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Fundada en 1962

SOC

IEDA

D GEOLOGICA DE CH

ILE

la serena octubre 2015

Levantamiento Geofísico en las Ciudades de Iquique y Alto Hospicio: Implicancias Geológicas y Tectónicas. Tiaren García-Pérez*, Gonzalo Yáñez, José Cembrano, Carlos Marquardt, Rodrigo Gomila, Isabel Santibáñez, José Maringue. Departamento de Ingeniería Estructural y Geotécnica, Pontificia Universidad Católica de Chile. * E-mail: trgarcia@uc.cl Resumen. Para entender la naturaleza de la deformación de las rocas que componen la Cordillera de la Costa de la Región de Tarapacá, diversos estudios geofísicos han sido realizados en las ciudades de Iquique y Alto Hospicio. Los resultados de estos estudios muestran el fuerte control estructural que los sistemas de fallas EW y NS tienen sobre las rocas del sector. Este trabajo contribuye a entender la historia de deformación y los esfuerzos tectónicos locales a los cuales esta parte del antearco andino ha estado sometido durante el Cenozoico Superior. Palabras Claves: Cordillera de la Costa, Fallas Corticales,

Norte de Chile, Neotectónica, Antearco Externo.

1 Introducción La naturaleza de la deformación cortical durante el Cenozoico superior en el antearco externo, Cordillera de la Costa, del norte de Chile es particularmente compleja. Variados procesos tectónicos de primer y segundo orden están involucrados, incluyendo la convergencia de placas tectónicas, la curvatura del margen continental (codo de Arica) y el mayor grado de acoplamiento entre las placas de Nazca y Sudamericana (Yáñez y Cembrano, 2004; Allmendinger et al., 2005). Dicha deformación puede explicarse regionalmente por un mecanismo extensional este-oeste, que es acomodado generalmente por fallas paralelas al margen. En la Región de Tarapacá, sin embargo, una pequeña pero significativa componente de acortamiento paralelo al margen continental, produce escarpes y fallas inversas de orientación este-oeste (Allmendinger et al., 2005; González et al., 2006; Carrizo et al., 2008; Allmendinger y González, 2010). Entender la historia de deformación de las unidades geológicas que componen la Cordillera de la Costa en la región de Tarapacá, y el control estructural que los sistemas de fallas ejercen sobre ellas, es el principal objetivo de este estudio. Para esto, una serie de estudios geofísicos han sido realizados en las ciudades de Iquique y Alto Hospicio. En este trabajo serán presentados los resultados obtenidos del levantamiento de gravedad y transiente electromagnético TEM. Las prospecciones gravimétricas son comúnmente utilizadas para observar la forma del basamento rocoso

bajo sedimentos. Esto es debido a que las variaciones locales de la densidad de las rocas y sedimentos cerca de la superficie generan variaciones en la gravedad medida. (Arzi, 1975; Teldford et al, 1990). Los métodos eléctricos, por su parte, son muy efectivos en la observación de cambios de resistividad en el subsuelo, producto de la presencia de agua/soluciones salinas en unidades geológicas permeables, permitiendo el reconocimiento de estratificación en ambientes sedimentarios en contraste con un basamento impermeable (Carpenter et al, 1990). En particular, el método de transiente electromagnético es capaz de observar cambios en la resistividad de las rocas, con una gran capacidad de penetración, llegando a varias centenas de metros de profundidad (Everett, 2013). A partir de los resultados de los estudios de gravedad y TEM realizados en Iquique y Alto Hospicio, es posible establecer un modelo geofísico del área de estudio, el cual, sobre la base de la geología existente, permitirá entender la dinámica de deformación y el control estructural que las fallas tienen sobre las unidades geológicas. 2 Marco conceptual 2.1 Marco Tectónico y Geológico Las unidades geológicas que componen la Cordillera de la Costa en el área de estudio corresponden a: (1) rocas volcánicas de la Formación Oficina Viz (Jurásico Inferior-Bajociano), (2) rocas sedimentarias marinas jurásicas del Grupo Huantajaya; (3) rocas volcano-sedimentaria de la Formación Punta Barranco (Cretácico Inferior) e (4) intrusivos dioríticos a granitos del Jurásico-Cretácico. Sobre estas rocas se depositan las gravas continentales mio-pliocenas de Alto Hospicio y depósitos aluviales y eólicos pleistocenos (Marquardt et al., 2008; Vásquez y Sepúlveda, 2013). Entre los 19° y 21.6° latitud sur, se desarrollan una serie de escarpes y controlan morfologías de tipo Horst y Graben de orientación EW generados por fallas inversas, las que cortan a sistemas de falla NS a NNW-SSE que también forman morfología de Horst y Graben pero que estarían relacionadas con fallas normales. El primer sistema de fallas responde a un acortamiento paralelo al margen que se ha desarrollado al menos durante el cuaternario (Allmendinger et al., 2005; Marquardt et al., 2008; Allmendinger y González, 2010).

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ST 2 NEOTECTÓNICA, PALEOSISMOLOGÍA Y SISMOLOGÍA

2.2 Estudios Geofísicos Los estudios de gravedad son una técnica de prospección geofísica, capaz de observar las variaciones locales del campo gravitacional de la Tierra. El valor de gravedad medido en terreno es un campo de potencial, el cual incorpora todos los factores que actúan sobre la gravedad terrestre. De esta manera, para obtener la influencia sobre la gravedad producida únicamente por cuerpos ubicados en la superficie, se deben realizar ciertas correcciones al valor medido (Teldford et al., 1990). Al valor de gravedad residual, obtenido luego de las correcciones, se le conoce como anomalía de gravedad y depende de las diferencias de densidades entre las unidades geológicas. En general, los materiales sedimentarios producen anomalías negativas de gravedad, indicando que la densidad de esta unidad es menor a la densidad promedio de la corteza, establecida en 2.67 gr/cm3, mientras que las rocas más densas producen anomalías positivas. Los métodos de inducción electromagnética se basan en la capacidad de los elementos geológicos de responder eléctricamente a un campo electromagnético externo. La técnica de transiente electromagnético TEM consiste en un campo magnético variable inducido al subsuelo, mediante un flujo de corriente eléctrica en una espira transmisora. Este campo magnético interactúa eléctricamente con los sedimentos y rocas que componen el suelo, generando un campo magnético secundario, que se propaga hacia la superficie y es detectado por una espira receptora ubicada al interior de la espira principal (Everett, 2013). La interacción entre las unidades geológicas y el campo magnético inducido dependerá de la resistividad eléctrica de las rocas y sedimentos, sensible a la porosidad del material, el contenido de agua y salinidad. De esta interacción se obtiene una curva de decaimiento de voltaje para distintas frecuencias. Finalmente la curva de decaimiento de voltaje es traducida en un modelo de capas de resistividad en profundidad. La resistividad eléctrica es una de las propiedades físicas de las rocas y sedimentos que muestran una mayor variación (10-5 a 105 Ohm-m). Por lo general, las rocas ígneas tienen mayores resistividades (102-105 Ohm-m), mientras que los sedimentos presentan valores menores (1-100 Ohm-m) (Teldford et al, 1990). 3 Resultados Este trabajo considera los datos obtenidos de campañas geofísicas realizadas en las ciudades de Iquique y Alto Hospicio durante los años 2013 y 2015. En estas campañas, se realizaron 594 mediciones puntuales de gravedad y 12 sondajes de transiente electromagnético TEM. Para establecer la gravedad absoluta, se utilizó la Estación Base de Gravedad Absoluta establecida por el Institut de Recherche Pour le Developpement (IRD), ubicada en la Universidad Arturo Prat de Iquique. Luego de las

correcciones estándar, la anomalía de gravedad obtenida presenta valores que van desde los -4 mGal hasta los 2 mGal y se distribuye heterogéneamente en el área de estudio, correlacionándose con la geología. De este modo, las zonas con altos valores de gravedad se asocian a rocas volcánicas, intrusivas y sedimentarias marina, mientras que los bajos valores de gravedad se asocian a la presencia de sedimentos superficiales (Ver Figura 1). Es posible modelar la señal de gravedad asignando los valores de densidades conocidas a las rocas y sedimentos, ejemplo de esta modelación se observa en el perfil EW en la Figura 2. Las curvas de decaimiento de voltaje son modeladas con un procedimiento de mínimos cuadrados tipo forward estándar, obteniéndose modelos de capas de resistividad para distintas profundidades. En general, se usaron modelos entre 4 y 6 capas y un semi espacio infinito. Los valores de resistividad obtenidos varían desde los 5 Ohm-m hasta los 2100 Ohm-m, mientras que los espesores de las capas tienen potencias variables desde 20 hasta 298 metros. Las profundidades máximas de los sondajes varían de 90 hasta 691 metros. A partir de la geología superficial y los valores de resistividad de las distintos tipos de rocas y sedimentos encontrados en la literatura, se interpretan los valores de resistividad de los modelos de capas. De esta manera, los valores de resistividad de las capas someras entre 17-72 Ohm-m son interpretados como sedimentos superficiales (gravas miocenas y sedimentos aluviales, coluviales y eólicos holocenos). Por otro lado, las altas resistividades presentadas en la primera capa en los sondajes ubicados al sur-este del área de estudio, son atribuidas a una capa de gravas cementada con sales sobre roca volcánica o intrusiva sin la presencia de agua. Luego, las capas con resistividades de 5 a 90 Ohm-m, ubicadas a profundidades que van de 10 hasta 320 metros, son interpretadas como rocas volcánicas fracturadas con presencia de agua. La unidad correspondiente a los intrusivos jurásicos y cretácicos ha sido asociada a altos valores de resistividad, entre 230 y 2100 Ohm-m, ubicada a profundidades que van de los 20 a los 150 metros. Por último, en general el modelo de capa termina con un semi espacio de alta resistividad (700 a los 1200 Ohm-m), a profundidades que varían entre 120 y 540 metros; este semi espacio ha sido interpretado como rocas sedimentarias marinas bien consolidadas (Ver rango de resistividades en Tabla 1). Las interpretaciones de los modelos de resistividad, son presentadas en dos secciones, una de orientación NS y la otra EW (Figura 2). 4 Discusión y Conclusiones Los resultados de los estudios geofísicos realizados son consistentes con las unidades geológicas previamente identificadas en el sector. Las rocas sedimentarias marinas jurásicas del Grupo Huantajaya y las rocas intrusivas cretácicas y jurásicas, se asocian a altos valores de

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AT 1 GeoloGía ReGional y Geodinámica andina

gravedad y resistividad, mientras que las rocas volcánicas cretácicas de la Formación Punta Barranco presentan altos valores de gravedad, pero bajos valores de resistividad. La interpretación de este comportamiento es que la secuencia volcánica corresponde a una roca fracturada que aloja un potencial acuífero, favoreciendo así la conductividad eléctrica de la unidad. Los sedimentos correspondientes a las gravas miocenas de Alto Hospicio y depósitos cuaternarios presentan bajos valores de gravedad y de resistividad. En la Tabla 1 se entrega un resumen de los resultados geofísicos asociados a cada unidad geológica, los cuales concuerdan con los valores existentes en la literatura (Teldford et al., 1990; Everett, 2013). Un rasgo de primer orden que se muestra mediante una anomalía de gravedad negativa es la cuenca NS donde se depositaron las Gravas de Alto Hospicio durante el Mioceno-Plioceno. Esta cuenca presenta características de un hemigraben controlado por la Falla Iquique de dirección NNW-SSE. Esta anomalía presenta, además, depocentros discretos que coinciden espacialmente con las fallas EW (ver figura 1). Se considera, dado que las fallas EW cortan a las NNW-SSE, que estos depocentros corresponden a la deformación Cuaternaria de esta cuenca mio-pliocena. Los resultados de TEM muestran cambios de resistividad del subsuelo que indican distintos niveles relativos para las mismas unidades litológicas. Estas variaciones pueden ser explicadas por el movimiento normal o inverso de fallas EW y NS, que cortan y desplazan todas las unidades (Figura 2).

Tabla 1. Resumen de valores de densidad y resistividad de las

unidades geológicas en el área de estudio.

Unidad Geológica Densidad [gr/cm3]

Resistividad [Ohm-m]

Sedimentos Cuaternarios - 33-67

Gravas Miocenas - 17-72

Intrusivos Jurásicos Cretácicos 2,625 2100-230

Volcánicas Cretácicas 2,589 5-92

Sedimentarias Marinas Jurásicas 2,774 700-1200

Así, se puede decir que las fallas EW y NS juegan un importante rol geológico-estructural sobre la forma del relieva actual y la distribución espacial de las unidades geológicas de esta parte del antearco del norte de Chile, con cambios de regímenes estructurales que generan desplazamientos significativos a lo largo de fallas corticales durante el Cenozoico superior (Allmendinger et al., 2005). Un estudio más detallado de la anomalía de gravedad y su modelación permitirá establecer mejor la geometría de las fallas y la magnitud de los

desplazamientos observados de las unidades geológicas. Agradecimientos Los autores agradecen al proyecto FONDEF D10I1027 por financiar esta investigación y al grupo de Geociencias del Departamento de Ingeniería Estructural y Geotécnica, por las innumerables conversaciones científicas. También agradecemos a Camilo Rojas, Álvaro Muñoz, Nicolás Pérez, Víctor Duarte y Arturo Cid por su gran apoyo en terreno. Referencias Allmendinger R. W., Gonzalez G. 2010. Invited review paper:

Neogene to Quaternary tectonics of the coastal cordillera, northern Chile. Tectonophysics 495 93-110.!

Allmendinger R. W., Gonzalez G., Yu J., Hoke G., Isacks B. 2012.

Trench-parallel shortening in the Northern Chilean Forearc: Tectonics and climatics implications. Geological Society of America Bulletin 2005; 117, no. 1-2; 89-104.!

Arzi A.A., 1975. Microgravimetry for Engineering Aplications,

Geophysical Prospecting 23, 408-425.!!Carpenter P. J., Kaufmann R.S., Price B. 1990. Use of Resistivity

Sounding to Determine Landfill Structure. Ground Water. Vol. 28, No 4.!

!Carrizo D., González G., Dunai T. 2008. Constricción neógena en la

Cordillera de la Costa norte de Chile: neotectónica y datación de superficies con 21Ne cosmogénico. Revista Geológica de Chile 35 (1): 1-38.!

!Everett M. E. 2013. Near-Surface Applied Geophysics. Cambridge

University Press.!!Gonzalez G., Dunai T., Carrizo D., Allmendinger R. 2006. Young

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Marquardt, C.; Marinovic, N.; Muñoz, V. 2008. Geología de las

ciudades de Iquique y Alto Hospicio, Región de Tarapacá. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica 113: 33 p., 1 mapa escala 1:25.000. Santiago.!

Rhea S., Hayes G., Villaseño A., Furlong K.P., Tarr A.C., and Benz

H.M., Seismicity of the earth 1900–2007, Nazca Plate and South America: U.S. Geological Survey Open-File Report 2010–1083-E, 1 sheet, scale 1:12,000,000.

Teldford W.M., Geldart L.P., Sheriff R.E. 1990. Applied Geophysics.

Second Edition. Cambridge University Press.!!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 Geológica Básica 162-163. 1 mapa escala 1:100.000. Santiago.!

!Yáñez, G., and J. Cembrano (2004), Role of viscous plate coupling in

the late Tertiary Andean tectonics, J. Geophys. Res., 109, B02407, doi:10.1029/2003JB002494.!

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ST 2 NEOTECTÓNICA, PALEOSISMOLOGÍA Y SISMOLOGÍA

Figura 1. Anomalía de gravedad sobre el mapa de geológico (compilado de Marquardt et al.(2006) y Sepúlveda y Vásquez (2009)). Barra de colores muestra valores de la anomalía de gravedad en unidad de miligales (-4 a 2 mGal). Puntos azules muestran la ubicación

de los sondajes TEM y línea azul muestra las secciones de interpretación TEM (figura 2).

Figura 2. Perfiles geológicos interpretados a partir de los modelos de capas TEM. El perfil EW presenta la modelación de gravedad

correspondiente a la cuenca de gravas.!