EVIDENCIA SISMOLÓGICA DE DELAMINACIÓN EN LA MESETA SUR DE LA PUNA

Frank J. Calixto

Departamento de Física, Universidad de Alberta, Edmonton, Alberta, Canada

(jimmy_cm@hotmail.com)

RESUMEN

El presente artículo muestra evidencia sismológica que sugiere la posible delaminación de la corteza baja y parte de la litósfera bajo la meseta sur de la Puna. Esto explica la alta elevación de la meseta sur de la Puna, la fusión extendida de su corteza, la brecha en sismicidad a profundidades intermedias y la reciente erupción de complejos de ignimbritas. Un volumen de alta velocidad anómala de ondas de corte sobre la placa del Pacífico a aproximadamente 130 km de profundidad es identificado como un bloque delaminado. La estructura de velocidad fue obtenida usando tomografía de ondas superficiales e inversión para obtener velocidades de ondas de corte. Además, un análisis de división de ondas de corte y tomografía de división de ondas de corte sugiere que el flujo astenosférico en la cuña del manto es afectado significativamente por la delaminación, incluyendo un patrón circular de componentes rápidas alrededor del complejo de ignimbritas Cerro Galán y flujo vertical post-delaminación tanto en la cuña del manto como en la manto debajo de la placa subducida.

ABSTRACT

The present article shows seismic evidence suggesting the possible delamination of the lower crust and part of the lithosphere under the southern Puna plateau. This explains the high elevation of the southern Puna plateu, the widespread melting of its crust, the gap in intermedia depth seismicity and the recent eruptions of ignimbrite complexes. A volume of anomalous high shear wave velocity sitting on top of the subducting pacific plate at around 130 km depth is identified as a delaminated block. The velocity structure was obtained using surface wave tomography and inversion for shear wave velocities. Furthermore, shear wave splitting analysis and shear wave splitting tomography suggest that the asthenospheric flow in the mantle wedge is significantly affected by delamination, including a circular pattern of fast directions around the giant Cerro Galan ignimbrite complex and post-delamination vertical flow in the mantle wedge as well as in the mantle beneath the subducting plate.

  1. INTRODUCCIÓN

La meseta Puna-Altiplano tiene muchas características importantes que la diferencian  del resto de la cadena de montañas de los Andes. En tal sentido, la meseta sur de la Puna ofrece una oportunidad excelente para investigar la formación y evolución de mesetas continentales relacionadas a un margen continental activo. Estas características incluyen un patrón único espacial y geoquímico de lavas máficas y complejos de ignimbritas, topografía elevada que no puede ser explicada solamente por acortamiento de la corteza y una brecha en sismicidad a profundidades intermedias. Cabe resaltar que el ángulo de subducción varía, con un segmento empinado en el norte y uno más horizontal en el sur. Esta región fue potencialmente afectada por una serie de eventos de delaminación que empezaron 6-7 Ma y con el evento más reciente cerca de 2 Ma (Kay and Kay, 1993; Kay and Coira, 2009). Este estudio presenta evidencia sismológica, a través de tomografía de ondas superficiales (Calixto et al., 2013) y análisis de ondas de corta (Calixto et al., 2014), que apoya la hipótesis de delaminación.

La cadena de montañas de los Andes (Figura 1) es un ejemplo típico de un margen continental activo asociado al proceso de desarrollo de montañas. Los Andes se caracterizan por volcanes activos a alta elevación (> 6000 m) y una de las cortezas más gruesas en el mundo (> 70 km en algunos lugares). La región de los Andes es el lugar perfecto para investigar los efectos de subducción sub-horizontal de las placas oceánicas (Isacks, 1988; Cahill e Isacks, 1992), remoción de la litósfera continental por erosión debido a la subducción (Von Huene y Scholl, 1991; Kay et al., 2005)  y delaminación de la litósfera manto-continental (Kay y Kay, 1993; Beck y Zandt, 2002; Sobolev y Babeyko,  2005).

Kay y Kay (1993) propusieron un model con un episodio o potencialmente varios episodios de delaminación de la corteza y la litósfera para explicar varias características de la meseta central de los Andes. Sin embargo, el mecanismo y el grado de delaminación todavía no son muy bien entendidos y continúa siendo tópico de investigación. El modelo de delaminación de Kay y Kay (1993) include la remoción y hundimiento de corteza eclogita de alta densidad. Los grandes contrastes de densidad entre la corteza eclogita y la roca a su alrededor llevan a que a la energía potencial gravitatoria faciliten la delaminación (Kay y Kay, 1993).

Este estudio presenta evidencia geofísica para dilucidar si la hipótesis de delaminación es en realidad plausible en el contexto de la meseta sur de la Puna, para esto se obtiene un modelo de velocidades de onda de corte (Calixto et al., 2013). También se investiga la relación entre delaminación, la brecha sísmica, la alta elevación de esta región, la reciente erupción de complejos de ignimbritas. Así mismo, se investiga cómo la delaminación afecta el flujo de la astenósfera en la cuña del manto, para lo cual se obtiene un modelo tridimensional de anisotropía con ayuda de la división de las ondas de corte (Calixto et al., 2014).

Para este estudio se contaron con datos sísmicos registrados en 73 estaciones (43 de Estados Unidos y 30 de Alemania) en un arreglo sísmico que fue instalado por aproximadamente dos años en la meseta sur de la Puna (Figure 2; ver también Heit et al., 2014; Mulcahy et al., 2014).

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Figure 1 Orogenía de los Andes. Meseta sur de la Puna (rectángulo negro). Los contornos de profundidad de la placa subducida muestran la transición de subducción sub-horizontal to subducción de sur a norte (Cahill e Isacks, 1992)

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Figure 2 Distribución de estaciones (triángulos) a través de la meseta sur de la Puna. Se muestran los centros volcánicos: Antofalla, Cerro Galan, Ojos del Salado, Cerro Blanco, Carachi Pampa, Peinado, y Farallon Negro. También se muestra la zona de subducción plana de las Sierras Pampeanas. Los contornos de profundidad de la placa subducida varían desde 100 km al oeste hasta 200 km al este (Mulcahy et al., 2014).

  1. MÉTODOS
  1.  Tomografía de Ondas Superficiales
  1. Procesamiento

Antes de describir la parte teórica del método es necesario incluir aspectos del procesamiento de datos referentes la implementación. Para este método se usaron ondas Rayleigh de modo fundamental registradas en el arreglo sísmico de la Puna (Figure 2) dentro de las coordenadas 24-29 S y 64-71 W. Se usaron 50 eventos  telesísmicos con magnitudes mayores a M 5.9 y distancias epicentrales de 30-120 grados desde el centro del arreglo sísmico.   Estos eventos sumados a las 73 estaciones sísmicas generan una cobertura de rayos muy densa que permite obtener mapas de fase de alta resolución.

Para el método sólo es necesario usar componentes verticales de ondas de Rayleigh para lo cual se quitaron la respuesta instrumental, promedios y tendencias. Luego, se filtraron los sismogramas en 13 bandas angostas de frecuencia desde 0.007 a 0.05 Hz. Después, se inspeccionaron visualmente las formas de onda y se descartaron las que tenían baja proporción de señal/ruido. Se aislaron los modos fundamentales de las ondas Rayleigh al obtener ventanas de los sismogramas filtrados. El ancho de cada corte depende del ancho del paquete de ondas Rayleigh. Finalmente, los sismogramas filtrados y cortados se convierten al dominio frecuencial para obtener meficiones de amplitud y fase. Las amplitudes son normalizadas para prevenir cualquier desvío debido a la magnitud de los sismos. Usamos alta amortiguación para las velocidades de las ondas Rayleigh y nivel de anisotropía en la inversión para minimizar la compensación que ocurre entre estas dos variables. También se usó una longitud de suavizado constante de 65 km para todos los periodos y un tamaño de cuadrícula de 0.25 grados x 0.25 grados. Más detalles del procesamiento se pueden encontrar en Yang y Forsyth (2006a, 2006b).

  1. Teoría del Método de dos ondas planas

Este método usa variaciones en amplitud y fase del frente de onda que se distorsiona debido a variaciones laterales de velocidad. Este método también sirve para estimar la distribución de anisotropía dependiente de la frecuencia. En este método, se modela las variaciones azimutales de las velocidades de fase de la onda Rayleigh () (Forsyth y Li, 2005), que puede ser expresada como:

,                (1)

donde  es la frecuencia, es la velocidad de fase en el punto j debido al evento i,  es el azimut posterior desde el punto j al evento i en el sistema de coordenadas geográfico,  es el promedio azimutal de velocidades de fase, y y son los coeficientes de anisotropía azimutal. En la equación (1) se asumió que los términos de orden más altos son despreciables, lo cual es una asunción aceptable para las ondas de Rayleigh a distancias telesísmicas (Smith y Dahlen, 1973).

El método también modela el campo de onda telesísmico usando la suma de dos ondas planas en cada frecuencia () for un evento i. Cada onda plana tiene inicialmente amplitud, fase y dirección de propagación desconocidas. El desplazamiento vertical se expresa de la siguiente forma:

        

         ,        (2)

donde  es la amplitud, k es el número de onda horizontal, y x es el vector position. En práctica, estas ondas necesitan ser expresadas en el sistema de referencia del punto j donde puede ocurrir interferencia constructiva o destructiva, causando un patrón de interferencia. Por tanto, en cada frecuencia y punto j, el campo de onda tendrá que ser descrito usando seis parámetros: la amplitud, fase referencial y dirección para cada una de las dos ondas planas.

El método también usa núcleos (conocidos también como kernels) de sensibilidad basados en la primera aproximación de Born, que toma en cuenta el efecto de frecuencia finita además del método de dos ondas planas. Esta combinación da paso a resultados con más alta resolución a escalas regionales en contraste con los resultados obtenidos usando los núcleos de sensibilidad con forma Gaussiana (Forth y Li, 2005; Li, 2011). El uso de núcleos de frecuencia finita provee una mejora en la resolución lateral at mayores profundidades (generalmente por debajo de 50 km) en comparación con métodos anteriores.

  1. Análisis de división de ondas de corte y tomografía de división de ondas de corte
  1. Datos y pre-procesamiento

Para esta parte se usan ondas de corte de eventos locales y telesísmicos (SKS, SKKS y PKS). Los eventos locales proporcionan información de anisotropía entre la placa subducida y la superficie mientras que los eventos telesísmicos brindan información entre la frontera núcleo-manto  y la superficie. Los ángulos de incidencia de los eventos locales pueden variar entre 0 y 90 grados, mientras que los ángulos de incidencia telesísmicos son típicamente menores a  10 grados. En este estudio se usan eventos locales con profundidad mayor a 100 km y ángulos de incidencia menores a 35 grados. Esto es para evitar efectos de superficie libre, cambios de fase en interfaces cercanas a la superficie y conversión de fases; los cuales ocurren frecuentemente con ángulos mayores a 35 grados.

  1. Análisis de división de ondas de corte

La división de ondas de corte ocurre cuando una onda de corte viaja a través de un medio anisotrópico. En general, la anisotropía sísmica en el manto se debe a que agregados de minerales anisotrópicos en el manto (olivino y ortopiroxeno) se alinean en una dirección coherente, lo cual se conoce como LPO. En el caso de olivino, esta dirección tiende a ser paralela a la dirección de máxima deformación finita (Ribe, 1989). Actualmente, se sabe que la relación entre LPO y la dirección de máxima deformación es más compleja, involucrando factores como: el cambio temporal de la deformación (Kaminski y Ribe, 2002), historia de deformación, dirección de corte y recristalización dinámica (Karato, 1987), agua y esfuerzo (Jung et al., 2006), presión (Mainprice et al., 2005; Couvy et al., 2004) y fusión (Holtzmann et al., 2003; Kaminski, 2006).  En breve, el eje a de olivino se alínea cerca a la dirección de flujo de manto en regiones donde el patrón de flujo cambia espacialmente lento; lo cual significa que el eje a de olivino se alineará cerca a la dirección de flujo sólo si el tiempo que lleva a la dirección preferencial desarrollarse es mucho menor al tiempo sobre cual la geometría de deformación cambia en las líneas de flujo (Kaminski y Ribe, 2002).

En resumen, si la dirección preferencial de los minerales anisotrópicos (o LPO) está relacionada a la dirección de flujo  o deformación, entonces la división de ondas de corte es el método a usar para estudiar el flujo en el manto superior. La división de ondas de corte se puede estudiar al medir dos parámetros: la polarización de la componente rápida (φ) y el tiempo de retraso entre la componente rápida y la lenta (dt).  En este estudio, ambos parámetros se calculan siguiendo el método de Silver y Chan (1991) en el cual se minimiza el segundo valor propio en la matriz de covarianza de componentes horizontales. En el case de ondas de corte telesísmicas, los parámetros de división se obtienen por el método de búsqueda de grilla alrededor de los mejores parámetros que minimizan la energía en el componente tangencial. El control de calidad se hace visualmente al inspeccionar el movimiento de partícula en  las componentes radiales y tangenciales para todos los eventos luego de corregir el efecto de división. Un movimiento de partícula linear indica que la división ha sido corregida satisfactoriamente y que los parámetros son confiables. En contraste, si el movimiento de partícula es elíptico, entonces los parámetros calculados no son confiables, lo cual se debe comúnmente a baja calidad de señal respecto al ruido.

  1. Tomografía de división de ondas de corte

El análisis de división de ondas de corte se caracteriza por tener buena resolución lateral pero muy poca resolución vertical (Savage 1999). A pesar de que es posible tener una idea de la profundidad de la anisotropía por comparación directa entre los tiempos de retraso de los eventos telesísmicos y locales, una inversión tomográfica sería lo ideal para determinar la estructura tridimensional de anisotropía. Para esta inversión tomográfica se usó un método que ha sido usado para estudiar la anisotropía tridimensional debajo de Nicaragua y Costa Rica (Abt y Fischer 2008; Abt et al., 2009). La inversión asume un manto compuesto por 70% de olivino and 30% ortopiroxeno. También se consideran constantes elásticas, y derivadas de presión y temperatura. At profundidades igual o menores que la profundidad de la corteza, la inversión sigue asumiendo mineralogía del manto puesto que los tiempo de retrasos en el manto son mucho menores que los tiempos de retraso telesísmicos y locales. Por tanto, se puede asumir sin riesgo mineralogía del manto para la corteza.

Para usar la simetría ortorrómbica de ambos minerales considerados se dirige el LPO de tal forma que el eje a del olivino sea paralelo al eje c del ortopiroxeno, y el eje b del olivino sea paralelo al eje a del ortopiroxeno. Se asume que el eje c del olivino es horizontal, resultando así una geometría horizontal definida solamente por dos ángulos: θ (azimut del eje [1 0 0]) y ψ(inclinación del eje [1 0 0] ). El grado de anisotropía es controlado por el parámetro “α”, que varía de 0% a 100%. Por lo tanto, el vector de modelo se define por la combinación de tres parámetros:  θ, ψ y α.

El cálculo de los parámetros sintéticos de división de ondas de corte (φ, dt) se hace usando el método aproximado de perturbación del movimiento de partícula (Fischer et al., 2000) que permite una distribución y orientación de anisotropía en tres dimensiones. Los efectos de anisotropía en cada bloque a lo largo del rayo se calculan al rotar y deslizar en el tiempo progresivamente las componentes horizontales de una onda simple que tiene movimiento de partícula linear inicialmente. También se usar polarizaciones estimadas de los eventos locales que fueron estimadas por búsqueda de grilla el cual minimiza la energía en la componente radial.

Para la inversión, se investigaron diferentes modelos iniciales con parámetros de distribución de anisotropía uniforme, aleatoria o basadas en el promedio de los parámetros de división de onda de corte medidos. Se decidió usar el modelo inicial con promedios ya que muestra residuales más pequeños considerando la distribución de estaciones y sismos usada. Abt y Fischer (2008) también reportaron residuales pequeños en América Central al usar un modelo inicial promedio.

Para determinar la anisotropía sísmica debajo de la placa subducida del Pacífico, se incluyen mediciones de división de ondas de corte telesísmicas. Se asume que las fases telesísmicas integran anisotropía desde 400 km de profundidad hasta la superficie. También se considera un conjunto de hipocentros virtuales para cada evento telesísmico. El número de hipocentros virtuales depende del número de estacione que registran cada evento. Se calcularon los ángulos de incidencia de los rayos con respecto a la capa de 400 km y luego se proyectaron las localizaciones de los hipocentros virtuales con respecto a cada estación hasta llegar a 400 km de profundidad. Debido a que los rayos telesísmicos son casi verticales y muy pocos de ellos se cruzan, la anisotropía en y debajo de la placa subducida no puede ser resuelta separadamente y sólo se puede estimar un promedio de anisotropía a estas profundidades.

Para la inversión en sí, se usa el método de mínimos cuadrados lineal amortiguado (Tarantola, 1987) para encontrar el modelo de anisotropía  (θ, ψ and α: orientación cristalográfica y grado de anisotropía) que mejor describa los datos experimentales (φ, dt). Para esto, se minimizan la diferencia entre los parámetros de división de ondas de corte observados y predichos. La matriz G (matriz de derivadas parciales usada en la inversión) se calcula numéricamente al variar los parámetros del modelo y medir los cambios resultantes en los parámetros de división de ondas de corte predichos (φ, dt). La matriz G se recalcula cuando los parámetros del modelo cambian por más de 1 grado (en el caso de θ y  ψ) o 1% (en el caso de α) entre iteraciones. Un total de 100 iteraciones y bloques de 503 km3 fueron usados.  Se hicieron inversiones usando: (1) sólo los mejores 115 rayos telesísmicos, (2) los 441 rayos locales y (3) una combinación de rayos locales y telesísmicos por un total de 556. Resultados de (1) y (2) no se muestran en el presente manuscrito.

  1. RESULTADOS
  1. Velocidades de fase de las ondas Rayleigh

Las velocidades de fase (Figura 3) en frecuencias de 0.007 y 0.009 Hz indican la presencia de un bloque de alta velocidad debajo y ligeramente al norte de Cerro Galán.  En 0.0125 Hz  se puede empezar a ver la placa subducida que cambia de ángulo de subducción de inclinado en el norte a casi sub horizontal en el sur. En frecuencias altas, 0.02 Hz, una zona de baja velocidad aparece debajo y al sureste de Cerro Galan, cerca de Ojos del Salado. La zona de baja velocidad se hace más extensa para frecuencias más altas (0.025-0.040 Hz) o profundidades más cercanas a la superficie.

Figure 3 Velocidades de fase de ondas de Rayleigh para diferentes bandas frecuenciales. Altas frecuencias son sensibles a estructura cercana a la superficie mientras que bajas frecuencias muestren estructuras más profundas. Las líneas negras son parallelas a la componente rápida y su longitude es proporcional al grado de anisotropía.

  1. Estructura de velocidades de onda de corte

Para estos resultados se usó el método desarrolado por Saito (1988) para invertir las velocidades de fase de las ondas Rayleigh (que dependen de la frecuencia) para obtener velocidades de ondas de corte (para profundidades específicas). La figura 4 muestra velocidades de ondas de corte relativas en secciones este-oeste en la meseta sur de la Puna. Las velocidades de ondas de corte relativas bajo Cerro Galán (25.5 S y 26.0 S, Figura 4a-b) muestran la placa subducida como un bloque de alta velocidad, pero sorprendentemente, también se ve un bloque de mucho más alta velocidad a 140 km de profundidad que se extiende hasta 190 km bajo la parte norte de Cerro Galán. Las figuras 4a-b también una zona de baja velocidad al este del bloque de inusual alta velocidad. Esta zona de baja velocidad se extiende y se hace más ancha a medida que se aproxima a la corteza baja justo debajo de Cerro Galán. La misma zona de baja velocidad se extiende a profundidades de 50 km bajo Carachi Pampa y alcanza la superficie bajo Peinado (Figura 4c). Esta zona de alta velocidad es tan grande que alcanza Cerro Blanco y se acerca a la superficie bajo el borde norteño de Ojos del Salado (Figura 4d).

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Figure 4 (a-d) Secciones este-oeste de anomalías de velocidad de ondas de corte a 25.5 S, 26.0 S, 26.5 S y 27.0 S. La escala de color varía en ±5% entre 0 y 75 km de profundidad, y ±3% entre 76 y 300 km. Los puntos negros son los epicentros de sismos regionales que se obtuvieron del catálogo PDE. Los contornos de profundidad de la placa subducida se muestran como líneas negras (Mulcahy et al., 2014). Las líneas negras verticales son los lugares donde se obtuvo las curvas de dispersión y modelo de velocidad mostrados en (e) y (f). (e) Curvas de dispersión bajo Cerro Galán (25.5S, 69.9W) y (26.0S, 66.6W). También se muestran curvas de dispersión sintéticas y curvas de dispersión promedio para la meseta sur de la Puna. (f) Modelo de velocidades de onda de corte bajo Cerro Galán (25.5 S, 69.9 W) y (26.0S, 66.6W), promedio de velocidad de ondas de corte y modelo inicial AK135.

Las curvas de dispersión que cruzan la zona de alta velocidad entre (25.5S, 66.9W) y (26.0, 66.6W) sugieren que las velocidades de fase de las ondas Rayleigh son más lentas que el promedio para períodos bajo 68 s (profundidades de corteza), y más rápidas que el promedio para períodos mayores a 80 s (Figure 4e).  

La figura 5 muestra el modelo tridimensional de velocidades relativas de ondas de corte con anomalías mayores a 1% y 2%, respectivamente. La figura 5 también muestra los contornos de profundidad de la placa subducida para una mejor referencia. La figura 5a (anomalías mayores a 1%) muestra claramente la place subducida y el bloque de alta velocidad juntos. También se observa un hueco en la placa subducida bajo Cerro Galan y Cerro Blanco que parece extenderse hacia el noroeste. La figura 5b (anomalías mayores a 2%) muestra solamente el bloque de alta velocidad que no pertenece a la placa subducida.  Este bloque está encima de los contornos de la placa subducida lo cual sugiere que no es parte de la placa del Pacífico.

Figure 5 (a) Anomalías de velocidad de onda de corte mayor e igual a 1% (bloques azules). Los puntos negros son sismos locales que se obtuvieron del catálogo PDE. El eventos locales denotados por puntos rojos y los contornos de profundidad de la placa subducida fueron obtenidos por Mulcahy et al., (2014). La zone azul se interpreta como la  placa subducida y el bloque delaminado combinados. (b) Lo mismo que Figura 5a pero mostrando anomalías mayores e iguales a 2.0%. La zona azul solo muestra el bloque delaminado encima de la placa subducida. Animaciones tridimensionales de estas figuras están disponibles en http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1002/ggge.20266/abstract.

  1. Parámetros de división de ondas de corte

Las figuras 6a-b muestras las mediciones de división de ondas de corte que incluyen parámetros de 115 eventos telesísmicos (6d). La figura 3b muestra los resultados promediados por estación usando el método de Wolfe y Silver (1998). Por la tanto, la figura 3b representa el promedio de parámetros de división de ondas de corte en la región pero no pueden ser usados para inversiones tomográficas puesto que no corresponden a rayos individuales sino a un promedio de muchos rayos. Los eventos telesísmicos en la figura 3b muestran un promedio de tiempo de retraso de 1.96 s con las estaciones más a oeste mostrando patrones de componente rápida paralelas a la zanja y ligeramente direccionadas hacia el este. Las componentes rápidas cambian a ser ortogonales a la zanja más hacia el este pero al oeste de Cerro Blanco (al oeste de 68W). Más al este, las componentes rápidas alrededor de Cerro Galán parecen tener un patrón circular. Los tiempos de retrasos medidos en las estaciones alrededor de Cerro Galán bajan a cerca de 1 s (líneas más cortas en figura 3b en comparación con regiones aledañas).

Las resultados de eventos locales en figuras 3a y 3c muestran un patrón más complejo tanto en la orientación de las componentes rápidas como de los tiempos de retraso (con promedio de 0.58 s). No es claro si existe un patrón de rotación alrededor de Cerro Galán. Los tiempos de retraso bajan a menos de 0.4 s al sureste de Cerro Galán donde la placa subducida empieza a ser sub horizontal. Diferencias significativas en las componentes rápidas cuando son medidas en la misma estación sugieren que estructura anisotrópica bajo la meseta sur de la Puna es de estructura tridimensional, para lo cual se decidió hacer una inversión tomográfica cuyos resultados se muestran en la sección 3.4.

Figure 6 (a) parámetros de división de ondas de corte para eventos locales y (b) promedios para eventos telesísmicos (SKS, SKKS y PKS). (c) acercamiento para la zona de Cerro Galán. (d) mediciones para los 115 eventos telesísmicos. Cerro Galán (CG), Carachi Pampa (CP) y Cerro Blanco (CB). El promedio de tiempos de retraso es 0.5 s para eventos locales y 2 s para eventos telesísmicos.

  1. Modelo tridimensional anisotrópico

Las figuras 7 y 8 muestran los resultados de la inversión tomográfica al usar parámetros de división de ondas de corte de 556 rayos, que combina 115 rayos telesísmicos y 441 rayos de eventos locales.

La orientación de las líneas azules y rojas y la longitud de las líneas representan la orientación del eje a y el grado de anisotropía, respectivamente. Las líneas azules están más cercanamente orientadas norte-sur, y las líneas rojas están orientadas más hacia el este-oeste. La figura 7 muestra los resultados para diferentes profundidades: 0-100, 100-200, 200-300 y 300-400 km. Bajo la parte más oeste del arreglo de estaciones se observa ejes a orientados paralelamente a la zanja y exhiben un ligero cambio de dirección al noreste al incrementar la profundidad. En promedio, el grado de anisotropía baja hacia el oeste donde la cuña del manto se hace más delgada. A profundidades menores a 200 km (Figuras 7a-b), una rotación de los ejes a bajo Cerro Galán y Cerro Blanco ocurre, que en algunos casos cambia a direcciones este-oeste. A profundidades mayores (Figuras 7c-d) hay evidencia de orientaciones de los ejes a en direcciones paralelas y ortogonales a la zanja por toda la meseta sur de la Puna. Interesantemente, el grado de anisotropía bajo Cerro Galán  es más bajo que alrededores (Figuras 7c-d). La figura 8 muestra resultados en función de la profundidad vistas desde el sur y desde el oeste del arreglo de estaciones sísmicas. La figura 8 muestra que la anisotropía en la placa subducida y por debajo tienden a ser horizontales y que la región en la cuña del manto (profundidades de 50-100 km) entre longitudes de 66.8 W a 68 W, y latitudes 25.5 S y 27 S (bajo Cerro Blanco, Carachi Pampa y la parte oeste de Cerro Galán) con evidencia de ejes a verticales.

Figure 7 resultados de tomografía de división de ondas de corte con 556 rayos (telesísmicos y locales) a varias profundidades. Las líneas azules y rojas representan la orientación del eje a, y su longitud representa el grado de anisotropía. Los contornos de la placa subducida se muestra en incrementos de 10 km en el rango 100-200 km (Mulcahy et al., 2014). Los eventos locales se muestran como puntos verdes mientras que la intersección de los rayos de los eventos teleísmicos con la capa de 400 km se presentan en puntos color cian. Las estaciones sísmicas son triángulos.

Figure 8 (a) Sección este-oeste  y (b) norte sur de los resultados de tomografía de división de ondas de corte con 556 rayos. Las líneas azules y rojas representan la orientación del eje a, y su longitud representa el grado de anisotropía. Los contornos de la placa subducida se muestra en incrementos de 10 km en el rango 100-200 km (Mulcahy et al., 2014). Los eventos locales se muestran como puntos verdes mientras que la intersección de los rayos de los eventos teleísmicos con la capa de 400 km se presentan en puntos color cian. Las estaciones sísmicas son triángulos.

  1. DISCUSIÓN

La delaminación comúnmente se refiere al proceso por el cual se produce el desapego de la parte inferior de la litósfera continental y su hundimiento en la astenósfera. Esto produce acumulación magmática en la base de la corteza que a su vez origina alta topografía. Otro efecto son las anomalías térmicas que generan magmatismo no relacionado al arco volcánico normal esperado en una zona de subducción que incluso puede tener diferentes componentes químicos a los esperados. En la meseta del sur de la Puna se observan estas manifestaciones por lo cual se postuló que delaminación era responsable (Kay and Kay, 1993). Además, esta región también experimentó un cambio regional de esfuerzos (Allmendinger et al., 1986, 1989) que cambiaron de un régimen de compresión  noroeste-sureste en el Mioceno a un régimen más complejo en el Plioceno temprano.

Kay y Kay (1993) interpretaron estas observaciones como el resultado del desapego y hundimiento de una porción grande de la litósfera continental, que a su vez produjo ascensión de astenósfera y cambios en esfuerzos regionales. La formación de Cerro Galán fue el resultado de magmas del manto que ascendieron a través de fallas strike-slip y normales creadas por la delaminación. La huella química es una mezcla de lavas máficas con corteza que se derritió al subir las lavas hasta la superficie.

La región de alta velocidad anómala mayor al 2% a 140-190 km de profundidad ligeramente al norte de Cerro Galán (Figuras 4a-b y 5b) se interpretan como corteza delaminada. Una comparación con los contornos de la placa subducida (Mulcahy et al., 2014) sugieren que este bloque de alta velocidad está encima de la placa subducida.  Otras evidencias independientes que apoya esta idea provienen estudios de tomografía de atenuación y tomografía de telesismos que muestran el bloque delaminado como alto Q (calidad sísmica) encima de la placa subducida y un bloque de altas velocidades de ondas P (Bianchi et al., 2013). Por otra parte, la zona de baja velocidad observada al este del bloque delaminado (Figuras 4a-b) se interpretan como flujo de astenósfera en dirección vertical hacia la superficie que experimentó derretimiento por descompresión mientras subía. Parte de esa astenósfera caliente causó derretimiento parcial regional de la corteza cuando llegó a la corteza baja (Figuras 4a-b y Figura 3:0.025-0.045 Hz). Eventualmente, la corteza derretida alcanzó la superficie y creó Cerró Galán. Otra parte de la astenósfera en convección alcanzó la placa subducida (hueco observado en la figura 3: 0.007-0.009 Hz), cerca de 120 km de profundidad al oeste de Cerro Galán (Figuras 4a-b) y calentó la placa subducida, lo cual puede explicar las zonas de bajas velocidades observadas en las curvas de dispersión para períodos mayores a 100 s.

Por su parte el análisis de división de ondas de corte y tomografía de división de ondas de corte revelan una estructura compleja de anisotropía que es resultado de cambios rápidos en los flujos en la astenósfera y en la cuña del manto además del flujo normal debido la subducción de la placa del Pacífico. Al oeste de 68W las componentes rápidas se alinean paralelas a la zanja tanto en el análisis de sismos locales como el de telesísmicos (Figura 6). Esto también se ve a profundidades de 0-100 y 100-200 km (Figuras 7a-b) y una ligera rotación hacia la dirección hacia el noreste bajo 200 km (Figuras 7c-d). A profundidades sobre 130 km, este patrón está relacionado con el flujo en la cuña de manto (Behn et al., 2007; Long, 2013) o flujo tridimensional alrededor de la placa subducida (Long y Silver, 2008) lo cual es posible debido  que la profundidad de la placa subducida es alrededor de 100-1200 km en este lugar y probablemente haya poco a nada de cuña de manto puesto que el espesor de la litósfera es de 100-130 km (Calixto et al., 2013). Al este de 69 W, muestra patrones diferentes de anisotropía sísmica que incluyen patrones más complicados tanto en resultados de eventos locales como de telesísmicos (Figura 6). La región alrededor de Cerro Galán, Cerro Blanco y Carachi Pampa muestra un patrón rotacional de componentes rápidas (Figura 3a). La complejidad de los patrones también se puede ver en la tomografía (Figura 7) donde parece haber una transición de direcciones paralelas a la zanja a ortogonales hacia el este a profundidades de 0-100 y 100-200 km (Figuras 7a-b). A profundidades de 0-100 km (Figura 7a), los patrones justo al lado este de 68W muy probablemente reflejan la compresión de la litósfera pero cambia rápidamente hacia el este bajo Cerro Galán donde delaminación potencialmente el mecanismo predominante que dirige el flujo. En esta región, la litósfera es significativamente más delgada y los patrones reflejan el flujo que en algún momento alcanzó la superficie y resultó en la generación de los complejos de ignimbritas. Las figuras 8a-b muestran evidencia de flujo casi vertical bajo Cerro Galán, Cerro Blanco y Carachi Pampa a profundidades de 50 a 100 km. Es importante recalcar que en otras partes de la meseta sur de la Puna no se observa evidencia de flujo vertical, lo cual sugiere que este flujo sólo puede ser el resultado de la delaminación (ascensión astenosférica post-delaminación).

  1. CONCLUSIONES

Se presentaron evidencias sismológicas que apoyan la idea de delaminación. Estas evidencias incluyen un modelo de velocidades de onda de corte resultado de una inversión de mediciones de velocidades de fase de ondas de Rayleigh (Calixto et al., 2013) y también análisis y tomografía de división de ondas de corte (Calixto et a., 2014). Se encontró un bloque de alta velocidad que está sobre la placa subducida a 140-190 km de profundidad ligeramente al norte de Cerro Galán que es interpretado como un bloque de delaminación. Al hundirse este bloque generó un espacio en la corteza baja y litósfera que provocó convección hacia la superficie de astenósfera caliente que se derritió por medio de la descompresión y aceleró el flujo y derretimiento de la corteza baja que a su vez llegó a la superficie, dando origen a Cerro Galán. Al ocurrir todo esto en un período de tiempo de unos pocos millones de años, también generó un cambio en la estructura tridimensional de anisotropía en la región pero principalmente debajo de la zona donde ocurrió delaminación. Esto se corrobora con patrones complejos de anisotropía sísmica que varían dramáticamente en forma horizontal  (patrones en Cerro Galán muy diferentes a patrones en otros lugares) como verticalmente, ya que sólo se observa evidencia de flujo vertical cerca de Cerro Galán pero encima de la placa subducida.

  1. AGRADECIMIENTOS

Agradezco a Eric Sandvol y Suzanne Kay quienes fueron los gestares del experimento sísmico de la Puna y sin los cuales este trabajo de investigación no se hubiera podido realizar. Este trabajo fue hecho con fondos de la fundación nacional para la ciencia (fondo EAR-0538245). Agredezco especialmente al Centro Regional de Sismología para América del  Sur (CERESIS) donde surgió mi interés en las ciencias de la tierra y a mis compañeros de trabajo durante mi tiempo en CERESIS: Leandro Rodriguez  y Hernando Tavera por innumerables charlas científicas y no científicas.

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