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Revista de la Asociación Geológica Argentina

Print version ISSN 0004-4822

Rev. Asoc. Geol. Argent. vol.67 no.4 Buenos Aires Dec. 2010

 

ARTÍCULOS

La estructura ándica de las Sierras Pampeanas basada en los mecanismos focales de terremotos en su región noroeste

Patricia Alvarado1 y Victor A. Ramos2

1 Departamento de Geofísica y Astronomía, Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales, Universidad Nacional de San Juan, CONICET. E-mail: alvarado@unsj.edu.ar
2 Laboratorio de Tectónica Andina, IDEAN, CONICET - Universidad de Buenos Aires. E-mail: andes@gl.fcen.uba.ar

RESUMEN
El modelado de formas de ondas sísmicas de banda ancha de redes globales y de Chile para dos terremotos corticales moderados de la región noroeste de las Sierras Pampeanas ha permitido caracterizar sus mecanismos focales, profundidades hipocentrales y características sismotectónicas. El terremoto de magnitud Mw 5.8 del 28 de mayo de 2002 localizado en el flanco oriental de la sierra de Velasco y el terremoto Mw 6.2 del 7 de setiembre de 2004 con epicentro en la parte sudoccidental de la sierra de Ambato muestran profundidades focales someras de 10 y 8 km, respectivamente. Estos resultados combinados con la sismicidad histórica de la región permiten esbozar la estructura profunda de las Sierras Pampeanas en la región estudiada. El análisis sismológico efectuado en forma conjunta con la interpretación de la estructura superficial y los estudios neotectónicos previos permiten descartar mecanismos extensionales o de deformación mediante desplazamiento de rumbo como los responsables de la estructuración actual de las sierras de Ambato y Velasco. Se realiza la comparación entre el vector de velocidad de convergencia entre las placas de Nazca y Sudamericana,  y los vectores relativos de velocidades de GPS en la región de estudio con la sumatoria del tensor momento sísmico para la mayor liberación de energía sísmica de sismos corticales ocurridos en  la región en  los últimos 30 años. Esta comparación predice una rotación horaria de 50º del eje de máxima compresión (eje P) promedio respecto de la orientación hacia el noreste de la convergencia mencionada y muestra una importante partición de la deformación. Se interpreta que esta partición está controlada por la fábrica eopaleozoica del basamento, que ha regulado la orientación y vergencia de las fallas andinas. 

Palabras clave: Terremotos; Niveles de despegue; Andes; Deformación compresiva.

ABSTRACT: The Andean structure of  the Sierras Pampeanas based on earthquake focal mechanisms in their northwestern region.. Modeling of broadband seismic waveforms recorded by global and Chilean networks for two moderate crustal earthquakes of  the northwestern Sierras Pampeanas shows their focal mechanisms, depths and seismotectonic features. The magnitude Mw 5.8 earthquake on 28 May 2002, located in the eastern flank of  the sierra de Velasco and the Mw 6.2 earthquake on 7 September 2004, with epicenter in the southwestern part of  the sierra de Ambato, have shallow focal depths of  10 and 8 km, respectively. These results combined with the historical seismicity of  the region allow us to estimate the deep structure of  the Sierras Pampeanas in the study region. The seismic analyses together with interpretations of  the surface structure and previous neotectonic studies ruled out extensional or strike slip deformation as the main responsible mechanism of  the Present structure of  this sector of the sierras de Ambato and Velasco in the northwestern Sierras Pampeanas. The comparison between the Nazca-South America plate convergence orientation as well as GPS velocities in the upper plate with the summation of  the seismic moment tensor for the largest seismic energy released by crustal earthquakes of  this region in the last 30 years, shows a clockwise rotation of  50º of  the average P-axis orientation from the convergence orientation to the northeast suggesting important strain partition. This partition is controlled by the Eopaleozoic basement fabric, which has guided the orientation and vergence of  the Andean faults.

Keywords: Earthquakes; Decollement levels; Andes; Compressive deformation.

INTRODUCCIÓN

El antepaís andino del sector central de Argentina es una región sísmicamente activa tanto a nivel cortical como a las profundidades de la losa oceánica subducida (Barazangi e Isacks 1976, Cahill e Isacks 1992, Smalley et al. 1993, Gutscher et al. 2000, Pardo et al. 2002, Alvarado et al.  2009a).  Sin  embargo  los  sismos destructivos más  significativos  (1861, 1894, 1944, 1977 y 1985) han sido aquellos eventos  corticales  de  profundidad  focal menor que 35 km en el retroarco andino en el segmento de subducción horizontal pampeana alrededor de los 31°S (Fig. 1).


Figura 1: Sismicidad de los catálogos del National Earthquake Information Center - USGS (Estados Unidos) y del Instituto Nacional de Prevención Sísmica - INPRES (Argentina) en el periodo 1998-2008. Las estrellas muestran la sismicidad cortical histórica (INPRES, 2010) y los terremotos de 2002 y 2004 estudiados por Alvarado y Ramos (2011). Los contornos entrecortados pertenecen a la zona de Wadati-Benioff según Cahill e Isacks (1992) y los de línea solida según Anderson et al. (2007). Nótese que la mayor ocurrencia de terremotos corticales y de mayor energía se ubica en la zona de interacción de la Precordillera (PR) y las Sierras Pampeanas (SP) en el segmento de subducción horizontal en comparación con la actividad sísmica de la región ubicada en el cuadrado de líneas punteadas. Además se indican la velocidad de convergencia entre las placas de Nazca y Sudamérica según de Mets et al. (2010) y los volcanes activos según Kay et al. (1991).

El estudio de los terremotos más grandes utilizando datos  telesísmicos ha mostrado la abundancia de mecanismos focales predominantemente  inversos,  pero  con sus fuentes sísmicas localizadas a diferentes  profundidades  corticales  (Chinn  e Isacks  1983, Kadinsky-Cade  1985, Langer  y  Hartzell  1996,  Alvarado  y  Beck 2006). Estos sismos se relacionan con el acortamiento  del  basamento  de  las  Sierras Pampeanas, típico sistema de deformación de piel gruesa (thick-skinned) y su interacción con la parte frontal de la faja plegada  y  corrida  epidérmica  (thin-skinned) de la Precordillera (Fig. 1).
La región inmediatamente al norte de los 31°S está caracterizada por un fallamiento  thick-skinned de  los bloques montañosos de las Sierras Pampeanas (Figs. 1 y 2), pero  es mucho menos  conocida  en  términos de su actividad sísmica. El análisis de  la distribución de hipocentros relocalizados que conforman los catálogos sísmicos  regionales y globales  (ej. Engdhal et  al.  1998)  ha  permitido  investigar  la morfología de la placa de Nazca subducida, la cual indica una posición más inclinada de la losa a partir de las profundidades  hipocentrales mayores  que  150  km para  la  región  de  estudio  (Barazangi  e Isacks 1976, Cahill e Isacks 1992, Pardo et  al.  2002). La ocurrencia de dos  terremotos destructivos de magnitud moderada en 2002 y 2004, localizados dentro de la  corteza  continental, ha mostrado  que el potencial  sísmico de estos eventos de intraplaca  no puede ser ignorado.


Figura 2: Estructura de las Sierras Pampeanas en el área estudiada con los corrimientos andinos principales (Ramos 1999, Fisher et al. 2002, Costa 2008). Los mecanismos focales se muestran en proyección horizontal para el hemisferio inferior, y su profundidad de foco entre paréntesis calculados a partir del modelado de ondas sísmicas (magnitudes entre 4,0 y 6,2). Las determinaciones de la inversión del tensor momento sísmico utilizando datos sísmicos regionales de banda ancha se muestran con cuadrantes compresivos en negro para los sismos de Velasco 2002 y Ambato 2004. Los mecanismos focales previos se indican en gris para los cuadrantes compresivos. Se muestra la localización del terremoto histórico de 1898 según INPRES (2010) y los vectores de velocidad de GPS con sus elipses de 95% de confiabilidad según Brooks et al. (2003). una posible zona de acomodación en línea entrecortada y la ubicación de las líneas sísmicas corresponden a estudios de Fisher et al. (2002). Nótese el predominio de mecanismos focales inversos, con escasa componente de rumbo. A-A' y B-B' corresponden a las secciones estructurales de la figura 3.

El estudio de la sismicidad moderna provee una oportunidad para estudiar la deformación sísmica de la región, lo que sería más difícil si se utilizara la historia sísmica previa carente de registros sismológicos digitales o  analógicos. de  acuerdo con  el  CERESIS  (2010)  y  el  INPRES (2010) un solo sismo, probablemente de tamaño  similar, ocurrió en  los alrededores  de  los  epicentros  de  los  eventos  de 2002 y 2004 en los últimos 100 años (Fig. 1). Para este sismo, conocido como el sismo de Pomán de 1898, no se dispone de sismogramas  que  posibiliten  un  análisis cuantitativo del mismo. Sin embargo, un análisis sísmico detallado a partir del modelado  de  formas  de  ondas  sísmicas  de banda  ancha  ha  permitido  mejorar  los parámetros sísmicos y su relación con la geometría de  las fallas para  los  terremotos más recientes de  las Sierras Pampeanas. La caracterización de la fuente sísmica de  los  terremotos del 28 de mayo de 2002 y el del 7 de septiembre de 2004 utilizando  datos  sísmicos  de  banda  ancha regional realizada por Alvarado y Ramos (2011),  ha  permitido mejorar  la  estimación de sus profundidades focales, energía sísmica liberada, mecanismos focales, magnitudes sísmicas, entre otra información sísmica de relevancia. Se ha investigado la implicancia tectónica de estos terremotos  con  epicentros  en  la  sierra  de Velasco y la sierra de Ambato, respectivamente  (Fig. 2). Este  estudio  tiene  como objetivos tratar de identificar las fallas con mayor  amenaza, predecir  la naturaleza y la probabilidad de terremotos en esas fallas, y constreñir la magnitud y extensión de esos eventos. Sobre esta base se intenta contribuir también a caracterizar la deformación actual en  las Sierras Pampeanas, su estilo estructural y régimen tectónico.

MARCO SISMOTECTONICO

La compresión andina produce terremotos como los acaecidos en la sierra de Velasco en el 2002 y en la sierra de Ambato en el 2004, ubicados a más de 400 km al este de la trinchera oceánica. El catálogo global  de  determinaciones  preliminares de  epicentros  del  National  Earthquake Information Center (PDE-NEIC) del Servicio Geológico  de  los Estados unidos (U.S.G.S.)  ha  reportado  140  terremotos con magnitudes mayores que 4,0  y profundidades menores  que  50  km  para  la región  comprendida  entre  los  paralelos 27,5°S  y  30°S  y  los meridianos  65°O  y 68°O,  entre  1998  y  2008.  Sin  embargo sólo  46  eventos  fueron  sentidos  por  la población  de  acuerdo  con  los  informes de  la  red  sísmica  local del  Instituto Nacional de Prevención Sísmica  (INPRES) en ese periodo. La comparación de la sismicidad  activa durante  el periodo 1900- 1995,  entre  la  región  donde  la  placa  de Nazca  subduce  horizontalmente  (31°S- 32°S) y la región situada al norte bajo estudio  que  se  caracteriza  por  un  ángulo mayor de inclinación de la losa subducida (Fig. 1), muestra un decrecimiento desde el  sur  hacia  el  norte  de  un  80 %  en  la energía  sísmica  liberada  por  los  sismos corticales (Gutscher et al. 2000, Gutscher 2002).
Aunque  los  sismos  en  esta  región  son menos frecuentes que en la región de subducción  horizontal,  la  ocurrencia  de  terremotos como los de 1898, 2002 y 2004, confirma que esta región es capaz de producir terremotos de magnitud mayor que 6,0 debido al movimiento de fallas activas (Araujo et al. 2005, Costa 2008, INPRES 2010; Fig. 2). Si bien no es posible obtener una caracterización cuantitativa de la fuente sísmica del terremoto de 1898 en base  a  sismogramas  de  esa  época,  sí  es posible estudiar en detalle los terremotos destructivos más  recientes  ocurridos  en 2002 y 2004. Además, la información disponible de sismicidad de tamaño pequeño  a moderado  registrada  instrumentalmente provee una evidencia valiosa para estudiar la actividad tectónica de la región. En  el  presente  análisis  se  han  utilizado estimaciones de  los parámetros de ocho fuentes sísmicas para la zona de estudio, obtenidos a partir del modelado de ondas sísmicas  los  cuales  incluyen  la  inversión del tensor momento sísmico (ITMS) con datos sísmicos regionales de banda ancha de los terremotos de 2002 y 2004 de Alvarado y Ramos (2011). Este conjunto de datos  reúne  determinaciones  obtenidas por Assumpcão y Araujo  (1993) a partir del modelado de ondas de cuerpo telesísmicas con el método de Nábĕlek (1984). También se incluye una solución de la inversión del tensor momento sísmico para un sismo ocurrido el 18 mayo de 2001 en base a datos sísmicos regionales de banda ancha colectados por el proyecto Chile-Argentina Geophysical Experiment (CHARGE) (Alvarado et al. 2005). Otra información  disponible  corresponde  a  dos  sismos que ocurrieron en el sector norte de la región estudiada contenida en el catálogo de Harvard de soluciones del tensor momento  sísmico para  centroides  (Harvard CMT, 2011). Las soluciones de mecanismos focales se muestran en la figura 2; mayores detalles pueden obtenerse desde Alvarado y Ramos (2011, Cuadro 1).
La mayoría de los mecanismos focales obtenidos indican soluciones de fallamiento inverso  y  ejes  compresivos  consistentes con el rumbo norte de las estructuras de las Sierras Pampeanas Occidentales donde se localizan los terremotos. La figura 2 muestra dos niveles corticales de sismicidad a profundidades de 8-10 km y 20-40 km. Es notoria la diferencia en la estimación de las profundidades focales para un mismo evento sísmico cuando se utilizan datos  sísmicos  regionales  o  formas  de ondas  telesísmicas  (ej.  Harvard  CMT). Una comparación de soluciones para sismos  con  epicentro  en  una  región  más amplia de las Sierras Pampeanas, contenidas en el catálogo de Harvard CMT y estudiados simultáneamente con análisis de fases de profundidad y datos sísmicos registrados en redes regionales por Chinn e Isacks (1983), Kadinsky-Cade (1985), Triep (1979), Assumpcão  (1992) y Alvarado  et al. (2005), ha mostrado que las profundidades obtenidas a partir de  los datos regionales  son menores  que  las  profundidades focales de Harvard CMT, siendo la diferencia aún mayor para los sismos más recientes (Alvarado y Ramos 2011). Esto indica  la mejora  en  las  determinaciones cuando se involucran modelos de corteza más  apropiados  para  cada  región  en  las determinaciones  y  la  posibilidad  de  incorporar contenido más alto de frecuencias en el modelado de las formas de ondas sísmicas.
La información de tensores de momento sísmico  y  mecanismos  focales  ha  sido ampliamente  utilizada  en  diferentes  regiones continentales de intraplaca para la estimación del campo de esfuerzos tectónicos estudiadas con modelados numéricos.  Estos modelos  incorporan  además información de fracturas inducidas en pozos mediante  análisis de  elipticidad, GPS entre otros parámetros (ej. Lithgow-Bertelloni  y Guynn  2004, World  Stress Map WSM-Project  2011). En Argentina se conocen algunos análisis estadísticos disponibles  para  otros  segmentos  andinos  de antepaís (Alvarado et al. 2005, Guzmán et al. 2007,  Guzmán y Cristallini 2009). Sin embargo existen muy pocas observaciones  de  deformación  superficial  para  elárea de estudio. El análisis de la información proporcionada por ocho soluciones de mecanismo focal de la sismicidad cortical de mayor energía ocurrida en los últimos  30  años,  ha  permitido  estimar  la orientación promedio de  los  ejes P  y T, los cuales bisectan los cuadrantes de dilatación  y  compresión  y  representarían  la orientación  del máximo  acortamiento  y máximo estiramiento (véase Cuadro 1, Alvarado y Ramos 2011). Estas estimaciones constituyen  la única  fuente de datos para evaluar la orientación de los esfuerzos y  la deformación sísmica en esta región  de  intraplaca  del  retroarco  andino (Heidbach et al. 2008).
Las observaciones de GPS proporcionan otra  información valiosa para analizar  la deformación superficial de este sector del retroarco andino. Para esta región se observa  un  vector  de  velocidad  promedio de  8,2 ±  2,7 mm/año  con  una  orientación de N76,5°E (con valores aceptables comprendidos  entre  N68,3°E  y  N79,5° E), determinado para un periodo de observación de ∼4 años en el sector noroeste de la región estudiada. Otro vector de
velocidad de GPS indica valores de 3,4± 0,7 mm/año según una dirección N75,4° E (con valores aceptables entre N70,1°E y N77,7°E), calculado en un periodo de observación  de  7,3  años  (Brooks  et  al. 2003) (Fig. 2). Estas observaciones de GPS (Fig.  2) muestran  claramente  una  disminución de la magnitud de los vectores de velocidad  de  oeste  a  este  siguiendo  una dirección de acortamiento, la cual es además similar a la orientación de la convergencia  entre  las placas de Nazca  y Sudamérica  (Kendrick  et al. 2003, Vigny  et al. 2009, de Mets et al. 2010).

MARCO GEOLÓGICO

Desde los pioneros trabajos de González Bonorino (1950) las Sierras Pampeanas del sector centro oeste de Argentina han sido consideradas como levantamientos de basamento  originados  durante  la  deformación andina bajo un régimen compresivo. Este  autor  había  reconocido  que  estos bloques de basamento han sido producidos por fallas lístricas que despegaban de transiciones  frágil-dúctiles  en  la  corteza inferior.  Esta  hipótesis  ha  sido  seguida por  las  investigaciones  posteriores  que confirmaron  el  estilo  estructural  de  las Sierras Pampeanas  (Jordan y Allmendinger 1986, Introcaso  et al. 1987, Jordan  et al. 1989, Ramos et al. 2002). El mecanismo tectónico regional que produjo el levantamiento del basamento de las Sierras Pampeanas mediante una deformación del tipo thick-skinned está asociado al cambio de la posición de la placa de Nazca subducida desde inclinada hacia el este a horizontal,  lo  cual  desarrolló  un  antepaís fragmentado  (broken-foreland)  en  los  últimos  10 millones  de  años  (Jordan  et  al. 1983a,b).

Descripción de la estructura ándica
Las sierras de Velasco y Ambato, que alcanzan 4.500 m de altura, están limitadas por  fallas  inversas, aunque presentan diferentes estilos estructurales y vergencias (Fig. 2). En general,  la sierra de Ambato y los sectores ubicados hacia el este presentan  fallas  inversas con vergencias ha
cia el oeste, mientras que la sierra de Velasco y las serranías ubicadas hacia el sur presentan  fallas  inversas  con  vergencias hacia  el  este  (Ramos  1999,  Fisher  et  al. 2002, Ramos  et  al.  2002). Estas  vergencias opuestas han sido explicadas por mecanismos diferentes  a  través del  tiempo, principalmente la intensa imbricación observada  en  el bloque de Ambato  al  este de la sierra de Ambato (Figs. 2 y 3).


Figura 3: Secciones estructurales del área estudiada. La profundidad de los niveles de despegue han sido obtenidas por extrapolación de resultados para perfiles de sísmica de reflexión profunda y función de receptor de áreas vecinas de las Sierras Pampeanas (véanse los estudios de Snyder et al. 1990, Comínguez y Ramos 1991, Cristallini et al. 2004, Perarnau et al. 2010 y Alvarado et al. 2010) y de mecanismos y profundidades focales locales. Los mecanismos focales son mostrados en proyección vertical a lo largo de la sección estructural (la ubicación de los terremotos se indica en la figura 2).

La ubicación de los epicentros de la actividad sísmica moderada moderna coincide con dos zonas de  importantes rasgos neotectónicos en el margen oriental de la sierra de Velasco y el margen occidental de la sierra de Ambato.
La  sierra  de Velasco  tiene  en  su margen oriental  una  prominente  actividad  neotectónica  evidenciada  a  lo  largo del piedemonte  oriental  por  escarpas  de  falla que afectan a los depósitos cuaternarios y otros  rasgos geomórficos  asociados  a  la falla de La Rioja (Costa 2008). Esta falla inversa coincide con  la región epicentral del terremoto del 28 de mayo de 2002.
También ha sido observado en el subsuelo a través de  las  líneas sísmicas existentes a estas latitudes una serie de fallas menores y secundarias que inclinan hacia el oeste y son sintéticas al fallamiento principal (Fisher et al. 2002). En superficie los depósitos cuaternarios son afectados por fallas inversas con vergencias hacia el este formando  una  serie  de  lomas  pequeñas ubicadas al norte de la ciudad de La Rioja. El sistema de fallamiento La Rioja, al norte de la ciudad homónima tiene bifurcaciones,  siendo  la  rama  de  Anillaco  el segmento que  acumuló mayor desplazamiento  como  se  infiere de  la  topografía presente (Fig. 2). Las dos pequeñas ramas de la falla cercanas a Anillaco son las que acumulan  la mayor actividad neotectónica. Otras escarpas de falla orientadas según  un  rumbo  norte  son  observadas  al oeste de  la ciudad de La Rioja  limitando el  flanco  oriental  de  las  serranías  de  la sierra de Velasco (Fisher et al. 2002) que se extienden hacia el sur  (Massabie  et al. 1998). En  esta  zona  se han  identificado dos  sismos  cuyas  regiones  epicentrales abarcan  a  la  ciudad de La Rioja  (sismos
AA-1979 y AEA-2001) y cuyos mecanismos  focales  son  de  tipo  de  fallamiento inverso en forma similar a las soluciones obtenidas para  las otras fuentes sísmicas (Fig. 2). Aunque su asociación a una falla determinada puede  ser  incierta,  sus mecanismos focales indican que pueden corresponder a fallas inversas orientadas según  un  rumbo  noreste-suroeste  o  fallas inversas en dirección noroeste-sureste con escasa o nula componente de  rumbo en su desplazamiento sísmico. Ambos sistemas  de  deformación  están  presentes  en el área.
El sistema noroeste coincide con el rumbo de la falla andina de Los Sauces, descripto en la quebrada de La Rioja al oeste de la ciudad por Aceñolaza y Bertolotti (1981). Hay una  serie de  fallas noroeste que truncan la sierra de Velasco (Fig. 2), que han reactivado zonas de cizalla dúctil eopaleozoicas descriptas por Höckenreiner  et  al.  (2003).  Estas  fallas  noroestes coinciden con la geometría y distribución de la zona de cizalla Tinogasta-Pituil-Antinaco  (TIPA),  que  generó  una  serie  de fajas miloníticas que  coincide  con  la  estructuras noroestes  actuales  (véase  la figura 1 de Höckenreiner et al. 2003). Otrasestructuras  consistentes  con  las  soluciones de mecanismos focales de las fuentes analizadas serían aquellas del sistema activo  de  fallas La Rioja  orientadas  según rumbo noreste.
La sierra de Ambato tiene una estructura compleja  caracterizada  por  la  falla  de Ambato, de rumbo norte que controla el frente montañoso occidental de  la sierra (Fig.  2).  El  piedemonte  de  la  sierra  de Ambato  entre Andalgalá  y Pomán  tiene un diseño  complejo de deformación  reciente que afecta a los abanicos aluviales y a los depósitos cuaternarios (Eremchuk 1984). Al sur de Pomán a lo largo del borde occidental de la sierra de Ambato hay también evidencia de una prominente actividad neotectónica (González Díaz 1974). Los pedimentos  y  los  abanicos  aluviales están  disectados  por  fallas  con  rumbo noreste recientes, las cuales son paralelas a la falla principal de Ambato en las proximidades de  la  región epicentral del  te
rremoto de 1898. Los estudios realizados en  la  sierra de Ancasti  (Fig. 2),  también muestran reactivación neotectónica (Nullo  1984),  aunque  de  menor  magnitud que lo observado para las sierras de Ambato y Velasco. una serie de fallas orientadas según un rumbo nor-noroeste ubicadas al este de la falla principal de Ambato  imbrican  la  sierra,  y  su  falla  más oriental continúa hacia el sur empalmando con la falla de Ancasti (Fig. 2). La falla de Ancasti   parece  ser  la estructura más joven  de  las  serranías  orientales,  dado que trunca el sistema de fallas imbricadas de la sierra de Ambato, en forma similar a las interpretaciones realizadas para otros sistemas de  corrimientos de  techo  fuera de secuencia en otras regiones (ej. Butler 2004, Holdsworth et al. 2006).
Todas  las  fallas principales en  las sierras de  Ambato  y  Ancasti  inclinan  hacia  el este  y presentan una  vergencia  aparente hacia el oeste, en contraste con los sistemas de fallas de  la sierra de Velasco que tiene  vergencia  opuesta.  Es  interesante analizar el área de  transición donde ambos sistemas se encuentran. La estructura  superficial muestra  que  el  sistema  de vergencia hacia el este es más activo y se sobreimpone  al de vergencia occidental. Los  detalles  de  la  estructura  profunda pueden determinarse a partir del conocimiento de otros sistemas montañosos de basamento  estudiados  en  otros  sectores de las Sierras Pampeanas. Los estudios realizados en el sector más austral de las Sierras Pampeanas utilizaron diferentes métodos y escalas, como el análisis de mecanismos  focales,  imágenes  de  la  función del receptor y el re-procesamiento de  líneas de reflexión sísmica de exploración de hidrocarburos (Snyder et al. 1990, Perarnau et al. 2011). Cristallini et al. (2004) han realizado estudios similares en las Sierras Pampeanas más al norte sobre la base  de  perfiles  de  reflexión  sísmica  profunda de  alta  calidad. Los  estudios  citados proponen en sus interpretaciones un modelo de cuña de basamento de la corteza inferior, la cual es transportada hacia el este en profundidad produciendo el levantamiento de la corteza superior. Cabe
destacar  que  la  estructura  en  superficie tiene una vergencia aparente opuesta, siendo  controlada  por  la  fábrica  estructural del basamento donde domina una  foliación inclinando hacia el este (Ramos et al. 2002).
Fisher  et  al.  (2002)  estudiaron  la  cuenca de La Rioja al este de la sierra de Velasco a  partir  de  líneas  sísmicas  de  reflexión 2D. Sus resultados muestran que las fallas inversas  localizadas  en  el  norte  no  son continuas con aquellas del sur y, que ambos  sistemas estarían  separados por una zona  de  acomodación  de  rumbo  este-oeste  que  intersecta  la  falla  de La Rioja (Fig. 2). Así, el fallamiento inverso podría estar acompañado de pequeñas  fallas de acomodación  transcurrente,  que  desplazan pasivamente las fallas en el subsuelo como se aprecia en las líneas sísmicas Fisher et al. (2002). Es interesante remarcar que  los  datos  de GPS muestran  que  el movimiento  a  lo  largo  del  rumbo  de  la convergencia decrece en  la  región desde el norte hacia el sur  (Brooks  et al. 2003) como  se  ilustra  en  la  figura  2  y  que  no existen evidencias de terremotos con desplazamiento  de  rumbo  significativos  en los últimos 30 años en la región. El bloque norte de  la cuenca de La Rioja presenta  rechazos  pequeños  en  fallas  más antiguas  con  una  geometría  pre-andina de grábenes y semigrábenes en la base de la secuencia sedimentaria que podría corresponder  a  depósitos  cretácicos  que afloran poco más hacia  el oeste.  Se observa  sobreimpuesto  a  estos  rasgos  extensionales un  corrimiento  terciario  con un ángulo de falla menor a 49º inclinando al oeste, el cual está intersectando a las cuatro secuencias identificadas en la cuenca, y es paralelo al corrimiento expuesto de  la  falla La Rioja  que  limita  el  flanco oriental de la sierra de Velasco. La estructura de  la cuenca está directamente relacionada  al  frente  de  corrimientos  de  la sierra de Velasco y es probablemente una reactivación de las fallas extensionales de acuerdo  a Fisher  et  al.  (2002).  Su  continuación en profundidad debería ser lístrico, como es comúnmente observado en otras geometrías de sistemas de fallas en
las Sierras Pampeanas (Comínguez y Ramos 1991, Cristallini et al. 2004).

RÉGIMEN TECTÓNICO Y ESTRUCTURA PROFUNDA

Algunos autores han postulado en el pasado  mecanismos  extensionales  para  la formación de  las elevaciones de  los bloques de basamento  que  caracterizan  actualmente a las Sierras Pampeanas (ej. Fidalgo 1963), una propuesta que encontró apoyo parcial en algunos modelos analógicos de  laboratorio  realizados en  la década de los 80. La vergencia opuesta entre el bloque de Ambato y las sierras más hacia  el  oeste  condujo  a  Rossello  y  Le Corre (1989) a postular un origen de esta doble vergencia opuesta como resultado de un colapso extensional. Esta hipótesis de trabajo de tectónica extensional es utilizada nuevamente por Gutiérrez  (1999) y Mon  (1999). En estas  interpretaciones la extensión es consecuencia de una deformación de rumbo dominante en el bloque de Ambato (véase figura 1 en Gutiérrez 1999), con una contracción inicial en el Mioceno tardío-Plioceno temprano, que daría  lugar  una  extensión  entre  el  Plioceno más  tardío  y  el Cuaternario  (Mon 1999). Estudios posteriores interpretaron que la configuración morfoestructural actual del bloque de Ambato se debe a una zona  de  cizalla  sinistral  pleistocena  desarrollada  a  lo  largo de  las  fallas  andinas mayores de rumbo aproximado norte-sur que limitan el bloque de Ambato (Gutiérrez y Mon 2008). En esta interpretación, bloques de 10 km de  longitud por 2 a 3 km de ancho aproximadamente,  se caen extensionalmente en el Pleistoceno, luego de una estructuración compresiva que atribuyen a la fase diaguita de fines del Plioceno (Mon 1999).
Aunque los datos sismotectónicos disponibles  son  limitados,  la  figura 2 muestra que la mayoría de los mecanismos focales en la región  tiene soluciones de mecanismos focales de fallamiento inverso y que gran parte de los planos nodales determinados son consistentes con el rumbo dominante nor-nordeste de las fallas activas que limitan el basamento. La orientación promedio del eje P de las estimaciones de los mecanismos focales muestra una oblicuidad con respecto a los vectores de velocidad  de  convergencia  de  placas  y  de
GPS en  la  región  (~ N76ºE). A  su vez, no se observan componentes de desplazamiento de rumbo en  las fallas del sector norte de estudio a  la  latitud del bloque  de Ambato,  ni  en  el  sector  sur  correspondiente  al  bloque  de  la  sierra  de Velasco para los eventos de mayor liberación de energía sísmica  (Fig. 2). Es  interesante destacar que tres mecanismos focales  compresivos  sin  componentes  de rumbo se ubican a lo largo del frente occidental del bloque de Ambato, donde se ha  postulado la existencia de una cizalla sinistral (Gutiérrez y Mon 2008) y que no muestran colapso alguno de la estructura. Otro rasgo interesante corresponde a las profundidades  hipocentrales  de  20  a  40 km para algunas fuentes sísmicas, las cuales corresponden a niveles de corteza media  a  inferior  (Figs.  2  y  3). Estos  datos proveen detalles importantes para la comprensión de la estructura profunda de las Sierras Pampeanas. Las secciones de la figura 3 muestran un ordenamiento lístrico de las fallas en profundidad con un  nivel de despegue estimado entre  los 25 y 28 km. Aunque no hay datos locales en la región bajo estudio para ajustar estos valores,  los estudios de  re-procesamiento de líneas sísmicas de reflexión profunda y de análisis de función del receptor en sectores  adyacentes de  las Sierras Pampeanas son coherentes con niveles de despegue localizados dentro de  la corteza media a inferior. Así por ejemplo, en las sierras de Valle Fértil  y La Huerta,  ubicadas  entre los 30ºS y 32ºS, Snyder et al. (1990) y Zapata  (1998) obtuvieron un nivel de despegue de menos de 20 km de profundidad  para  una  serie  de  corrimientos  de vergencia occidental en el basamento. Más hacia el oeste en el límite entre la Precordillera y las Sierras Pampeanas, en el Cerrito Salinas  fueron  reconocidos dos niveles de despegue en  la corteza media a inferior (Comínguez y Ramos 1991). Análisis telesísmicos de la función del receptor para ondas sísmicas P en esas  regiones de las Sierras Pampeanas entre 30ºS y 31,5ºS muestran dos arribos intracorticales  que  pueden  ser  correlacionados  con posibles niveles de despegue que acomodaron los corrimientos (Gilbert et al. 2006, Perarnau  et  al. 2011). El nivel de despegue  inferior  que  se  ubica  aproximadamente a unos 27 km de profundidad en esta  región  cercana  a  los  31,5ºS,  podría ser similar a los niveles de despegue estimados en  las  secciones de  las  sierras de Ambato y Velasco en el área bajo estudio (Fig. 3). Estudios realizados en las sierras de Córdoba utilizando  la misma  técnica sismológica de función del receptor predicen también la existencia de niveles de despegue intracorticales para una corteza de unos 35 a 40 km de espesor (Alvarado et al. 2010).

DISCUSIÓN

Los  estudios  realizados  para  determinar las profundidades focales de los terremotos corticales de 2002 y 2004 en las provincias de La Rioja  y Catamarca  indicaron magnitudes Mw 5,8 y 6,2  y profundidades hipocentrales de 10 y 8 km, respectivamente  (Alvarado  y Ramos 2011). Estos terremotos registraron el mayor tamaño de fuente sísmica y la profundidad focal más somera en los últimos 100 años en la región. Si bien sus mecanismos focales corresponden a deformación de fallamiento inverso, la asociación a una falla  individual es todavía  incierta. Es probable  que  estos  sismos  hayan  generado pequeñas  rupturas  superficiales  (de menos  de  10  km),  como  sugieren  también otros  estudios  en  la  región bajo  estudio (Costa 2008, Casa et al. 2010).
Un rasgo  interesante  de  esta  región  sísmica en  las Sierras Pampeanas Occidentales es que coincide con el desarrollo de una  faja  orogénica  eopaleozoica  con  su respectivo  arco magmático,  que  fue  intensamente  deformado  durante  la  colisión Famatiniana (Ramos 1988, 2004, Astini et al. 1996). Importantes zonas de cizalla dúctil fueron generadas durante este episodio  colisional,  como  las  descriptas por Höckenreiner et al. (2003) y Toselli et al.  (2005). Las  fallas  andinas  principales coinciden con zonas miloníticas que muestran claramente que la mayor parte de las fallas andinas están controladas por líne
as  de  debilidad  previas  formadas  por  la fábrica  eopaleozoica  preexistente. González Bonorino (1950) fue el primero en proponer  el  control  de  la  esquistosidad como la fábrica estructural principal en la incepción  y  vergencia  de  las  fallas.  El margen  occidental  de  la  sierra  de  Ambato coincide con una zona de cizalla antigua  de  larga  data  (González bonorino 1953),  así  como  diversas  fallas  observadas  en  la  sierra de Velasco  (Toselli  et  al. 1985, López  et al. 1996, Höckenreiner  et al. 2003). Estas estructuras preexistentes representan zonas de debilidad que parecen nuclear la sismicidad cortical moderna como ha sido observado también para otras regiones (Handy y Brun 2004). Kirby (1985) y Sánchez et al. (2010) señalan que las zonas de cizalla acomodan la mayor parte de  la deformación en segmentos que son más débiles que las rocas que los rodean.
En  la  región  analizada  estas  estructuras tienen indicadores cinemáticos que muestran una  vergencia dominante del  techo hacia  el  oeste  en  estas  fajas  de  cizalla (Höckenreiner et al. 2003), vergencia que es retomada por la deformación andina. Los  datos  de  sísmica  de  reflexión  y  refracción  en la cuenca de La Rioja indican que las fallas  afectan un basamento altamente  reflectivo y cortan unidades sedimentarias  de un espesor total de 3.500 m al este de la sierra de Velasco (Fisher et al. 2002) (Figs. 2 y 3). de acuerdo con estos autores las fallas inversas más jóvenes se localizan unos 20 km hacia el este de las fallas principales terciarias que  limitan el margen  oriental  de  la  sierra  de Velasco, en la zona de transición hacia el levantamiento de basamento de bajo relieve que caracteriza  la  sierra brava. Ambos  sistemas  de  fallamiento  inverso  exhiben  en superficie un ángulo de inclinación hacia el oeste  elevado  (<49º)  en  la  interpretación de  las  líneas sísmicas, el cual representa un ángulo aceptable para una  falla inversa producida por inversión tectónica de fallas normales. La distribución de estas fallas inversas y su geometría es coherente con los parámetros de los mecanismos focales de los sismos AA-1979, AA-
1983, AEA-2001 y del terremoto del 2002, los cuales son consistentes con una horizontalización de estos sistemas de imbricación en profundidad (Fig. 3).
Las  observaciones  de  GPS  disponibles para la región de estudio son escasas. Las dos mediciones presentadas por Brooks et  al.  (2003) muestran que  la  región  está sometida a un acortamiento a lo largo de una dirección aproximada N75°E. La sumatoria  del  tensor  momento  sísmico para los sismos corticales de mayor liberación  sísmica  en  los  últimos  30  años muestra una orientación promedio de los ejes P horizontal según un acimut de 125º (inclinación  de  2º).  La  orientación  promedio de los ejes T se observa según un acimut de 241º e inclinación de 58º. Así, la  estimación para  la dirección de máximo acortamiento derivada de  la orientación de  los ejes P está  rotada aproximadamente unos 50º en forma horaria respecto de la dirección de convergencia de placas y de los vectores de desplazamiento de GPS (Figs. 1 y 2). Esto sugiere una partición de  la deformación que se estaría produciendo controlada por la reactivación de  las  estructuras del basamento paleozoico, las que tienen una dirección dominante nordeste en una zona de actividad sísmica recurrente.  Esto  también coincide con la deformación neotectónica observada por Costa  (2008) y Casa  et al. (2010), las que indican un predominio de deformación  activa  en  fallas  inversas de rumbo noreste.
La discrepancia en la dirección de acortamiento  inferida  de  las observaciones  de GPS y de los mecanismos focales de los sismos  corticales  predice  movimientos de desplazamiento de rumbo menores en fallas orientadas al nordeste para esta región  de  las  Sierras  Pampeanas.  Sin  embargo, no se evidencian componentes de desplazamiento de rumbo en las soluciones de  los mecanismos focales de  la sismicidad de mayor tamaño aquí descripta. una explicación  sería que  la  región presente  algún  comportamiento  de  movimiento asísmico (creeping) en las fallas a lo largo de estructuras de rumbo norte-sur que no logran construir un esfuerzo sig
nificativo en un corto tiempo para generar sismicidad, la cual es comúnmente interpretada como un comportamiento más frágil. Otra posibilidad para explicar la baja tasa de ocurrencia de sismos con desplazamiento a lo largo del rumbo es que éstos  tengan  un  período  de  recurrencia mayor  en  comparación  con  los  eventos asociados a corrimientos de tipo inverso, los  cuales  han  ocurrido  con mayor  frecuencia  en  los  últimos  30  años.  Finalmente, es probable también que estructuras  de  rumbo  norte-sur  acomoden  esta componente de desplazamiento en las regiones andinas de antearco o de intra-arco (más hacia el oeste), aunque este tipo de sismicidad no ha  sido  registrada  instrumentalmente  todavía.  En  otros  segmentos andinos existe una clara evidencia de  este  tipo de  sistemas de  fallas de rumbo y sismicidad asociada (Cembrano et al. 2007, Lange et al. 2008, Alvarado et al. 2009b), así como  también en  la zona de subducción de Sumatra en el Pacífico occidental (McCaffrey 2009). En estas regiones, importantes fallas de rumbo acomodan la partición de la deformación  en la región de antearco, tal como se observa en  la falla andina de Liquiñe-Ofqui o en la falla Sumatra en Indonesia. En este estudio se destaca que de cualquier forma el predominio de fallas inversas en el basamento  cortical  provee  evidencias  de acortamiento  y  engrosamiento  para  este sector de las Sierras Pampeanas en un estilo muy similar de deformación  como el que se observa en la región de los Laramides  en  el  oeste  de Norteamérica  (ej. Erslev 1991, Narr y Suppe 1994, Erslev y Koenig 2009).
Es  importante hacer notar que  la deformación  registrada  por  los  mecanismos focales de la sismicidad de mayor tamaño de los últimos 30 años es consistente con las componentes verticales de la actividad neotectónica cuaternaria de acuerdo a los estudios de Costa (2008) y Casa et al. (2010). La deformación predominante que se observa actualmente en este sector de las Sierras Pampeanas está principalmente controlada por contracción conducida por esfuerzos compresivos, lo que permi
te descartar regímenes extensionales o de rumbo sinistrales para  la evolución morfoestructural desde el Pleistoceno.
Desde  el  punto  de  vista  de  la  amenaza sísmica es probable que la ocurrencia del sismo de  2002 haya  inducido  la  generación del segundo sismo ocurrido en 2004 en un segmento adyacente, como una consecuencia de la transferencia de esfuerzos (King et al. 1994). Sin embargo más estudios se requieren para verificar esta hipótesis. Asimismo  es probable que  la ocurrencia de un terremoto previo en la sierra de Velasco  en el 2002 en el área epicentral del subsiguiente sismo de la sierra de Ambato de 2004, haya empeorado los efectos causados por este último en edificios y construcciones contribuyendo al registro de niveles de  intensidad  sísmica más altos (la intensidad máxima en la escala Mercalli modificada para el sismo de 2004 fue de VIII de acuerdo a Araujo et al. 2005).

CONCLUSIONES

La utilización de estaciones de banda ancha  de  la  red  sismológica  global  y  de Chile han permitido estimar el tamaño, la profundidad y los mecanismos focales de dos  terremotos corticales moderados de la región noroeste de las Sierras Pampeanas. El sismo de magnitud Mw 5,8 del 28 de mayo de 2002 se localizó en el flanco oriental de la sierra de Velasco y el evento Mw 6,2 del 7 de setiembre de 2004 registró  su  epicentro  en  la  parte  sudoccidental  de  la  sierra  de Ambato  con  profundidades focales someras de 10 y 8 km, respectivamente. Estos eventos representan la sismicidad mayor registrada en esta región  en  un  período  de  por  lo menos 100 años. El último sismo de igual intensidad ocurrió en 1898. Se ha notado que la actividad sísmica se concentra en el sistema de fallas que conecta ambientes de Sierras Pampeanas de vergencia opuesta emplazados en el nordeste (bloque de Ambato) hacia sudoeste (bloque de Velasco). Los mecanismos focales de la sismicidad cortical  de  mayor  liberación  de  energía sísmica en los últimos 30 años estudiada en  detalle  con  técnicas  de modelado  de ondas sísmicas revela un diseño de deformación  similar  al que  se observa  en  los rasgos neotectónicos desde por lo menos el  Pleistoceno  (Costa  2008,  Casas  et  al. 2010). Estas observaciones están de acuerdo con un régimen compresivo donde las fallas  activas  se  relacionan  con  cabalgamientos  de  basamento  con  desplazamientos de rumbo muy secundarios o inexistentes.  Estos  hechos  permiten  descartar  algunas  propuestas  que  sostenían que los mecanismos de deformación dominante  surgen  de  una  combinación  de fallas de desplazamiento de  rumbo  asociadas con fallas normales para este sector de las Sierras Pampeanas.
La  sismicidad  histórica  y  las  determinaciones de mecanismos focales de los sismos más  recientes  ocurridos  en  2002  y 2004 confirman que las fallas que delimitan el basamento de las sierras de Velasco y Ambato son todavía activas y capaces de generar una sismicidad moderada a grande. Se enfatiza  la  importancia que tiene la fábrica estructural heredada, tales como  las zonas de cizalla eopaleozoicas, para  controlar  la  deformación  de  intraplaca. La ocurrencia de estos sismos y los parámetros sísmicos que se conocen para la  sismicidad de mayor  tamaño proveen evidencia de dos estilos de deformación de vergencia opuesta en las fallas inversas que compiten en  la deformación de esta área. No se han registrado componentes de  rumbo  significativas  en  la  sismicidad principal  de  la  región  detectada instrumentalmente. Esta evidencia está de acuerdo  con  lo  observado  por  Pardo  et  al. (2002) y Alvarado et al. (2009a). En base a  las  observaciones  geológicas, geodésicas y sismológicas un  régimen  extensional de índole regional es muy improbable como mecanismo  principal  de  la  deformación activa de la región, por lo menos desde los últimos 11.000 años. La extensión ha sido registrada en la región solamente durante el Mesozoico. Aunque los métodos de localización sísmica proveen una primera aproximación de las profundidades focales para separar eventos corticales de aquellos asociados a la losa sub
ducida, los métodos sismológicos de modelado de ondas sísmicas de banda ancha contribuyen  decididamente  a mejorar  la determinación  de  las  profundidades  focales y otros parámetros como los que se han descripto  en  este  trabajo para  la  región noroeste de  las Sierras Pampeanas. Esto es  importante para evaluar  la amenaza sísmica en la región dado que terremotos de magnitud  cercana  a  6 pueden ser muy  destructivos  si  sus  hipocentros son someros.

AGRADECIMIENTOS

Los autores desean expresar su reconocimiento a la Agencia Nacional de Promoción  Científica  y  Tecnológica  por  el  financiamiento de las investigaciones efectuadas  (Proyectos  PICT2006-0122,  PICTO2007-0233 y CICITCA-E814). Se hace  extensivo  nuestro  agradecimiento  al Dr. Carlos Costa por una  lectura  crítica de una versión  inicial del manuscrito y a los árbitros Dr. Ricardo Mon y otro anónimo  por  sus  comentarios.  Esta  es  la contribución R-18 del Instituto de Estudios Andinos don Pablo Groeber (UBA-CONICET).

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Recibido: 13 de abril, 2010
Aceptado: 3 de diciembre, 2010

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