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Análisis de rasgos topográficos de escala 10 a 100 km con el uso de perfiles de franja (20-23º Lat.S.) ¿Qué rasgos modelar con el uso de LEM? Abel González E.*, Lester Olivares, Rodrigo Riquelme y Rodrigo González T 1 Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, Chile * email: age003@alumnos.ucn.cl Resumen. A pesar de la gran cantidad de estudios geomorfológicos y estructurales llevados a cabo en el antearco del norte de Chile, ninguno se dedica a jerarquizar los distintos procesos formadores de relieve en cada una de las unidades fisiográficas, es decir, si los procesos predominantes son estructurales, litológicos o geomorfológicos. Mediante un análisis de cuatro swath profiles y en base al mapa geológico 1:1.000.000 determinamos los factores que controlan la morfología del relieve en primer orden, con el fin generar un modelo de la evolución del relieve. En la Cordillera de la Costa se exponen dos dominios tectónicos (estructuras E-W y el Sistema de fallas de Atacama SFA) que controlan las variaciones latitudinales a gran escala de esta unidad, mientras que los procesos geomorfológicos controlan sus variaciones longitudinales a menor escala. La Depresión Central se presenta como una cuenca en la parte norte, mientras que al sur, es sustituida por una cordillera. La Precordillera, está sometido a distintos controles estructurales: por el norte, el West Thrust System que deforma la Sierra de Moreno, mientras que el sur, un control estructural con vergencia al este domina el borde oriental de la Cordillera de Domeyko. Palabras Claves: antearco, relieve, Andes, swath profile, geomorfología. 1 Introducción Las unidades fisiográficas de primer orden del antearco externo del norte de Chile, entre 21° y 23,5° Lat. S., son, de Oeste a Este: la Cordillera de la Costa, la Depresión Central y la Precordillera. Ellas resultan de la evolución geológica durante el Ciclo Andino (e.g. Jordan et al., 1983), caracterizado por el progresivo desplazamiento hacia el este del locus del arco magmático, desde el arco del Jurásico-Cretácico temprano en la Cordillera de la Costa (e.g. González & Niemeyer 2005), el arco Cretácico tardío en la Depresión Central (Marinovic et al., 1995) y el arco Paleoceno-Eoceno en la Precordillera (Maksaev & Zentilli, 1999; Mpodozis et al., 2005). Además, esta región expone dos grandes sistemas de falla: (1) el Sistema de Falla de atacama (SFA), sistema de tipo trench linked-fault, activo durante el Mesozoico en la Cordillera de la Costa, con evidencias de reactivación cenozoica (e.g. Delouis et al 1998); (2) el Sistema de Falla de Domeyko (SFD), sistema de tipo trench linked-fault activo durante el Eoceno -Oligoceno temprano con reactivaciones neógenas (Maksaev

& Zentilli, 1999; Mpodozis et al, 2005;; Soto et al., 2005). A pesar de la importancia de estos sistemas de falla en la evolución tectónica durante el Ciclo Andino, ellos no controlan la morfología de primer orden del antearco andino. Mediante el análisis de perfiles de franja (swath profiles), basados en la topografía SRTM-30, y la geología 1:1.000.000 publicado por el SERNAGEOMIN, el presente trabajo explora los controles litológicos, estructurales y geomorfológicos en la morfología de primer orden en esta región. A partir de este análisis, nuestra intención es identificar condiciones de borde que puedan ser usadas, en conjunto con la historia geológica y paleoclimática reportada, para modelar la evolución del relieve a la escala de las unidades fisiográficas que componen el antearco andino en esta región. La modelación de la evolución del relieve se hará con el uso de CIDRE, programa computacional de evolución de relieve (LEM) publicado por Carretier et al. (2009).

Figura 1. Relieve sombreado del antearco de la región de estudio, elaborado a partir de SRTM 30 (DEM), mostrando la localización de las franjas a partir de las cuales se construyeron los swath profiles analizados en esta contribución.

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2 Metodología 2.1 Perfiles de franja Los perfiles de franja permiten distinguir los rasgos morfológicos contenidos en la superficie que abarca la franja (Telbisz et al., 2013). Con el valor de la desviación estándar entre las alturas extremas es posible distinguir el grado de incisión y la influencia de estructuras en el relieve. Para obtener estos perfiles utilizamos un Modelo de elevación digital (DEM) SRTM-30 descargado del sitio web de la USGS www.gdex.cr.usgs.gov/gdex. A partir del DEM extrajimos la matriz que contiene la información topográfica x, y, z de cada celda con la ayuda de la herramienta de conversión Raster to ASCII del software ArcGIS 10.1. Posteriormente obtuvimos los valores z máximos, mínimos y medios de cada columna contenida a lo ancho de la franja extraída desde el DEM. Con los valores de z máximos, mínimos y medios que se multiplican por 10 para exagerar la escala vertical se grafican los perfiles de franja en el programa ArcGIS 10.1. Seleccionamos franjas de orientación norte-sur y este-oeste, cada una de ellas con 20 kilómetros de ancho y la longitud determinada en función de mostrar todas las unidades fisiográficas y los principales sistemas estructurales del área de estudio (Figura 1). La geología incluida en los perfiles de franja considera la información contenida en el Mapa Geológico 1:1.000.000 del SERNAGEOMIN (2003). 2.1 Modelos de evolución de relieve Para la modelación del relieve se utilizará el programa CIDRE desarrollado por Carretier et al. (2009) el que se caracteriza por permitir el transporte difusivo y advectivo de sedimentos. Los resultados del análisis de los perfiles nos entregaran las condiciones de borde, o rasgos geomorfológicos principales que puedan ser luego usados para implementar modelos CIDRE que simulen la evolución del antearco durante el Cenozoico. Información importante también para constreñir estos modelos, vendrá de los estudios estratigráficos de los depósitos cenozoicos (e.g. Mpodozis et al., 2005), estudios de exhumación y tasas de alzamiento cenozoicos (Maksaev & Zentelli 1999; Juez-Larre et al., 2010), y estudios sobre el paleoclima cenozoico (Rech et al., 2006; Dunai et al., 2005). 3 Análisis de perfiles 3.1 Cordillera de la Costa - No existen unidades de rocas a esta escala, como batolitos o los límites de la Formación La Negra, que puedan explicar las características de primer orden en la topografía, tanto longitudinales como latitudinales (perfiles A, B, y C).

- El Sistema de Fallas de Atacama no controla los límites longitudinales ni rasgos topográficos de primer orden en esa dirección (fig. 2, perfil A y B). Este sistema de fallas, sin embargo, controla rasgos de menor orden, a la escala de decenas de kilómetros, en el interior de esta cordillera (fig. 2, perfil C) - Latitudinalmente, es posible separar la Cordillera de la Costa en dos dominios topográficos de gran escala. Al norte del cañón del Loa, el relieve tiene características de meseta, y relativamente bajas dispersiones de altitudes. Este dominio coincide con una región afectada por fallas inversas orientadas E-W, en que se han medido rechazos de 350 metros (e.g. Carrizo et al., 2008). Estas fallas inversas, y sus rechazos, explican las variaciones topográficas de menor escala (centenas de metros). Al sur del cañón del Loa, las variaciones latitudinales de altitudes máximas, medias y mínimas definen dos superficies convexas de una amplitud de 40 kilómetros. La inflexión de estas convexidades corresponde a las mayores altitudes máximas expuestas en la Cordillera de la Costa, y llegan a más de 1.500 m.s.n.m. a 110 kilómetros al sur del cañón del Loa, las altitudes de la Cordillera de la Costa descienden progresivamente hacia el sur. 3.2 Depresión Central - Depresión Central propiamente tal, puede ser observada solo en el perfil A, donde esta corresponde a una superficie ligeramente cóncava, que se extiende al este por 55 km, con altitudes que varían entre 750 y 1800 msnm. Al sur, en el perfil B, la Depresión Central es una Cordillera con altitudes máximas que aumentan progresivamente, en 75 km, de 950 a 2500 msnm. Las dispersiones entre altitudes máximas y mínimas se mantienen relativamente constantes en esta extensión, e implican relieves locales de hasta 400 metros (diferencia entre altitudes máximas y mínimas). La mayor altitud de esta cordillera alcanza 2400 msnm, en la parte centro-este de la extensión considerada. Esta cordillera está limitada al Este por una pequeña depresión (15 km de ancho), dentro de la cual, y hasta su límite Este, se encuentran las principales fallas del Sistema de Falla de Domeyko (Mpodozis et al, 2005; Maksaev & Zentilli, 1999; Soto et al., 2005). La depresión tiene como límite oeste, un sistema de cabalgamientos de bajo ángulo, que resultan de la reactivación neógena de estructuras que controlan los procesos geomorfológicos de esta cuenca (López; 2015). 3.3 Precordillera - La Sierra de Moreno es un rasgo morfológico limitado al oeste por estructuras pertenecientes al West Thrust System (Charrier et al., 2009). Este rasgo estructural no afecta las altitudes mínimas, pero claramente controla las altitudes máximas y medias, las que aumentan rápidamente hacia el oeste. En el perfil B, la Precordillera (también llamada aquí Cordillera de Domeyko), describe una meseta labrada

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fundamentalmente sobre el basamento Paleozoico. Esta meseta presenta sus mayores altitudes en el margen oeste, y luego desciende paulatinamente hasta limitar con la pequeña depresión, antes referida al presentar la Depresión Central en este perfil. La meseta presenta un ligero incremento de los relieves locales hacia el este. Su límite oriental corresponde a un abrupto descenso (850 metros) de las altitudes máximas. Este abrupto descenso coincide con el escarpe El Bordo (Mpodozis et al., 2005; Arriagada et al., 2006). Ambos segmentos muestran una marcada diferencia de altitudes que podrían estar relacionados a los distintos estilos estructurales (fig. 2, perfil D). 4 Discusión y conclusiones La presente contribución presenta un análisis preliminar de la topografía de una región que tiene variaciones latitudinales importantes de los rasgos fisiográficos mayores. Latitudinalmente, podemos distinguir dos segmentos en la Cordillera de la Costa del área estudiada. El de más al norte, coincidente con un dominio estructural definido por fallas inversas Este-Oeste (Carrizo et al., 2008). Paralelamente, también podemos distinguir dos segmentos en la Depresión Central: un segmento norte, con desarrollo de una depresión central, propiamente tal, y un segmento sur, que corresponde más bien a una cordillera cuyas altitudes aumentan hacía el este. Por otra parte, y coincidente con estos segmentos, en el norte la Precordillera está controlada estructuralmente por cabalgamientos de vergencia oeste (Charrier et al., 2009), mientras que en el sur, esta unidad fisiográfica está limitada por el oeste. Finalmente, la Cordillera de la Costa no es un rasgo longitudinalmente controlado por fallas. El Sistema de Fallas de Atacama se encuentra en el eje de esta cordillera, y solo influencia rasgos topográficos de segundo orden (escala de centenas de km). Los antecedentes sobre alzamiento andino, indican que la región de antearco en el norte de Chile es afectada por un basculamiento hacia el oeste durante el Cenozoico tardío (Lamb et al., 1997). Teniendo en cuenta esto, las observaciones anteriores, y los antecedentes sobre la actividad de las estructuras antes mencionadas, nos parece que un importante rasgo a modelar es la formación de una depresión central. Agradecimientos Los autores agradecen a Sèbastien Carretier, (IRD, Francia) por introducir a Lester Olivares en el uso, y en las bases conceptuales, del programa CIDRE, que permite la modelación de la evolución del relieve. Referencias Arriagada, C.; Cobbold, P.R.; Roperch, P. 2006. Salar de Atacama

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Figura 2. Perfiles de franja usados para determinar los factores determinantes en la configuración actual del relieve. Para más información sobre la litología ver Mapa Geológico de Chile 1:1.000.000 (SERNAGEOMIN, 2003). CP3: rocas volcánicas del Carbonífero-Pérmico.