Dentro del margen Andino, limitado a la zona de estudio se presentan dos grandes regímenes tectónicos, la primera desde el Eoceno medio hasta Oligoceno (48–23
Ma) donde prevaleció un régimen extensional, generando fallas normales de alto ángulo (Charrier et al. 2002). La existencia de estas fallas produce un ambiente de bajo relieve que permite el desarrollo de cuencas, donde acumulan depósitos sedimentarios y volcánicos. Un ejemplo de este tipo de cuenca son las formaciones Abanico y Farellones.
El segundo régimen tectónico importante que ha sido identificado en la zona, es el actual. Este corresponde a un régimen compresivo desarrollado desde el Mioceno (hace 23 Ma.), que ha generado la reactivación de las fallas normales desarrolladas con anterioridad, con una cinemática inversa (p. ej. Falla El Fierro, Falla Pocuro). Esta etapa de la tectónica Andina ha potenciado la formación de la Cordillera principal, alzándose hasta los 6.900m.s.n.m en la cumbre Aconcagua.
Durante estos diferentes periodos tectónicos, la actividad magmática ha sido episódica. Estos cuerpos intrusivos son de edades variadas, desde Oligoceno a Mioceno (Wall et al. 1999), observando una migración del arco magmático hacia el este desde el Mioceno. Dado el alzamiento Andino durante el Mioceno superior, los plutones más jóvenes se encuentran exhumados (ej. Plutón la Obra, la Gloria, etc) como se observa en la Figura 2.8. El arco magmático actual se encuentra en la divisoria de aguas entre Chile y Argentina (ej. volcán Tupungato, Maipo, San José), lo que también es una evidencia de la migración del arco hacia el este. Por otro lado, la historia geológica de la cuenca de Santiago tiene diferentes episodios de depositación. Los principales procesos que aportan a la depositación de sedimentos de esta cuenca, son el transporte fluvial de los ríos Maipo, Mapocho y Clarillo; y los flujos aluviales desde el frente cordillerano. Las unidades fluviales predominan entre los ríos Mapocho y Maipo, mientras que los depósitos aluviales se encuentran cercanos al frente montañoso. En la zona norte, es usual encontrar estratos de arcilla o limo, por lo tanto están asociados a un proceso lacustre. Hoy en día aún existen zonas que en épocas de lluvia son inundadas formando pantanos temporales. Además se han identificado cenizas provenientes de la erupción del
Figura 2.8. Interacción entre las formaciones principales de la zona. En amarillo intrusivos Miocenos exhumados por el alzamiento Andino. En verde la formación Abanico volcano- sedimentaria Eoceno-Mioceno inferior, que se encuentra plegada. En rojo la formación Farelllones, rocas volcano-sedimentarias Miocenas poco plegadas.
volcán Maipo, al norponiente de Santiago. Estos procesos gobiernan la formación de la cuenca actual. La distribución espacial de las diferentes unidades se observa en la Figura 2.9.
Con respecto al régimen tectónico proliferante actualmente en la zona Farias et al. (2010) y Armijo et al. (2010) han propuesto distintos esquemas de deformación cortical, y representan los trabajos más actuales que indagan en la neotectónica del área de estudio.
Armijo et al. (2010) generó un perfil a los 33.5°S, basado en las observaciones geológicas y geofísicas del lugar. Realizó un análisis geomorfológico entre 33 y 34°, complementado del estudio de los escarpes de la falla San Ramón (FSR), para esto se basó en el levantamiento de imágenes satelitales y estudio de campo. Farías et al. (2010) hizo un análisis de la sismicidad del lugar, basado en siete sismóme-
Figura 2.9 Mapa geológico zona de estudio.
tros de la U.de Chile entre 1980 y 2004, con una base de datos de 23.449 eventos. Para encontrar los hipocentros usó el programa HYPOINVERSE, con nueve modelos de velocidad de onda 1-D basados en Thierer et al. (2005). Y ocupó los hipocentros con una variación menor a +-1 km horizontal y +-2.5km en la vertical.
Para Farías et al. (2010) la mayor parte de la sismicidad está relacionada con la falla el Fierro en el centro de la Cordillera, la cual mantea hacia el oeste. También define la zona de contacto placa Nazaca-Sudamericana con un ángulo aproximado de 24.7°. El acortamiento cortical es generado por una mega-falla inversa que mantea hacia el oeste, generando un acortamiento de ~8km en frente oeste de la Cordillera y de ~70km en la parte este desde el Mioceno a la actualidad.
Armijo et al. (2010) afirma la existencia de una doble convergencia basada en la presencia de la falla el Fierro al este de la cadena volcánica, e infiere la existencia de las mismas estructuras en el frente Este de los Andes. En la frente Oeste, se encuentra una secuencia de varios pliegues anticlinales y sinclinales que Armijo et al. (2010) relaciona con pliegues por propagación de falla inversa, siendo su motor principal un bulldozer producido de este a oeste, generando una mega-falla inversa a ~10km de profundidad que mantea hacia el este, contrario a lo descrito por Farías et al. (2010).
Existen conclusiones indudables, como que la corteza actualmente está dominada por un acortamiento E-W que genera fallas inversas y un alzamiento de la Cordillera central. La discrepancia principal entre estos artículos recae en el manteo de la mega falla a ~10km de profundidad que propicia el enjambre de fallas inversas que acorta la corteza, y es importante definirla bien para entender cuáles son las fallas más propensas a tener actividad. En la hipótesis de Armijo et al. (2010) se desprecia un enjambre de sismos a 30km de profundidad cercanos a Santiago, que Farías explica coherentemente con los mecanismos focales obtenidos por Leyton et al. (2009) dando a entender que estos sismos son productos del deslizamiento de esta mega-falla. Estos mecanismos focales no concuerdan con la mega-falla propuesta por Armijo et al. (2010).
Por otro lado Farías et al. (2010) no define con claridad los planos de ruptura de las fallas inversas superficiales relacionadas con FSR, dada la inexistencia de una tendencia notoria en la sismicidad, mientras que Armijo et al. (2010) es capaz de
definir cualitativamente su manteo por las pendientes de los pliegues. De esta forma es evidente que existen discrepancias en el modelo tectónico dominante en la zona, y por ende cuales son las estructuras mejor orientadas para liberar la energía cumulada por el acortamiento E-W.
Figura 2.10. Diferentes modelos tectónicos de la zona. Arriba modelo propuesto por Armijo et al. (2010). Abajo modelo basado en la sismicidad de Farias et al. (2010).