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D GEOLOGICA DE CH

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la serena octubre 2015

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Evidencias de deformación cuaternaria a partir del análisis morfológico de escarpes, ciudades de Iquique y

Alto Hospicio Natalia Sepúlveda Díaz 1 y Jorge Quezada Flory 2 1 Departamento de Geología Aplicada, Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile. 2 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile. 1 email: natalia.sepulveda@sernageomin.cl Resumen. Evidencias de escarpes morfológicos han sido documentados por varios investigadores en el norte de Chile, dando cuenta de su relación con estructuras activas durante el Cuaternario. A partir de evidencias de terreno e imágenes satelitales, se busca caracterizar los diferentes tipos de señales morfológicas en superficie y estimar si existe una relación entre los relieves generados. Se identificaron 3 sistemas de orientación EW, NS y NWSW. Las estructuras de orientación EW se caracterizaron morfológicamente como escarpes de falla, mientras que los sistemas NS y NW-SE, al tipo escarpe de falla y de limbo de pliegue. Las unidades afectadas corresponden a depósitos coluviales, aluviales del Pleistoceno-Holoceno y gravas de Alto Hospicio, de edad mínima Plioceno. Se concluye que en el área de estudio, hay existencia de escarpes morfológicos que están estrechamente relacionados a una cinemática comprensiva en todas direcciones durante el cuaternario. Palabras Claves: Iquique, escarpe morfológico,

cuaternario, neotectónica. 1 Introducción Las evidencias de deformación cuaternaria provienen, principalmente de la observación de desplazamiento de las capas o de sus efectos geomorfológicos (Lavenu, 2005). Las fallas cenozoicas en las ciudades de Iquique y Alto Hospicio se documentan en la forma de escarpes de falla y señales morfológicas que intervienen en el relieve, preservadas en la Cordillera de la Costa (Pediplano de Tarapacá). A partir de observaciones de campo y con la ayuda de imágenes satelitales se intenta buscar evidencias de desplazamiento y el tipo de morfología de los escarpes tectónicos y lograr visualizar si existe relación entre ellos. 2 Metodología Se revisó bibliografía existente del área del estudio, con el fin de analizar los rasgos estructurales y morfológicos predominantes ya observados por otros autores. Se

realizó un análisis de un modelo digital de terreno ASTER (DEM) de 30 m, para determinar las orientaciones principales de los escarpes de falla, su distribución y relaciones de corte. Conjuntamente, por medio de un análisis fotogeológico de imágenes SAF (año 1996, escala 1:70.000), se observaron los rasgos morfológicos dislocados por las fallas, tales como drenajes, cordones montañosos, colinas y longitud de los escarpes. El trabajo en terreno contempló la descripción de las formas de relieve correspondientes a rasgos morfológicos deformados y sus respectivas comparaciones morfológicas entre los distintos sistemas de fallas, estableciendo edades relativas entre ellos. 3 Marco Geológico y Geotectónico Las rocas que forman estos relieves son variadas y poseen un amplio rango de edad, cubriendo un lapso desde el Jurásico medio hasta el Cuaternario (Vásquez y Sepúlveda, 2013). Un gran hiato abarca desde el Cretácico hasta fines del Oligoceno, depositándose en discordancia angular y erosiva una secuencia de gravas, arenas y limos con características de ambiente aluvial, denominadas Gravas de Alto Hospicio. Durante el Pleistoceno, se depositaron secuencias sedimentarias fosilíferas de ambiente marino denominadas Depósitos litorales, limitadas solo en la Franja Costera. Éstos se encuentran cubiertos por Depósitos eólicos y Depósitos aluviales en parte activos y también por Depósitos coluviales. Investigaciones realizadas por Allmendinger y otros (2005); Vásquez y Sepúlveda (2013) indican que actualmente en el área de estudio existe un acortamiento en todas las direcciones: uno paralelo al margen continental predominante y un acortamiento normal a menor escala. El acortamiento paralelo al margen (NS), documentado por sistemas de fallas inversas de orientación EW, ocurren solo entre los 19° y 21°40’S y han estado activas desde al menos los 6 Ma hasta el presente (Allmendinger y González, 2009). La actividad de estas fallas ha sido explicada por la curvatura del margen continental. Otra explicación está relacionada a la partición de la subducción oblicua, produciendo un movimiento de un “sliver” (porción del antearco que

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migra paralelo a la orientación del arco) hacia el norte. Este desplazamiento es detenido por la curvatura del margen (zona del Oroclino Andino), generando una resistencia al movimiento del sliver, llamado “efecto Buttress”. El resultado del problema de espacio es la extrusión vertical de bloques a lo largo de fallas preexistentes, describiendo así la compresión NS en el bloque de la Cordillera de la Costa (Carrizo y otros, 2008b). Tanto la geometría del orógeno como la curvatura del margen impedirían el acomodo eficiente del componente paralelo a la fosa de convergencia (NS), lo que evitaría la traslación del “sliver”. El acortamiento perpendicular al margen (EW) ha sido evidenciado por Carrizo y otros (2008), con el desarrollo fallas inversas de orientación NS y pliegues de orientación NW-SE. Señales morfológicas como, la inversión de relieve en abanicos aluviales al pie de frentes de montaña de orientación NS y NNW-SSW, también evidencian el acortamiento perpendicular a la fosa. Los resultados de Carrizo y otros (2008) contrastan con el dominio extensional neógeno propuesto para las estructuras NS de la Cordillera de la Costa, en la región de Antofagasta (e.g., Niemeyer y otros, 1996; González y otros, 2006), indicando que esta diferencia coincide con el cambio en la geometría del margen, donde es casi rectilíneo al Sur del río Loa y cóncavo hacia el mar al norte de éste. 4 Estructuras geológicas reconocidas Las estructuras identificadas en el área de estudio y con antecedentes de actividad cuaternaria son de orientación NS, EW y NW-SE (Figura 1), reconocidas anteriormente por diversos autores (e.g., Vásquez y Sepúlveda, 2013; Allmendinger y otros, 2005; González y otros, 2003). 4.1 Estructuras EW Las estructuras EW son características en el área de estudio por dislocar el relieve de la Cordillera de la Costa, formando notorios escarpes morfológicos, de hasta 60 m de altura. Algunos de los planos de fallas no se exponen o se encuentran cubiertos; en otros casos, los planos se observaron directamente en terreno por exposiciones naturales. Se reconocieron 5 estructuras con rumbos entre 75° y 90°, y entre 270° y 285° y, longitudes que varían entre los 5 y los 32 km. La falla Zofri norte se expresa como un escarpe de falla de 40 m de altura (Allmendinger y otros, 2009) cuya cara se dispone hacia el norte y un largo de 29,11 km. La falla está representada como un conjunto de estructuras subparalelas al plano principal, con rumbos variables a lo largo de la traza. El plano principal tiene una orientación N85°E y un manteo 57°SE. La estructura se extiende a lo largo de la Cordillera de la Costa, cortando a diferentes unidades siendo las más jóvenes Gravas de Alto Hospicio de edad Oligoceno-Mioceno y Depósitos eólicos del

Pleistoceno-Holoceno, en las inmediaciones de quebrada Seca. La Falla Cavancha presenta un escarpe cuya cara se dispone hacia el norte. Tiene una altura de 1,8m y está constituido por Gravas de Alto Hospicio (OPah) sobre la estructura, y bajo ella por depósitos aluviales del Pleistoceno-Holoceno. En la Cordillera de la Costa cercano a cerro Aldea, se visualiza el plano con una orientación N83°E y manteo 65°SE (Figura 2). El sector de Península Cavancha, presenta un intenso fracturamiento de rocas volcánicas del Cretácico inferior, de orientación N70°E con un manteo vertical, obliterando las demás estructuras presentes. El sector de Bajo Molle, al sur de la ciudad, aparece una estructura con una exposición de 10 m en la costa (figura 3). El plano de falla tiene una orientación general N78°W, con una inclinación de 30-32°N, situándose en contacto con rocas volcánicas del Cretácico (Kiv) en el bloque colgante y depósitos de playa con fósiles de edad Pleistoceno-Holoceno (PlHl) en el bloque yacente. Esto evidencia el mecanismo inverso de la estructura y una edad mínima de la deformación, Holoceno. En las imágenes satelitales se observa que forma un escarpe de falla de 24 m de altura y 13,9 km de longitud y cuya cara se orienta hacia el sur. Datos de Allmendinger y otros (2009) muestran un manteo de 30°N en el plano principal, afectando a rocas mesozoicas de grano grueso y depósitos de playa con fósiles de edad Pleistoceno superior.

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Figura 1. Fallas y lineamientos seleccionados con evidencia de deformación neógeno-cuaternaria en terreno La falla Tarapacá se observa notoriamente en las imágenes satelitales y fotografías aéreas, de la forma de escarpe de limbo de pliegue. Presenta un rumbo EW y la traza tiene una longitud de 32,43 km. La cara del escarpe tiene una orientación hacia el sur y el plano de la estructura no se expone en superficie. La morfología del escarpe es continua, caracterizado por una inversión de relieve expresado por el alzamiento del piedemonte con respecto a la sierra adyacente (Fotografía 4.7; Figura 4.10) provocando un rejuvenecimiento local del relieve. La estructura afecta Depósitos coluviales del Pleistoceno-Holoceno y Gravas de Alto Hospicio del Oligoceno-Plioceno. 4.2 Estructuras NS Las estructuras de orientación NS se reconocen como escarpes de falla, con una pobre exposición del plano de falla principal. Una característica distintiva de este sistema es la inversión de relieve expresada por un alzamiento del piedemonte, alcanzando en algunos casos alturas similares a las sierras adyacentes. El rejuvenecimiento del paisaje se complementa con la desconexión de las redes fluviales entre los frentes de montaña y los piedemontes invertidos. La falla Alacrán se encuentra en el extremo más oriental del área de estudio. La morfología del escarpe no es

relativamente continua, tiene una orientación aproximada de N13-15°E y el plano principal no se expone en superficie. La cara del escarpe se orienta hacia el este, mostrando una altura promedio del escarpe de 40 m y presenta una longitud de 27,16 km.

Figura 2. Falla Cavancha. Contracto por falla entre Gravas de Alto Hospicio y Depósitos aluviales en las cercanías del cerro Aldea. La falla Guantaca se expresa como un escarpe con una longitud de 9,97 km. Tiene una orientación de N23°W y el plano principal no se expone (Figura 4). Según el mapa de Vásquez y Sepúlveda (2013) corresponde a una falla inversa, con vergencia al oeste. La morfología del escarpe es relativamente continua, caracterizada por un piedemonte invertido de 2 m de altura. La falla Cerro Mollecito, ubicada en el sector suroccidental del área de estudio, afecta a depósitos de sobrecarga moderna y escombros de falda (Thomas, 1970). Vásquez y Sepúlveda (2013) la consideran como una estructura inversa con vergencia al oeste, sin una exposición del plano principal. Tiene una longitud de 5 km, rumbo N10°W y la cara del escarpe se orienta hacia el oeste. Sobre la base de las estructuras secundarias encontradas en la cresta del escarpe, tales como grietas tensionales paralelas a la traza principal, se interpreta una cinemática inversa para la falla, según el modelo de escarpes propuesto por Stewart y Hancock (1990) ilustrado en la Figura 5. Otra observación que cabe destacar es la existencia de Depósitos coluviales (PlHc) en la cima del cerro Mollecito, lo que se interpreta como depósitos que han caído producto de un colapso gravitacional generado durante el acomodo del bloque colgante al encontrarse en una zona de inestabilidad.

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Figura 3. Falla Bajo Molle. Muestra el contacto por falla entre unidades volcanoclásticas del Cretácico Inferior y depósitos litorales del Pleistoceno-Holoceno.

Figura 4. Vista orientada al oeste del escarpe de la falla Guantaca. Se observa una desconexión de las redes de drenaje e inversión tectónica de relieve, donde el piedemonte es alzado con respecto al frente de montaña que se localiza inmediatamente al oeste. 4.3 Estructuras NW-SE Las fallas de orientación NW-SE se reconocen como escarpes de falla y de limbo de pliegue, que atraviesan la comuna de Alto Hospicio. Son de traza continua y afectan principalmente a las Gravas de Alto Hospicio (OPah), deformando la superficie con una flexura topográfica. Los escarpes son formados por la propagación de falla, en donde el plano principal no alcanza a exponerse en superficie. Es característico observar el desarrollo de gran cantidad de grietas abiertas ubicadas en la crestas de los escarpes, que se orientan oblicuas al rumbo de la traza principal de las estructuras

Figura 5. Esquema escarpe limbo pliegue según el modelo de Stewart y Hancock (1990). Plano de falla en profundidad no expuesto y una deformación del material afectado por la falla, generando una diferencia topográfica y grietas extensionales en la cresta del escarpe. Si bien estas estructuras podrían haberse asociado al sistema EW, se separaron en dos sistemas por los rasgos morfológicos que las distinguen. La altura de los escarpes, la traza y la expresión en superficie son signos que se consideraron para diferenciarlas. Estás estructuras son de carácter muy local, solo teniendo expresión en la Cordillera de la Costa, y no afectando la planicie litoral La falla Los Cóndores está expresada como un escarpe de falla con una longitud de 5 km. Tiene una orientación N46-50°W y el plano principal puede observarse en la ruta A-616, conocida comúnmente como “ruta del zig-zag” que conecta la ruta 16 con la comuna de Alto Hospicio (Figura 6). El plano de falla tiene una inclinación 48-50°SW, y permite el contacto entre Gravas de Alto Hospicio (OPah) en el techo y Rocas volcánicas del Cretácico (Kiv) en la base. La cresta del escarpe es redondeada y se exponen grietas abiertas con aperturas de hasta 10 cm, de orientación paralela a la traza principal (N60°W). La cara del escarpe se orienta hacia el norte con alturas de hasta 10 m. La morfología del escarpe es relativamente continua, caracterizada por un escarpe simple curvo sin la presencia de caras libres, ya que el plano de falla expuesto se visualiza en el corte del camino. 5 Discusión y comentarios finales Este trabajo ha permitido documentar las evidencias de deformación cuaternaria de tres sistemas estructurales, considerando criterios morfológicos y estructurales. Los tres sistemas (EW, NS, NW-SE) presentaron características de escarpes asociados a fallamiento inverso, ya sea por contacto entre unidades geológicas de diferentes edades o estructuras secundarias tales como grietas tensionales. De acuerdo al principio de relaciones de corte, las estructuras EW son las temporalmente más jóvenes y las que presentan la más notoria expresión morfológica Los resultados coinciden con un acortamiento en todas direcciones tal como lo documentado por Carrizo y otros (2008) en las inmediaciones del Salar Grande, sur del área de estudio.

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El estudio en detalle de la actividad cuaternaria de ciertas estructuras que afectan a ciudades corresponde un tema a considerar para futuros estudios de amenaza sísmica, con potencial actividad en escenarios futuros. Referencias Allmendinger, R.; González, G.; Yu, J.; Hoke, G.; Isacks, B. 2005. Trench-parallel shortening in the northern Chilean forearc: tectonic & climatic implications. Geol. Soc. of America Bull. 117: 89–104. Allmendinger, R.; González, G. 2009.Neogene to Quaternary Tectonics of the Coastal Cordillera, northern Chile. Tectonophysics 2009.04.019:18 pp. Carrizo, D.; González, G.; Dunai, T. 2008. Constricción neógena en la Cordillera de la Costa del norte de Chile: neotectónica y datación de superficies con 21Ne cosmogénico. Revista Geológica de Chile 35, 1-38. Carrizo, D.; González, G.; Dunai, T. 2008b. Long-lived constrictional strain field of the inner part of the Andean Orocline: An example of buttressing effect in oblique subduction curved margin. In International Symposium of Andean Geodynamics, Actas: 113-115. Niza, Francia. González, G.; Allmendinger, R.; Casanova, C.; Carrizo, D. 2003. Procesos tectónicos de antearco que intervienen en la deformación Neógeno-cuaternaria de la Cordillera de la Costa, norte de Chile. X Congreso Geológico Chileno, S4. Universidad de Concepción, Concepción. Chile. pp: 10. Lavenu, A. 2005. Fallas Cuaternarias de Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín 62. 71pp. Marquardt, C.; Marinovic, N.; Muñoz, V. 2008. Geología de las Ciudades de Iquique y Alto Hospicio, Región de Tarapacá. Escala 1:25.000. Sernageomin, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica133: 33 pp. Santiago. Niemeyer, H.; González, G.; Martínez-De Los Ríos, E. 1996. Evolución tectónica Cenozoica del margen continental activo de Antofagasta, norte de Chile. Rev. Geológica de Chile 23: 165-186. Thomas, A. 1970. Cuadrángulos Iquique y Caleta Molle, Provincia de Tarapacá. Instituto de Investigaciones Geológicas, Carta Geológica de Chile 21: 22-52. Stewart, I.; Hancock, P. 1990. What is a fault scarp? Episodes 13, n° 4:256-263. Thomas, A. 1970. Cuadrángulos Iquique y Caleta Molle, Provincia Tarapacá. Instituto de Investigaciones Geológicas, Carta Geológica de Chile Nº21-22, 2 mapas escala 1:50.000, 52 p. Santiago. Vásquez, P.; Sepúlveda, F.A. 2013. Cartas Iquique y Pozo Almonte, Región de Tarapacá. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica Nos. 162-163, 103 p., 1 mapa escala 1:100.000. Santiago.