Nuevas evidencias de la actividad sísmica del terreno Cuyania en la región de subducción de placa horizontal de Argentina

 

New evidence for the seismic activity of the Cuyania terrane in the flat slab subduction region of Argentina

 

Patricia Alvarado^1,2,*, Gerardo Sánchez¹, Mauro Saez¹ y Brígida Castro de Machuca^1,2

 

¹ Departamento de Geofísica y Astronomía, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan, Meglioli 1160 sur, 5400 Rivadavia, San Juan, Argentina.

² Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). * alvarado@unsj.edu.ar

 

Manuscrito recibido: Septiembre 30, 2009.
Manuscrito corregido recibido: Marzo 22, 2010.
Manuscrito aceptado: Marzo 30, 2010.

 

RESUMEN

El terreno Cuyania situado en la zona andina de trasarco entre 29°Sy 34°S se compone de un sistema de corrimientos y retrocorrimientos del cinturón plegado de Precordillera y más hacia el este por bloques de basamento cristalino de las Sierras Pampeanas Occidentales. A 31°S aproximadamente, la zona se caracteriza por una elevada actividad sísmica que ocurre a niveles de corteza continental (< 35 km de profundidad) y de profundidad intermedia (~100 km). Esta última define la zona de Wadati–Benioff indicando una geometría de la placa de Nazca subducida en posición horizontal bajo Sudamérica en buena correlación con la localización de la dorsal de Juan Fernández, la cual parece continuar en subducción en dirección hacia el noreste bajo el continente. En este trabajo se presentan los resultados de la inversión del tensor momento sísmico para cinco sismos corticales que ocurrieron en 2008 y 2009 con epicentros en el terreno Cuyania y sus límites. La información obtenida corresponde a estimaciones refinadas de localización sísmica, momento sísmico (M₀), magnitud momento (M_w), profundidad focal y parámetros de fallamiento para los mecanismos focales de estos sismos. La caracterización de estas fuentes sísmicas ha sido obtenida a partir del modelizado de formas de ondas sísmicas de bancha ancha completas para las tres componentes registradas por la red local "Sierras pampeanas Experiment using a Multicomponent BRoadband Array" (SIEMBRA).

Los sismos estudiados muestran magnitudes M_w entre 3.5 y 5.3, mecanismos focales de fallamiento inverso y profundidades focales entre 5 y 30 km, lo cual es consistente con otras soluciones obtenidas anteriormente para la misma zona con técnicas similares. Esta deformación sísmica está de acuerdo con el régimen de esfuerzo compresivo actual observado dentro de la corteza del terreno Cuyania situada por encima de la placa de Nazca subducida horizontalmente. Las propiedades de la corteza del terreno Cuyania (espesor de ~50 km; alta velocidad de ondas P, alta relación entre las velocidades de ondas P y S y elevada densidad en sus niveles más profundos), del manto superior situado entre la zona de Wadati–Benioff y el Moho y un mayor acoplamiento entre las litósferas continental y oceánica favorecerían la transferencia de esfuerzos desde la zona de contacto de placas a más de 500 km hacia el este, causando una mayor generación de sismos corticales en el terreno Cuyania que en los terrenos adyacentes.

Palabras clave: subducción horizontal, Sierras Pampeanas Occidentales, terreno Cuyania, sismicidad cortical andina.

 

ABSTRACT

The Cuyania terrane in the Andean backarc region between 29°S and 34°S consists of the thin–skinned Precordillera fold and thrust belt and of the Western Sierras Pampeanas thick–skinned basement cored uplifts. At about 31°S, the region is highly seismically active at crustal levels (< 35 km depth) and intermediate depths (~100 km). This deeper seismic activity delimitates the Wadati–Benioff zone showing a geometry of the subducted Nazca plate nearly horizontal beneath South America in good correlation with the location of the Juan Fernandez ridge, which seems to continue its subduction to the northeast beneath the continental plate. In this paper we present the results of the seismic moment tensor inversion forfive crustal earthquakes that occurred in 2008 and 2009 with epicenters in the Cuyania terrane and its boundaries. We provide refined information of the seismic location, seismic moment (M₀), moment magnitude (M_w), focal depth and fault parameters of the focal mechanisms for these earthquakes. The seismic source characterization was obtained after modeling the three component full seismic broadband waveforms recorded by the Sierras Pampeanas Experiment using a Multicomponent BRoadband Array (SIEMBRA) local network.

The earthquakes show magnitudes M_w between 3.5 and 5.3, dip–slip focal mechanisms and focal depths between 5 and 30 km, which are consistent with previous constraints in the same area using similar inversion techniques. The earthquake deformation is expected according to the compressional stress regime estimated in the crust of the Cuyania terrane over the flat slab subduction segment. The properties of the Cuyania terrane (thick crust of about 50 km thickness; high P–wave velocity; high P– to S–wave velocity ratio and high density in its deeper levels), of the upper mantle between the Wadati–Benioff zone and the Moho, and a stronger coupling between the oceanic and continental lithospheres may favor the transference of stresses from the coupled zone in the west to more extended inland areas located 500 km to the east causing a higher generation of crustal earthquakes in the Cuyania terrane in comparison to adjacent crustal terranes.

Key words: flat slab, Western Sierras Pampeanas, Cuyania terrane, Andean crustal seismicity.

 

INTRODUCCIÓN

La convergencia de las placas de Nazca y Sudamericana origina una de las regiones de mayor actividad sísmica en la zona andina de trasarco aproximadamente a 31°S (Figura 1). Varios estudios sismológicos realizados a escala global y regional han permitido obtener una imagen de la geometría de la placa de Nazca subducida por debajo de Sudamérica (Barazangi e Isacks, 1976; Cahill e Isacks, 1992; Pardo et al., 2002). Las localizaciones sísmicas correspondientes a la zona de Wadati–Benioff definen claramente la parte superior de la placa oceánica en posición casi horizontal a profundidades entre 90 y 110 km (Anderson et al., 2007). Esta actividad sísmica de profundidad intermedia ha sido relacionada con la prolongación hacia el continente en dirección noreste de la dorsal de Juan Férnandez actualmente en subducción (Pardo et al, 2002; Anderson et al, 2007). Stuessy et al. (1984) han propuesto que el origen de esta cordillera oceánica se debe al movimiento hacia el noreste de la Placa de Nazca por encima del hotspot situado a aproximadamente 34°S y 82°O en el océano Pacífico (von Huene et al., 1997; Steinberger, 2000). Así, la corteza oceánica asociada con la dorsal correspondiente a la cúspide de la placa de Nazca se encuentra engrosada y posee además, rugosidades e irregularidades en su relieve topográfico. Observaciones de alta resolución del fondo marino y de la región del prisma de acreción en la zona fuera de costa de Valparaíso y el antearco chileno, han revelado la presencia de montes submarinos como los Montes OHiggins y Guyot cuya morfología corresponde a conos volcánicos apagados de dimensiones en superficie cercanas a los 70 km x 30 km (Kopp et al., 2004). Los mismos estudios han determinado también la presencia de fallas y fracturas con orientaciones paralelas a la dorsal, las cuales muchas veces son reactivadas generando sismicidad cortical en la región mar adentro, localizada después de la trinchera chilena (Fromm et al., 2006; Clouard et al., 2007). Esta sismicidad se concentra como respuesta a los cambios de esfuerzos regionales y la ocurrencia de grandes terremotos en la región interplaca de acoplamiento (ej. Christensen y Ruff, 1988). Estudios más recientes basados en comparaciones estadísticas con otras regiones de América Central y Sudamérica y mediciones paleomagnéticas, predicen la continuación de la dorsal de Juan Fernández bajo Sudamérica (Gutscher et al., 2000; Yañez et al., 2001). Así, la zona de subducción de la dorsal de Juan Fernández ha sido relacionada con la región donde la placa de Nazca subduce en posición horizontal; en consecuencia, la zona de contacto entre ambas placas presenta un espaciamiento muy pequeño para alojar material astenosférico. Además, la corteza oceánica subducida a lo largo de la dorsal probablemente posea diferencias significativas en su relieve topográfico, así como fallas y fracturas, entre otros rasgos morfológicos. Estos antecedentes sugieren un mayor acoplamiento entre las placas oceánica y continental, como una característica que se extiende hacia la región andina de trasarco en una zona con más vulnerabilidad a experimentar procesos de fricción entre ambas placas. Como consecuencia, podría producirse una mayor generación de sismos de profundidad intermedia (~100 km) como se observa para la región de placa horizontal comparada con las regiones de Wadati–Benioff situadas inmediatamente al norte y al sur de la misma, donde la placa de Nazca parecería poseer una mayor inclinación.

El análisis de la sismicidad cortical dentro de la placa superior muestra también un incremento en la generación de sismos con hipocentros localizados a profundidades menores que 35 km por encima de la región de placa horizontal, cuando es comparada con las regiones situadas hacia el norte y sur de la misma (Gutscher, 2002). Esta región comprende a la faja de plegamientos y corrimientos de Precordillera y a los bloques de basamento cristalino con deformación de "piel gruesa" de las Sierras Pampeanas Occidentales que conforman el terreno Cuyania (Ramos et al, 2002). La zona posee registros históricos de terremotos que han provocado las mayores pérdidas humanas y económicas en toda la historia de Argentina (INPRES, 2010).

Ha sido posible caracterizar la fuente sísmica de cinco sismos corticales ocurridos entre 2008 y 2009, localizados dentro del terreno Cuyania y sus límites, aplicando las bondades de técnicas sismológicas de avanzada a sismogramas de banda ancha locales y regionales. En este trabajo se presenta una estimación refinada de la localización sísmica, momento sísmico (M₀), magnitud momento (M_w), profundidad focal y parámetros del tipo de fallamiento obtenidos para el mecanismo focal de cada uno de los eventos sísmicos. Los resultados se discuten en el contexto tectónico de la subducción horizontal, las propiedades de la corteza continental del terreno Cuyania y observaciones recientes del régimen de esfuerzos para la zona andina de trasarco obtenido a partir de información sismológica.

 

EL TERRENO CUYANIA: ESTILOS DE DEFORMACIÓN Y MODELOS DE CORTEZA

El bloque Cuyania (Figura 2) ha sido interpretado por diversos autores (Thomas y Astini, 2003; Ramos, 2004) como un terreno compuesto por Precordillera y Sierras Pampeanas Occidentales acrecionado al borde occidental de Gondwana en el Ordovícico durante la orogenia Famatiniana. La faja de plegamientos y corrimientos de Precordillera muestra principalmente deformación de "piel delgada" y se subdivide en Occidental, Central y Oriental sobre la base de sus características estratigráficas y estructurales (Ortiz y Zambrano, 1981) con valles intermontanos de orientación aproximada norte–sur. Hacia el este se encuentran las Sierras Pampeanas Occidentales caracterizadas por deformación de "piel gruesa" de los bloques de basamento cristalino. El levantamiento de los bloques se asocia a fallas inversas con rumbos aproximados norte–sur que limitan a las sierras (Jordan y Allmendinger, 1986). A pesar de las diferencias en los estilos de deformación de estas unidades morfológicas que se observan expuestas de este (Sierras Pampeanas Occidentales) a oeste (Precordillera) y las diversas hipótesis acerca de la procedencia de los terrenos que componen Cuyania (Thomas y Astini, 2003; Ramos, 2004; Finney et al., 2003, 2005), la deformación sísmica cortical y los parámetros geofísicos del basamento a escala cortical para este terreno, muestran similitudes.

Desde el punto de vista de la deformación sísmica, los estudios locales han mostrado sismos con profundidades focales de hasta 40 km asociados al basamento de Cuyania. Los mecanismos focales de los sismos de mayor tamaño (>4.5) son predominantemente inversos (Smalley et al, 1993; Regnier et al, 1992; Alvarado et al, 2005b). Algunos ejemplos corresponden a las fuentes sísmicas de los mayores terremotos registrados instrumentalmente en esta zona en el siglo pasado (ej., 1944 Mw 7.0 y 1977 Mw 7.5) (Volponi, 1979; Kadinsky–Cade, 1985; Langer y Hartzell, 1996; Alvarado y Beck, 2006).

Desde el punto de vista petrológico, numerosos autores han documentado la composición de la Precordillera de San Juan integrada fundamentalmente por una secuencia de rocas carbonatadas cámbricas–ordovícicas típicas de ambiente de plataforma con abundantes fósiles (ej. Benedetto et al., 1999; Nestell et al., 2009). Se observan también lutitas y otras rocas sedimentarias de grano muy fino formadas en ambientes de aguas profundas (Baldis y Beresi, 1981; Astini, 1994a, 1994b), las cuales presentan una mejor exposición en la Precordillera Occidental (Spalletti et al., 1989; Voldman et al., 2009). Estas rocas incluyen registros de actividad volcánica ocurrida alrededor de los 464 ± 3 Ma (Huff et al., 1998). Un evento ígneo más reciente se observa en el frente oriental de la Precordillera Central, en una secuencia de cuerpos subvolcánicos dacíticos con edades comprendidas entre los 18 y 7 Ma que incluyen xenolitos bien preservados de rocas metamórficas de edad Grenville correspondientes al basamento de Precordillera (Leveratto, 1968; Abbruzzi et al., 1993; Kay et al., 1996). Las Sierras Pampeanas Occidentales comprendidas en el terreno Cuyania incluyen a la Sierra de Pie de Palo y otros afloramientos menores de basamento situados hacia el suroeste: cerros Barboza, Valdivia y Salinas. Estos bloques de basamento están compuestos por esquistos, gneises, anfibolitas y fajas de rocas máficas y ultramáficas metamorfizadas, interpretadas como parte de un conjunto ofiolítico, que se engloban colectivamente como Complejo Pie de Palo de edad Grenville (~ 1.1 Ga y mayores) (Ramos y Vujovich 2000; Vujovich et al., 2004; Chernicoff et al, 2009). A lo largo del borde occidental de la Sierra de Pie de Palo, el Complejo Pie de Palo suprayace por contacto tectónico a una secuencia de rocas calcáreas y cuarcíticas del Neoproterozoico (Grupo Caucete). La presencia de cuerpos graníticos en las Sierras Pampeanas Occidentales es muy restringida en comparación con las Sierras Pampeanas Orientales (ej., Kraemer et al., 1995; Sato et al., 2003).

El límite occidental del terreno Cuyania se encuentra caracterizado por una faja ofiolítica desmembrada, interpuesta tectónicamente con rocas sedimentarias ordovícicas (Haller y Ramos 1984, 1993; Davis et al, 1999). La caracterización de la deformación en ese sector ha sido interpretada como resultado de la colisión del terreno Chilenia (Figura 2). Hacia el este, el límite se relaciona con una zona de fallamiento (megafractura de Valle Fértil) a la que se asocia el levantamiento de la sierra del mismo nombre y que puede continuar hacia el sureste por más de 300 km. Esta estructura separa al terreno Cuyania del terreno Pampia, implicando un cambio en la composición de las rocas y el tipo de corteza (Rapela et al, 1998; Alvarado et al, 2005a). Ramos (2008) describe detalladamente la evolución de la deformación y los principales eventos relacionados con los cambios en la configuración de la tectónica de placas que involucró a los terrenos previamente mencionados.

Las propiedades geofísicas de la corteza correspondientes a los terrenos Cuyania, Chilenia y Pampia así como las técnicas empleadas para su estudio y las referencias consultadas se discuten más adelante.

 

DATOS Y MÉTODOS

Los datos utilizados para el estudio de los sismos corticales fueron registrados por la red sismológica local SIEMBRA (Sierras pampeanas Experiment using a Multicomponent BRoadband Array) instalada en la región en el marco de un proyecto internacional entre la Universidad de Arizona (EEUU), la Universidad Nacional de San Juan (UNSJ) y el Instituto Nacional de Prevención Sísmica (INPRES – Argentina). La misma consta de cuarenta sismógrafos de banda ancha de tres componentes provenientes del programa IRIS–PASSCAL (EEUU) (Figura 2) distribuidos en un área de 400 km x 250 km aproximadamente.

Cabe destacar que en este trabajo también se han considerado para su comparación aquellos sismos cuyas fuentes sísmicas han sido estudiadas a partir de redes de banda ancha locales y regionales o aquellas soluciones cuantificadas instrumentalmente para los terremotos ocurridos en la zona en 1944, 1952 y 1977. Por ello no se han utilizado las soluciones del catálogo de Harvard–CMT (2010) basadas en el modelizado de ondas sísmicas registradas principalmente a distancias epicentrales de varios cientos de kilómetros o telesísmicas (> 3000 km). Este criterio se adoptó con el fin de comparar soluciones semejantes en cuanto a las técnicas y tipo de datos sísmicos utilizados. Sin embargo, se destaca que en el catálogo de Harvard existen 21 soluciones de sismos corticales que ocurrieron con posterioridad a 1976 cuyos epicentros se encuentran en el terreno Cuyania o sus límites con los terrenos Pampia o Chilenia.

A partir de los sismogramas observados se realizó la inversión del tensor momento sísmico para cinco sismos corticales registrados por la red SIEMBRA. La técnica se basa en la relación lineal que existe entre los desplazamientos sísmicos sintéticos y los elementos del tensor momento sísmico, del cual pueden determinarse cinco valores independientes luego de asumir algunas simplificaciones. Así, la inversión lineal de los sismogramas observados en el dominio del tiempo mediante una aproximación de mínimos cuadrados (Langston et al., 1982) permite determinar los parámetros de fallamiento teóricos para un sistema de doble par y fuente puntual que determinan los esfuerzos desviatorios del tensor. Los datos consistieron en las formas de ondas completas observadas en las tres componentes de varias estaciones sismológicas de la red SIEMBRA que detectaron un sismo a distancias locales a regionales (Herrmann y Ammon, 1997). Con el objeto de construir los sismogramas sintéticos, fue necesario calcular previamente las funciones de Green para cada azimuth y distancia epicentral correspondiente a un par sismo–estación sismológica. Para ello se utilizó una estructura de velocidades de dos capas sobre un semiespacio como se muestra en la Tabla 1 y la metodología descrita por Kennett (1983) y Randall (1994). Las localizaciones epicentrales de estos sismos consideraron un número mayor de estaciones sismológicas de período corto pertenecientes a la red local de INPRES distribuidas en la misma zona de trabajo. Estas determinaciones epicentrales contienen al menos dos lecturas de arribos de ondas S, obteniéndose errores menores que 8 km (Tabla 2). Sin embargo, errores mayores ( > 10 km) pueden esperarse en la estimación de la profundidad hipocentral, los cuales son significativos en el caso de sismos corticales.

Los registros sísmicos sintéticos y observados han sido filtrados con el objeto de realzar los períodos largos y minimizar los errores causados por la dependencia con la estructura de corteza considerada. También se han comparado las formas de ondas a partir de la llegada de los primeros arribos de onda P lo cual reduce la dependencia de la solución con la estructura de velocidades considerada, la localización sísmica y el tiempo origen.

Luego de realizar la inversión del tensor momento sísmico, se cuantificó el resultado comparando las amplitudes de las formas de ondas completas generadas sintéticamente con aquellas de los sismogramas observados (ver Figura 3). El porcentaje de ajuste se estima a partir de la suma de las diferencias al cuadrado entre ambas normalizado por la suma de las amplitudes al cuadrado de las ondas sísmicas observadas. Cada solución obtenida determina los parámetros de la fuente sísmica: rumbo, manteo o buzamiento y dirección de desplazamiento, momento sísmico (M₀) y magnitud momento (Mw) que producen el mejor ajuste. El proceso descrito ha sido repetido para distintas profundidades focales respetando un intervalo de búsqueda de 1 km. De esta manera, la solución de mecanismo focal obtenida con la inversión del tensor momento sísmico para cada profundidad focal evaluada puede observarse en la Figura 3. Allí se observa el ajuste que se obtiene entre los sismogramas sintéticos y observados para cada inversión realizada. Así es posible ver el comportamiento de las soluciones encontradas y seleccionar la mejor solución para el mejor ajuste.

En el ejemplo mostrado en la Figura 3 para el sismo 5 ocurrido el 11 de marzo de 2009 (ver Tabla 2 y Figura 2) puede notarse una solución de mecanismo focal robusta para un rango de profundidades de prueba entre 20 y 40 km. Sin embargo, a pesar de que el mecanismo focal no cambia significativamente, el máximo de la curva (mejor ajuste entre las trazas sísmicas sintéticas y observadas) se obtiene para una profundidad focal de 29 km. Los resultados son aún más confiables cuando la cobertura acimutal es mayor.

Los sismos estudiados muestran distancias epicentrales menores que 70 km a las estaciones localizadas en San Juan y La Rioja principalmente. Además se utilizaron entre ocho y treinta estaciones de banda ancha.

Con el objeto de mejorar los resultados, se observaron cuidadosamente en los sismogramas las frecuencias mínimas y máximas de corte permitidas, es decir, aquellas frecuencias que permitieran separar la señal del ruido en los registros observados. Los filtros pasabanda utilizados tienen frecuencias entre 10 y 40 segundos. La Tabla 2 resume los resultados obtenidos.

 

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

En este trabajo se han modelizado las formas de ondas de banda ancha para cinco sismos corticales con epicentros en el terreno Cuyania, cuyas distancias epicentrales a las estaciones sismológicas de la red SIEMBRA fueron menores que 70 km (Figura 2). Las soluciones encontradas indican un tamaño moderado de acuerdo con las magnitudes obtenidas comprendidas entre 3.5 < M_w < 5.3 (Tabla 2) para los sismos estudiados.

Cabe destacar que los porcentajes de ajuste entre los sismogramas observados y sintéticos presentan un máximo mayor que el 60 % para la mejor solución de cada sismo, observándose una curva con decaimiento con la profundidad focal a medida que los hipocentros supuestos se alejan de la mejor solución (Figura 3). La influencia de la estructura de velocidades (Tabla 1) en los resultados no ha sido explorada, pero los antecedentes de aplicación del método para las frecuencias aquí utilizadas en el modelado de formas de ondas indican que su influencia no sería significativa en la variación de los parámetros de la fuente sísmica estimados (Herrmann y Ammon, 1997).

Los parámetros de los mecanismos focales obtenidos para los sismos analizados indican soluciones de tipo de fallamiento inverso y profundidades focales menores que 30 km. Estos resultados son consistentes con los obtenidos en estudios previos de Regnier et al. (1992) y Alvarado et al. (2005b) para la sismicidad regional (Figura 4). Las soluciones también están de acuerdo con las determinaciones de fuentes sísmicas para los grandes terremotos ocurridos en San Juan en 1944 (Alvarado y Beck, 2006) y 1977 (Kadinsky–Cade, 1985; Langer y Hartzell, 1996), las cuales han sido asociadas a estructuras activas de fallamiento inverso en la zona de interacción entre la Precordillera y Sierras Pampeanas a profundidades de entre 10 y 21 km. Las nuevas determinaciones de este trabajo permiten extender el registro al sector de Precordillera con un estilo de deformación predominante de fallamiento inverso. En particular, las soluciones encontradas para los Eventos 4 y 5 son consistentes con la zona de sutura propuesta entre los terrenos Cuyania y Chilenia (Figuras 2 y 4). La anisotropía estructural del basamento podría controlar la orientación de las fallas reactivadas sísmicamente por estos dos eventos (Cominguez y Ramos, 1991).

Con el objeto de comparar los mecanismos focales determinados en este trabajo y otros anteriores, se muestran en las Figuras 5 y 6 las orientaciones de los ejes principales de esfuerzos (mayor ol, intermedio σ2 y menor σ3) obtenidos por Salazar (2005) a partir de estudios sismológicos de un gran número de mecanismos focales de primeros arribos dentro del Proyecto CHARSME. La sismicidad del terreno Cuyania es consistente con el régimen de esfuerzos compresivo actual para la zona de trasarco siendo σl horizontal y σ3 vertical. Este régimen de esfuerzos es similar al observado para la zona de contacto de placas en la región de antearco y la zona de intra–arco en la alta cordillera del sur de 32.5°S (Figura 5). Estudios de secciones balanceadas a escala cortical a 30°S han mostrado un acortamiento horizontal comprendido entre 150 y 170 km distribuidos en las cadenas orogénicas desde la región de antearco hasta el límite entre los terrenos Cuyania y Pampia durante los últimos 10 a 16 m.a. (Allmendinger et al., 1990). Estos procesos coincidirían con la extinción del volcanismo activo y el cambio a una posición horizontal de la placa de Nazca subducida. Las estructuras del terreno Cuyania con deformación de "piel delgada" serían responsables de más del 75 % de este valor de acortamiento.

Sin embargo, el estilo de deformación sísmica actual dentro del terreno Cuyania parece variar de norte a sur, mostrando a 33°S aproximadamente, una orientación diferente para el campo de esfuerzos regionales. Así el esfuerzo principal intermedio σ2 se presenta en dirección vertical y σ3 en dirección norte–sur, aunque la orientación del esfuerzo principal máximo ol se mantiene horizontal en dirección (N73°E) aproximada al vector de convergencia. Esta variación en el estilo de deformación de la placa superior se corresponde con una región donde el ángulo de subducción de la placa de Nazca subducida cambia a una mayor inclinación de más de 30° hacia el este profundizando en el manto (Pardo et al., 2006; Anderson et al., 2007).

De acuerdo a numerosas investigaciones de las propiedades de la corteza en la zona andina de trasarco (ver Tabla 3 y referencias allí indicadas), los sismos aquí estudiados evidencian una zona de deformación sísmica profunda (~30 km) para el terreno Cuyania situado por encima de la zona de subducción horizontal de la placa de Nazca. La interpretación de líneas sísmicas de exploración petrolera y determinaciones de función del receptor para algunos sectores de la región de transición entre la Precordillera y las Sierras Pampeanas Occidentales sugiere la presencia de una zona de desacoplamiento dentro de la corteza situada entre 15 y 20 km de profundidad (Cominguez y Ramos, 1991; Gilbert et al, 2006). Otro nivel de desacoplamiento o cambio en la composición y propiedades de las rocas se encontraría a unos 30 a 35 km de profundidad (Perarnau et al., en prensa). Ambos niveles de corteza media a superior en el terreno Cuyania se caracterizan por la ocurrencia de sismos de magnitud moderada a grande, asociados a estructuras de fallamiento inverso.

La posición de la placa subducida conteniendo la dorsal Juan Férnandez a una profundidad de ~100 km claramente aumentaría el acoplamiento entre ambas litósferas (Gutscher et al., 2000) (Figuras 5 y 6). Para este segmento, el terreno Cuyania se compone de bloques de basamento cristalino de composición predominantemente máfica, una corteza engrosada de aproximadamente 50 km de espesor, alta velocidad de ondas P (VP ~6.4 km/s), alta relación de VP/VS (~1.80) y la presencia de una corteza inferior densificada (densidad ~3.0 g/cm³). Además, la zona comprendida entre la placa de Nazca subducida y la base de la corteza del terreno Cuyania son consistentes con la presencia de un manto frío, deshidratado y enriquecido en magnesio (Wagner et al, 2005).

Las propiedades señaladas para el terreno Cuyania, su corteza inferior y el manto superior asociado, en conjunto con las propiedades observadas para la geometría de subducción horizontal, favorecerían la transferencia de esfuerzos compresivos desde la zona de contacto de placas a regiones de trasarco situadas a cientos de kilómetros más hacia el interior del continente generando la sismicidad cortical observada para el terreno Cuyania y sus zonas de suturas (Figuras 4 y 6).

La región estudiada ha sido comparada con la deformación Laramide de los EEUU (Jordan y Allmendinger, 1986). Un estudio reciente de Erslev y Koenig (2009) explora varias fuentes potenciales de deformación de "piel gruesa" y pone de manifiesto que el pasaje de una dorsal subducida en el oeste de Norteamérica–similar a lo observado para la dorsal Juan Fernández bajo Sudamérica–, podría desempeñar un papel dominante en la deformación de la placa superior.

Si bien existen algunas determinaciones sísmicas en la corteza del terreno Pampia o la zona de límite del mismo con el cratón Río de La Plata, las mismas son insuficientes para evaluar el régimen de esfuerzos regionales actual o el estilo que caracteriza la deformación sísmica en las Sierras Pampeanas más orientales. Más hacia el este de 64° de longitud oeste la ocurrencia de sismicidad cortical y profunda es prácticamente infrecuente.

 

CONCLUSIONES

Los sismos corticales ocurridos entre 2008 y 2009 con epicentro en el terreno Cuyania muestran profundidades focales entre 5 y 30 km, magnitudes 3.5 < Mw < 5.3 y mecanismos focales de fallamiento predominantemente inverso. Estos resultados proveen nuevas evidencias del levantamiento del terreno Cuyania y son compatibles con un régimen compresivo actual y de los últimos 10 m.a., determinado por otros autores para la misma zona. Los resultados también son consistentes con una mayor actividad sísmica cortical observada en la provincia de San Juan, la cual podría ser un efecto de la transferencia de esfuerzos desde el borde de placas a más de 500 km hacia el este debido a un efecto de subducción horizontal de la placa de Nazca subducida que contribuye a un mayor acoplamiento a la placa superior. Las características litosféricas y de la corteza continental con mayor densificación en sus niveles más profundos en el sector estudiado, favorecerían también esta transferencia de esfuerzos provocando una actividad sísmica cortical más frecuente e intensa en el terreno Cuyania y sus límites que en aquellos adyacentes.

 

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo ha sido posible gracias a los proyectos PICT2006–0122 Foncyt, E814/2009 CICITCA–UNSJ (Argentina) y EAR–0510966 de NSF (EEUU) que desplegó el experimento SIEMBRA utilizando estaciones sismológicas de IRIS–PASSCAL.

 

REFERENCIAS

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