aridez oligoceno

Aridez Oligoceno-mioceno en el Desierto de Atacama revelada por la exposición de forma del relieve sensible a la erosión. Tribor J. Dunai Facultad de Ciencias de la Tierra y la Vida, Universidad Vrije, De Boleleaan 1085, 1085 HVAmsterdam. Países Bajos Gabriel A. González López Departamento de Ciencias Geológicas, Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, Chile Joaquín Juez-Larré Facultad de Ciencias de la Tierra y la Vida, Universidad Vrije, De Boleleaan 1085, 1085 HVAmsterdam. Países Bajos Resumen La edad de inicio de la hiperaridez en el desierto de Atacama, Chile, la que es necesaria para validar conceptos geológicos y climatológicos, ha sido hasta ahora incierta. Medidas de 21Ne cosmogénico en clastos de superficies sedimentarias sensibles a la erosión en el norte de chile muestra que estas superficies han sido apenas afectadas por la erosión desde hace 25 Ma. Las edades de las superficies expuestas de los clastos sedimentarios entregan valores de 25, 20 y 14 Ma y valores individuales de 37 y 9 Ma. Condiciones predominantemente hiperaridas se requieren para preservar estas antiguas superficies continuamente expuestas en la Tierra. Nuestras conclusiones son compatibles con la hipótesis de que el inicio de la aridez en el desierto de Atacama podría ser la razón, mas que una consecuencia del levantamiento de la parte alta de los Andes. Introducción El desierto de Atacama es uno de los principales desiertos hiperáridos en la tierra. Representa un hábitat extremo para la vida en la tierra y sirve como análogo para las condiciones secas en Marte (Mc-Kay et al., 2003). La aridez en le desierto de Atacama es causada principalmente por el agua fría de la corriente de Humboldt que corre paralela a la costa Chilena y a la del sur de Perú, previniendo las precipitaciones en el área costera (Houston y Hartley, 2003). La aridez es intensificada por el efecto “biombo” de los andes hacia el este, que bloquea afectivamente la humedad transferida desde la cuenca del amazonas (Houston y Hartley, 2003). El inicio de la aridez en el desierto de Atacama y los cambios en su intensidad fueron gobernados por el inicio y las fluctuaciones en la fuerza de la protocorriente de Humboldt y el calendario y la tasa de el levantamiento de los andes (Lamb y Davis, 2003). A su vez, el clima árido en el desierto de Atacama influencia las tasas y los patrones de levantamiento y denudación de los andes (Lamb y Davis, 2003). A sido sugerido que las condiciones áridas del desierto de Atacama son la causa mas que el resultado del levantamiento de la parte alta de los andes (Lamb y Davis, 2003). La fuerza conductora podría ser la falta de sedimento (starvation sediment) controlada por el clima en la fosa Perú y en Chile, causando un alto stress de cizalle, centrando los estreses de los

aluviales y continuamente por ríos que tienen sus cabeceras en la precordillera ( Ej. Río Loa). Las precipitaciones no medibles son observadas en las regiones elevadas de la Cordillera de la Costa. Por lo tanto es posible que registros previamente utilizados puedan sobrestimar presentaciones pasadas y subestimar la edad de aridez del desierto de Atacama en general y específicamente en la cordillera de la costa.

límites de placas que soportan la parte alta de los Andes (Lamb y Davis, 2003). En orden para probar la posibilidad de esta relación, se requiere información fiable del calendario de aridificación del desierto de Atacama. Edades de aridez en el desierto de Atacama. Nuestro conocimiento actual del calendario de desertificación del desierto de Atacama depende principalmente de dos líneas de evidencia. Una es el calendario del cese de la alteración supérgena de cuerpos mineralizados en la precordillera (Alpers y Brimhall, 1988; Sillitoe y McKee, 1996) (Fig. 1), la otra es la naturaleza y el calendario de cambios de la entrada de sedimentos a la depresión central (Hartley y Chong, 2002). El término del enriquecimiento supergeno de cuerpos mineralizados apunta a una desecación regional temprana, comenzando hace 35 Ma y siendo completada hace 14 Ma, sin embargo evidencia sedimentológica apunta a un cambio relativamente reciente de condiciones semiáridas a hiperaridas hace 3 Ma. Ambas líneas de evidencias derivan de áreas de investigación de más de 100 Km. hacia adentro del continente. La rara precipitación en el desierto de Atacama, viene desde el este y alcanza las regiones altas (> 3500 m) del flanco oeste de la precordillera (Houston y Hartley, 2003). Aun en las condiciones hiperaridas actuales en la parte central del desierto de Atacama, la descarga desde la precordillera hacia la depresión central, ocurre ocasionalmente como flujos en lámina en grandes abanicos

Fig. 1 Marco geográfico del área estudiada en el desierto de Atacama (modelo de elevación digital basado en GTOPO 30).Los círculos negros con números entregan las ubicaciones y las edades K-Ar de los productos de alteración supérgena de los cuerpos mineralizados (Alpers y Brimhall, 1988; Bouzari y Clark, 2002; Sillitoe y McKee, 1996). Los círculos grandes en gris oscuro indican depósitos sedimentarios utilizados para estudios paleoclimáticos (Hartley y Chong, 2002). Las líneas discontinuas entregan las precipitaciones medias anuales basadas en las elevaciones topográficas (Houston y Hartley, 2003).

(Fig. 3) podría ser propicio para el transporte fluvial de sedimentos de arena y gravas de la formación Azapa, si un flujo de agua estuviera disponible. Recogimos muestras de 3 sitios que indican procesos de erosión. Sector A, ubicado entre las dos quebradas, protegido de la escorrentía por una depresión paralela de unos 10-20 m de profundidad y al pie de la traza del escarpe de falla NW-SE en los sedimentos de Azapa (Fig. 2). En este mismo marco, el sector A solo es afectado por escorrentía bajo la línea de los 1000 m (Fig. 3). Debido a la suave convexidad del área alrededor del sector A (Fig. 3), este está bien protegido de la escorrentía, erosión, y/o deposición de material proveniente de Fig. 2. Porción agrandada de la imagen Landsat ETM (banda pancromática, P002R073_7P20000329) mostrando los sectores muestreados y las características áreas de mayor altura. geográficas del área de estudio. Se muestran los principales escarpes de falla y las Los sectores B y C están localizados en el axis estructuras de colapso gravitacional. WSW-ENE- traza de falla inversa es la expresión del de un amplio bajo topográfico. Por lo tanto, la acortamiento paralelo a la fosa de la cordillera de la costa (Allmendinger et al., 2005). Los mayoría de la escorrentía desde la superficie ríos efímeros han incidido profundamente en la cordillera de la costa. Los valles y los hasta la quebrada de Jazpampa fluirá a través escarpes de falla protegen las áreas alrededor de los sectores muestreados A-C de la de estos 2 sectores. Por consiguiente, en escorrentía producto de la precipitación en la precordillera hacia el Este. Quebrada es contraste al sector A, los sectores B y C son cañón o valle; oficina indica planta (de nitrato). muy sensibles a la erosión y/o deposición por Aquí evaluamos la edad del cese de la precipitaciones locales desde la deposición escorrentía proveniente de áreas de mayor erosión como consecuencia de la de la Formación Azapa. Las trazas de altura (Fig. 2). aridificación, en formas del paisaje transporte y erosión fluvial en esta El sector B se encuentra en la base de uno de sensibles a la erosión en la cordillera de superficies registran episodios pluviales en los primeros de una serie de depresiones de paredes empinadas kársticas, principalmente ~ la costa. Las unidades el desierto costero desde hace 25 Ma. 2 m de profundidad, que aparecen entre los morfoestructurales a gran escala en el sectores B y la quebrada de Jazpampa. Estas área estudiada (Fig. 1 y 2) formadas Muestras. cuando la región costera del extremo Aquí informamos edades de exposición de depresiones actúan como una perfecta trampa norte de Chile y el extremo sur de Perú clastos de cuarzo recogidos de una de sedimentos para detritos transportados por estaban cerca del nivel del mar en el superficie de sedimento justo al interior de escorrentía proveniente de áreas de mayor Oligoceno Superior-Mioceno Inferior Pisagua (Fig. 2). Las fotografías y las elevación (Fig. 3). Las sales kársticas son (Noble et al., 1985; Tosdal et al., 1984). descripciones de los sitios muestreados son formadas en antiguas evaporizas que fueron En este periodo la erosión regional proporcionadas en el GSA Data Repository1. depositados en un llano salino, cuando la formo la superficie redondeada-plana La superficie se encuentra a elevaciones de superficie de los sedimentos de Azapa estaban de la cordillera de la costa con entre 910 m y ~ 1000 m (Fig. 3) y es aun a nivel del mar o cerca de este (Tostal et sedimentos gradados desde arena a disectada por la quebrada de Tiliviche y la al., 1984). Los clastos de cuarzo recogidos en conglomerados de tamaño guijarro quebrada de Jazpampa (quebrada significa este sector yacían en sal (principalmente halita) llenando los valles en una planicie cañón o valle). Los valles profundamente en el hoyo cárstico. Los clastos probablemente costera (Tosdal et al., 1984). Las incididos proporcionan un nivel de base no son material residual de evaporizas fuentes de estos sedimentos están en la local para la erosión (Fig. 2 y 3). El disueltas, pero fueron transportados por precordillera y/o en la cordillera de la gradiente en la superficie de sedimentos costa. En el norte de Chile estos Fig.3 El gráfico de sedimentos pertenecen a la Formación líneas de elevación Azapa (Wörner et al., 2002); sus basado en el Shuttle equivalentes en Perú pertenecen a la Radar Topography Formación Moquegua (Tosdal et al., Mission (SRTM) que 1984; Wörner et al., 2002). muestra la situación Regionalmente, la sedimentación hidrográfica de los finalizó en los últimos 18 Ma (Tosdal sectores A, B y C. Bajo los 900 m solo se et al., 1984), la mayor parte hace 22 y muestran 50 m; sobre 25 Ma (Mortimer et al., 1974; Tosdal et 900 m, se entregan 10 al., 1984; Wörner et al., 2002). La m. Las áreas en blanco sedimentación en nuestra área de en sección empinada en estudio (Fig. 1 y 2) terminó poco la esquina NW indican después de 21,8 ± 0.3 Ma (Mortimer et datos perdidos. Los al., 1974). Para el estudio actual sectores B y C están en el eje de un amplio escogimos superficies deposicionales bajo topográfico que en los sedimentos de Azapa que han drena la quebrada de sido efectivamente protegidos de la Jazpampa. La escorrentía desde la precordillera desde escorrentía de todas las su deposición (Fig. 2 y 3). precipitaciones en este cruzaran Consecuentemente estas superficies entrampe han sido afectadas exclusivamente por estos sectores.

escorrentía desde elevaciones superiores hacia las evaporizas (Fig. 3). Los clastos de las rocas encontrados en los hoyos cársticos no son Fig. 4 Gráfico de probabilidad acumulativa de la edad de exposición de los clastos. Edades individuales de los clastos también se indican, así como también ladead de la muestra amalgamada del sector A. las edades de deposición mínimas y máximas indicadas son edades límites independientes del inicio y cese de las sedimentación de los sedimentos de Azapa en el área estudiada ( Mortimer et al., 1974; Tosdal et al., 1984, 1981; Wörner et al., 2002).

distinguibles de los clastos encontrados en las superficies adyacentes a estos hoyos. El sector C se encuentra en una superpie plana ondulante (escala decimétrica). Toda la escorrentía que terminara eventualmente en el hoyo cárstico alrededor del sector B deberá cruzar el área alrededor del sector C (Fig. 3). El sector C puede ser afectado por erosión por escorrentía y es la ubicación de deposición (temporal) de clastos provenientes de elevaciones superiores. En adición a la superficie de sedimento aquí descrita, recogimos clastos de cuarzo en la quebrada de Jazpampa (sector D) y en un abanico aluvional (sector E) ubicado en sedimentos tectónicamente fallados de la superficie muestreada en los sectores A-C (Fig.2). La quebrada de Jazpampa es el único desborde de la pampa del Tamarugal (Fig.1), y registra los eventos de derrame de esta gran olla de sal que sirve como nivel de base local para todas las descargas de la precordillera para los siguientes ~ 200 Km. hacia el sur. Los 435 m de elevación del sector E en el acantilado costero esta en l rango de elevación de los 300-1000 m, donde se observan lluvias ocasionales a lo largo del acantilado costero, por ejemplo, en los eventos principales de El Niño. Consecuentemente los sectores D y E registran las últimas precipitaciones geomorfológicas

En los sectores A, B y C fue práctico obtener muestras blindadas para corregir esta preexposición (Repka et al., 1997). Usamos las muestras del sector D para evaluar la preexposición de los clastos de cuarzo en la formación Azapa; los sedimentos en el lecho del río son sedimentos de Azapa reciclados que fueron canalizados desde los flancos del valle que cortan dentro de la formación de Azapa. Las dos muestras, amalgamadas de este sector indican que el promedio de clastos de la formación Azapa no tiene una preexposición significante. La concentración de 21Ne encontrada en estas muestras concuerda con una sola etapa de exposición para ~ 120 Ma en la superficie y a unos 90 cm en profundidad, respectivamente. Esto no excluye la posibilidad de que clastos individuales tengan una preexposición significante, como es sugerido por los clastos más antiguos de edades de 37 Ma. Sin embargo, basado en el agrupamiento de los clastos restantes -14, 20 y 25 Ma – juzgamos que es poco probable que estos clastos tengan una preexposición significante, necesariamente aleatoria, que relevantes en la precordillera y en el exceda 1 Ma. acantilado costero respectivamente. Las regiones fuentes de los clastos de cuarzo analizados están en rocas magmáticas y en rocas metamórficas de grado medio a alto. Cualquier preexposición podría haber ocurrido Edades de exposición. Las edades de exposición fueron durante la erosión de estas rocas y no durante determinadas de las concentraciones de 21Ne los ciclos sedimentarios previos, como podría cosmogénico producido in situ en clastos de ser el caso si las rocas sedimentarias fueran las cuarzo. Los detalles en las muestras, el fuentes de los clastos. En orden para imitar una procedimiento experimental, el cálculo de edad de exposición de 1 Ma por preexposición, las edades y los datos isotópicos son tazas de erosión en fuentes de mayor altitud en entregados en la tabla DR1 (ver pie de áreas de la precordillera (1500 m de elevación pagina 1). La exposición de las edades de a 25 Ma; Lamd y Davis, 2003) podrían haber los clastos de las superficies de sedimentos sido < 1 m/ Ma. Las tazas de denudación son generalmente muy antiguas. De los durante los episodios pluviales en la sectores A, B y C, 4 clastos individuales precordillera emergente que conduce a la fueron analizados por sector con una deposición de la formación de Azapa fueron, muestra amalgamada de 24 clastos del sector sin embargo, probablemente mucho más alta A ( Repka et al., 1997). La mayoría de las (Lamd y Davis, 2003; Tosdal et al., 1984). Los edades son mayores a 19 Ma (n= 9) con sedimentos formadores de la superficie agrupaciones de 20 Ma (n=3) y 25 Ma (n=5) deposicional investigada en este estudio fueron (Fig. 4). Un clasto muestra una edad de depositados al final de este episodio pluvial. tiempos muchos relictos de exposición de 37 Ma. Varios clastos son más Por estos jóvenes: una edad es de 9 Ma y dos edades superficies de formas del paisaje antiguos han idénticas son de 14 Ma. El sector mejor desaparecido por erosión. protegido de la erosión por escorrentía (A) Hemos utilizado una taza promedio de no muestra clastos más jóvenes que 19 Ma y levantamiento de 40 m/Ma para calcular el contiene los clastos más viejos. La muestra tiempo integrado de las tazas de producción de 21 Ne, desde que los sedimentos muestreados ha amalgamada da una edad media de 23, 3 ± ~ 950 m fueron depositados cerca del nivel del 0,2 Ma (±σ) para el sector A. las muestras de los otros 2 sectores (B y C) contienen los mar ( Noble et al., 1985; Tosdal et al., 1984). 3 clastos mas jóvenes, junto con 5 clastos de Si el levantamiento fue desacelerado o edades indistinguibles con los del sector A. acelerado, y no fue constante como asumimos Las muestras del lecho del río de la para nuestro calculo de la edad, las edades de quebrada de Jazpampa (D) y las del abanico exposición correspondientes podrían decrecer o incrementarse respectivamente. Por ejemplo, aluvional (E) dan edades de 120 Ma. Cuando la data de la acumulación de los las edades podrían cambiar en un ~ 10% si la depósitos sedimentarios de núclidos taza de levantamiento decrece / aumenta cosmogénicos en la fuente del área o durante después de la mitad del tiempo de exposición. el transporte debe ser considerada.

Inicio Oligoceno – Mioceno de la aridez en el desierto de Atacama

término de la meteorización supérgena en la Cordillera de la costa, como debiera ser inferido del único cuerpo mineralizado La mayoría de los clastos muestreados datado en un marco climático equivalente al en la superficie de sedimentos de nuestra área de estudio (Fig. 1; Sillitoa y geomorfológicamente antigua tiene Mckee edad de exposición que son , 1996), es decir el desierto costero indistinguibles de las edades de adecuado. Basado en las causas a gran deposición de los sedimentos, 22 – 25 escala de un clima regional, asumimos que zonación de precipitación Ma, o son levemente mas jóvenes (~ la 10%). La edad de la muestra aproximadamente paralela a la costa y/o al amalgamada de la superficie mejor erógeno (Fig. 1) existió en el pasado. Así, protegida (sector A) es 23 Ma. La tomando en cuenta la ausencia de concordancia de la exposición y las condiciones conductivas a un microclima edades de deposición (Fig. 4) dejan especial a nuestra área d e estudio, inferimos pequeñas oportunidades para que la prevalescencia de las condiciones de modificaciones en la erosión para esta un clima hiperárido que encontramos en superficie de sedimentos desde su nuestra área de estudio es válida para la deposición en el Mioceno inferior. La mayor parte de la porción hiperárida del superficie de sedimentos muestreada es desierto de Atacama actual. por lejos la superficie geomorfológica La edad de exposición más antigua de 37 continuamente expuesta mas antigua en Ma, obtenida de un solo clasto, entrega la Tierra, siendo cerca de dos veces evidencia de la existencia de remanentes de más antigua que las superficies de superficies antiguas en la región fuente de mayor edad en la Antártica (Ej. Schäfer los sedimentos de Azapa al mismo tiempo et al., 1999; van der Wateren et al., de la deposición. Esto está en línea con el hecho de que las edades regionales de 1999). Los eventos que condujeron a la meteorización más antiguas de 34 – 35 Ma deposición de los clastos más jóvenes fueron obtenidas en un cuerpo mineralizado en los sectores B y C no erosionaron al este de nuestra área de estudio (Cerro significativamente esta región, de lo Colorado; Bouzari y Clark, 2002; Sillitoe y contrario los clastos más antiguos McKee, 1996), entregando evidencia de que presentes en el sector C podrían haber varias formas del paisaje antiguas estaban sido removidos. Es probable que los presentes en la región fuente de los clastos más jóvenes vinieran de áreas sedimentos de Azapa. La edad de exposición de mayor altura que rodean los sectores actual de las muestras es probablemente más B y C (Fig. 2 y 3). Interpretamos las joven que las calculadas para la elevación de edades de los clastos más jóvenes como muestreo, a medida que las tazas de evidencia de episodios fluviales de 20, producción de núclidos cosmogénicos se 14 y 9 Ma. La escorrentía que dreno a incrementa con la altitud, es decir, la taza de través de los ejes en los sectores B y C producción durante la exposición de esta (Fig. 3) fue capaz de disolver muestra en la región fuente fuera mayor. localmente ~2 m de evaporitas que Una lenta erosión de la superficie (~ 0,1 formó el karst en el sector B y hacia el m/Ma) ubicada a 1500 m hace 25 Ma podría norte. Dado un periodo de ~25 Ma ser la fuente modelo para el clasto con la disponible para disolver la sal, excepcionalmente alta edad de exposición. concluimos que solo precipitaciones Esta lente taza de erosión generalmente solo marginales han ocurrido desde este ocurre e ambientes desérticos (van der tiempo. En general, el clima debe Wateren y Dunai, 2001), e indica que la haberse asemejado al clima hirperárido región tenía un clima árido anterior a la actual por más de los últimos 25 Ma deposición de los sedimentos de Azapa. pasados. La propuesta de un clima Áreas fuentes potenciales en la precordillera semiárido en el desierto de Atacama ubicadas a ~1500 m hace 25 Ma (Lamb y central hasta 3 Ma (Hartley y Chong, Davis, 2003) 2002) es claramente incompatible con nuestros descubrimiento. Nuestros Biombo orográfico vs. cambios climáticos descubrimientos están en concordancia globales como fuerzas conductoras de los con una estimación de 21 Ma para el

cambios ambientales en el desierto de Atacama. La mayoría de las edades para las fases pluviales antiguas en la precordillera y en la cordillera de la costa, como inferencia de estudios presentes y previos (Alpers y Brimhall, 1998; Sillitoe y McKee, 1996; Tosdal et al., 1984) son de 9, 14, 20 y 25 Ma y coinciden ampliamente con periodos de enfriamiento global a mediados del Mioceno y climas fríos a través del límite Oligoceno – Mioceno (Zachos et al., 2001 a, 2001b). El término de un potencial periodo pluvial temprano hace 34 Ma registrado en la precordillera (Bouzari y Clrak, 2002; Sillitoe y McKee, 1996) coincide con un enfriamiento global poco después del límite Eoceno – Oligoceno (Zachos et al., 2001a). Estos cambios climáticos globales fueron el resultado de la apertura de vías oceánicas y esfuerzos orbitales (Houston y Hartley, 2003; Zachos et al., 2001ª, 2001b), e influenciaron la disponibilidad y el transporte de humedad desde la cuenca amazónica hacia el desierto de Atacama (Houston y Hartley, 2003).Esta transferencia trasandina ha sido la fuente principal de humedad en el desierto de Atacama desde el establecimiento de una protocorriente de Humboldt en conjunto con la apertura del pasaje Tasmania – Antártica hace 33 Ma (Zachos et al., 2001ª). La conexión climática de estas dos regiones es ilustrada por las edades de periodos de meteorización inferidas en la cuenca del Amazonas de hace 12 – 17, 20, 24 y 33 – 35 Ma (Vasconcelos et al., 1994) que corresponde a las fases pluviales en el desierto de Atacama identificadas en este estudio y también en estudios previos (Alpers y Brimhall, 1988; Sillitoe y McKee, 1996; Tosdal et al., 1984). Las condiciones hiperáridas dominantes que inferimos para la cordillera de la costa desde hace 25 Ma, y las condiciones áridas prevalescientes desde hace 24 Ma, son equivalentes a la aridez temprana postulada (Lamb y Davis 2003) que es requerida para la hipótesis de que el inicio de la aridez en el desierto de Atacama es la causa (Lamb y Davis, 2003), mas que el resultado del levantamiento de los Andes. La consiguiente retroalimentación positiva entre el incremento de altitud de los Andes y el incremento del biombo podría crear y mantener las condiciones hiperáridas en el desierto de Atacama. Solo disturbios excepcionales en el clima global han permitido ocasionalmente la transferencia de humedad a través de los Andes hacia las condiciones secas de este desierto costero desde hace 25 Ma.