Palabras claves: Neotectónica, Esfuerzos, Compresión, Transpresión, Ante-arco, Intra-arco, Pleistoceno, Plioceno, Andes, Chile.

ABSTRACT

Compressional Pilocene and compressional-transpressional Pliocene states of stress, southern Chilean Andes (38-42º30'S). Miocene-Pliocene and Quaternary intrusive rocks and sedimentary deposits from the Central Depression and the Main Cordillera, between 38 and 42º30'S, have been affected by local and regional brittle deformation. Microfault geometry and kinematic analysis along with calculation of deviatoric tensors allowed to determine regional-seale states of stress. Two tectonic events were identified. A Pliocene event, prior to the Quaternary, affects the entire zone of study, and is characterized by a maximum compressional stress s₁ roughly oriented in an E-W direction. A Pleistocene event corresponds to an overall deformation partitioned into two coeval distinctive states of stress: a compressional stress s₁ oriented in a N-S to NNE-SSW direction in the fore arc zone, and a dextral transpressional state of stress with s₁ striking NE-SW, in the intra-arc zone.

Key words: Neotectonics, Stress, Compression, Transpression, Fore arc, Intra-arc, Pleistocene, Pliocene, Andes, Chile.

INTRODUCCION

Desde mediados del Terciario (25 Ma) los Andes Centrales (entre los 18 y 46ºS , a lo largo de más de 3.500 km) han sido sometidos a convergencia oblicua entre las placas oceánica de Nazca y continental de América del sur. La subducción de la placa de Nazca, que enfrenta al continente sudamericano entre el sur del Ecuador y el punto triple en la Península de Taitao (CTJ) (Fig. 1), se divide en 4 segmentos principales: dos segmentos subhorizontales (inclinados de 5 a 10º al este) y dos segmentos más inclinados (30ºE) (Jordan et al., 1983). La zona de estudio (Fig. 2) corresponde al segmento más austral de la zona de convergencia Nazca-Sudamérica, con inclinación de 30º y con presencia de una actividad volcánica moderna hasta los 46ºS (latitud del punto triple). La convergencia actual es de dirección N78º y su velocidad es de 8 cm/a a la latitud de Santiago y es de dirección N79º y de velocidad 7,90 cm/a a la latitud de Chiloé (DeMets el al., 1994; Tamaki, 1999).

Los Andes, entre los 38 y 42º30'S, se pueden dividir en dominios paralelos entre sí y tectónicamente diferentes:

- una zona de ante-arco ubicada entre la fosa Perú-Chile y la Cordillera Principal y en la cual se encuentran la Cordillera de la Costa y la Depresión Central;
- un arco magmático, o intra-arco, en la Cordillera Principal que es la zona de los volcanes activos y,
- una zona de antepaís.

El estudio de la geodinámica de los Andes del sur de Chile permite caracterizar las variaciones latitudinales y longitudinales en la naturaleza de la deformación regional durante un prolongado período de convergencia oblicua de las placas.

El objetivo de este trabajo es comprender mejor la naturaleza y distribución espacial de los estados de esfuerzo plioceno y pleistoceno de los Andes chilenos entre los 38 y 42º30'S. La distribución de las direcciones de los esfuerzos se estableció esencialmente a partir del análisis de la cinemática de fallas en el terreno y también a partir de los escasos mecanismos focales de sismos ya publicados. Se estudiaron 20 estaciones de mediciones entre la latitud de la localidad de Esperanza (en el límite entre las Regiones IX y X) y la latitud de Castro en la Isla de Chiloé. Estos estudios permitieron analizar ca. 720 fallas, las cuales mediante inversión numérica arrojaron un total de 20 direcciones independientes de esfuerzo y deformación.

MARCO GEODINAMICO

Entre los 38 y 42º30'S, la zona de ante-arco continental comprende la Cordillera de la Costa y la Depresión Central, paralelas al margen de placas. Esta depresión comienza al norte en la región de San Felipe, cerca de Santiago, y termina al sur de Aisén en el Istmo de Ofqui, a la latitud del punto triple donde colisiona la Dorsal de Chile con la fosa. La Depresión Central se extiende por más de 1.400 km, con un ancho que no sobrepasa los 75 km. Escarpes de falla aparentes constituyen el límite occidental de esta Depresión con la Cordillera de la Costa. Su límite oriental con la Cordillera Principal corresponde, entre los 33 y 36ºS, a un relieve de falla importante. De los 39ºS hacia el sur, el límite no es tan nítido y corresponde al pie del arco volcánico actual. Esta depresión fue descrita originalmente como un graben de edad pliocena (Aubouin et al., 1973). Las observaciones de los autores en fallas y microfallas expuestas a lo largo de ambos bordes de esta depresión permiten caracterizar mejor esta dinámica. El límite oriental de la Depresión Central con el arco volcánico, entre los 38 y 42º30'S (Fig. 2) no está bien expuesto, ya que se encuentra cubierto por depósitos volcánicos. En esta región, el arco volcánico actual se desarrolla adyacentemente o sobre los lineamientos corticales de la Zona de Falla Liquiñe-Ofqui (ZFLO).

Esta estructura (ZFLO), de más de 950 km de extensión norte-sur, es una de las mayores zonas de fallas de rumbo activas que se conocen en las zonas de subducción modernas (Jarrard, 1986). La ZFLO se caracteriza por una serie de lineamientos NNE-SSW, fallas y zonas de cizalle dúctil, que siguen la dirección de los arcos magmáticos del MioPlioceno y Actual. Steffen (1944) la descubrió y la describió al final del siglo pasado y principios de este siglo (Hauser, 1991) y su concepto evolucionó poco a poco (Klohn, 1960.; H. Moreno y M.A. Parada¹; Hervé, 1977; Solano, 1978; Hervé et al, 1979). Sin muchas pruebas de terreno, esta falla fue considerada como dextral (Hervé, 1976, 1977; Hervé y Thiele, 1987). Recientemente, numerosos estudios más detallados han permitido confirmar y establecer claramente su cinemática: zona de cizalle dúctil dextral a dextral-inversa durante el Mioceno tardío y parte del Plioceno (Cembrano, 1992; Cembrano y Hervé, 1993; López et al., 1997; Arancibia et al., 1997; Cembrano et al., 1997; Cembrano, 1998) y zona de cizalle frágil transpresional dextral en el Plioceno y el Pleistoceno (Lavenu y Cembrano, 1994; Cembrano et al., 1996a; Cembrano et al., 1996b; Lavenu et al., 1996; Lavenu et al., 1997; Lavenu y Cembrano, 1997; Lavenu y Cembrano, en prensa).

FIG. 2. Esquema estructural simplificado de Chile central y del sur. El área de estudio aparece enmarcada.

METODOLOGIA

Se estudiaron las zonas de ante-arco y de intra-arco comprendidas entre los 38 y 42º30'S. El análisis se hizo en la Cordillera de la Costa (Isla de Chiloé), en la Depresión Central y a lo largo de la ZFLO. Las mediciones se hicieron, esencialmente, en sedimentos cuaternarios y rocas intrusivas del Neógeno.

Para determinar el estado de esfuerzo en los distintos sitios se analizaron los vectores de deslizamiento medidos sobre fallas estriadas utilizando el algoritmo de inversión de Carey (Carey y Brunier, 1974; Carey, 1979). Este algoritmo permite determinar un tensor de esfuerzo y las direcciones principales de los ejes s₁, s₂, s₃ (Fig. 3). A partir de los planteamientos de Anderson (1951); Wallace (1951); Bott (1959) y Price (1966), desde dos decadas (cf. Yin, 1996), varios autores han propuesto métodos de cálculo cuantitativos para interpretar la cinemática de las fallas en un cuerpo rocoso altamente fracturado, a partir de la inversión de datos de poblaciones de fallas. Estos métodos se basan en dos supuestos alternativos: 1- la minimización de la suma del error de ángulo entre el esfuerzo de cizalle calculado y la dirección de deslizamiento observado para cada falla (Carey y Brunier, 1974; Carey , 1976, 1979; Armijo y Cisternas, 1978; Angelier y Goguel, 1979; Etchecopar et al., 1981; Angelier et al., 1982; Armijo et al., 1982; Michael, 1984, 1987; Reches, 1987; Gephart, 1988; Reches et al., 1992) y 2- la minimización de la suma del ángulo de rotación mínimo entre cada plano de falla observado y cada plano que puede hacer que el esfuerzo de cizalle calculado coincide con la dirección de deslizamiento observada (Gephart y Forsyth, 1984; Gephart, 1990).

Mientras algunos autores proponen una mezcla de los dos métodos (Yin y Ranalli, 1993; Yin, 1996), otros proponen métodos de cálculo de las direcciones de los ejes de la deformación, en vez de los ejes de esfuerzo (Angelier y Mechier, 1977; Pfiffner y Burkhard, 1987; Marrett y Allmendinger, 1990; Allmendinger et al., 1993).

Las hipótesis fundamentales que permiten interpretar el significado de las superficies estriadas a lo largo de planos de fallas, en témino de esfuerzos, son los siguientes (Carey y Brunier, 1974):

1- para cada estación de mediciones, un evento tectónico dado se caracteriza por un solo tensor de esfuerzo homogéneo;

2- para un evento tectónico, el deslizamiento responsable de la estriación ocurre en la misma dirección y sentido que la proyección del esfuerzo de cizalle en cada plano de falla;

3- la dirección y elsentido del indicador cinemático, en el plano de falla, dependen de la orientación del vector esfuerzo y de la relación de forma 'R' del elipsoide de esfuerzos (R = s₂ -s₁/s₃ -s₁) del tensor de esfuerzo. Esta relación de forma permite determinar los diferentes tipos de tensores y los regímenes tectánicos. Los diferentes estados o regímenes de esfuerzo, compresional, de rumbo y extensional, son limitados por 4 tensores de esfuerzo de revolución (Ritz y Taboada, 1993) (Fig. 4).

RESULTADOS DE LA INVERSION

A partir del análisis de los tensores obtenidos, determinaron dos eventos tectónicos (Fig. 5):

• Un primer evento, Plioceno, para el cual no fue posible determinar de manera muy precisa la edad de la deformación, posterior a 8,1 Ma en Los Añiques, entre 5,4 y 3,59 Ma en Hornopirén, entre 5,4 Ma y 1,6 Ma en la zona de Puyuhuapi, un poco más al sur de la zona estudiada (edades de Munizaga et al.,1984; Hervé et al., 1993; Cembrano et al.. 1996b; Cembrano et al., 1997);

• Un segundo evento, Pleistoceno, el cual es siempre posterior a 3,59 Ma en Hornopirén, y posterior a 1,6 Ma en Puyuhuapi. Esta última edad fue obtenida en biotita débilmente deformada (Cembrano, 1998), lo que arroja una edad máxima para dicha deformación frágil.

FIG. 5. Cronología y dirección de los diferentes regímenes tectónicos a partir de los datos obtenidos en este trabajo.

Las mediciones (Fig. 6) fueron analizadas y elaboradas en detalle. Todos los resultados se integraron en las tablas 1a 4.

FIG. 6. Ubicación de las estaciones de mediciones de fallas analizadas en este trabajo.

EL EVENTO TECTONICO PLIOCENO

Los resultados obtenidos se encuentran en las tablas 1 y 2. En el norte de la zona de estudio (Tabla 1) las medidas de fallas se hicieron en rocas graníticas y sedimentarlas de¡ Mioceno Medio a Superior y - en una estación - en granitoides del Pérmico. La dirección principal de compresión s₁ es E-W, el estado de esfuerzo es de rumbo y s₃ es horizontal (Fig. 7). Para las estaciones de mediciones del río Caunahue (CAUN) y del Rancho Mellipulli (MELLI), en la Depresión Central y en el límite con el arco volcánico, la relación de forma R es cercana a 1, lo que corresponde a un estado de esfuerzo de rumbo compresivo. Para la estación del río Quilalelfú (QUILAL), en la zona de intra-arco y 16 km al NNW de Liquiñe en el borde occidental de la Cordillera Principal, R es inferior a 0,5 y corresponde a un estado de esfuerzo de rumbo extensivo.

En la parte sur de la zona de estudio (40-42º30'S) (Tabla 2), las mediciones de fallas se efectuaron en el Batolito Nor-Patagónico, cuyos cuerpos tienen edades que se extienden del Cretácico al Neógeno. En algunos cuerpos no existen dotaciones (batolito indiferenciado). Las estaciones en las cuales se efectuaron las mediciones de fallas se encuentran en el ante-arco y el intra-arco actuales, pero pertenecen todas a la zona del intra-arco mioceno. La dirección principal de compresión es, también aquí, cercana a E-W: s₁=N263º (REL1 y REL2) (Fig. 8) y tiene una relación de forma R=0,78, lo cual sugiere un estado de esfuerzo compresivo uniaxial.

* Edad tomada de Munizaga et al. (1984).

* Edad tomada de Munizaga et al. (1984).

EL EVENTO TECTONICO PLEISTOCENO

Los resultados obtenidos están listados en la tablas 3 y 4. La edad de las rocas en las cuales se tomaron medidas de fallas y estrías, comprende desde el Mioceno Superior hasta el Pleistoceno.

En las estaciones de medición de la Depresión Central (Fig. 9) el estado de esfuerzo es compresivo (s₁ es horizontal, s₃ es vertical) de dirección NNE-SSW (Tabla 3).

En Esperanza, estación en sedimentos de edad pleistocena, la relación de forma R es cercana a 0, lo que tiende a mostrar aquí un estado de esfuerzo compresivo radial (elipsoide de revolución con s₁ºs₂) . Esto podría explicarse por una deformación superficial y poco constreñida.

En Victoria las tres fallas medidas no permiten calcular un tensor de esfuerzo; se indica únicamente la dirección de la deformación.

En el sur-oeste de la zona estudiada, en Fresia (FRESIA1 y FRESIA2), Nueva Braunau (BRAUN) (Fig. 9), Ancud (ANCUD1, ANCUD2, ANCUD3) y Lajas (LAJAS) (Fig. 10), los sedimentos relacionados con la glaciación cuaternaria más antigua, anterior a 55.000 a A.P. (Mercer, 1976; Porter, 1981) y de edad supuesta de 0,7 Ma (Hauser, 1986; Heusser y Flint, 1977), sufrieron una deformación en com presión (numerosas estrías tectónicas en rodado de origen fluvio-glacial) con s₁ horizontal de direción N-S a NNE-SSW y s₃ vertical. La mayoría de la relaciones de forma R son inferiores a 0,50 (entre 0,01 y 0,40) lo que indica un estado de esfuerzo compresivo radial, como en la estación de ESPERANZA. En Fresia, Ancud, Lajas, la deformación es superficial y, también, poco controlada. En la estación de BRAUN el estado de esfuerzo es compresiv uniaxial.

En la Cordillera Principal, a lo largo de la ZFLO, a partir del análisis de las estrías medidas sobre fallas en rocas del Mioceno al Plioceno superior, se definieron estados de esfuerzo transpresivo (s₁ y s₃ horizontales) con direcciones de s₁ cercanas a NE-SW (Tabla 4) (Fig. 1l). Para la estación del lago Caburgua (CABURGU) se calculó una relación de forma R=0,88, que corresponde a un estado de esfuerzo compresivo.

Las estaciones de la Cuesta Los Añiques (AÑIQUE) y Reloncaví (RELONC1 y RELONC2), con relación de forma cercana a 0,60 y s₃ cercano a la horizontal, corresponden a un estado de esfuerzo de rumbo. La estación de Hornopirén (HORNOPI), con R= 0,37, corresponde a un estado de esfuerzo de rumbo extensivo.

En las laderas del volcán cuaternario Apagado, estudiado por Alarcón (1995), al oeste de Hornopirén y en el borde occidental de la Cordillera Principal, se midieron fallas inversas (estación VOLCAN Ap.). El estado de esfuerzo determinado es compresivo, entre radial y uniaxial y de dirección NNE-SSW. Aunque pertenezca geológicamente al intra-arco, este sitio produce una dirección de esfuerzo más bien de ante-arco, seguramente porque se encuentra en el limite de ambos dominios.

DISTRIBUCION DE LOS ESTADOS DE ESFUERZO

En los Andes del sur de Chile, entre los 38 y 42º30'S, los terrenos neógenos y cuaternarios se encuentran afectados por una deformación frágil poco desarrollada, pero que abarca una gran extensión. El análisis de la deformación frágil registrada en la Depresión Central y a lo largo de la ZFLO muestra que existen dos eventos tectónicos.

El evento plioceno se caracteriza por un estado de esfuerzo compresivo generalizado, registrado en las zonas de ante-arco y de intra-arco actuales (Fig. 12) representado por s₁ de direccción E-W, s₂ de dirección N-S, y s₃ vertical.

Durante el Pleistoceno se observa una partición de las direcciones principales de esfuerzo a escala del margen continental con la ocurrencia coetánea de dos estados de esfuerzo diferentes (Fig. 13).

RELACIONES MORFO-ESTRUCTURALES ENTRE LA DEPRESION CENTRAL, EL ARCO
VOLCANICO Y LA ZONA DE FALLA LIQUIÑE-OFQUI

Los límites geográficos norte y sur de la Depresión Central entre los 33 y 46ºS corresponde a los mismos límites norte y surde la Zona Volcánica Sur de los Andes (ZVSA). La Depresión Central y la Cordillera Principal, en la cual se encuentra la ZVSA, constituyen dos elementos paralelos entre sí. El límite actual entre ambos elementos no corresponde a un lineamiento activo. La Depresión Central no tiene actualmente las características de un 'graben' limitado por fallas rectilíneas y normales. En efecto, las mediciones de fallas a lo largo de este escarpe en rocas del Terciario muestran, esencialmente, movimientos de rumbo con direcciones de compresión sucesivas en el tiempo E-W y N-S. EI 'graben' tendría su origen en el Neógeno, durante el cual un episodio extensivo favoreció el desarrollo del 'graben' de la Depresión Central (Laugenie, 1982; Cisternas y Frutos, 1994). En la zona de estudio, la deformación más reciente se concentra, esencialmente, en el intra-arco a lo largo de la ZFLO. Si en efecto hubo un contacto por falla activa entre la Depresión Central y la Cordillera Principal, esto fue antes del Cuaternario. Alrededor de los 36ºS este límite está marcado por fallas de dirección N30º, en gradas escalonadas por el hundimiento de las capas volcánicas del OligocenoMioceno (e.g., Formación Colbún) que quedaron debajo del relleno más reciente de la Depresión Central. En el resto de la Depresión Central, la mayoría de las fallas medidas en ambos bordes son, también, fallas de rumbo. Las pocas fallas normales observadas pueden explicarse como el resultado de un reajuste gravitacional a lo largo de los bordes.

En cuanto a las relaciones entre el volcanismo Reciente/Actual y la neotectónica, trabajos previos (Glazner, 1991; McCaffrey, 1992; Takada, 1994; Tobisch y Cruden, 1995; Tobisch et al., 1995) han tratado de mostrar cómo el emplazamiento de ciertos tipos de magmatismo (e.g., presencia de conos volcánicos monogénicos) podría estar ligado a diferentes regímenes tectónicos, lo que también ha sido investigado en esta zona de Chile (Cembrano y Moreno, 1994; López-Escobar et al., 1995; Arancibia et al, 1997; Cembrano et al, 1997; Lavenu y Cembrano, 1997; Lavenu et al., 1997; López-Escobar et al., 1997).

Está comúnmente reconocido que la partición de la deformación ocurre en numerosos tipos de ambientes tectónicos. En muchas fajas orogénicas, la deformación está particionada entre fallas de rumbo y fallas inversas. Para ciertos autores, la partición se produce a nivel del esfuerzo (Zoback et al., 1987; Rice, 1992; Zoback y Healy, 1992), mientras que para otros, se produce a nivel de la deformación (Oldow et al, 1990; Molnar, 1992) (cf. Tikoff y Teyssier, 1994 para más explicaciones).

La transpresión puede ser descrita como una combinación de cizalle simple y cizalle puro, en función de la orientación de eje de deformación instantánea o esfuerzo (Fossen y Tikoff, 1993; Teyssier et al. 1995; Tikoff y Saint Blanquat, 1997).

A la latitud del estudio (40ºS), el vector de convergencia entre la placa Nazca (N79º) y la placa Sudamericana a nivel de la costa chilena y/o de la ZFLO (N10º) es oblicuo (a un ángulo de 68º) con respecto al margen y se lo considera constante durante los últimos 10 a 5 Ma, con una velocidad actual de 7,90 cm/a (DeMets et al., 1994; Tamaki, 1999). En este marco, se deben considerar dos casos: el evento tectónico plioceno y el evento tectónico pleistoceno, siendo las direcciones de esfuerzo diferentes tanto en el tiempo como en el espacio.

El análisis del estado de esfuerzo del evento Plioceno muestran que el eje del esfuerzo máximo horizontal tiene una dirección promedio N92º en la zona de ante-arco hasta la ZFLO. Según Bellier y Sébrier (1994), en Sumatra, la convergencia oblicua tiene que ser mecánicamente acomodada por la subducción, i-en compresión con una componente perpendicular a la fosa y ii- en transpresión con una componente paralela a la fosa. Además, según Teyssier et al. (1995) en mismas condiciones de convergencia oblicua existe una partición de la deformación con transpresión, en la cual la dirección del esfuerzo máximo instantáneo (s₁) bisecta el ángulo entre el vector de convergencia y la perpendicular al margen. En la zona de estudio, la convergencia tiene una dirección N79ºy la perpendicular al margen una dirección Nl00º lo que daría una dirección teórica de s₁ N89,5º, muy cercana a la dirección promedio N92º que resulta del procesamiento de los datos de terreno.

No ocurre lo mismo en lo que concierne al evento pleistoceno. Los datos de terreno y el análisis del estado de esfuerzo muestran que el eje del esfuerzo máximo horizontal (s₁ ) tiene una dirección promedio N13º en la zona de ante-arco (zona de límite de placas en particular ) y es casi paralelo al límite de placa de Nl0º. Al contrario, a lo largo de la ZFLO, la dirección principal de compresión tiene un promedio de N42º.

La dirección de convergencia, similar durante el Plioceno y el Pleistoceno, no puede explicar el cambio de dirección de s₁. En cambio, la velocidad de convergencia, tanto perpendicular como tangencialmente a la fosa, disminuyó a partir de 2 o 3 Ma (Engebretson et al., 1986; C.D. Engebretson, comunicación escrita, 1995) (Fig. 15) y eso puede provocar un cambio en la partición de los esfuerzos.

Según McCaffrey (1992), la naturaleza de la deformación del ante-arco podría explicarse por la geometría del margen en relación con la dirección de deslizamiento. En esta parte de los Andes de Chile, existe un margen cóncavo hacia el océano. En este caso, el ante-arco debe sufrir un acortamiento paralelo al arco, lo que se comprueba con los datos de este estudio. Lo contrario ocurre en Ecuador, donde el margen es nítidamente convexo hacia el océano y donde se nota una extensión N-S cuaternaria, paralela al arco (Dumont et al., 1997).

Al este del arco volcánico, en Argentina, se observa una deformación cuaternaria con pliegues abiertos con vergencia hacia el este en el valle intramontano entre Cordillera Frontal y Precordillera, y fallas inversas con vergencia hacia el este con sismicidad activa en la Precordillera (Kadinsky Cade et al., 1985; Costa et al., 1997). En las Sierras Pampeanas existe un acortamiento E-W de la corteza con vergencia hacia el oeste, a lo largo de fallas inversas norte-sur (Costa y Vita-Finzi, 1996). Al sur de los 35ºS, después de una tectónica neógena (Jordan y Allmendinger, 1986; Diraison et al., 1998), la sismicidad (Chinn e Isacks, 1983) y las fallas activas no son descritas. Esta región corresponde a una zona donde terminan las Sierras Pampeanas y la Zona Subandina y donde termina, también, la zona de subducción plana (Fig. 1). La Cordillera Principal viene en contacto más o menos directo con el bloque rígido que representa, en parte, el basamentode la plataforma de la Patagonia argentina. De esta manera, parece ser que toda la deformación cuaternaria se restringe a las zonas de ante-arco y sobretodo del intra-arco.

CONCLUSIONES

El estudio de la deformación frágil pliocena y pleistocena en las zonas de ante-arco e intra-arco en los Andes del sur de Chile entre los 38 y 42º30'S permite concluir la existencia de una compleja geometría de los estados de esfuerzo regionales con variaciones significativas en el tiempo y en el espacio. Dos episodios de deformación frágil, caracterizados por fallas y/o microfallas debidas a cizalle discontinuo, se suceden durante la historia tectónica pliocena-pleistocena de esta región. Esos episodios son posteriores a la deformación dúctil de edad pliocena.

Durante el Plioceno, y anteriormente al Cuaternario, ocurre un evento tectónico compresivo, de dirección E-W. el cual abarca toda la zona estudiada. Durante el Pleistoceno, el segundo evento tectónico comprende dos estados de esfuerzo diferentes coetáneos: uno de dirección N-S a NNE-SSW en la zona de ante-arco, otro NE-SW en la zona de intra-arco, a lo largo de la ZFLO.

La compresión del Plioceno, E-W, estaría directamente ligada a un régimen de convergencia rápida y a un acoplamiento interplaca importante. La compresión del Pleistoceno, particionada y de dirección N-S en el ante-arco, estaría ligada a un régimen de convergencia más lento con acoplamiento más débil que en el Plioceno, y podría también explicarse, en parte, por una geometría cóncava del margen en relación al límite de convergencia.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo forma parte de los resultados del Convenio IRD-Departamento de Geología de la Universidad de Chile. Los autores agradecen, a los geólogos C. Rodríguez y H. Moreno (Servicio Nacional de Minería) y al Servicio Nacional de Geología y Minería por su ayuda en terreno. También, desean expresar su agradecimiento a los evaluadores P. Cobbold (Université de Rennes), R. Charrier (Universidad de Chile) y C.D. Reuther (Universität Hamburg) y al editor de la Revista Geológica de Chile (Dr. F. Hervé) por sus valiosas contribuciones y sugerencias.

¹ 1974. Geología del área de Liquiñe-Neitume y Lago Pirihueico (Inédito), Instituto de Investigaciones Geológicas, 41 p. Santiago.

REFERENCES

Alarcón, B. 1995. Geología del area comprendida entre los 41º45'- 42º05'Iatitud sur y 72º25'-72º50' longitud oeste, Provincias de Llanquihue y Palena, X Región. Memoria de Título (Inédito), Universidad de Chile, Departamento de Geología, 64 p.         [ Links ]

Allmendinger, R.W.; Marrett, R.A.; Cladouhos, T. 1993. FaultKin, version 3.8, a program for analyzing fault slip data for the Macintosh TM.         [ Links ]

Anderson, E.M. 1951. The dynamics of faulting and dyke formation with applications to Britain. Oliver and Boyd, 206 p. Edinburgh.         [ Links ]

Angelier, J.; Tarantola, A.; Valette, B.; Manoussis S. 1982. Inversion of field data in fault tectonics to obtain the regional stress-1. Single phase fault populations: a new method of computing the stress tensor. Geophysical Journal of the Royal Astronomical Society, Vol. 69, p. 607-621.         [ Links ]

Angelier, J.; Goguel, J. 1979. Sur une méthode simple de détermination des axes principaux des contraintes pour une population de failles. Comptes Rendus de l'Académie des Sciences, Paris, Vol. 288, No. 3, Sér. D, p. 307-310.         [ Links ]

Angelier, J.; Mechier, P. 1977. Sur une méthode graphique de recherche des contraintes principales également utilisables en tectonique eten séismotiogie: la méthode des diédres droits. Société Géologique de France,Bulletin, Vol. 19, No. 6, 1309-1318.         [ Links ]

Armijo, R.; Carey, E.; Cisternas, A. 1982. The inverse problem in microtectonics and the separation of tectonic phases. Tectonophysics, Vol. 82, p. 145-160.         [ Links ]

Armijo, R.; Cisternas, A. 1978. Un probléme inverse en microtectonique cassante. Comptes Rendus de l'Académie des Sciences, Paris, Vol. 287, p. 595-598.         [ Links ]

Arancibia, G.; Lavenu, A.; Cembrano, J. 1997. Geometría y cinemática frágil en el Batólito norpatagónico, zona de falla Liquiñe-Ofqui, Región de Aysén (44º-45º lat. S). In Congreso Geológico Chileno, No. 8, Actas, Vol. 1, p. 6-1 0. Antofagasta.         [ Links ]

Aubouin, J.; Audebaud, E.; Debelmas, J,; Dollfus, O.; Dresh, J.; Faucher, B.; Mattauer, M.; Megard, F.; Paredes, J.; Savoyat, E.; Thiele, R.; Vicente, J.C. 1973. De quelques probiémes géologiques et géomorphologiques de la Cordillére des Andes. Revue de Géographie Physique et de Géologie Dynamique, Vol. 15, No. 2, Fasc. 1-2, p. 207-216.         [ Links ]

Barrientos, S.; Acevedo, P. 1992. Seismological aspects of the 1988-1989 Lonquimay (Chile) volcanic eruption. Journal of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 53, p. 73-87.         [ Links ]

Beck, M.E. 1988. Analysis of Late Jurassic-Recent paleomagnetic data from active plate margins of South America. Journal of South American Earth Sciences, Vol. 1, No. 1, p. 39-52         [ Links ]

Beck, M.E. 1989. Paleomagnetism of continental North America; implications for displacement of crustal blocks within the western Cordillera, baja California to British Columbia. in Pakiser L.C., and Mooney W.D., geophysical framework of the continental United State. Geological Society of America, Memoir No. 172, p. 471-492.         [ Links ]

Beck, M.E.; Burmester, R.F.; García, A.; Rivano, S. 1990. Paleomagnetic results from Cretaceous rocks in the Llaillay -San Felipe- Puteando region: implications for block rotations in the Andean forearc. RevistaGeológica de Chile, Vol. 17, No. 2, p. 115-130.         [ Links ]

Bellier, O.; Sébrier, M. 1994. Relationship between tectonism and volcanism along the Great Sumatran Fault Zone deduced by Spot image analyses. Tectonophysics, Vol. 233, p. 215-231.         [ Links ]

Bott, M.H.P. 1959. The mechanics of oblique slip faulting. Geological Magazine, Vol. 97, No. 2, p. 109-117.         [ Links ]

Carey, E.; 1976. Analyse numérique d'un modéle mécanique élémentaire appliqué a l'étude d'une population de failles : calcul d'un tenseur moyen des contraintes a partir des stries de glissement. Thése de 3º cycle, Université de Paris-Sud, Orsay, 138 p.         [ Links ]

Carey, E. 1979 Recherche des directions principales de contraintes associées au jeu d'une population de failles. Revue de Géographie Physique et Géologie Dynamique, Vol. 21, No. 1, p. 57-66.         [ Links ]

Carey, E.; Brunier, B. 1974.Analyse théorique et numérique d'un modéle élémentaire appliqué a l'étude d'une population de failles. Comptes Rendus de l'Académiedes Sciences, Vol. 279, No. 11, Sér. D, p. 891-894.         [ Links ]

Cembrano, J. 1992 The Liquiñe-Ofqui fault zone (LOFZ) in the Province of Palena: field and microstructural evidence of aductile-brittle dextral shear zone. Comunicaciones, No. 43, p. 3-27.         [ Links ]

Cembrano, J. 1998. Kinematics and timing of intra-arc deformation at the Southern Andes plate boundary zone. Ph.D. Thesis, University of Dalhousie, 231 p.         [ Links ]

Cembrano, J.; Beck, M.E.; Burmester, R.F.; Rojas, C.; García, A.; Hervé, F. 1992. Paleomagnetism of Lower Cretaceous rocks from east of the Liquiñe-Ofqui Fault zone, southern Chile: evidence of smali in-situ clockwise rotations. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 113, p. 539-551.         [ Links ]

Cembrano, J.; Hervé, F. 1993. The Liquiñe-Ofqui fault zone : a major Cenozoic strike slip duplex in the Southern Andes. Second International Symposium on Andean Geodynamics, Extended Abstracts, p. 175-178. Oxford.         [ Links ]

Cembrano, J.; Hervé, F.; Lavenu, A. 1996a. The Liquine-Ofqui fault zone: a long-lived intra-arc fault system in southern Chile, Tectonophysics, Vol. 259, 55-66.

Cembrano, J.; Schermer, E.; Lavenu, A.; Hervé, F.; Barrientos, S.; McClelland, B.; Arancibia, G. 1996b. Nature and timing of Cenozoic intra-arc deformation, southern Chile. In Third Intemational Symposium on Andean Geodynamics, Extended Abstracts, p. 311-314. St. Malo, France.         [ Links ]

Cembrano, J.; Lavenu, A.; Arancibia. G.; Sanhueza, A.; Reynolds, P. 1997. Coeval transpressional and transtensional magmatic arc tectonics in the southern Andes. In Congreso Geológico Chileno, No. 8, Actas, Vol. 3, p. 1613-1616. Antofagasta.         [ Links ]

Cembrano, J.; Moreno, H. 1994. Geometría y naturaleza contrastante del volcanismo cuaternario entre los 38 y 46º S. ¿Dominios compresionales y tensionales en un régimen transcurrente? In Congreso Geológico Chileno, No. 7, Actas, Vol. 1, p. 240-244. Concepción.         [ Links ]

Chinn, D.S.; Isacks, B.L. 1983. Accurate source depths and focal mechanisms of shallow earthquakes in western south America and in the New Hebrides island arc. Tectonics, Vol. 2, No. 6, p. 529-563.         [ Links ]

Cisternas, M.E.; Frutos J. 1994. Evolución tectonico-paleogeográfica de la cuenca terciaria de los Andes del sur de Chile (34º30'-40º30' lat. S). In Congreso Geológico Chileno, No. 7, Actas, Vol. 1 , p. 6-12. Concepción.         [ Links ]

Coblentz, D.D.; Richardson, R.M. 1996. Analysis of the South American intraplate stress field. Journal of Geophysical Research, Vol. 101, B4, p. 8643-8657.         [ Links ]

Costa, C.; Lavenu, A.; Diederix, H.; Cortés, J.; Gardini, C.; Ramos, V. 1997. Quaternary deformations in Chile and Argentina along 32º-33º south latitude. Geological Society of America, Annual Meeting, Abstract with Programs, Vol. 29, No. 6, p. A-442.         [ Links ]

Costa, C.; Vita-Finzi, C.1996. Late Holocene faulting in the southeast Sierras Pampeanas of Argentina. Geology, Vol. 24, No. 12, p. 1127-1130.         [ Links ]

DeMets, C.; Gordon, R.; Argus, D.; Stein, S. 1994. Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time-scale on estimates of current plate motions. Geophysical Research Letters, Vol. 21, No. 20, p. 2191-2194.         [ Links ]

Dewey, J.F.; Lamb, S.H. 1992. Active tectonics of the Andes. Tectonophysics, Vol. 205, p. 79-95.         [ Links ]

Diraison, M.; Cobbold, P.; Rossello, E.; Amos, A. 1998. Neogene dextral transpression due to oblique convergence across the Andes of northwestern Patagonia, Argentina. Journal of South American Earth Sciences, Vol. 11, No. 6, p. 519-532.         [ Links ]

Dumont, J.F.; Alvarado, A.; Guillier, B.; Lavenu, A.; Martínez, C.; Ortlieb, L.; Poli, J.T.; Labrousse, B. 1997. Coastal morphology as related to geodynamics in Western Ecuador: preliminary results. In Late Quaternary Coastal Tectonics, London, 10-07. INQUA Commission on Neotectonics and Geological Society, 16 p. London.         [ Links ]

Dziewonski, A.M.; Ekstrom, G.; Woodhouse, J.H.; Zwart, G. 1990. Centroid-moment tensor solutions for January-March 1989. Physics of the Earth andPlanetary Interiors, Vol. 59, p. 233-242.         [ Links ]

Engebretson, D.C.; Cox, A.; Gordon, R.G. 1986. Relative motions between oceanic and continental plates in the Pacific basin. Geological Society of America, Special Paper, No. 206, 59 p.         [ Links ]

Etchecopar, A.; Vasseur, G.; Daignieres, M. 1981. An inverse problem in microtectonics for the determination of stress tensors from fault striation analysis. Journal of Structural Geology, Vol. 3, p. 51-65.         [ Links ]

Fossen, H.; Tikoff, B. 1993. The deformation matrix for simultaneous simple shearing, pure shearing and volume change, and its application to transpression-transtension tectonics. Journal of Structural Geology, Vol. 15, Nos. 3-5, p. 413-422.         [ Links ]

García, A.; Beck, M.E.; Burmester, R.F.; Hervé, F.; Munizaga, F. 1988. Paleomagnetic reconnaissance of the Región de Los Lagos, Southern Chile, and its tectonic implications. Revista Geológica de Chile, No. 15, p. 13-30.         [ Links ]

Gephart, J.W. 1988. On the use of stress inversion of faultslip data to infer the frictional strength of rocks (abstract), EOS Transactions, American Geophysical Union, Vol. 69, p. 1462.         [ Links ]

Gephart, J.W.; Forsyth, D.W. 1984. An improved method for determining the regional stress tensor using earthquake focal mechanism data: Application to the San Fernando earthquake sequence. Journal of Geophysical Research, Vol. 89, p. 9305-9320.         [ Links ]

Gephart, J.W. 1990. Stress and the direction of slip on fault planes. Tectonics, Vol. 9, No. 4, p. 845-858.         [ Links ]

Glazner, A.F. 1991. Plutonism, oblique subduction, and continental growth : An example from the Mesozoic of California. Geology, Vol. 19, No. 9, p. 784-786.         [ Links ]

Hauser, A. 1986. Rodados multicolores: su ditribución y características en el sur de Chile. Revista Geológica de Chile, No. 27, p. 69-83.         [ Links ]

Hauser, A. 1991. Hans Steffen, precursor del concepto Falla Liquiñe-Ofqui. Revista Geológica de Chile, Vol. 18, No. 2, p. 177-179.         [ Links ]

Hervé, F.; Fuenzalida, l.; Araya, E.; Solano, A. 1979. Edades radiometricas y tectónicas neógenas en el sector costero de Chiloé, X Región. In Congreso Geológico Chileno, No. 2, Actas, Vol. 1, p. Fl-F18. Arica.         [ Links ]

Hervé, F.; Thiele, R. 1987. Estado de conocimiento de las megafallas en Chile y su significado tectónico. Comunicaciones, No. 38, p. 67-91.         [ Links ]

Hervé, M. 1976. Estudio geológico de la falla Liquiñe-Reloncaví en el area de Liquiñe; antecedentes de un movimiento transcurrente (Provincia de Valdivia). In Congreso Geológico Chileno, No. 1, Actas, Vol. 1, p. B39-B56. Santiago.         [ Links ]

Hervé, M. 1977. Geología del área al este de Liquiñe, Provincia de Valdivia, Xa Región. Memoria de Título (Inédito) Universidad de Chile, Departemento de Geología, 111 p.         [ Links ]

Hervé, F.; Pankhurst, R.; Drake, R.; Beck, M.; Mpodozis, C. 1993. Granite generation and rapid unroofing related to strike-slip faulting, Aysen, Chile. Earth and PIanetary Science Letters, Vol 120, p. 375-386.         [ Links ]

Heusser, C.J.; Flint, R.F. 1977. Quaternary glaciations and environments of northern Isla Chiloé, Chile. Geology, Vol. 5, No. 5, p. 305-308.         [ Links ]

Jarrard, R.D. 1986. Relations among subduction parameters. Reviews of Geophysics, Vol. 24, No. 2, p. 217-284.         [ Links ]

Jordan, T.E.; Allmendinger, R.W. 1986. The Sierras Pampeanas of Argentinas: a modern analogue of Rocky Mountain foreland deformation. AmericanJournal of Science, Vol. 286, p. 737-764.         [ Links ]

Jordan, T.E.; Isacks, B.L.; Allmendinger, R.W.; Brewer, J.A.; Ramos, V.A.; Ando, C.J. 1983. Andean tectonics related to geometry of subducted Nazca plate. Geological Society of America, Bulletin, Vol. 94, p. 341-361.         [ Links ]

Kadinsky-Cade, K.; Reilinger, R.; Isacks, B. 1985. Surface deformation associated with the november 23, 1977, Caucete, Argentina, earthquake sequence. Journal of Geophysical Research, Vol. 90, p. 12691-12700.         [ Links ]

Kissel, C.; Laj, C.; Sengör, A.M.C.; Poisson, A. 1987. Paleomagnetic evidence for rotation in opposite senses of adjacent blocks in northeastern Aegea and western Anatolia. Geophysical Research Letters, Vol. 14, p. 907-910.         [ Links ]

Klohn, C. 1960. Una zona de inestabilidad estructural con fracturas profundas en los Andes del sur de Chile reactivada en el terremoto del 22 de mayo de 1960. Instituto de Investigaciones Geológicas, 14 p.         [ Links ]

Laugenie, C. 1982. La région des Lacs, Chili meridional. Recherche sur l'évolution géomorphologique d'un piémont glaciaire quaternaire andin. Thése de Doctorat, Université de Bordeaux III, 2 Vols., 810 p.         [ Links ]

Lavenu, A.; Cembrano, J. 1994. Neotectónica de rumbo dextral en la zona de falla de Liquiñe-Ofqui: geometría, cinemática y tensor de esfuerzo. In Congreso Geológico Chileno, No. 7, Actas, Vol. 1, p. 81-85. Concepción.         [ Links ]

Lavenu, A.; Cembrano, J. 1997. Quaternary state of stress in Southern Chilean Andes between 32º-45º south latitude. Geological Society of America, Annual Meeting, Abstracts with Programs, Vol. 29, No. 6, p. A-443.         [ Links ]

Lavenu, A.; Cembrano, J. (En prensa). Compressional and transpressional-stress pattern for Pliocene and Quaternary brittle deformation in fore arc and intra-arc zones (Andes of Central and Southern Chile). Journal of Structural Geology.         [ Links ]

Lavenu, A.; Cembrano, J.; Arancibia, G.; Déruelle, B.; López-Escobar, L.; Moreno, H. 1997. Neotectónica transpresiva dextral y volcanismo, Falla Liquiñe-Ofqui, sur de Chile. In Congreso Geológico Chileno, No. 8, Actas, Vol. 1, p. 129-133, Antofagasta.         [ Links ]

Lavenu, A.; Cembrano, J.; Hervé, F.; Arancibia, G.; Vargas, G.; Garrido, I.; Barrientos, S.; Monfret, T. 1996. Neogene to Quaternary state of stress in the Central Depression and along the Liquiñe-Ofqui fault zone (Central and Southern Chile). Third Internacional Symposium on Andean Geodynamics, p. 195-198. St. Malo, France.         [ Links ]

López, G.; Hatzfeld, D.; Madariaga, R.; Barrientos, S.; Campos, J.; Lyon-Caen, H.; Zollo, A.; Giannacone, G.; Kausel, E. 1997. Microsismicidad en la zona centro-sur de Chile. In Congreso Geológico Chileno,No. 8, Actas, Vol. 3, p. 1771-1774. Antofagasta.         [ Links ]

López-Escobar, L.; Cembrano, J.; Moreno, H. 1995. Geochemistry and tectonics of the Chilean Southern Andes basaltic Quaternary volcanism (37-46º S). Revista Geológica de Chile, Vol. 22, No. 2, p. 219-234.         [ Links ]

López-Escobar, L.; Déruelle, B.; Lavenu, A.; Thiele, R. 1997. The Nevados de Chillan volcanic complex (36º50'S): differentiated lavas uncontaminated by continental crust in the southern volcanic zone of the Andes. In Congreso Geológico Chileno, No. 8, Actas, Vol. 1, p. 347-351. Antofagasta.         [ Links ]

Marrett, R.; Allmendinger, R.W. 1990. Kinematic analysis of fault-slip data. Journal of Structural Geology, Vol. 12, No. 8, p. 973-986.         [ Links ]

McCaffrey, R. 1992. Oblique plate convergence, slip vectors, and forearc deformation. Journal of Geophysical Research, Vol. 97, p. 8905-8915.         [ Links ]

Mercer, J. H. 1976. Glacial history of southernmost South America. Quaternary Research, Vol. 6, p. 125-166.         [ Links ]

Michael, A.J. 1984. Determination of stress from slip data: faults and folds. Journal of Geophysical Research, Vol. 89, No. 11, p. 517-526.         [ Links ]

Michael, A.J. 1987. Use of focal mechanisms to determine stress: a control study. Journal of Geophysical Research, Vol. 92, p. 357-368.         [ Links ]

Molnar, P. 1992. Brace-Goetze strength-profiles, the partitioning of strike-slip and thrust faulting at zones of oblique convergence, and the stress-heat flow paradox of the San Andreas fault. In Fault Mechanics and transport Properties of Rocks (Evans, B.; Wong, T.F.; editors). Academic Press, p. 435-459.         [ Links ]

Munizaga, F.; Hervé, F.; Drake, R. 1984. Geocronología K-Ar del extremo septentrional del Batólito Patagónico en la región de Los Lagos, Chile. In Congreso Geológico Argentino, No. 9, Actas, Vol. 3, p. 133-145.         [ Links ]

Munizaga, F.; Hervé, F.; Drake, R.; Pankhurst, R.J.; Brook, M.; Snelling, N. 1988. Geochronology of the Lake Region of south-central Chile (39º-42ºS). Preliminary results. Journal of South American Earth Sciences, Vol. 1, No. 3, p. 309-316.         [ Links ]

Nelson, M.R.; Jones, C.H. 1987. Paleomagnetism and crustal rotations along a shear zone, Las Vegas Range, southern nevada. Tectonics, Vol. 6, No.l, p. 13-33.         [ Links ]

Oldow, J.S.; Bally, A.W.; Ave Lallemant, H.G. 1990. Transpression, orogenic float, and lithospheric balance. Geology, Vol. 18, No. 11, p. 991-994.         [ Links ]

Pfiffner, O.A.; Burkhard, M. 1987. Determination of paleostress axes orientation from faults, twin and earthquake data. Annales Tectonicae, Vol. 1, p. 48-57.         [ Links ]

Porter, S.C. 1981. Pleistocene glaciation in the Southern Lake District of Chile. Quaternary Research, Vol. 16, No. 3, p. 263-292.         [ Links ]

Price, N.J. 1966. Fault and joint development in brittle and semi-brittle rock. Pergamon, 176 p. New York.         [ Links ]

Reches, Z. 1987. Determination of the tectonic stress tensor from slip along faults that obey the Coulomb yield condition. Tectonics, Vol. 6, No. 6, p. 849-861.         [ Links ]

Reches, Z.; Baer, G.; Hatzor, Y. 1992. Constraints on the strength of the upper crust from stress inversion of fault slip data. Journal of Geophysical Research, Vol. 97, p. 481-493.         [ Links ]

Rice, J.R. 1992: Fault stress states, pore pressure distributions, and the weakness of the San Andreas fault. In Fault Mechanics and Transport Properties of Rocks (Evans, B.; Wong, T.F.; editors). Academic Press, p. 435-459. New York.         [ Links ]

Ritz, J.F.; Taboada, A. 1993. Revolution stress ellipsoids in brittie tectonics resulting from an uncritical use of inverse methods. Société Géologique de France, Bulletin, Vol. 164, No. 4, p. 519-531.         [ Links ]

Rojas, C.; Beck, M.E.; Burmester, R.F.; Cembrano, J,; Hervé, F. 1994, Paleomagnetism of the Mid-Tertiary Ayacara Formation, southern Chile: counterclockwise rotation in a dextral shear zone. Journal of South American Earth Sciences, Vol. 7, No. 1, p. 45-56.         [ Links ]

Ron, H.; Aydin, A., Nur A. 1986. Strike-slip faulting and block rotation in the Lake Mead fault system. Geology, Vol. 14, No. 11, p, 1020-1023.         [ Links ]

Ron, H.; Eyal, Y. 1985. Interplate deformation by block rotation and mesostructures along the Dead Sea transform, northern Israel. Tectonics, Vol. 4, No. 1, p. 85-105.         [ Links ]

Rostein, Y. 1984. Counterclockwise rotation of the Anatolian block. Tectonophysics, Vol. 108, p. 71-91.         [ Links ]

Solano, A. 1978. Geología del sector costero de Chiloé continental entre los 41º50' y 42º10' de latitud sur. Memoria de Título (Inédito), Universidad de Chile, Departamento de Geología, 122 p. Santiago.         [ Links ]

Steffen, H. 1944. Patagonia occidental. Las cordilleras patagónicas y sus regiones circundantes. Ediciones de la Universidad de Chile, Vol. 1, 333 p. Santiago.         [ Links ]

Stern, C., Vergara, M. 1992. New age for the vitrophyric rhyolite-dacite from Ancud (42ºS), Chiloé, Chile. Revista Geológica de Chile, Vol. 19, No. 2, p. 249-251.         [ Links ]

Sylvester, A.G. 1988. Strike-slipfaults. Geological Society of America, Bulletin, No. 100, p. 1666-1703.         [ Links ]

Takada, A. 1994. The influence of regional stress and magmatic input on styles of monogenetic and polygenetic volcanisrn. Journal of Geophysical Research, Vol. 99, p. 13563-13573.         [ Links ]

Tamaki, K. 1999. Nuvel-1A calculation results. Ocean Research Institute, University of Tokyo. http:// manbow.ori.u-tokyo.ac.jp/tamaki-bin/post-nuvella.         [ Links ]

Teyssier, C.; Tikoff, B.; Markley, M. 1995. Oblique plate motion and continental tectonics. Geology, Vol. 23, No. 5, p. 447-450.         [ Links ]

Tikoff, B.; Teyssier, C. 1994. Strain modeling of displacement-field partitionning in transpressional orogens. Journal of Structural Geology, Vol. 16, No. 11, p. 1575-1588.         [ Links ]

Tikoff, B.; Saint Blanquat, M. 1997. Transpressional shearing and strike-slip partitioning in the late Cretaceous Sierra Nevada magmatic arc, California. Tectonics, Vol. 16, No. 3, p. 442-459.         [ Links ]

Tobisch, O.T.; Cruden, A.R. 1995. Fracture-controlled magma conduits in an obliquely convergent continental magmatic arc. Geology, Vol. 23, No. 10, p. 941-944.         [ Links ]

Tobisch, O.T.; Saleeby, J.B.; Renne, P.R.; Mcnulty, B.A.; Tong, W. 1995. Variations in deformation fields during development of a large volume magmatic arc, central Sierra Nevada, California. Geological Society of America, Bulletin, Vol. 107, No. p. 148-166.         [ Links ]

Wallace, R.E. 1951. Geometry of shearing stress and relation to faulting. Journal of Geology, Vol. 59, p. 118-130.         [ Links ]

Yin, Z-M. 1996. An improved method for determination of the tectonic stress field from focal mechanism data. Geophysical Journal Intemational, Vol. 125, p. 12165-12176.         [ Links ]

Yin, Z.-M.; Ranalli, G. 1993. Determination of tectonic stress field from fault slip data: toward a probabilistic model. Journal of Geophysical Research, Vol. 98, No. 12, p. 165-176.         [ Links ]

Zoback, M.D.; Zoback, M.L.; Mount, V,S.; Suppe, J.; Eaton, J.P.; Jealy, J.H.; Oppenheimer, D.H.; Reasenberg, P.A.; Jones, L.M.; Lucile, M.; Raleigh, C.B.; Wong, I.G.; Scotti, O.; Wentworth, C.M. 1987. New evidence on the state of stress of San Andreas fault system. Science, Vol. 238, No. 4830, p. 1105-1111.         [ Links ]

Zoback, M.D.; Healy, J.H. 1992. In situ stress measurements to 3.5 km depth in the Cajon Pass scientific research borehole: implications for the mechanics of crustal faulting. Journal of Geophysical Research, Vol. 97, p. 5039-5057.         [ Links ]

Manuscrito recibido Septiembre 22. 1998: aceptado: Junio 11, 1999.

©  2012  Servicio Nacional de Geología y Minería
andeangeology@sernageomin.cl