, 1989), es la más similar a la de la terraza Fueguina a pesar de que en las Aleutianas la convergencia es unas 5 veces mayor que en el margen sur Chileno. De este modo, la similitud morfológica entre los dos márgenes parece estar más relacionada con la oblicuidad de la convergencia y/o el alto aporte sedimentario que se observa en ambos casos que con las velocidades de convergencia.

Por otro lado, comparando la zona estudiada con áreas situadas al norte de ésta, en las que la. convergencia es ortogonal, es posible relacionar el desarrollo de la tenaza Fueguina con la oblicuidad de la convergencia. En efecto, estudios sísmicos realizados frente al extremo occidental del Estrecho de Magallanes (-52°S) indican una morfología del complejo acrecional de tipo inclinado, con la ausencia tanto de cuencas de antearco como de una zona atenazada (Polonia et al., 1999). Esta morfología es muy similar a la descrita por Bangs y Cande (1997) para el mismo margen entre 36°S y 39°S. Además, el espesor sedimentario al pie del prisma de acreción es similar al que se registra en la zonas en las que se observa la terraza Fueguina, lo cual apuntaría a la oblicuidad de la convergencia como el factor más importante en el desarrollo de una zona de antearco de morfología aterrazada.

Otra característica del complejo acrecional del sur de Chile es la presencia de un cuenca de antearco bien desarrollada y poco deformada. Los sedimentos que rellenan esta cuenca, que según Herron et al. (1977) son del mismo tipo y origen que los encontrados en la fosa, se caracterizan por facies prácticamente paralelas y subhorizontales, con una ligera pendiente hacia el océano. Como se ha mencionado en el capítulo 5 la potencia máxima de los sedimentos oscila entre 3 y 4 km observándose la migración de los depocentros desde zonas más externas de la cuenca hacia el continente, lo que implicaría un desplazamiento de la deformación hacia el este durante el proceso de acreción.

Por último, destacar la presencia a lo largo del prisma de acreción del reflector BSR (Bottom Simulating Reflector). Como se ha podido ver en el capítulo 6, el análisis de dicho reflector ha permitido obtener una estimación del flujo de calor en el prisma de acreción para el perfil RC2902-790. Los valores estimados, entre 50 y 60 mW/m2, son prácticamente la mitad que el que se obtiene para una litosfera con una edad de 20 Ma mediante el modelo de enfriamiento de Turcotte y Schubert (1982). Esta discrepancia, por otro lado típica en zonas de subducción, se debe principalmente al engrosamiento tectónico del prisma y a la curvatura de la placa oceánica al ser subducida. El efecto de estos dos procesos es un ensanchamiento del campo térmico más superficial, con la consecuente disminución del gradiente y, por tanto, del flujo de calor respecto a la litosfera oceánica en las proximidades de la fosa.

8.4 Estructura Profunda
8.4.1 Dominio oceánico
Dentro del dominio oceánico, en el extremo meridional del margen se ha resuelto una corteza oceánica de entre 6 y 8 km de espesor. Como se vio en los capítulos 5 y 6, la base del material acretado se ha situado en el reflector que se observa en el perfil RC2902-790 a unos 10 km de profundidad alrededor del CMP 4500 (Fig. 6- 5), interpretado como el techo de la corteza oceánica subducida. En este sentido, la modelización gravimétrica 2D, así como los perfiles de velocidad resultantes del proceso de migración pre-stack, han permitido estimar la localización del techo de la corteza oceánica subducida en aquellas partes del perfil RC2902-790 en las que en la imagen sísmica no se distingue con claridad dicho reflector. Se deduce que la lámina subduce con una inclinación de 8° bajo el dominio continental de la placa de Scotia, lo que es compatible con los resultados de la modelización gravimétrica en 3D realizada en esta parte del margen.

El grosor cortical estimado para la placa de Nazca (7-9 km) es ligeramente inferior al de la placa Antártica en las zonas estudiadas, mientras que el ángulo de subducción algo más del doble (18°).

El menor espesor cortical se atribuye a la distinta producción magmática en las respectivas dorsales, mientras que el distinto ángulo de subducción podría estar relacionado
con la edad de las placas (placa Antártica -20 Ma y placa de Nazca -50 Ma). Según Cross y Pilger (1982), el enfriamiento y la contracción térmica de las placas con el paso del tiempo provoca un descenso de su flotabilidad relativa, lo que sería compatible con la mayor pendiente de la placa subducida en la zona norte. Así mismo, el distinto contexto geodinámico que prevalece en las dos zonas del margen estudiadas favorece una mayor inclinación de la placa subducida en el extremo meridional. Por un lado, como consecuencia de la colisión y posterior subducción de la dorsal Chilena bajo la placa de Scotia, hace unos 14 Ma (Cande y Leslie, 1986), la longitud y, por tanto, el slab pull de la lámina subducida debe ser menor que en el extremo septentrional, lo que favorecería una menor pendiente de ésta. Por otro lado, el hecho de que, a diferencia de lo que ocurre en el norte, la dorsal oceánica haya sido subducida y que el régimen geodinámico sea de tipo tranpresivo, caracterizado por una baja velocidad de convergencia y una alta oblicuidad, hace suponer la futura evolución del extremo meridional del margen Chileno hacia un margen de tipo transcurrente, lo que propiciaría la horizontálización de lámina subducida.

8.4.2 Dominio continental
La estructura cortical profunda de las placas suprayacentes es también diferente en las dos zonas estudiadas. En el extremo meridional, se han distinguido dos dominios en base a su reflectividad. El dominio más superficial, de unos 14 km de espesor, caracterizado por su baja reflectividad y velocidades entorno a los 6 km/s, ha sido asociado a una corteza superior continental formada por rocas metamórficas de edad Paleozoica y Mesozoica altamente intruídas por materiales graníticos de edad Jurásica (batolito Patagónico).

El dominio más profundo, de unos 10 km de espesor, destaca por su alta reflectividad. Este comportamiento altamente reflectivo de la corteza inferior se ha observado en otros márgenes continentales y en el interior de continentes con regímenes tectónicos diferentes. Por ejemplo, en la plataforma continental del margen Cantábrico se observa una corteza inferior reflectiva localizada entre 8 y 9 s TWT (Alvarez-Marrón et al., 1997). Otros ejemplos pueden encontrarse en zonas que sufrieron distintos episodios de extensión durante el Mesozoico y posteriormente se vieron involucradas en la compresión Alpina (p. e.: Bois et al., 1989); o en zonas que han sufrido extensión más reciente como es el caso del Golfo de Valencia, donde en la plataforma del Ebro se distingue una corteza inferior claramente reflectiva de unos 6 km de espesor (p. e.: Torné et al., 1992).

El porqué y cómo se desarrolla esta reflectividad a niveles corticales profundos ha sido tema de debate durante las últimas décadas. Algunos autores señalan que este carácter reflectivo es inherente a cortezas antiguas y que los procesos de extensión únicamente destruyen esta reflectividad, de forma que en áreas que han sufrido extensión reciente deber fa encontrarse una zona reflectiva más delgada que en áreas que no han estado involucradas en etapas de deformación recientes (p. e.: Watts y Torné, 1992). Otros, sin embargo, señalan los procesos de extensión como la posible causa de la reflectividad en la corteza (p. e.: Klemperer et al., 1990), mientras que algunos apuntan que esta reflectividad indica ya sea la presencia de fluidos o la presencia de zonas de cizalla a niveles corticales profundos (p. e.: Reston, 1990). De hecho, datos reológicos y magnetotelúricos indican que la corteza inferior tiene propiedades físicas claramente diferenciadas de los niveles más superiores.

En el área de estudio, la causa geológica más plausible a la hora de explicar el aumento de la reflectividad sería el metamorfismo regional asociado a la inversión de la cuenca marginal de Rocas Verdes y la colisión del arco volcánico con el continente durante el Cretácico Medio (Nelson et al., 1980; Dalziel, 1985).

La estructura cortical de la zona situada más al norte se caracteriza por su complejidad, especialmente en los niveles más profundos (>30 km). Los resultados de la modelización muestran que en el extremo oriental del perfil modelizado, bajo la Cordillera Occidental y el Altiplano, existe una corteza con grosores que alcanzan los 60 km, de los que 30 se han modelizado como corteza superior-media y 30 como corteza inferior. Esta imagen contrasta con la que se obtiene más hacia el oeste, bajo la Cordillera de la Costa y Precordillera, donde se observa un importante adelgazamiento de la corteza superior con valores mínimos de unos pocos kilómetros. Los resultados a los que se ha llegado concuerdan con los obtenidos por Goetze et al. (1995), ya que estos autores proponen la existencia de una zona, a profundidades relativamente someras, caracterizada por velocidades anómalamente altas y que son interpretadas como indicativas de la presencia de rocas magmáticas de carácter básico emplazadas durante el Jurásico.

El engrosamiento cortical bajo la Cordillera Occidental y, más al este, bajo el Altiplano, se ha deducido principalmente a partir de la modelización gravimétrica, ya que los datos sísmicos disponibles no muestran evidencias claras de la base de la corteza (Goetze et al., 1995; Schmitz et al., 1999). Sin -embargo, los mínimos gravimétricos que se observan en la zona, tanto por su amplitud (<-300 mGal) como por su longitud de onda, apuntan claramente hacia un déficit de densidad a nivel cortical y/o del manto litosférico superior. Este déficit de densidad podría ser atribuido a la presencia de una corteza engrosada, cuyas densidades medias serían inferiores al manto superior que sustituye, aunque también podría estar relacionado a la presencia de una corteza con grosores estándar y un manto litosférico superior con una densidad anómalamente baja o al combinación de ambos factores.

Los resultados de la modelización obtenidos en este trabajo, que son coincidentes a nivel regional con los datos sísmicos disponibles y resultados de modelizaciones previas (Gotze et al., 1994), muestran que este déficit de densidad está asociado a un importante engrosamiento cortical de hasta 60 km (Fig. 5- 12) y a la presencia de un manto litosférico que en sus niveles superiores tiene densidades ligeramente más bajas que las que habitualmente se registran (entre 3300 y 3400 kg/m3).

La mayor parte de autores coinciden en que al este del Altiplano el engrosamiento cortical estaría relacionado básicamente a la tectónica compresiva que domina en esa zona (Schmitz, 1994; Schmitz y Kley, 1997; Schmitz et al., 1999). Giese et al. (1999) concluyen que sólo un 50-55% del engrosamiento cortical de los Andes Centrales puede atribuirse al acortamiento tectónico. En esa región también se observa, a unos 20-30 km de profundidad, una capa con velocidades anómalamente altas que estos mismos autores interpretan como indicativa de una zona de transición corteza-manto fosilizada. Más hacia el oeste, bajo la Cordillera Occidental y Precordillera, no existe un consenso claro sobre el origen del déficit de densidad que se observa. Algunos autores proponen procesos de hidratación del manto superior de la placa Sudamericana, resultantes de la deshidratación de la placa que subduce (placa de Nazca), como principal causa de la disminución en el valor de parámetros petrofísicos tales como la densidad y velocidad de propagación de las ondas P (Schmitz et al., 1999, Giese et al., 1999). Otros, sin embargo, favorecen procesos de fusión parcial del manto superior que permitirían explicar las velocidades anómalamente bajas y, en menor grado, las densidades que se observan (Schmitz et al., 1997, Lamb y Hock,1997).

Según Geise et al. (1999) la discontinuidad corteza-manto en esta región representaría una discontinuidad entre una zona rica en serpentinitas y otra formada básicamente por peridotitas con una alto contenido en anfíboles. Para estos autores, la serpentinización del manto, y en menor grado la adición magmática y de material proveniente de la erosión tectónica del margen, constituyen la principal causa del engrosamiento `pseudo’ cortical en la región del arco y del antearco. Los mismos autores cuantifican en un 15-20% el engrosamiento `pseudo’ cortical de los Andes Centrales causado por la hidratación de los niveles más externos del manto litosférico, y en un 5% el debido a la adición magmática y erosión tectónica. Lamb y Hoke (1997), sin embargo, proponen la adición magmática como principal mecanismo del engrosamiento cortical en la región de la Cordillera Occidental.

Tanto la modelización que se presenta en este trabajo, como los resultados obtenidos por otros autores, apuntan a que la corteza inferior estaría caracterizada por una densidad media de 2875 kg/m3. Esto no implica, sin embargo, que no existan variaciones laterales de la densidad a lo largo del antearco y arco. De hecho, en estas zonas se observan variaciones laterales de la velocidad de propagación de las ondas P que ponen de manifiesto el carácter heterogéneo de la corteza inferior, lo que indicaría que el engrosamiento cortical estaría relacionado con distintos procesos más que con una única causa. Por el contrario, al este del Altiplano, las velocidades que se registran son más homogéneas, lo que parece indicar que el mecanismo de engrosamiento cortical sería principalmente uno, que como ya se ha comentado, la mayoría de autores atribuye al acortamiento tectónico ligado al régimen compresivo que domina en esta zona.

Factores como el aporte sedimentario en la zona de la fosa, la edad de la litosfera oceánica, así como la velocidad y dirección de convergencia de la placa que subduce respecto al margen continental, determinan las diferencias entre las dos regiones estudiadas en este trabajo. A continuación se presenta una tabla con los principales parámetros que caracterizan la estructura cortical de las dos zonas del margen Chileno estudiadas.

Tabla 8- I.- Tabla 8- con los principales parámetros que caracterizan la estructura cortical de las dos zonas del margen Chileno estudiadas en este trabajo.

8.5 Evolución del margen
Una de las cuestiones críticas para entender la evolución del complejo acrecional, y del margen en sí, es la estimación del volumen de material acretado, siendo determinantes la localización de la base del prisma de acreción, la localización del backstop, la extensión hacia el océano del basamento continental y el contacto entre éste y el prisma de acreción.

Por lo que respecta a la geometría del backstop, en el basamento de la cuenca de antearco se obtienen velocidades del orden de 5 km/s, que, como se comentó en el capítulo 6, es una velocidad razonable para un basamento cristalino formado por rocas graníticas y metamórficas (antiguo complejo de subducción, de edad Paleozoica — Mesozoica Inferior intruído por el batolito Patagónico de edad Jurásica). Un posible modelo de backstop para la zona estudiada podría obtenerse extrapolando el basamento de la cuenca hacia el océano (geometría tipo I según Byrne et al., 1993). En tal caso, la intersección del backstop con la corteza oceánica subducida estaría localizada bajo el alto estructural que se observa en el prisma de acreción (CMP 5700, Fig. 6- 5).

Alternativamente, el límite oeste de la cuenca de antearco podría ser interpretado como una falla direccional regional buzando ligeramente hacia el continente que actuaría como backstop y, además, acomodaría la componente transcurrente de la convergencia oblicua. Este tipo de fallas se observan en muchos márgenes con convergencia oblicua, donde el régimen tectónico transpresivo dominante resulta en la formación de fallas direccionales, paralelas o subparalelas al límite de placas (p. e.: Ryan y Coleman, 1992). La localización de estas fallas puede variar espacial y temporalmente, pudiendo afectar a la totalidad de la litosfera o tener el nivel de despegue en discontinuidades intracorticales dentro de la placa suprayacente. Este tipo de estructura se reconoce, por ejemplo, al este de Taiwan, en la zona de antearco de Ryukyu (Lallemand et al., 1999), donde, en base a mapas batimétricos de multihaz y ecografías, se observa la deformación del antearco de Ryukyu, así como el desplazamiento lateral del prisma de acreción a lo largo de fallas direccionales, de sentido diestro, paralelas al margen, en respuesta a la oblicuidad de la convergencia en la zona (-.40°). Otro ejemplo lo constituye el arco occidental de Sunda, en la región de Sumatra, donde Bellier y Sébrier (1995) sugieren que la componente transcurrente de la convergencia oblicua estaría acomodada por dos sistemas de fallas direccionales paralelas al margen (falla de Mentawai y Gran falla de Sumatra).

En la zona estudiada, los datos geofísicos disponibles no muestran evidencias de la presencia de estos sistemas de fallas paralelas al margen. Además, como ya se comentó en el capítulo 6, la modelización gravimétrica, así como la poca deformación que se observa en los sedimentos de la cuenca de antearco, sustentan la hipótesis de la presencia de basamento por debajo de la cuenca y su continuidad al oeste del CMP 6500 (Fig. 6- 5). La relativamente alta resistencia de este material soportaría la mayor parte del campo regional de esfuerzos compresivos, permitiendo así la formación de una cuenca de antearco prácticamente no deformada, tal y como proponen diferentes autores (p. e.: LePichon et al., 1982; Silver et al., 1985; Byrne et al., 1988). Por otra parte, la poca deformación en la cuenca de antearco es dificil de argumentar mediante la presencia de una falla direccional actuando como barrera del campo de esfuerzos. Por todo ello, en este estudio se concluye que el prisma de acreción está caracterizado por una geometría del backstop del tipo I.

Si se asume una geometría del backstop del tipo I, la acomodación de la componente transcurrente de la convergencia oblicua podría ser explicada utilizando el modelo tectónico propuesto por Vera et al. (1997) (Fig. 8- 1). En este modelo la deformación en la placa de Scotia estaría distribuida en una zona de cizalla controlada por el movimiento relativo entre las placas Antártica y Sudamericana. El modelo incorpora, además del sistema de falla Magallanes – lago Fagnano, un conjunto de fallas secundarias que discurrirían a lo largo de algunos de los fiordos de Tierra del Fuego (Cunningham, 1993). Este conjunto de fallas direccionales siniestras formaría una geometría de `cola de caballo’ con el sistema de falla Magallanes – lago Fagnano como falla principal, y una serie de bloques asociados rotados en sentido contrario al de las agujas del reloj. Según este modelo, en el flanco occidental de dichos bloques se induciría un régimen de esfuerzos que contribuiría a la formación de las cuencas observadas, de manera similar a lo que ocurre en el margen de Cascadia (Goldfinger et al., 1997) o en la parte central de las Aleutianas (Geist et al., 1988). De esta forma, la curvatura hacia el este del eje de la fosa, así como del extremo meridional de Sudamérica, sería el resultado del desplazamiento diferencial E-W a lo largo de la parte occidental de la placa de Scotia. Además, Diraison et al. (2000), en base a la modelización analógica de una zona de subducción con geometrías y características similares a las que se observan, obtienen como resultado más destacable la rotación de bloques en sentido contrario al de las agujas del reloj y el desarrollo de zonas de extensión perpendiculares al margen. En cualquier caso, con los resultados obtenidos en este trabajo no es posible afirmar con seguridad la presencia de fallas oblicuas, o paralelas, al margen. En este sentido, sería de gran utilidad una batimetría detallada de la zona para poder interpretar y comprobar la continuidad lateral de algunas de las estructuras más superficiales que se observan en los perfiles de sísmica de reflexión.

A pesar de que los datos geofísicos de los que se ha dispuesto para este estudio no han sido lo suficientemente determinantes como para establecer con exactitud relativa la edad del complejo acrecional, mediante una metodología de balance de masas se han obtenido dos estimaciones de 13.2 y 7.5 Ma. La principal diferencia entre los dos modelos propuestos radica en la evaluación del espesor de la columna sedimentaria que es acretada, el cual se ha considerado constante a lo largo de todo el proceso de acreción. Esta suposición, necesaria dada la ausencia de dataciones en los sedimentos, es difícil de justificar ya que el aporte sedimentario depende de factores como la climatología, que pueden llegar a ser altamente fluctuantes. En cualquier caso, las dos estimaciones obtenidas indicarían que la formación del complejo acrecional es posterior a la colisión de la dorsal Chilena con la fosa ocurrida en el Mioceno Superior (Cande y Leslie, 1986). Este tipo de colisión es discutido por Cande y Leslie (1986) en su estudio de la zona del actual punto triple Chileno (-46°S), en la que el talud del margen está siendo tectónicamente erosionado. En este sentido, los resultados del ODP Leg 141 realizado en el mismo área confirman que se produce una transición de un régimen de acreción a uno de erosión a lo largo del margen (Behrmann et al., 1994). Las imágenes sísmicas adquiridas en esa zona muestran que el complejo acrecional existente antes de la colisión ha sido completamente erosionado y subducido (Behrmann et al., 1994).

El aporte sedimentario en la fosa constituye un factor determinante en la acreción o erosión del margen convergente (Bangs y Cande, 1997). En efecto, a diferencia de lo que ocurre en el extremo meridional del margen Chileno, la zona septentrional se caracteriza por la práctica ausencia de sedimentos (Fig. 5- 8 y Fig. 5- 9), como consecuencia de las condiciones climáticas extremadamente áridas existentes desde el Mioceno (Giese et al., 1999). Además, el reconocimiento de que la Cordillera de la Costa representa los remanentes del arco magmático del Jurásico -Cretácico Inferior, que distan unos 200 km del actual arco magmático (Cordillera Occidental), permitió a Rutland (1971) proponer la migración de la fosa de Perú-Chile y, en consecuencia, del margen 200 km hacia el este desde el Jurásico hasta la actualidad. El mecanismo propuesto para explicar el retroceso del margen es el de la erosión tectónica ligada al proceso de subducción (Rutland, 1971; von Huene y Scholl, 1991, von Huene et al., 1997). Tal y como se explicó en el capítulo 5 la subducción de corteza oceánica con relieve irregular (sistema de horsts y grabens) puede originar la desestabilzación del talud continental, con la consecuente caída de grandes bloques continentales que serían arrastrados por la placa oceánica que subduce.

Además del aporte sedimentario, el carácter `abrasivo’ de la placa oceánica también estaría relacionado con la edad de ésta y con el ángulo de subducción, que como se ha visto son parámetros que diferencian las dos zonas estudiadas. Al aumentar la edad de la placa, la rigidez de ésta aumenta; como consecuencia, la curvatura de la placa al ser subducida, que es función, entre otros parámetros, del ángulo de subducción, provoca una mayor fracturación de la corteza oceánica y, por tanto, un relieve más abrupto en el extremo septentrional del margen Chileno, donde tanto la edad de la placa oceánica, como el ángulo con el que subduce, es mayor.