Traducido por: Macarena Pedrero, Eduardo Daz, Matas Taucare y Francisco Trujillo

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The Cenozoic history of the southern Atacama Desert, Chile

CEDRIC MORTIMER

RESUMEN

CHILE es fisiogrficamente dividido en tres por la Cordillera de la Costa en el oeste, el Valle

Longitudinal y Central, y la Cordillera de los Andes en el este. Sin embargo, en el sur del Desierto

de Atacama, el Valle Longitudinal es discontinuo y es representado por dos depresiones aluviales

elongadas (Fig. 1): el Llano de Travesa en el sur, y el rea formada por el Llano de Varas, el Llano

de San Pedro y la Pampa Austral en la norte. La topografa en el rea que yace entre estas dos

cuencas es continuamente montaosa desde los Andes hacia el Mar.

Los Andes altos en la parte este de la regin son delimitados en el sector chileno por dos cadenas

montaosas aproximadamente norte-sur, en gran parte volcnica, que se unen hacia el sur en una

cordillera no-volcnica (Fig. 1). La cordillera oriental, la Alta Cordillera, alcanza una altura mxima

de 6880 m, mientras que la cadena occidental, la Cordillera de Domeyko, es algo ms baja. Entre

las dos cordilleras principales se produce la Cordillera Claudio Gay. El drenaje es este-oeste y por

lo tanto transversal a la fisiografa dominante y a las vetas geolgicas del pas.

Cuatro episodios de evolucin del paisaje son

reconocidos, cada uno de los cuales ha llevado al

desarrollo de una superficie de erosin regional.

La primera fase comenz con la elevacin del

norte de Chile sobre el nivel del mar en el

Mesozoico tardo, y cada fase subsiguiente se

inici con una mayor incisin de drenaje en el

paisaje predecesor. Dataciones radiomtricas de

flujos piroclsticos muestran que los elementos

ms tempranos de la topografa presente ya

existan en el Eoceno inferior, y que la mayora de

los relieves se han desarrollado en el Mioceno

medio-superior. La formacin de un can

profundo caracteriza a la fase erosional tarda, la

cual comenz en el Mioceno superior y an

contina.

La elevacin tectnica de la Cordillera de la Costa,

en relacin a las depresiones longitudinales

parece haber ocurrido ms temprano en la

historia del paisaje, aunque la remobilizacin

tarda a lo largo de estructuras mayores se ha

llevado a cabo desde entonces.

Los relieves erosionales en los Andes altos son a

menudo cubiertos por caractersticas volcnicas

construccionales y la migracin de centros

eruptivos desde el Mioceno, donde se ha

desplazado la cuenca de drenaje hacia el este.

Cambios de nivel del mar relativo inducidos

tectnicamente han causado depsitos

transgresivos del Terciario tardo en la regin

litoral que habran sido terrazas durante una

regresin marina irregular. La historia del paisaje,

la cual se extiende por todo el Terciario indica que

la generacin de relieve Andino ha sido un

proceso prolongado y pulsativo.

El enriquecimiento suprgeno de los depsitos de

cobre tom lugar bajo las superficies de erosin

antiguas entre el Eoceno inferior y el Mioceno

superior, y la viabilidad econmica de una mina

prospecto puede ser largamente predicha

mediante la topografa suprayacente.

C. Mortimer

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Fig. 1. Mapa de localizacin del sur del Desierto de Atacama.

En el flanco occidental de la cadena Andina las formaciones corren de norte a sur, reflejando

tendencias geosinclinales y estructurales (Cecioni, 1970; Ruiz, 1965). La formacin del basamento

se produce como inliers aislados. Metasedimentos Precmbricos se encuentran al este de Vallenar

(Aguirre, in Ruiz 1965), cuarcitas del Ordovcico se encuentran al norte de Huasco (Moraga, pers.

comm.), sedimentos Permo-Carbonferos afloran cerca de Chaaral y los depsitos permo-trisicos

se observan al este de Vallenar y al este de Copiap (Segerstrom 1959, 1962). La Formacin

Jursica Toarciana Lautaro (Segerstrom 1959, 1962) fue seguida por sedimentos arcillosos y calizas

del Grupo Chaarcillo de Cretcico inferior (Segerstrom 1967) las cuales se interdigitan con la

contempornea Formacin volcnica extrusiva Bandurrias (Segerstrom 1967).

Sedimentos continentales con flujos volcnicos forman la Formacin Cerrillos (de edad

desconocida) la cual fue depositada discordantemente sobre el Grupo Chaarcillo (Segerstrom &

Parker 1959). La Formacin Hornitos de conglomerados continentales y capas lenticulares de

ceniza se encuentra discordantemente sobre la Formacin Cerrillos (Segerstrom 1959) y es del

Cretcico superior. Plegamientos e intrusiones afectaron la Formacin Hornitos previo a la

deposicin de sedimentos y flujos volcnicos Terciarios a recientes.

C. Mortimer

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Estratovolcanes dominantemente andesticos, Terciarios a recientes, estn asociados con flujos

riolticos en los Andes altos, y pequeos afloramientos de los flujos ocurren ms hacia el oeste

(Clark et al. 1967a).

Farrar et al. (1970) mostr que cinco episodios de intrusin grantica ocurrieron entre el Prmico y

el Eoceno superior y ellos confirmaron hiptesis ms tempranas de movimiento hacia el este de

los centros intrusivos despus del Paleozoico (Ruiz 1965). Las rocas metamorfoseadas no son

comunes y el batolito tiene slo un vestigio de alteracin circundante pero la magnetita dentro de

skarn es explotada comercialmente. El cobre es asociado a rocas intrusivas de todas las edades.

Los depsitos tipo Manto, los cuales son diseminaciones de minerales de cobre en lavas

estratificadas Mesozoicas tienen un origen problemtico (Ruiz et al. 1971). Las vetas de plata se

encuentran en calizas del Grupo Chaarcillo (Whitehead 1919).

La tendencia del eje de los pliegues del Cretcico y Terciario es norte-sur, pero los ejes ms

antiguos son progresivamente ms este-oeste con la edad (Frutos 1970). El plegamiento estrecho

y empuje no son comunes. Las fallas son abundantes, las fallas mayores han sido generalmente

asociadas con la tendencia de los pliegues. Algunas de las fallas son Terciarias a recientes y han

tenido una influencia directa en la topografa (Segerstrom 1968; Cooke y Mortimer 1971).

LOS FLUJOS VOLCNICOS TERCIARIOS

El volcanismo del Terciario a recientemente en el norte de Chile es una asociacin de flujos

piroclsticos extrusivos riolticos a riodacticos (Zeil & Pichler 1967) con estratovolcanes

intermedios de composicin latita andestica a riodactica (Pichler & Zeil 1969). Tales

estratovolcanes, ambos extintos y activos, estn restringidos a los Andes altos, pero los flujos

piroclsticos cubren grandes reas al oeste de la cuenca de drenaje Andina.

En el sur del Desierto de Atacama, los flujos piroclsticos tanto en la regin Andina como en el

oeste ms lejano son menos frecuentes que en el extremo norte de Chile (Hollingworth &

Ruthland, 1968; Guest, 1969; Zeil & Pichler, 1967), aunque la mayora de las capas riolticas se

ajustan al tipo con sus contrapartes del norte y son similarmente ignimbrticas. Las ignimbritas del

sur del Desierto de Atacama son deficientes si estn soldadas. Otras rocas volcnicas de

composicin similar son probablemente aglomerados y flujos de lava.

A pesar de su restringida preservacin, los depsitos volcnicos se producen en situaciones

geomorfolgicamente significativas y cuando son datados radiomtricamente establecen una

cronologa parcial. Dataciones de K-Ar (Tabla 1) de flujos volcnicos cidos son llevadas a cabo en

fenocristales de micas, cuyas fuentes se encuentran en Fig. I, por Dr. N. J. Sneeling de IGS.

Interpretaciones preliminares se han hecho por Clark et al. (1967b) y Sillitoe et al. (1968); el

documento anterior da las edades de 9.5 0.5 (M.A.) para la muestra 67:19; 9.0 0.3 (M.A.) para

67:44; 11.5 0.5 (M.A.) para 67:45 y 12.6 0.5 (M.A.) para la muestra 67:40.

Tanto las edades como las posiciones de las rocas volcnicas datadas las dividen en dos grupos. Un

grupo, de la erupcin en el Eoceno inferior, se encuentra en el centro de la regin. El otro grupo

C. Mortimer

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del Mioceno medio al Plioceno est en el este. La escala del tiempo usada a lo largo de esto es la

de Berggren (1969).

Segerstrom (1967 y 1959) primero mape la sucesin volcnica antigua del Terciario, y reconoci

que sta se encontraba discordante sobre las Formaciones Hornitos y Cerrillos. Sin embargo en

ausencia de alguna datacin isotpica, l equipar comprensiblemente los flujos volcnicos con la

Formacin Altos de Pica. Esta ltima unidad de roca, una representacin local de la formacin

Liparitica de Bruggen (1950), fue establecida por Galli y Dingman (1962) como una secuencia de

ignimbritas del Terciario tardo en la Provincia de Tarapac alrededor de 1000 km al norte de

Copiap.

Las rocas volcnicas del Eoceno inferior no pueden ser incluidas en la Formacin Liparitica debido

a su antigedad, y han sido nombradas como la Formacin Cerro de la Peineta (Sillitoe et al. 1968).

Sin embargo, aquellos flujos de ignimbritas del sur del desierto que han sido datados como

Mioceno a Plioceno caen dentro del rango de edad de la Formacin Liparitica y, tanto por sta

razn como por razones litolgicas, estos flujos de lava y los depsitos de grava asociados pueden

estar incluidos en esta Formacin.

En vista de la distancia con sus contrapartes de ms al norte, habra sido ventajoso darle a

ignimbritas del Terciario superior y sus depsitos de grava asociados un nombre de Formacin

distinto. Segerstrom (1968) ha usado el trmino Formacin Negro Francisco para estos depsitos

en los Andes altos. Otros (Clark et al. 1967a) han sugerido el nombre de Formacin San Andrs

para aquellos flujos de lava en los flancos andinos muestreados con la datacin K-Ar.

Tabla 1: Dataciones K-Ar

C. Mortimer

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1. Evolucin del paisaje

El rea ha sido dividida en tres provincias definidas arbitrariamente por estudios geomorfolgicos

pero que tienen una pequea relacin con las divisiones del relieve. Las provincias (Fig. I) son:

I. Zona Costera: La parte del rea litoral que se caracteriza por terrazas de abrasin marina y

depsitos asociados.

II. Zona Interior: El rea este de la zona costera, que se extiende hasta la Cordillera de

Domeyko.

III. Zona Cordillerana: Incluye las cuenca de drenaje centrpeto y los volcanes de los Andes

altos, y se extiende desde la Cordillera de Domeyko hasta la frontera Argentina sobre la

cuenca de drenaje continental.

Cuatro episodios distintos de evolucin de paisaje son reconocidos dentro de la zona Interior. Los

relieves de las otras dos zonas podran estar correlacionados con las fases de la zona Interior

aunque las dos primeras no pueden ser distinguidas ya sea en la zona Costera o Cordillerana. Las

fases de la evolucin del relieve son enumeradas cronolgicamente y sus productos finales, la

jerarqua resultante de las superficies de erosin, nombradas. La nomenclatura provisional previa

(Clark et al. 1967a, b; Sillitoe et al. 1968; Mortimer et al. 1971) ha sido revisada para este trabajo.

(A) EL PAISAJE DE LA ZONA INTERIOR

(I) Fase 1

La fase I comenz despus del levantamiento del norte de Chile sobre el nivel del mar en el

Cretcico inferior. La formacin se produjo en la parte ms antigua de la topografa, la Cumbre

Surface (Summit Surface de Sillitoe et al. 1968). Esto es reconocido en dos reas montaosas bien

separadas en la parte oeste central de la zona Interior. Primeramente el grupo de montaas

alcanz un mximo de 3109 msnm en el Cerro de la Peineta, y secundariamente en el Cerro

Carrizalillo alcanz 3266 m. Las montaas en estas reas tienen en su tope superior 1000 metros

de lavas riolticas, aglomerados y tobas y las rocas volcnicas preservan por debajo de ellas

pequeos remanentes de un paisaje previo.

Las rocas volcnicas de esta secuencia fueron datadas (Tabla I) 100 metros por debajo de la cima

de Cerro Blanco (espcimen 68:44), la cima central del grupo del Cerro de la Peineta, y de la

cumbre del Cerro Carrizalillo (68:116). Un espcimen (68:127) tambin fue tomado desde el Cerro

Santa Cruz en el distrito Lomas Bayas. Esta montaa es el resto de uno de los varios alimentadores

de las rocas extrusivas de la Formacin Cerro de la Peineta.

Las tres dataciones del Eoceno inferior son virtualmente idnticas y permiten la correlacin de una

sucesin volcnica retenida entre los restos de la Cumbre Surface e incluyendo Cerro de la Peineta

y Cerro Carrizalillo. Las rocas datadas indican que la topografa subyacente a ellas exista en el

Eoceno inferior.

C. Mortimer

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La Cumbre Surface es el paisaje ms antiguo en la topografa presente y debe haber sido mucho

ms extenso (FIG. 2). Como la erosin en los casos establecidos no ha destruido el paisaje del

Terciario temprano se piensa que otras cimas altas en la zona Interior, incluso algo erosionadas,

podran estar razonablemente cerca de al menos la altitud aproximada de la Cumbre Surface. Este

paisaje disminuye en altitud de la cumbre hacia la costa (FIG. 3). En la Cordillera de la Costa al sur

de Copiap hay una conformidad horizontal marcada de las altas cumbres, las cuales estn

asignadas a la Cumbre Surface. En las partes orientales ms altas de la zona Interior, la Cumbre

Surface ha sido completamente erosionada.

(II) Fase 2

Las elevaciones (crestas) concordantes que bordean los valles (trunk valleys) en sus cursos

inferiores y medio, son los remanentes de la superficie Sierra Checo del Cobre que se desarroll al

final de la Fase2. Luego de flujos volcnicos de la Cumbre Surface hubo un evento

predominantemente erosivo, que para el cual no han sido encontradas edades radiomtricas. La

Fase 2 comienza con incisiones de drenaje en la Cumbre Surface, y las estribaciones (montaas

laterales de una cordillera de menor tamao) que descienden son los remanentes erodados de

una topografa, la cual evolucion en una resultante degradacin. La superficie Sierra Checo del

Cobre ha sido afectada considerablemente por la erosin en tiempos posteriores y el

biselamiento de la Fase 2 ha tendido a persistir en los substratos ms resistentes. Las crestas

(ridges) que representan esa superficie, estn ligados a profundos anfiteatros (como

estructuras) formados durante erosiones posteriores.

En el valle del Rio Salado, la superficie de la Sierra Checo del Cobre esta a unos 300-400m de la

costa. Lejos de la regin costera la antigua topografa pierde altitud, en relacin a la topografa de

fases posteriores y desaparece en el borde oeste de la pampa austral alrededor de los 700m. (Fig.

3). Dentro del valle Copiap el quiebre de la pendiente bajo la superficie de la Sierra Checo del

Cobre ocurre a unos 400 m al interior del Monte Amargo, a unos 1450 m por encima del Nantoco

(Fig. 3). Rio arriba del Nantoco, la erosin posterior ha impedido la positiva identificacin de la

Fase 2 y sus morfologas.

Adyacente a la Quebrada Carrizal, la Sierra Checo del Cobre esta a unos 300m de la costa y

mantiene su altitud hacia el interior, as convergiendo con perfiles de ros jvenes hacia el Llano

de Travesa (Fig. 3)

En el Valle de Huasco la superficie se encuentra a 500m de la costa. Adicionalmente las

disecciones ro arriba han destruido la evidencia positiva de esta superficie, pero parece tener

restos cerca de los 500m y para luego fusionarse con perfiles de valles laterales hacia la depresin

central. No se ha reconocido al este de Vallenar.

C. Mortimer

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(III) Fase 3

La morfologa de la Fase 3 no se parece a sus fases anteriores, ambas deposicionales y erosionales,

y ellas en gran proporcin lograron la topografa actual. La Fase 3 se inicia con una incisin de

drenaje en la Superficie de la Sierra Checo del Cobre y luego deja un valle (banco) sobre unos ros

para comenzar un nuevo ciclo de erosin. La pedimentacin, luego de la incisin del drenaje,

causa una retirada masiva de los bordes del valle, y resulta en un paisaje que ha sido llamado el

Pediplano Atacama.

El pediplano, tanto como superficie de roca desnuda o como depositacin aluvial llamada Gravas

de Atacama, es preservado como una terraza alta sobre los ros y es una superficie a lo largo del

sur del desierto. El aplanamiento de la Fase 3 esta mejor desarrollada hacia la parte este de la

Zona Interior, pero su equivalente deposicional, las Gravas de Atacama, son reconocibles hacia el

oeste hasta la costa. Tales gravas forman la gran parte del relleno de la depresin longitudinal y

dominan la mayora del paisaje actual.

En el valle del Rio Salado las terrazas se alzan, por una virtual coincidencia, con el presente lecho

del rio sobre la costa, hasta un mximo sobre el fondo actual del valle a unos 350m de Potrerillos.

(Fig. 3). Los perfiles de Potrerillos del presente fondo de valle y las terrazas de la Fase 3 convergen

hacia la Cordillera de Domeyko. Una situacin similar prevalece en los valles del Rio Copiap y sus

tributarios donde unas terrazas bajas representan el termino de la topografa de la Fase 3 donde

lentamente se alza rio arriba en relacin al presente fondo de valle (Fig. 3). Dentro de la mayora

del valle del Rio Copiap la mxima incisin del Valle en el pediplano de Atacama es de

aproximadamente 1000m, aunque las partes mas elevadas del sistema de valles son tambin

inaccesibles para mediciones directas.

Fig. 2. Disposicin de la capa volcnica sobre la Cumbre Surface del

grupo montaoso Cerro la Peineta.

C. Mortimer

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En la Quebrada Carrizal el pediplano de Atacama se encuentra a 150 m.s.n.m cerca de la costa. Rio

arriba converge con el perfil actual del ro cerca de Canto del Agua (Fig. 3) a unos 400m. Esto

puede ser observado en la Fig. 2 que el perfil del valle fluvial de la Fase 3 es ligeramente convexo.

La parte baja del Rio Huasco ha sido exhaustivamente mapeada por Cooke. El reconoci que la

superficie agradacional de las Gravas de Atacama son correlacionables (seguibles) a unas terrazas

marinas de 85-110m en la costa. Ro arriba las terrazas ganan en altitud por sobre el rio y a unos

60km de la costa esta se encuentra a 160m sobre el rio y continua elevndose hacia el interior. La

altura mxima del Pediplano de Atacama sobre el ro es de unos 500m, aunque no hay ningn

estudio detallado para esa parte alta del valle. Cooke reconoci un perfil antiguo del valle

restringido al este de la depresin longitudinal. Este puede ser equivalente al paisaje de la Fase 2,

pero el presente autor no est permitido para mostrar esto.

Flujos de Ignimbrita fueron depositados en los flancos Andinos durante y luego de la formacin del

Pediplano y Gravas de Atacama. Los flujos fueron radiomtricamente datados y determinan

edades de morfologas de la Fase3. Al este de Pueblo Hundido en el valle del Ro Salado, 5m de

ignimbrita no soldada esta interestratificada en las Gravas de Atacama en la pared izquierda del

Valle (Fig. 4). La muestra 67:40 fue tomada 15 km al este de Pueblo Hundido donde la ignimbrita

se encuentra 47m sobre el piso del valle y 50m bajo lo ms alto de las Gravas de Atacama.

Adicionalmente rio arriba una pequea rea residual de ignimbrita no soldada se encuentra en la

cima deposicional de las Gravas de Atacama, en la rivera izquierda del Rio Salado, en Potrerillos, y

la muestra 67:45 fue tomada en la base de ese flujo.

Fig.3 perfiles de la topografa adyacentes a los principales valles fluviales estudiados.

C. Mortimer

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En el momento de la erupcin de las ignimbritas de Pueblo Hundido, la deposicin de las Gravas

de Atacama combinada con la agradacin del curso del rio y de la depresin longitudinal, fueron

en progreso como consecuencia en el aplanamiento de la roca. Poco despus cuando la Ignimbrita

de Potrerillos fue depositada sobre la superficie del relleno aluvial, el proceso de agradacin

habra cesado. Las dos ignimbritas adyacentes al Rio Salado reflejan el ambiente deposicional justo

antes e inmediatamente despus del fin de la agradacin de la Fase 3, y las edades dadas por los

flujos son usadas para probar que la Fase 3 se complet en el Mioceno Medio-Superior.

Pediplano de Atacama en la Quebrada de San Andrs. La ignimbrita esta preservada

irregularmente por unos 25 km sobre el valle el cual es un tributario del Rio Copiap. El flujo tiene

una potencia de unos 80m y localmente sobreyace a las Gravas de Atacama. Es aparente que la

Quebrada de San Andrs canalizo el flujo de una fuente de alguna parte de la Cordillera de

Domeyko. Una muestra (67:19) viene de la rivera izquierda del flujo, 30 km al noreste de su unin

con la Quebrada San Andrs y Paipote (Fig. 5).

La Deposicin de la ignimbrita de San Andrs claramente tuvo lugar despus de que la Fase 3 ces,

aun as, fue antes del corte profundo del can de la Fase 4. Sin embargo en la base de las

ignimbritas en las partes altas de la Quebrada San Andrs, la erosin parcial de las lavas han

revelado una incisin por drenaje incipiente de la Fase 4 en el sub-flujo de la topografa. Por lo

tanto a partir de las edades K-Ar el aplanamiento de la Fase 3 y los episodios de agradacin deben

haber terminado en el Mioceno Superior y al menos en las cabeceras de la cuenca del Rio Copiap,

la incisin de la Fase 4 habra comenzado en el Mioceno superior.

(IV) Fase 4

La Fase 4 fue anunciada por el rejuvenecimiento del ltimo y drenaje mayor, y el desarrollo del

can a travs y hacia el sur del Desierto de Atacama, acompaado de formacin de terrazas en

el Rio Huasco y Quebrada Carrizal. La Fase 4 llev al desarrollo del paisaje actual, la Superficie de

Copiap y la morfologa se considera que aun sigue evolucionando dentro de este ltimo evento

erosional.

La mxima incisin del drenaje en la Fase 4 ocurri en los valles de los flancos Andinos (vase

arriba), con crcavas del Pediplano y las Gravas de Atacama. Localmente y subsecuente a la

incisin del drenaje de la Fase 4, los ros regradaron ligeramente, y la agradacin local se habra

producido en todos los valles. Luego el downcutting, habra producido terrazas en el relleno

joven del valle, particularmente en la parte baja del Rio Copiap. Perfiles del lecho del Rio Salado y

el Rio Copiap son suavemente cncavos, sin embargo el piso actual del valle de la Quebrada

Carrizal es convexo como su equivalente de la Fase 3 (Fig. 3).

C. Mortimer

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muestras vienen de un flujo de ignimbrita que se encuentra en la plataforma del valle en el

Fig. 4. Posicin de la ignimbrita (67:40) dentro de las Gravas de Atacama cerca de Pueblo Hundido.

C. Mortimer

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.

(V) Interpretacin de los perfiles de los ros

En los valles de Rio Salado, Quebrada Carrizal y probablemente rio Huasco, la Superficie Sierra

Checo del Cobre converge rio arriba con los perfiles de valles jvenes hacia el borde oeste de la

depresin longitudinal. El piso de la depresin longitudinal es topogrficamente mucho mas bajo

que los remanente de la Cumbre Surface, como se ven en las montaas costeras, aunque el suelo

de roca de caja es aparentemente una extensin hacia el este de la roca de la Superficie Sierra

Checo del Cobre, cuando esta ultima avanzo (se traz) hacia el interior desde la costa. Los ros, por

lo tanto, fueron establecidos a travs de canales cruzando la Cordillera de la Costa al final de la

Fase 2. La dislocacin tectnica de la Cumbre Surface probablemente formo las unidades bsicas

de relieve longitudinales, y ocurri antes del final de la Fase 2 cuando los perfiles de los ros fueron

Fig. 5. Posicin de la ignimbrita (67:44) en la unin de la Quebrada Paipote y la Quebrada San

Andrs

C. Mortimer

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desarrollados. Los ros deben haber mantenido sus cursos anteriormente a la elevacin de las

montaas costeras, para poder producir los perfiles observados.

El Rio Copiap no cruza una depresin aluvial y los perfiles de varias superficies de erosin

adyacentes al rio solo reflejan una incisin progresiva en el lecho del rio. La convergencia de los

perfiles de la Fase 3 y Fase 4 entre Casern y Piedra Colgada se considera como evidencia de las

diferentes condiciones hidrulicas combinado con diferentes longitudes de lecho entre Fase 3 y

Fase 4; en lugar de una disturbacin tectnica de las terrazas fluviales como Tricart sugera.

La Quebrada Carrizal es la corriente estudiada ms corta y esta confinada a la Cordillera de la

Costa, consecuentemente esto deriva en poca agua desde los flancos relativamente pluviosos de

los Andes. Aunque un canal anterior exista a travs de las montaas costeras previo a la Fase 3,

como se muestra en perfiles de topografas antiguas, el total equilibrio del canal se piensa que fue

inhibido por la escases de agua en la zona rida costera, lo que conduce a la convexidad de los

perfiles de los ros. Almeyda mostr que en el pueblo de Copiap hay un promedio anual de lluvia

de solo 25mm, basado en 74 aos de registro.

(VI) Relieves tectnicos

En muchos lugares, particularmente a lo largo del margen de la depresin longitudinal, fallamiento

en las rocas de fondo han desplazado la superficie deposicional de las gravas de Atacama. Tal

dislocacin de la superficie de las gravas ha estado activa desde al menos el final de la Fase 3 y hoy

en da sigue activa. El fallamiento reflejado en la aluvin es principalmente con tendencia

longitudinal (aproximadamente NS), y la mayora de tales estructuras son la expresin superficial

del fallamiento de rocas de fondo encubiertas a lo largo o cerca de estructuras mayores que

fueron originalmente responsables de la cuenca y el alcance topogrfico. Algunas fallas, sin

embargo, no estn relacionadas a las importantes divisiones fisiogrficas, como por ejemplo,

aquellas fallas (fig 3) cerca de la desembocadura del ro Copiapo que intercepta las terrazas

marinas y los sedimentos litorales del plioceno.

La naturaleza del fallamiento es difcil de determinar debido a la cubierta aluvial, pero todas las

fallas son aparentemente normales de alto ngulo o inversas. Solamente en una instancia hay una

sugerencia de movimiento de rumbo, pero esto es nicamente en aluvin y no necesita haber

indicador de movimientos fundamentales de roca de caja.

La falla de Atacama es un presunto deslizamiento de rumbo de dimensiones continentales que

cruza el interior del rio salado desde Chaaral. No hay evidencia de las antiguas superficies de

erosin de que ha ocurrido algn movimiento a gran escala a lo largo de esa parte de la falla que

se extiende hacia el sur del rio salado durante la evolucin del relieve. Una posible extensin hacia

el sur de la falla de Atacama ha, sin embargo, avanzado suficientemente hacia el oeste como para

haber producido un escarpe de falla de alrededor de 2 metros de altura en las gravas de Atacama

hacia el norte de Copiapo. De todas maneras la falla de Atacama no ha aparentemente desplazado

significativamente elementos topogrficos en el desierto austral, nunca ha sido una zona de

erosin preferentemente.

C. Mortimer

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(B) EL PAISAJE DE LA ZONA DE LA CORDILLERA

Lejos el relieve erosional dominante en el rango de la Cordillera de Domeyko es el pediplano de

Atacama. Esta superficie puede ser vista para transgredir hacia el este la divisin tenue y la

pendiente a desaparecer bajo la aluvin, capas de evaporitas y depsitos de cenizas los cuales

rellenan la cuenca del salar de pedernales y salar de Maricunga.

La Cordillera de Domeyko tiene una fisiografa compuesta de montaas de origen erosivo

combinado con picos volcnicos constructivos. Mucho de los estratovolcanes han sido sin

embargo truncados durante la pedimentacin que conduce al Pediplano de Atacama y estos

volcanes son por lo tanto miocenos, siendo contemporneos en origen con la Fase 3.

Al este de la cuenca de Pedernales y Maricunga el Pediplano se eleva por encima del nivel de los

depsitos superficiales y trunca la formacin de la roca de caja de la Cordillera Claudio Gay. El este

de este intervalo cae por debajo de los estratovolcanes, los cuales han sido vrgenes por otra

erosin superficial. Estos volcanes crearon la lnea divisora continental.

Los sedimentos finos y flujos de cenizas los cuales taparon el Pediplano de Atacama en gran parte

del rea soporta una relacin similar a la superficie planar como en el caso de las Gravas de

Atacama hasta el Pediplano de Atacama en la zona interior, y se cree que la fraccin sedimentaria

de la secuencia es una caracterstica agradacional de la Fase 3. Segerstrom (1968) ha mapeado

estos sedimentos en la regin Francisco en la Laguna de Negro.

Disecciones de la Fase 4 en la zona de la Cordillera son vistas como canales superficiales. Donde

tales canales alcanzan la cuenca del salar que se inundan por depsitos de sal, indicando de este

modo la relativa juventud de al menos la parte superior de la secuencia evaportica.

Depsitos de sal en la cuenca del Salar de Pedernales muestran evidencias definitivas de haber

inclinacin hacia el oeste durante su acumulacin. Esta cuenca drena por la filtracin a travs de la

sub-superficie dentro del canal profundo del Rio de la Sal el cual se encuentra hacia el oeste de la

Cordillera de Domeyko, y la captura del drenaje de la cuenca por el rio es inminente.

Puesto que no hay conexin de drenaje entre la zona cordillerana y las vas hacia el oeste, la

diseccin de la Fase 4 del Pediplano de Atacama en la zona cordillerana no tiene ninguna conexin

con el nivel de base con eventos de la Fase 4 de la zona interior, aunque se cree que fueron

impulsadas por el mismo evento tectnico positivo.

Dataciones de potasio- argn de una ignimbrita que se encuentra en una de las quebradas de

diseccin del flanco oriental de la Cordillera de Domeyko en pedernales revela un mnimo de edad

para la quebrada entre bandas de mioceno-plioceno. El gran error experimental en la

determinacin sin embargo, refleja el pequeo tamao de la muestra, impidiendo una certeza

absoluta sobre el momento de la deposicin de este flujo. Si el resultado es valido la quebrada fue

cortada en el Pediplano de Atacama en el mioceno superior, y la Fase 4 comienza en la zona

cordillerana aproximadamente al mismo tiempo que en la parte oriental de la zona interior.

C. Mortimer

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Erupciones de estratovolcanes durante la Fase 4 establecieron muchas cuencas con drenaje en

esta parte de los andes mientras que mas volcanismo reciente se ha concentrado cerca de las

presentes crestas andinas, y dicha actividad constructiva probablemente movi la lnea divisora

continental hacia el este hasta su posicin actual en tiempos relativamente recientes.

A pesar de la aparente frescura de los estratovolcanes andesticos en la zona este de la cordillera

el acontecimiento ms joven datado por K-Ar es una erupcin pliocena tarda de ignimbrita

rioltica. La ignimbrita forma los acantilados costeros del lago la Laguna Verde y la muestra

proviene del miembro superior de un nmero de flujos cuya base no fue vista. Esta sucesin de

ignimbritas superpone a los flancos de los conos ms bsicos, y refleja el ms reciente

acontecimiento volcnico en la regin.

A pesar de la gran altura de la zona cordillerana, no fueron observadas pruebas definitivas de

glaciacin, y el mximo de la cubierta de hielo pleistocena en esta latitud inmediata no era

probablemente muy por debajo de las cumbres presentes. La cubierta de hielo era evidentemente

inferior ya sea hacia el norte o hacia el sur.

(C) EL PAISAJE DE LA ZONA COSTERA

La lnea de costa del desierto S. Atacama limita con terrazas marinas las cuales han sido mapeadas

en la desembocadura del Rio Salado, el Rio Copiapo y la Quebrada Carrizal. Cooke ha mapeado las

terrazas en la boca del Rio Huasco. Las diferentes secuencias de eventos en cada una de estas

localidades son variaciones locales en un patrn similar en general.

Evidencia a lo largo de los puntos de la costa a una cada temprana en el nivel del mar que era

contemporneo con la incisin de drenaje iniciando la Fase 4. Las pruebas de la primera cada

importante respecto del nivel del mar es un canal enterrado bajo el suelo del valle actual del Rio

Copiapo inferior, y como la boca del rio abandonado al sur de la desembocadura actual de la

Quebrada Carrizal. Estos canales fueron cortados desde una posicin cercana de la superficie

Sierra Checo del Cobre a alguna profundidad bajo el actual nivel del mar. Esta cada fue un mnimo

de 200 m en la desembocadura del Rio Salado, 400m en el Rio Copiapo y unos 300m en la

desembocadura de la Quebrada Carrizal. Cooke (1964) estimo una cada temprana en el nivel del

mar de unos 500 m en la desembocadura del Rio Huasco, que corresponde a la altura actual de la

superficie Sierra Checo del Cobre sobre el nivel del mar en esta localidad.

Despus de la cada en el nivel del mar hubo una transgresin y regresin (ambos en la Fase 4),

porque hay un vuelo de terrazas superpuestas con sedimentos transgresivos y regresivos. Estudios

de sedimentos por Herm (1969) han revelado oscilaciones del nivel del mar durante el periodo

transgresivo, aunque la expresin morfolgica de esto no se ha visto en el desierto austral.

Las reas de terraza litoral estn localmente apoyada por los restos de un acantilado abandonado,

detrs de la ms alta lnea de playa, que es un representante local del gran acantilado

virtualmente continuo del norte de Chile, y se considera que se han formado durante el episodio

C. Mortimer

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Fig. 6. Diagrama de Altura de las terrazas litorales en un rea adyacente a la desembocadura del Ro

Copiap. Altas terrazas inclinadas cercanas al ro se considera que han tenido un origen fluvial.

transgresivo. La hiptesis de Bruggen (1950) de que se trata de un escarpe de falla ya no puede ser

aceptado a la luz de la cartografa a lo largo de la costa norte de Chile.

El nivel del mar ms alto alcanzado durante la etapa transgresiva ahora se conserva en diferentes

alturas a lo largo de la costa: 50 m y 290 m en la desembocadura del Ro Salado y el Ro Copiap,

respectivamente, 150 m en Carrizal Bajo y m 125 en Huasco. La no horizontalidad de la lnea de

costa mas alta en el kilometro 245 entre Chaaral y Huasco muestra que, posteriormente a la

invasin mxima del mar, la gran elevacin tectnica diferencial de la zona costera se haba

llevado a cabo y en consecuencia, la causa principal de los cambios relativos del nivel del mar es

considerado como una causa tectnica.

Paskoff quien trabajo entre las latitudes 30 y 33S concluyo que localmente la actividad tectnica

ha sido mnima, de manera que cerca de los 30S reconoci varias posiciones del nivel del mar

glacio-eustticas en la secuencia de terraza. Identifico cinco terrazas sobre 130m cortadas en los

sedimentos transgresivos de la formacin Coquimbo del plioceno. La zona litoral del sur del

desierto de Atacama, sin embargo, presenta una multitud de terrazas, muchas de las cuales estn

obligados a coincidir con altitudes clsicas de terrazas en otra parte, mientras que hay muchas que

no lo hacen (fig. 6). El efecto del glacio-eustatismo de cambios del nivel del mar en el desarrollo de

terraza en la zona litoral del desierto austral se considera que se ha perdido de manera

abrumadora el control tectnico.

Una examinacin de ostracoda tomado de los sedimentos costeros transgresivos revela una fauna

sin diferencia aparente de gneros modernos, pero que tiene un aspecto de aguas clidas: una

conclusin apoyada por los corales dendrophylid. En la actualidad la costa chilena esta dominada

por los efectos de la corriente fra de Humboldt que estimula la proliferacin de las criaturas de

agua fra. El aspecto tropical de la fauna de los sedimentos onlap se toma como evidencia de

apoyo de que los depsitos son de edad Teciario Tardo, determinado por estudios de macrofauna

realizados por Herm (1969), y estos son probablemente sedimentos del plioceno.

El fallamiento de la desembocadura del Ro Copiap el cual ha arrojado las terrazas costeras (fig

3), y la relacin de la superficie deposicional de las Gravas de Atacama a las superficies marina

planar es alterado.

C. Mortimer

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Cerca de la desembocadura del Rio Salado y la Quebrada Carrizal, sin embargo, el nivel marino

ms alto coincide con la superficie de las gravas de atacama. Ellos fueron depositados antes de

que la transgresin marina alcanzara su punto ms alto, y la equivalencia de las superficies

marinas y fluviales pueden ser explicadas por un aumento del nivel del mar por encima de la

superficie de agradacin del mioceno. De esta manera no habra ninguna expresin morfolgica

de los diferentes niveles de influencia marina y fluvial desde agradacin cercana a la costa en el rio

rpidamente ajustara la capa al nivel mas alto. Una eventual cada relativa del nivel del mar

podra revelar una superficie continua desde la terraza marina ms alta hacia el interior de la

superficie deposicional de las gravas continentales ms antiguas.

(D) EVOLUCIN DEL PAISAJE EN EL SUR DEL DESIERTO DE ATACAMA EN COMPARACIN CON EL

RESTO DEL NORTE DE CHILE.

En el sur del desierto de Atacama la jerarqua de las superficies de erosin se ha desarrollado

notablemente ms perifrico a los principales canales de drenaje. Es aqu donde la incisin

despus de cada cambio de nivel de base relativo ha sido mayor. Los ros Salado, Copiap y

Huasco, y la Quebrada Carrizal todos anteriores a la generacin bsica de relieve dentro de

grandes unidades fisiogrficas longitudinales, y el drenaje transversal se ha asegurado de que la

mayor parte de la regin se ha mantenido en contacto con un nivel de base marino a lo largo de la

evolucin del paisaje. As que los cambios del nivel del mar o movimientos tectnicos de la regin

podra quedar reflejado en las historias de erosin de los valles fluviales.

Los ros que cruzan el desierto austral son los arroyos ms septentrionales establecidos en Chile. El

rio Loa (21 36Lat.S), y el valle que cruza la Cordillera de la Costa cerca de Arica (1830Lat.S) son

totalmente de origen negeno tardo y no han tenido influencia en el desarrollo del relieve antes

de los ltimos pocos millones de aos. En consecuencia, en la regin situada al norte del Rio

Salado, el paisaje es predominantemente tectnico. La falta de contacto de drenaje con un nivel

de base marino durante gran parte del terciario ha asegurado que solo la degradacin lenta hacia

los niveles de base locales ha prevalecido. Movimientos tectnicos que han dejado directas

expresiones topogrficas han puntuado el lento desgaste, y las distintas etapas de desarrollo de la

superficie de erosin no se ve fcilmente en el desierto del norte.

Al sur del Ro Huasco, donde la precipitacin se incrementa significativamente, la erosin ha

avanzado a un ritmo mayor, y la preservacin de los paisajes ms antiguo que el Plioceno

disminuye rpidamente con la distancia al sur, aunque Paskoff ha mapeado los restos de una

superficie entre 30 y 33S a la cual asigno una fecha palegeno. l tambin se dio cuenta de la

existencia de pequeas reas protegidas por flujos de lava de edad negeno.

Relieves costeros en toda la zona norte del litoral chileno son similares en aspecto sino en detalles

locales. Similitudes bsicas tambin existen entre los altos andes del norte de Chile y del desierto

austral desde la construccin de los picos volcnicos y los relieves relacionados estn asociados

con regiones de la meseta a lo largo de todo los Andes centrales. Sin embargo, los altos Andes de

Chile a partir de unos 28 a 33S sufren una notable ausencia de estratovolcanes. Picos

C. Mortimer

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Andesticos en el lado argentino de la divisin cierran un poco la brecha en las caractersticas

volcnicas, pero hay sin embargo una brecha en la cadena volcnica que es atpico de la Cordillera

de los Andes. Flujos ignimbrticos de presunta edad terciaria son, sin embargo, localmente

preservados a lo largo de todo este segmento, y pareciera que las caractersticas volcnicas del

terciario se desarrollaron en esta regin como en otras partes, pero en vista de las altas tasas de

erosin que prevalecen al sur del desierto ellas han sido removidas en gran medida. Slo las

ltimas caractersticas volcnicas no se han podido desarrollar aqu.

Prez y Aguirre (1968) han sugerido que los canales magmticos han sido cerrados por las fallas

inversas de bajo ngulo. Dichas fallas, sin embargo, han sido activas en otros lugares en el norte de

Chile durante el Terciario, al parecer sin un efecto inhibidor sobre la actividad volcnica. La falta de

volcanismo reciente es ms probablemente relacionada a la variacin en el mecanismo de cierre

de las placas litosfricas Sudamericana y de Nazca que se ha traducido en la generacin de magma

reducido.

2. Un significado ms amplio sobre la deduccin cronolgica.

(A) LEVANTAMIENTO ANDINO

Bowman (1924) y Willis (1929) realizaron las primeras observaciones y deducciones sobre la

topografa de la regin. Bruggen (1950) y Muoz (1956) sugieren que la formacin del relieve de

los Andes durante el Plioceno fue favorecida por fallamiento y flexuramiento. Hollingworth (1964)

sugiere que el bloque del fallamiento temprano de la sedimentacin del Mesozoico produjo una

cuenca para la sedimentacin del Terciario al este de Antofagasta (2340S). Galli (1967) considero

el levantamiento Andino como Mioceno Superior.

Rutland et al. (1965) dat la Formacin Lipartica en el rea de San Bartolo (2205S) entre 10 a

4,24M.A. El flujo de lava de esta Formacin fue progresivamente ms deformados con el aumento

de edad, y se dice que ha sido extruido sobre una superficie de erosin del Terciario Temprano con

una pendiente de solo unos pocos grados (Hollingworth & Rutland, 1968). Rutland et al. (1965)

concluy que la actividad tectnica que deform la superficie plana del Terciario Temprano

comenz un poco antes y continuamente despus del periodo de erupcin de ignimbritas con la

erupcin post-tectnica durante el Plioceno y Pleistoceno. Ellos calcularon una velocidad

promedio de levantamiento de 0,5mm por ao en un tiempo de 10M.A. desde el Mioceno al

presente. Tanto Corvalan (1966) como Ruiz (1965) estuvieron de acuerdo con este esquema de

evolucin Andina del norte de Chile.

En el sur del Desierto de Atacama los paisajes se desarrollaron alcanzando hasta el Terciario

Temprano, y la incisin de drenaje fue de tal magnitud que ellos solo pueden reflejar los

movimientos tectnicos. A lo menos en el sur del Desierto de Atacama el cambio erosional del

paisaje fue principalmente restringido a la formacin de can de la Fase 4. Para la mayora de los

relieves Andinos formados antes del Mioceno Tardo durante los pulsos tectnicos positivos

regionales que fueron reflejados en la incisin del drenaje en el lmite de la fase. El ltimo pulso

C. Mortimer

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fue la incisin del canal en la Fase 4 que fue formado localmente en la mayora de los relieves

erosionales Andinos.

Las principales corrientes que encabezan en los Andes tienen un perfil vaguado (thalweg) sin

irregularidades de substrato, y los 10M.A. que han pasado desde la ltima renovacin de la

erosin del canal en el Mioceno Superior es el tiempo suficiente para que tales canales lograran el

equilibrio razonable con los agentes erosivos. Se supone, por lo tanto, que la cantidad de incisin

es del mismo orden que la perturbacin positiva de la tectnica que condujo a la intensificada

erosin. Desde el comienzo los movimientos positivos recientes ha habido una incisin de drenaje

de 500 a 1000m dentro de la topografa del Mioceno Tardo, un cuarto de la altura del sub-volcn

del presente de los Andes, menos de un sexto de su altura total, sobre un quinto de la altitud del

Mioceno.

Hay evidencia de que la creciente cresta Andina se ha movido hacia el este. Sin duda dentro de los

ltimos 10 a 20M.A. la cuenca de drenaje fue movida a lo menos 60km desde la Cordillera de

Claudio Gay hacia la Alta Cordillera y bien, puede haberse movido 100km desde la Cordillera de

Domeyko. Frutos (1970) ha observado un cambio similar, post-Mioceno, en la posicin del eje

local del estratovolcn entre 19 y 24S y este sugerencia ha sido presentada por Rutland (1971),

James (1971) y Plafker (1972). Farrar et al. (1970) a demostrado que una migracin post-

Paleozoica hacia el este de un cinturn de intrusivos en la regin de Copiapo. Los intrusivos ms

jvenes y ms orientales son del Eoceno Superior. Este cinturn magmtico al este del flujo de

lavas del Eoceno Inferior preservadas sobre la Cumbre Surface, y esto indica que la Cumbre

Surface ha sido erodada para exponer granitos que fueron emplazados despus de la formacin de

los elementos ms viejos del paisaje actual. Siguiendo el modelo de Hamilton (1969), quienes

sugirieron que los Andes volcnicos son los signos superficiales de batolitos emplazados bajo ellos,

se podra decir que ambas indicaciones, tanto la de la intrusin progresivamente ms joven y el

volcanismo hacia el este, son fenmenos asociados, y que las crestas volcnicas y topogrficas de

los Andes estn situados sobre batolitos penicontemporneos y son movidos hacia el este durante

el tiempo post-Paleozoico y durante la evolucin del paisaje actual.

(B) UNA GUIA DE EXPLORACIN PARA DEPOSITOS DE COBRE

Durante la meteorizacin de un depsito de cobre verticalmente extenso, el descenso de las aguas

metericas cercanas a la superficie disuelve el ensamblaje de mineral hipgeno. En el norte de

Chile el original ensamblaje de minerales de cobre normalmente son calcopirita o bornita que

estn asociados con un material de ganga que contiene pirita. Tras la meteorizacin, una zona

lixiviada estril se deposita en la parte superior, pero en los niveles ms bajos algo de cobre es

redepositado en forma de silicatos, carbonatos o sulfatos en la zona oxidada. Alrededor de las

aguas freticas permanentes, donde la acides es baja, ocurren reacciones de remplazamiento

entre la mena hipgena y las soluciones del ensamblaje de cobre, son formados sulfuros binarios

de cobre que son considerablemente ricos en cobre, mas que sus predecesores. Aunque el

resultado del enriquecimiento es mineralgicamente complejo (Sillitoe & Clark, 1969), esto puede

ser considerado macroscpicamente como una consistencia de calcosina y covelina. La mayora de

C. Mortimer

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las minas en el Desierto de Atacama deben su viabilidad comercial a la existencia del

enriquecimiento mineral, an antes de los trabajos de Segerstrom (I963), Clark et al. (I967) y

Sillitoe et al. (I968), no hubo reconocimiento de que existe una compleja relacin entre la

evolucin del paisaje y la ubicacin de yacimientos de cobre.

El enriquecimiento secundario no ocurri en vetas situadas bajo las capas volcnicas de la Cumbre

Surface, sin embargo, dos niveles distintivos de calcosina masiva son preservados en depsitos

bajo los residuos de degradacin del mismo paisaje. Las partes ms altas de la zona de calcosina se

encuentran en la superficie. Solo el depsito de cobre de los escasos restos de la Sierra Checo del

Cobre Surface tiene un solo perfil completo de enriquecimiento, pero muchos depsitos sobre el

Pediplano de Atacama muestran todo un horizonte de calcosina que esta en, o cerca, de la

superficie. Los depsitos del can de la Fase 4 no muestran enriquecimiento. El nivel fretico

moderno es bajo y no tiene relacin con alguno de los minerales observados en la mineralizacin

suprgena.

La meteorizacin de la Cumbre Surface no empez hasta despus del emplazamiento local de la

capa de lava, cuando la lixiviacin, que ocurri lejos de la cubierta protectora de rocas volcnicas,

permiti la formacin de una superior de calcosina que ahora son encontrados en los residuos

altos de la Cumbre Surface. Subsecuentemente, una erosin removi la zona lixiviada y oxidada de

los depsitos y expuso la zona enriquecida en la superficie.

Para el segundo periodo de enriquecimiento se ha considerado que ha ocurrido en relacin al bajo

nivel fretico situado bajo la Sierra Checo del Cobre Surface. La capa de calcosina corresponde al

segundo episodio de enriquecimiento suprgeno, el cual es encontrado cerca de la superficie de

tierra bajo el Pediplano de Atacama, y los procesos de pedimentacin de la Fase 3 debieron haber

removido las reas fuente de las soluciones ricas en cobre superpuestas anteriormente. En

aquellas reas, lejos de la Cumbre Surface, la erosin ha tenido que ser profunda para que el

antiguo manto de calcosina haya sido preservado, y el desarrollo del can durante la Fase 4 ha

sido truncado completamente incluso la joven zona enriquecida.

Por consiguiente, se estableci que el importante enriquecimiento en los yacimientos de cobre del

sur de Desierto de Atacama haba cesado por el inicio de la Fase 4 en el Mioceno tardo, aunque

algunas partculas superficiales de calcosina, visto en una serie de trabajos, fueron interpretadas

como un producto de la removilizacin de cobre durante la Fase 4. El retraso del proceso de

enriquecimiento durante y desde el Mioceno se considera que es un resultado de la inactividad

qumica debido a la aparicin de las condiciones extremadamente ridas.

El perfil de enriquecimiento del cuerpo mineralizado ahora se puede predecir por las

observaciones de las formas de relieve por las cuales se ha descubierto. Los depsitos localizados

debajo de los antiguos paisajes debieron producir enriquecimiento en profundidad, mientras los

depsitos del Pediplano de Atacama estarn enriquecidos solo, o cerca, de la superficie. Los

depsitos menos prometedores son los de los caones desarrollados durante la Fase 4, ya que

todo el mineral enriquecido se habr erosionado durante la profundizacin del valle. Aunque los

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flujos volcnicos del Terciario Temprano han protegido cualquier depsito subyacente de los

procesos suprgenos, las rocas volcnicas o aluvios del Terciario Tardo fueron depositados

despus o durante el proceso de enriquecimiento, y las perspectivas de haber descubierto cobre

situado bajo el manto de gravas de Atacama y su flujo de ignimbritas asociados deben exhibir alto

grado debido al enriquecimiento.

DISCUSION

El seor J. W. Pallister pregunt al DR. Mortimer si iba a explicar ms detalladamente la zona

doble de enriquecimiento en las venas mineralizadas por debajo de la superficie de erosin ms

alta. El autor respondi: Para explicar esta zona doble de enriquecimiento suprgeno del perfil de

mineralizacin en la Mina Dulcinea, investigada por el Dr. Sillitoe, es descrita. La Mina Dulcinea

situada inmediatamente debajo de la degradada Cumbre Surface en una vena inclinada que aflora

en la cima de la montaa con calcosina masiva y muchos xidos aproximadamente 140m de

profundidad. Desde los 140 a los 250m no hay mineralizacin en la zona hipgena oxidada, pero

desde los 250 a 470m se presenta nuevamente la calcosina masiva con xidos. Bajo los 470m de

mineral primario oxidado ocurre hasta los 720m donde hay pura calcopirita hipogena y no ocurren

ms cambios hasta, y ms all, del nivel fretico a 810m.

Bajo la zona superior de calcosina hay ms de 100m de mineral hipgeno oxidado sin trazas de

sulfuros binarios que siempre estn presentes. A pesar de su anmala posicin entre dos zonas de

sulfuros suprgenos, la zona oxidada tiene todas las caractersticas que normalmente tiene un

ensamblaje de xidos que est situado sobre el horizonte enriquecido. El nivel fretico debi

haber cado rpidamente despus de la formacin de horizonte ms superior de calcosina hacia el

techo del horizonte masivo ms bajo cuando este se estabiliz. Tal cambio de las aguas

subterrneas podra exponer el mineral hipgeno fresco bajo la zona suprgena ms alta hacia las

aguas filtradas y un nuevo ciclo de enriquecimiento podra comenzar, y la vieja zona de calcosina

ser re-expuesta a la solucin reactiva y ser parcialmente removida hacia el nuevo nivel inferior

de enriquecimiento. Asociado con esta removilizacin del manto superior de calcosina, la capa

subyacente de mineral hipgeno recientemente expuesto ha sufrido una descomposicin primaria

que produce una zona de oxidacin entre los horizontes de calcosina. El movimiento lento o

fluctuacin del nivel fretico probablemente tomo lugar durante la formacin de la zona de

calcosina, tanto inferior como superior, contemporneamente con la oxidacin de las partes

superpuestas del depsito.

Para cerrar este segundo episodio de enriquecimiento, el nivel fretico probablemente continu

cayendo hacia la posicin actual, pero el inicio de la extrema aridez parece que tuvo que haber

inhibido la formacin de un tercio de la zona inferior de calcosina. Sin embargo, partculas de

calcosina, superficialmente distribuidas entre 325 y 485m de profundidad, pudieron ser un

producto de la removilizacin tarda y contina oxidacin del ensamblaje de mineral sobre el

actual nivel fretico. Ningn producto suprgeno parece tener alguna afinidad por el nivel fretico

actual.

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Esto explica la zonacin mineral. Para ms detalle mineralgico ver Sollitoe Clark (1969).