Propuesta de desarrollo de modelos numéricos para analizar procesos geodinámicos en los Andes Centrales (30-36°S)

BARRIONUEVO, M.; QUINTEROS, J.; MESCUA, J.; GIAMBIAGI, L.

General Roca, Río Negro

Congreso; XVI Reunión de Tectónica; 2015

Universidad Nacional de Rio Negro. CONICET. Fundación YPF

En los últimos años, la aplicación de modelos numéricos a la geología, y particularmente a los procesos geodinámicos, ha tomado bastante importancia. Esto se debe a que las escalas de observación humana, son reducidas en tiempo y espacio (profundidad) y a que el vertiginoso avance de la tecnología permite correr sofisticados modelos matemáticos (Gerya, 2010). Por estas razones, los modelos numéricos son una poderosa herramienta para complementar con la información geológica, con el fin de ensayar modelos geodinámicos conceptuales, desde un punto de vista más cuantitativo.Este trabajo presenta la propuesta de tesis doctoral, que consiste en ensayar modelos numéricos termomecánicos para testear los distintos modelos geodinámicos planteados para el orógeno Andino, entre los 30° y 36° de latitud sur, por distintos autores. Se prevé hacer aportes sobre los distintos mecanismos de retroalimentación entre los procesos geodinámicos profundos, constructores del relieve, y procesos superficiales, destructores del mismo, tal como lo proponen las teorías geodinámicas más innovadoras de las tres últimas décadas (Molnar y England, 1990; Willet et al., 1993; Lamb y Davis, 2003; Whipple y Meade, 2006). De acuerdo a diversos autores (Gansser, 1973; Jordan et al. 1983; Ramos, 1999; y otros) las características y la segmentación del orógeno Andino se deben a la interacción de dos componentes principales en un sistema de subducción. Por un lado, a la dinámica de la interacción entre las placas en la zona de subducción, que se relaciona a los cambios en la edad y buzamiento de la placa subducida. (Jordan et al., 1983; Ramos et al., 2004; Ramos, 2010). Por el otro, a las propiedades termomecánicas de la Placa Sudamericana, vinculadas a zonas de debilidad cortical previas y a la historia térmica de la placa. Las estructuras previas pueden ser reactivadas durante la orogenia, afectando la dinámica y morfología del orógeno (Allmendinger et al., 1983; Allmendinger y Gubbels, 1996; Kley et al., 1999; Pearson et al., 2013). El flujo térmico y las variaciones composicionales de la litósfera definen el espesor previo a la deformación, y controlan el comportamiento reológico de la placa (Tassara et al., 2006). Mientras que los controles relacionados a la dinámica actual de la zona de subducción han sido extensamente estudiados, el rol de la placa superior no ha tenido el mismo interés. Diversos modelos conceptuales de deformación cortical profunda han sido propuestos para los Andes a estas latitudes. Estos modelos pueden dividirse en dos tipos: aquellos con vergencia oriental y aquellos con vergencia occidental. Dentro de los primeros se encuentra el modelo de cuña cortical y los distintos modelos que utilizan un detachment maestro con inclinación al oeste. Diametralmente opuesto a estos modelos, se encuentra el modelo de vergencia occidental de Armijo y colaboradores (Armijo et al., 2010, 2015) que proponen la existencia de un detachment tipo rampa-plano con inclinación al este. Todos estos modelos planteados hasta la fecha carecen de sustento mecánico, por lo que se hace necesario para avanzar en el conocimiento de los procesos geodinámicos, el modelado numérico. Giambiagi et al (2012) proponen que al norte de los 35°S la deformación de la corteza superior e inferior estaría acoplada, mientras que al sur de los 35°S, las estructuras superficiales están desacopladas de las profundas. Este cambio podría deberse a diferencias en la resistencia de la litósfera en la placa superior, heredadas de la historia pre-andina. Plantean que eventos previos como el magmatismo félsico permo-triásico y el desarrollo de la Cuenca Neuquina (Triásico-Jurásico), modificaron el espesor y composición de la corteza haciendo la litósfera más o menos resistente. Al norte de los 35°S, la corteza engrosada y félsica, no sufrió modificaciones sustanciales debido a que el rifting mesozoico no fue tan activo. Al sur de los 35°S, debido al adelgazamiento cortical y al subplacado máfico se generó una litósfera más delgada y máfica, y por eso más resistente. Estas diferencias en la estructuración de la litósfera, habrían sido las responsables de que al sur de los 35°S, durante la orogenia Andina, la litósfera más resistente impidió la deformación de la corteza inferior produciendo un desacople entre la corteza superior frágil y la inferior dúctil. Al norte, el mayor espesor de la corteza y su composición félsica, dan como resultado una litósfera más débil, donde la deformación afecta a la corteza superior e inferior, estando acopladas ambas. Esto se podría testear utilizando modelos numéricos termomecánicos. Existen trabajos realizados en otras latitudes, que utilizan los modelos numéricos para ensayar distintas hipótesis de evolución geodinámica (Babeyko y Sobolev, 2005; Sobolev y Babeyko, 2005; Quinteros et al., 2009; Quinteros y Sobolev, 2013). Para esta zona nos basaremos en dichos modelos, incluyendo las modificaciones necesarias para adaptarlas a las condiciones locales. Los mismos están basados en el método de los elementos finitos, utilizando las ecuaciones de Stokes (dinámica de fluidos) para simular la evolución a largo plazo y gran escala de la corteza en este orógeno. Se evaluará la posibilidad de acoplar el modelo termomecánico a un modelo simple de erosión-sedimentación.El desarrollo de los modelos se complementará con la información geológica y estructural obtenida de distintas transectas en las que están trabajando los integrantes del Grupo Tectónica del IANIGLA-CONICET. Por esta razón, se apunta a realizar un trabajo interdisciplinario e integral, para aportar información de base cuantitativa sobre la evolución andina para esta latitud. REFERENCIASAllmendinger, R. W., Ramos, V. A., Jordan, T. E., Palma, M. y Isacks, B. L. 1983. Paleogeography and Andean structural geometry, northwest Argentina. Tectonics 2:1-6.Allmendinger, R.W., y Gubbels, T. 1996. Pure and simple shear plateau uplift, Altiplano-Puna, Argentina and Bolivia: Tectonophysics 259: 1?13. Armijo, R., Rauld, R., Thiele, R., Vargas, G., Campos, J., Lacassin, R., Kausel, E. 2010. The West Andean Thrust, the San Ramón Fault and the seismic hazard for Santiago, Chile. Tectonics 29. TC2007.Armijo, R., Lacassin, R., Coudurier-Curveur, A., Carrizo, D. 2015 Coupled tectonic evolution of Andean orogeny and global climate. Earth-Science Reviews 143:1-35.Babeyko, A. Y. y Sobolev, S.V. 2005. Quantifying different modes of the Late Cenozoic shortening in the Central Andes, Geology 33:621?624.Gansser, A. 1973. Facts and theories on the Andes. Journal of the Geological Society 129: 39-131.Gerya, T. 2010. Introduction to Numerical Geodynamic Modeling. Cambridge University Press, 345 p, Nueva York. Giambiagi, L.B., Mescua, J.F., Bechis, F., Tassara, A. y Hoke, G. 2012. Thrust belts of the Southern Central Andes: along strike variations in shortening, topography, crustal geometry and denudation. GSA Bulletin, 124 (7/8): 1339-1351.Jordan, T.E., Isacks, B.L., Allmendinger, R.W., Brewer, J.A., Ramos, V.A., y Ando, C.J. 1983. Andean tectonics related to geometry of subducted Nazca plate: Geological Society of America Bulletin 94:341-361.Kley, J., Monaldi, C.R., y Salfity, J.A. 1999. Alongstrike segmentation of the Andean foreland: Causes and consequences. Tectonophysics 301:75?94.Lamb, S. y Davis, P. 2003. Cenozoic climate change as a possible cause for the rise of the Andes. Nature 425 (6960):792?797.Molnar, P. y England, P. 1990. Late Cenozoic uplift of mountain ranges and global climate change: chicken or egg? Nature 346 (6279), 29?34. Pearson, D. M., Kapp, P., DeCelles, P.G., Reiners, P. W, Gehrels, G.E., Ducea, M.N., Pullen, A. 2013. Influence of pre-Andean crustal structure on Cenozoic thrust belt kinematics and shortening magnitude: Northwestern Argentina. Geosphere 9:6, 1766-1782.Quinteros, J., Ramos, V. A. y Jacovkis, P. M. 2009. An elasto-visco-plastic model using the Finite Element Method for crustal and lithospheric deformation. Journal of Geodynamics 48, 2: 83-94.Quinteros, J. y Sobolev, S. V. 2013. Why has the Nazca plate slowed since the Neogene? Geology 41, 1:31-34.Ramos, V. 1999. Plate tectonic setting of the Andean Cordillera. Episodes, 22:3,183-190. International Union Of Geological Sciences.Ramos, V.A. 2010. The tectonic regime along the Andes:Present-day and Mesozoic regimes.Geological Journal 45: 2?25.Ramos, V.A., Zapata, T., Cristallini, E., e Introcaso, A. 2004. The Andean thrust system: Latitudinal variations in structural styles and orogenic shortening. En McClay, K.R. (ed.) Thrust Tectonics and Hydrocarbon Systems, American Association of Petroleum Geologists Memoir 82, p.30?50.Sobolev, S.V. y Babeyko, A.Y. 2005. What drives orogeny in the Andes? Geology 33:617?620.Tassara, A., Götze, H.-J., Schmidt, S., y Hackney, R. 2006. Three-dimensional density model of the Nazca plate and the Andean continental margin. Journal of Geophysical Research 111, B09404,Willett, S., C. Beaumont, Fullsack, P. 1993. Mechanical model for the tectonics of doubly vergent compressional orogens. Geology 21: 371?374.Whipple, K. X., y Meade, B.J. 2006. Orogen response to changes in climatic and tectonic forcing. Earth Planetary Science Letters 243:218?228.