Abstract
Se procesaron datos de reflexión sísmica multicanal registrados entre los offshores de Itata () y Coyhaique () para obtener imágenes sísmicas. El análisis de los perfiles sísmicos reveló que los reflectores débiles y discontinuos de simulación de fondo estaban asociados a procesos de acreción basal, mientras que los reflectores fuertes y continuos de simulación de fondo estaban asociados a procesos de acreción frontal. Esto puede explicarse considerando que durante los procesos de acreción basal, los movimientos tectónicos extensionales debidos al levantamiento pueden favorecer los escapes de fluidos dando origen a reflectores de simulación de fondo más débiles y discontinuos. Durante los procesos de acreción frontal (plegamiento y empuje), la alta circulación de fluidos y las condiciones tectónicas estables pueden, sin embargo, ser responsables de reflectores de simulación de fondo más fuertes y continuos. A lo largo de las costas de Arauco-Valdivia, los prismas de acreción empinados, las fallas normales, las cuencas de pendiente y el lecho sedimentario subplateado más grueso se asociaron a la acreción basal, mientras que a lo largo de las costas de Itata, Chiloé y Coyhaique, los prismas de acreción pequeños, el plegamiento y el lecho sedimentario subplateado más delgado se asociaron a la acreción frontal.
1. Introducción
En los registros sísmicos marinos, el reflector de simulación de fondo (BSR) es un buen indicador de la presencia de hidratos de gas. El BSR ha permitido definir la distribución de los hidratos de gas a lo largo de varios márgenes continentales. El BSR está asociado a la interfaz acústica entre el sedimento suprayacente que contiene hidrato de gas, que aumenta la velocidad sísmica de compresión, y el sedimento subyacente que contiene gas libre, que disminuye la velocidad sísmica de compresión. El BSR se ha identificado en secciones sísmicas en complejos de acreción a lo largo de entornos de márgenes convergentes y pasivos . A lo largo del margen continental chileno, el BSR está bien reportado por varios cruceros geofísicos. En particular, la BSR se reconoce a lo largo del prisma acrecional.
A lo largo del margen chileno, se reconocen dos procesos tectónicos principales. El primero está asociado a la acreción frontal y el segundo a la acreción basal .
Este estudio tiene como objetivo identificar las principales morfoestructuras en el margen continental, en particular en la fosa oceánica y el talud continental. De este modo, mediante la interpretación de seis secciones apiladas y post apiladas en el tiempo, se pueden identificar las relaciones entre las características de la BSR y los procesos tectónicos (Figura 1).
Mapa de la zona de estudio.
2. Entorno tectónico y geológico
El área de estudio se localiza a lo largo de Chile Central, entre 35° y 45°S incluyendo las costas de Itata, Arauco, Toltén y Valdivia (de 36° a 40°S) y las costas de Chiloé y Coyhaique (de 43° a 45°S) (Figura 1).
El centro y sur de Chile (34°-46°S) está limitado hacia el norte por la dorsal de Juan Fernández y hacia el sur por la elevación de Chile. La dorsal de Juan Fernández se caracteriza por un segmento de lajas planas pampeanas, que presenta una falta de vulcanismo y de levantamiento del antepaís (Sierras Pampeanas) las montañas más altas de los Andes, como el macizo del Aconcagua (6989 m). Al sur del segmento de las Sierras Pampeanas, el margen andino se caracteriza por una subducción normal (buzamiento de 30°) que se extiende de 34° a 46°S hasta la triple unión de Chile. La convergencia entre las placas Nazca y Sudamericana se produce a una velocidad media de 6,4 cm/año. En esta zona (de 34° a 45°S) todo el margen se caracteriza por un vector de convergencia oblicuo (N78°E) y alcanza una dirección ortogonal en el segmento austral.
El talud continental consta de un talud inferior y otro superior. El talud inferior está asociado al prisma acrecional que está construido por turbiditas que se incorporan desde el relleno de la fosa al talud inferior como sedimentos acrecionales , mientras que el talud superior está asociado a un importante volumen de sedimentos terrígenos procedentes de rocas volcánicas del arco andino , depositados sobre un basamento metamórfico continental .
La fosa oceánica está rellenada por sedimentos de más de 2 km de espesor, apareciendo localmente más bien como una llanura plana que como una depresión batimétrica . El relleno de la fosa está compuesto por estratos turbidíticos y hemipelágicos intercalados, que muestran cierta ciclicidad en su patrón de reflexión sísmica que se interpreta como la influencia de los ciclos climáticos globales en la sedimentación . El basamento oceánico representa a la Placa de Nazca que subduce bajo la Placa Sudamericana y está constituido por sedimentos pelágicos y basaltos oceánicos.
3. Datos y procesamiento sísmico
En este estudio se analizan seis líneas sísmicas. Cuatro de ellas (SO161-44, SO161-35, SO161-29 y SO161-40; ver Figura 1) fueron adquiridas por el crucero RV SONNE (enero-febrero de 2001) como parte del proyecto «Subduction Processes Off Chile (SPOC)», y las otras dos (RC2901-728 y RC2901-734; ver Figura 1) fueron adquiridos por el crucero RV CONRAD (enero-febrero de 1988), como parte del proyecto «Mid-Ocean Spreading Ridge (Chile Ridge)» del Ocean Drilling Program (ODP). Se utilizaron los datos sísmicos preapilados de cuatro líneas sísmicas (RC2901-728, SO161-44, SO161-29 y RC2901-734), mientras que para las otras dos líneas (SO161-35 y SO161-40) sólo se dispone de los datos sísmicos apilados. Los datos sísmicos se adquirieron durante el crucero RV SONNE utilizando un streamer digital de 3.000 m de longitud y 132 canales, con 12,5 m entre los primeros 24 canales y 25 m entre los demás. La fuente sísmica era un conjunto sintonizado de 20 cañones de aire, que proporcionaban un volumen total de 54,1 l, con una separación de disparos de 50 m. Los datos sísmicos adquiridos durante el crucero RV CONRAD utilizaron un streamer digital de 3000 m de longitud, con 240 canales y una intertraza de 12.5 m. La fuente sísmica fue un conjunto sintonizado de 10 cañones de aire con un volumen total de 61,3 1, con un espaciamiento de disparo de 50 m.
El procesamiento sísmico se realizó utilizando el software de código abierto Seismic Unix (SU) . Con el fin de obtener una imagen sísmica precisa, se realizó un procesamiento estándar en los datos sísmicos Prestack, seguido de la migración temporal poststack (métodos Phase Shift y Stolt). Para evaluar los atributos sísmicos de la sección apilada, se realizó un procesamiento de amplitud real. De hecho, en cada paso de procesamiento se comprobó la conservación del espectro de amplitud. En el caso de las líneas sísmicas SO161-35 y SO161-40, para las que sólo se disponía de datos sísmicos apilados, se realizó una migración de desplazamiento de fase utilizando la velocidad sísmica del agua (1480 m/s).
El primer paso del procesamiento estándar fue convertir los datos de SEGY a formato SU. Una vez convertidos en formato SU, se realizó una comprobación del offset mínimo utilizando la primera llegada (onda directa). De hecho, asumiendo la velocidad sísmica del agua igual a 1480 m/s (a partir del análisis de la onda directa), se identificó un desplazamiento temporal de 0,12 s en la línea sísmica SO161-44. Se corrigió desplazando en 0,12 s todos los datos sísmicos.
El siguiente paso fue definir la disposición geométrica de los datos prestack. En este estudio, las coordenadas fuente-receptor se definieron arbitrariamente sin tener en cuenta las coordenadas geográficas, y el offset y el punto medio común (CMP) se calcularon utilizando las coordenadas fuente-receptor previamente calculadas. En el caso de las líneas sísmicas SO161-44 y SO161-29, se consideraron dos streamers diferentes: el primero de 24 canales espaciados cada 12,5 m y el segundo de 108 canales espaciados cada 25 m. La geometría de ajuste se asignó por separado y, posteriormente, se integró como un único streamer. Se definieron distancias CMP de 6,25 m (para las líneas sísmicas RC2901-728 y RC2901-734) y 12,5 m (para las líneas sísmicas SO161-44 y SO161-29).
Para atenuar el ruido y corregir los efectos sobre la amplitud debidos a la divergencia esférica del frente de onda, se aplicó un filtro pasa banda (15-70 Hz) y una ganancia, respectivamente.
En la línea sísmica SO161-44 se reconocieron fuertes ruidos asociados a reflexiones fuera del plano (sideswipe), probablemente debidos a la morfología irregular. Para atenuar este ruido, se aplicó un filtro de buzamiento (con una pendiente de 8-5,5 10-4) en el dominio F-K.
Se realizó un análisis de velocidad de apilamiento cada 100 CMP (es decir, cada 1250 m para las líneas sísmicas SO161-44 y SO161-29 y cada 625 m para las líneas sísmicas RC2901-728 y RC2901-734). En consecuencia, se utilizaron modelos de velocidad de apilamiento para realizarlo. Para obtener una imagen sísmica precisa, se realizó una migración temporal posterior al apilamiento; así, los modelos de velocidad de apilamiento se convirtieron en modelos de velocidad de intervalo. Además, se realizaron diferentes pruebas de migración temporal posterior al apilamiento (métodos de Stolt y de desplazamiento de fase). Los mejores resultados se obtuvieron utilizando el método de desplazamiento de fase. Por último, para obtener las secciones finales migradas post-stack, se aplicó un filtro pasa banda (15-70 Hz), trazos de mezcla, ganancia AGC (ventana de 800 ms) y silenciamiento.
4. Resultados
4.1. RC2901-728
La sección migrada en el tiempo RC2901-728, situada frente a la costa de Itata (36°S), se caracteriza por un tope de basamento oceánico regular, con un pequeño número de estructuras en la parte más occidental, mientras que en profundidad son evidentes las estructuras de cabalgamiento.
En la base del talud inferior, se reconoció una rampa anticlinal. Hacia arriba, varios empujes definen un complejo imbricado (de aproximadamente 15 km de ancho). A unos 8 s, las reflexiones de gran amplitud se interpretan como una superficie de decolaje (Figura 2). Por debajo de este nivel, otro reflector de gran amplitud puede asociarse con el tope del basamento oceánico. Una cuenca de talud levantada detrás de una subvertical se caracteriza por reflectores divergentes y continuos (Figura 2). Hacia abajo y hacia arriba de la cuenca del talud, las reflexiones caóticas con baja amplitud instantánea (véase el inserto en la Figura 2) pueden estar relacionadas con los depósitos de derrumbes (CDPs 8000 y 9500, respectivamente). De los CDPs 8000 a 13000, se identificó un BSR fuerte y continuo que puede estar asociado a la presencia de hidratos de gas. Desde los CDPs 10500 a 11500, se reconoció una estructura de flor negativa (Figura 2). En profundidad, las reflexiones con alta amplitud se asociaron al tope del basamento continental.
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RC2901-728 perfil sísmico. Secciones migradas en el tiempo (a) y migradas en el tiempo (b) con sección de dibujo lineal superpuesta. El recuadro indica la ubicación de la sección instantánea reportada en el inserto.
4.2. SO161-44
La sección migrada en el tiempo SO161-44 (Figura 3) ubicada frente a la costa de Arauco (cerca de 38°S) muestra características diferentes en comparación con la sección anterior. Se reconocieron varias fallas en la parte superior del basamento oceánico.
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SO161-44 perfil sísmico. Secciones migradas en el tiempo (a) y migradas en el tiempo (b) con sección de dibujo lineal superpuesta.
En la base de la ladera, reflectores ligeramente deformados, empujes y subimpactos afectan al relleno de la zanja. La parte superior de un nivel acústicamente semitransparente (unos 7 s) puede asociarse a una superficie de decolaje.
El talud inferior tiene una anchura de unos 15 km y es más empinado que la sección SO161-44. En la base del talud inferior se reconocen sedimentos ligeramente deformados, que implican sólo el lecho más somero del relleno sedimentario de la fosa (unos 0,8 s de espesor; Figura 3). La superficie del decolaje y el tope del basamento oceánico (unos 6 s y 7,5 s) muestran rasgos de pull-up (Figura 3). Desde el CDP 5700 hasta el 6600, una secuencia de empuje da forma a una pendiente inferior de gran inclinación. Hacia el este, se reconoció una escarpa de falla normal con un desplazamiento de aproximadamente 1 s (cerca del CDP 7000). Aquí se observaron reflexiones caóticas. Obsérvese que la escarpa de falla marca el límite entre la ladera inferior y la superior.
La ladera superior muestra una topografía irregular interrumpida por dos empujes principales (en los CDP 7000 y 8000). Son evidentes las reflexiones caóticas, observadas en la parte somera y profunda (Figura 3). Desde los CDPs 7200 a 7600 (5 km de anchura) se ha visualizado una zona deprimida caracterizada por altos morfológicos y una estructura de graben. Se reconocieron algunas cuencas de vertiente en la parte superior de los empujes verticales hacia el mar. Alrededor de 3,2 s, se identificó un BSR discontinuo y fuerte. Las reflexiones de gran amplitud a unos 4 s pueden interpretarse como el tope del basamento continental.
4.3. SO161-35
La sección postmigrada en el tiempo SO161-35, situada al sur de la isla Mocha, cerca de 38,5°S, muestra una cima de basamento oceánico irregular.
El talud inferior se caracteriza por una topografía irregular, que se ve interrumpida por un alto morfológico (alrededor de CDP 9000). Hacia abajo se reconoce una sección de empuje muy espaciada, mientras que hacia arriba dos empujes principales muy espaciados dan forma al prisma de acreción (Figura 4). Aproximadamente a los 7 s y 8 s, las reflexiones de gran amplitud y los rasgos de pull-up se asociaron con la parte superior del lecho sedimentario subplateado y con la parte superior del basamento oceánico. Desde los CDP 9200 a 10000 se reconoció una BSR débil y discontinua (Figura 4). El fondo marino se caracteriza por altos morfológicos anómalos, que pueden asociarse a posibles volcanes de lodo. Desde el CDP 10200 hasta el 11500, se reconocieron dos cuencas de talud principales. Obsérvese que estas cuencas están afectadas principalmente por el desplazamiento de las fallas normales e inversas (véase la figura 4). En el lado derecho de las cuencas, se reconocieron fallas normales que configuran estructuras de «medio agarre» (Figura 4). Alrededor de 5 s, se reconocieron reflexiones de gran amplitud asociadas al tope del basamento continental.
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SO161-35 perfil sísmico. Secciones migradas en el tiempo (a) y migradas en el tiempo (b) con sección de dibujo lineal superpuesta.
4.4. SO161-40
La sección postmigrada en el tiempo SO161-40 (Figura 5), ubicada al sur de la isla de Chiloé (43,5°S), se caracteriza por un tope de basamento oceánico regular. Los sedimentos de la fosa están afectados por empujes y fallas normales.
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SO161-40 perfil sísmico. Secciones migradas en el tiempo (a) y migradas en el tiempo (b) con sección de dibujo lineal superpuesta.
En la base del talud inferior, una estructura de empuje forma una rampa anticlinal. En profundidad, las reflexiones caóticas y las fallas inactivas afectan a la secuencia sedimentaria; aquí, los topes del lecho subplomado y del basamento oceánico son menos claros, pero se pueden reconocer algunas reflexiones de gran amplitud a 6 s y 7 s, respectivamente (Figura 5). Desde los CDPs 7800 a 10000, las escarpas son evidentes y pueden asociarse a fallas normales. En profundidad, desde los CDPs 8000 a 9000, se reconoce una fuerte y continua BSR. Nótese que ladera arriba la BSR es interrumpida por fallas activas que configuran una posible estructura de flor (Figura 5). Aproximadamente a los 3 s, las reflexiones de gran amplitud, afectadas por las fallas, se asociaron al tope del basamento continental. Arriba de los CDPs 9000 a 10000, se reconoció un alto morfológico y un canal submarino (3 km de ancho), controlado por fallas normales (Figura 5).
5. Discusiones y Conclusiones
Se pueden reconocer dos procesos principales de acreción a lo largo del margen chileno: el primero está relacionado con la acreción frontal y el segundo con la acreción basal . Ambos procesos, acreción frontal y basal, fueron reconocidos en todas las secciones sísmicas. En particular, las áreas caracterizadas por un techo oceánico regular, altos morfológicos y empuje a través del talud continental (RC2901-728, SO161-40 y RC2901-734; Figura 6) pueden asociarse a la acreción frontal, mientras que las áreas caracterizadas por un techo oceánico irregular, ausencia de altos morfológicos y taludes continentales ensanchados y empinados pueden asociarse a la acreción basal. Además, se pueden describir las relaciones entre el grosor del lecho sedimentario subplateado y la morfología del talud inferior. Así, un lecho sedimentario subplateado más grueso contribuye a la formación de taludes más empinados, mientras que un lecho sedimentario subplateado más fino contribuye a la formación de taludes más rugosos. En las secciones RC2901-728 y SO161-40, un lecho de sedimento subplateado delgado (0,5 s) está de acuerdo con una pendiente más áspera, mientras que en las secciones SO161-44 y SO161-35 (Figura 6(b)) un lecho de sedimento subplateado más grueso (1,2 s) evidencia una pendiente más pronunciada y suave. De este modo, una mayor cantidad de sedimentos infraplateados puede determinar la formación de dúplex por debajo del prisma de acreción afectando a los sedimentos acrecionados y elevando el prisma interno, como se evidencia en las secciones SO161-44, SO161-35 y SO161-29. Parece ser que el material desprendido proporciona acomodo al movimiento a lo largo de los empujes durante el levantamiento generando empujes subhorizontales. El crecimiento lateral y vertical de los prismas de acreción asociados a la acreción basal ha sido reportado por varios autores en diferentes márgenes continentales (i.e., 8, 22, 23, 24, y 25). Por el contrario, en las zonas donde se reconoce un lecho sedimentario subplateado más delgado, el prisma de acreción muestra empujes con un elevado desplazamiento, que se relacionan con una acreción frontal episódica . En este caso, el material subplateado tiene una influencia menor. De esta manera, la evolución para estos prismas será similar a la de los prismas mostrados en las secciones analizadas anteriormente.
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(a) Izquierda: Perfil de dibujo lineal de RC2901-728. Derecha: diagrama de acreción frontal. (b) Izquierda: perfiles de dibujo lineal de SO161-44, SO161-35 y SO161-29. Derecha: diagrama de acreción basal. (c) Izquierda: perfiles de dibujo lineal SO161-40 y RC2901-734. Derecha: diagrama de acreción frontal.
Los BSRs observados en las secciones sísmicas suelen considerarse indicadores de la existencia de gas libre, delineando la base de la zona de estabilidad de los hidratos de gas. Hacia el sur de la cresta de Juan Fernández, la BSR fue reconocida en el prisma interno en todas las secciones. En la parte más septentrional (RC2901-728, SO161-40) y en la más meridional (SO161-40 y RC2901-734), la BSR es fuerte y continua (Figuras 6(a) y 6(b)), mientras que en la parte central (SO161-44, SO161-35 y SO161-29) se reconoció una BSR débil y discontinua (Figura 6(b)). Así, se pueden observar relaciones entre las características de la BSR y los procesos de acreción; en particular, la BSR es fuerte y continua en correspondencia con los procesos de acreción frontal, mientras que es débil y discontinua en presencia de los procesos de acreción basal. Durante la acreción frontal, los movimientos tectónicos parecen afectar al prisma frontal, pero no afectan al prisma interno favoreciendo las condiciones de acumulación de fluidos y consecuentemente la formación de BSRs fuertes y continuas (ver a la derecha en las Figuras 6(a) y 6(c)). Mientras tanto, el levantamiento por acreción basal genera movimientos tectónicos extensionales en el prisma interno, que pueden favorecer el escape de fluidos (ver a la derecha en la Figura 6(b)) y, en consecuencia, el cambio de temperatura. Así, la profundidad de la zona de estabilidad de los hidratos de gas es muy variable a lo largo de la línea sísmica y, en consecuencia, la BSR desaparece o se debilita. Además, un gradiente geotérmico más bajo (30°C/km) en el sector norte (sección SO161-44) concuerda con una corteza oceánica más antigua (35 Ma) , donde cabe esperar una circulación de fluidos reducida. Mientras que en el sector sur (sección RC2901-734), un gradiente geotérmico más alto y variable (50-95°C/km) está de acuerdo con una corteza oceánica más joven (15 Ma) , donde se puede esperar una mayor circulación de fluidos. Hay que tener en cuenta que las características de la BSR podrían explicarse teniendo en cuenta varios factores. Así, es posible asociar una BSR débil y discontinua principalmente a una circulación reducida y a una tectónica activa. Sin embargo, en la parte más septentrional (Itata offshore), una BSR fuerte y continua está en desacuerdo con una corteza oceánica más antigua. Incluso si se espera una circulación reducida de la corteza oceánica, las condiciones tectónicas estables y las fuentes biogénicas de metano pueden explicar una BSR más fuerte y continua en esta zona. De hecho, en la costa de Itata, a partir de los datos batimétricos, se puede reconocer un talud continental más suave, que puede estar relacionado con un régimen tectónico estable, mientras que hacia el sur (costa de Arauco y Valdivia) un talud continental irregular caracterizado por cañones submarinos, áreas erosivas y lineamientos estructurales puede estar relacionado con un régimen tectónico inestable.