SISMOTECTÓNICA DE LA SIERRA DE PIE DE PALO: UN ANÁLISIS COMPARATIVO BASADO EN EL TAMAÑO DE LA SISMICIDAD CORTICAL

BILBAO, I.; MONSALVO, G.; FIGUEROA, M.; ALVARADO, P.; SAEZ, M.; RIVAS, C.

Cordoba, Argentina

Congreso; XIX CONGRESO GEOLÓGICO ARGENTINO; 2014

Asociación Geológica Argentina

La Sierra de Pie de Palo es una de las expresiones más occidentales de las Sierras Pampeanas y al igual que otros afloramientos de este ambiente, ha sido interpretada estructuralmente como el resultado de fallamiento inverso mediante basculación de bloques de basamento del Precámbrico y Paleozoico inferior (Jordan y Allmendinger, 1986; Ramos, 1999). Bajo esta sierra, la placa de Nazca presenta una geometría de subducción horizontal, por lo que la actividad sísmica se incrementa en frecuencia de ocurrencia y tamaño en comparación con otros segmentos tanto a niveles corticales como a profundidades de placa subducida (Alvarado et al., 2009). Uno de los interrogantes corresponde a la relación entre el levantamiento de la sierra y el tipo de deformación que la afecta. La comparación de la sismicidad de mayor tamaño con las observaciones sísmicas de menor magnitud puede ser de gran ayuda para caracterizar la geodinámica cortical de una zona de alto peligro sísmico de San Juan. Con este objetivo hemos analizado la fuente sísmica de dos grupos de sismos ocurridos en torno a la sierra de Pie de Palo entre 1977 y 2012. Uno de ellos, detallado en Figueroa (2013) y simbolizado como A, representa la sismicidad (mecanismo focal) de 27 sismos con magnitud moderada a grande (3,5≤Mw≤7,4) reportados por el catalogo Global-CMT y los registrados por las redes sísmicas temporales CHARGE (CHile-ARgentina Geophysical Experiment) y SIEMBRA (Sierras Pampeanas Experiment using a Multicomponent Broadband Array), calculadas con modelado de ondas sísmicas de banda ancha; se incluye también el terremoto doble de Caucete de 1977 (Langer y Hartzell, 1996) reconocido como uno de los sismos más largos y destructivos ocurridos en Argentina. Por otra parte, el segundo grupo B, reúne la información de 128 sismos de pequeña magnitud (1,3≤ML≤3,6) durante el experimento SIEMBRA (2008 a 2009), cuyos mecanismos focales fueron obtenidos por Monsalvo et al. (2013) mediante análisis de primeros arribos. La distribución areal de esta sismicidad (Fig.1- arriba), muestra que en el caso de los sismos de mayor magnitud sus epicentros se extienden en dos franjas de dirección NNE-SSO y NE-SO; mientras que los sismos del grupo B se concentran mayormente bajo la propia Sierra de Pie de Palo. Además, analizando su distribución en profundidad, se observa que la sismicidad de mayor tamaño se nuclea a niveles más superficiales (15 a 22 km) que la numerosa actividad de baja magnitud (22 a 28 km), lo cual incide directamente en la evaluación de la peligrosidad de las fuentes sísmicas potenciales para este sector del retroarco andino. A fin de realizar un mejor análisis cuantitativo del tipo de fallamiento presente en cada grupo de sismos, se han confeccionado diagramas triangulares según Frolich y Apperson (1992) (Fig.1- abajo), cuyos vértices representan los mecanismos de fallamiento ?puros? de tipo normal, inverso y de rumbo. Ambos gráficos exhiben un patrón característico de los ambientes tectónicos compresivos, ya que la mayoría de los mecanismos focales son inversos (82% para el grupo A y 46% para B); sin embargo se advierte que las soluciones restantes presentan notables diferencias. Los sismos del conjunto A exhiben solo componente inversa y de rumbo; los de pequeña magnitud muestran una mayor dispersión, reflejando una mayor complejidad tectónica para las estructuras que controlan esta sismicidad; incluso en este grupo se evidencian mecanismos normales casi en igual proporción que los de rumbo. Invirtiendo los parámetros de fallamiento para cada población de sismos, se ha estimado el tensor de esfuerzos regionales que mejor ajusta a los datos observados para esta región de la corteza andina. Los dos grupos muestran un esfuerzo compresivo mínimo (σ3) casi vertical y una posición casi horizontal para el esfuerzo compresivo máximo (σ1), en concordancia con la mayoría de los mecanismos inversos observados. El mejor ajuste se logra para el conjunto de sismos A, el que puede atribuirse a la uniformidad y robustez de las soluciones de mecanismo focal utilizadas. Por otra parte, una rotación de 10º en el acimut de σ1 observada en el grupo B de sismos con respecto al estimado a partir de las soluciones más refinadas de A, pondría de manifiesto variaciones locales del campo de esfuerzos regionales, posiblemente debidas a la presencia de pequeñas fracturas o fallas asociadas a la Sierra de Pie de Palo que quedaron ocultas en la información de los sismos de mayor tamaño, evidenciando así, la importancia de contar con datos sísmicos locales para realizar un estudio sismotectónico que dé más detalle en la región. Esta observación nos llevó a combinar los mecanismos focales de los dos conjuntos de sismos para obtener un mejor estimador del balance de esfuerzos corticales responsables de la deformación sísmica estudiada en este trabajo. El tensor de esfuerzos regionales estimado (Fig.1-centro), mejora considerablemente los datos locales del grupo B de sismos. Al comparar la orientación N101E de su eje de acortamiento máximo con la dirección N73ºE predicha para la subducción de la placa de Nazca bajo la Sierra de Pie de Palo (DeMets et al., 2010), podemos inferir que en esta zona de la corteza andina la compresión generada por la convergencia entre las placas podría explicar parte de la reactivación de estructuras locales-regionales preexistentes que parecen controlar la sismicidad superficial analizada. La variación de 28 observada estaría implicando una rotación relativa de bloques independientes, tal vez debido a un comportamiento anisotrópico de los materiales que conforman la estructura cortical de esta región de las Sierras Pampeanas Occidentales.