The Cenozoic History if the Southern Atacama Desert, Chile_Traducido

The Cenozoic history of the southern Atacama Desert, Chile CEDRIC MORTIMER RESUMEN Cuatro episodios de evolución del paisaje son reconocidos, cada uno de los cuales ha llevado al desarrollo de una superficie de erosión regional. La primera fase comenzó con la elevación del norte de Chile sobre el nivel del mar en el Mesozoico tardío, y cada fase subsiguiente se inició con una mayor incisión de drenaje en el paisaje predecesor. Dataciones radiométricas de flujos piroclásticos muestran que los elementos más tempranos de la topografía presente ya existían en el Eoceno inferior, y que la mayoría de los relieves se han desarrollado en el Mioceno medio-superior. La formación de un cañón profundo caracteriza a la fase erosional tardía, la cual comenzó en el Mioceno superior y aún continúa. La elevación tectónica de la Cordillera de la Costa, en relación a las depresiones longitudinales parece haber ocurrido más temprano en la historia del paisaje, aunque la remobilización tardía 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 características volcánicas construccionales y la migración de centros eruptivos desde el Mioceno, donde se ha desplazado la cuenca de drenaje hacia el este. Cambios de nivel del mar relativo inducidos tectónicamente han causado depósitos transgresivos del Terciario tardío en la región litoral que habrían sido terrazas durante una regresión marina irregular. La historia del paisaje, la cual se extiende por todo el Terciario indica que la generación de relieve Andino ha sido un proceso prolongado y pulsativo. El enriquecimiento supérgeno de los depósitos de cobre tomó lugar bajo las superficies de erosión antiguas entre el Eoceno inferior y el Mioceno superior, y la viabilidad económica de una mina prospecto puede ser largamente predicha mediante la topografía suprayacente.

CHILE es fisiográficamente 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 Travesía en el sur, y el área formada por el Llano de Varas, el Llano de San Pedro y la Pampa Austral en la norte. La topografía en el área que yace entre estas dos cuencas es continuamente montañosa desde los Andes hacia el Mar. Los Andes altos en la parte este de la región son delimitados en el sector chileno por dos cadenas montañosas aproximadamente norte-sur, en gran parte volcánica, que se unen hacia el sur en una cordillera no-volcánica (Fig. 1). La cordillera oriental, la Alta Cordillera, alcanza una altura máxima de 6880 m, mientras que la cadena occidental, la Cordillera de Domeyko, es algo más baja. Entre las dos cordilleras principales se produce la Cordillera Claudio Gay. El drenaje es este-oeste y por lo tanto transversal a la fisiografía dominante y a las vetas geológicas del país. Traducido por: Macarena Pedrero, Eduardo Díaz, Matías Taucare y Francisco Trujillo

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C. Mortimer 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 formación del basamento se produce como inliers aislados. Metasedimentos Precámbricos se encuentran al este de Vallenar (Aguirre, in Ruiz 1965), cuarcitas del Ordovícico se encuentran al norte de Huasco (Moraga, pers. comm.), sedimentos Permo-Carboníferos afloran cerca de Chañaral y los depósitos permo-triásicos se observan al este de Vallenar y al este de Copiapó (Segerstrom 1959, 1962). La Formación Jurásica Toarciana Lautaro (Segerstrom 1959, 1962) fue seguida por sedimentos arcillosos y calizas del Grupo Chañarcillo de Cretácico inferior (Segerstrom 1967) las cuales se interdigitan con la contemporánea Formación volcánica extrusiva Bandurrias (Segerstrom 1967). Sedimentos continentales con flujos volcánicos forman la Formación Cerrillos (de edad desconocida) la cual fue depositada discordantemente sobre el Grupo Chañarcillo (Segerstrom & Parker 1959). La Formación Hornitos de conglomerados continentales y capas lenticulares de ceniza se encuentra discordantemente sobre la Formación Cerrillos (Segerstrom 1959) y es del Cretácico superior. Plegamientos e intrusiones afectaron la Formación Hornitos previo a la deposición de sedimentos y flujos volcánicos Terciarios a recientes.

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

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C. Mortimer Estratovolcanes dominantemente andesíticos, Terciarios a recientes, están asociados con flujos riolíticos en los Andes altos, y pequeños afloramientos de los flujos ocurren más hacia el oeste (Clark et al. 1967a). Farrar et al. (1970) mostró que cinco episodios de intrusión granítica ocurrieron entre el Pérmico y el Eoceno superior y ellos confirmaron hipótesis más tempranas de movimiento hacia el este de los centros intrusivos después del Paleozoico (Ruiz 1965). Las rocas metamorfoseadas no son comunes y el batolito tiene sólo un vestigio de alteración circundante pero la magnetita dentro de skarn es explotada comercialmente. El cobre es asociado a rocas intrusivas de todas las edades. Los depósitos tipo Manto, los cuales son diseminaciones de minerales de cobre en lavas estratificadas Mesozoicas tienen un origen problemático (Ruiz et al. 1971). Las vetas de plata se encuentran en calizas del Grupo Chañarcillo (Whitehead 1919). La tendencia del eje de los pliegues del Cretácico y Terciario es norte-sur, pero los ejes más antiguos son progresivamente más 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 topografía (Segerstrom 1968; Cooke y Mortimer 1971). LOS FLUJOS VOLCÁNICOS TERCIARIOS El volcanismo del Terciario a recientemente en el norte de Chile es una asociación de flujos piroclásticos extrusivos riolíticos a riodacíticos (Zeil & Pichler 1967) con estratovolcanes intermedios de composición latita andesítica a riodacítica (Pichler & Zeil 1969). Tales estratovolcanes, ambos extintos y activos, están restringidos a los Andes altos, pero los flujos piroclásticos cubren grandes áreas al oeste de la cuenca de drenaje Andina. En el sur del Desierto de Atacama, los flujos piroclásticos tanto en la región Andina como en el oeste más lejano son menos frecuentes que en el extremo norte de Chile (Hollingworth & Ruthland, 1968; Guest, 1969; Zeil & Pichler, 1967), aunque la mayoría de las capas riolíticas se ajustan al tipo con sus contrapartes del norte y son similarmente ignimbríticas. Las ignimbritas del sur del Desierto de Atacama son deficientes si están soldadas. Otras rocas volcánicas de composición similar son probablemente aglomerados y flujos de lava. A pesar de su restringida preservación, los depósitos volcánicos se producen en situaciones geomorfológicamente significativas y cuando son datados radiométricamente establecen una cronología parcial. Dataciones de K-Ar (Tabla 1) de flujos volcánicos ácidos 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 volcánicas datadas las dividen en dos grupos. Un grupo, de la erupción en el Eoceno inferior, se encuentra en el centro de la región. El otro grupo

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C. Mortimer del Mioceno medio al Plioceno está en el este. La escala del tiempo usada a lo largo de esto es la de Berggren (1969). Tabla 1: Dataciones K-Ar

Segerstrom (1967 y 1959) primero mapeó la sucesión volcánica antigua del Terciario, y reconoció que ésta se encontraba discordante sobre las Formaciones Hornitos y Cerrillos. Sin embargo en ausencia de alguna datación isotópica, él equiparó comprensiblemente los flujos volcánicos con la Formación Altos de Pica. Esta última unidad de roca, una representación local de la formación Liparitica de Bruggen (1950), fue establecida por Galli y Dingman (1962) como una secuencia de ignimbritas del Terciario tardío en la Provincia de Tarapacá alrededor de 1000 km al norte de Copiapó. Las rocas volcánicas del Eoceno inferior no pueden ser incluidas en la Formación Liparitica debido a su antigüedad, y han sido nombradas como la Formación 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 Formación Liparitica y, tanto por ésta razón como por razones litológicas, estos flujos de lava y los depósitos de grava asociados pueden estar incluidos en esta Formación. En vista de la distancia con sus contrapartes de más al norte, habría sido ventajoso darle a ignimbritas del Terciario superior y sus depósitos de grava asociados un nombre de Formación distinto. Segerstrom (1968) ha usado el término Formación Negro Francisco para estos depósitos en los Andes altos. Otros (Clark et al. 1967a) han sugerido el nombre de Formación San Andrés para aquellos flujos de lava en los flancos andinos muestreados con la datación K-Ar.

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C. Mortimer 1. Evolución del paisaje El área ha sido dividida en tres provincias definidas arbitrariamente por estudios geomorfológicos pero que tienen una pequeña relación con las divisiones del relieve. Las provincias (Fig. I) son: I. II. III.

Zona Costera: La parte del área litoral que se caracteriza por terrazas de abrasión marina y depósitos asociados. Zona Interior: El área este de la zona costera, que se extiende hasta la Cordillera de Domeyko. Zona Cordillerana: Incluye las cuenca de drenaje centrípeto 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 evolución de paisaje son reconocidos dentro de la zona Interior. Los relieves de las otras dos zonas podrían 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 evolución del relieve son enumeradas cronológicamente y sus productos finales, la jerarquía resultante de las superficies de erosión, 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 comenzó después del levantamiento del norte de Chile sobre el nivel del mar en el Cretácico inferior. La formación se produjo en la parte más antigua de la topografía, la Cumbre Surface (‘Summit Surface’ de Sillitoe et al. 1968). Esto es reconocido en dos áreas montañosas bien separadas en la parte oeste central de la zona Interior. Primeramente el grupo de montañas alcanzó un máximo de 3109 msnm en el Cerro de la Peineta, y secundariamente en el Cerro Carrizalillo alcanzó 3266 m. Las montañas en estas áreas tienen en su tope superior 1000 metros de lavas riolíticas, aglomerados y tobas y las rocas volcánicas preservan por debajo de ellas pequeños remanentes de un paisaje previo. Las rocas volcánicas de esta secuencia fueron datadas (Tabla I) 100 metros por debajo de la cima de Cerro Blanco (espécimen 68:44), la cima central del grupo del Cerro de la Peineta, y de la cumbre del Cerro Carrizalillo (68:116). Un espécimen (68:127) también fue tomado desde el Cerro Santa Cruz en el distrito Lomas Bayas. Esta montaña es el resto de uno de los varios alimentadores de las rocas extrusivas de la Formación Cerro de la Peineta. Las tres dataciones del Eoceno inferior son virtualmente idénticas y permiten la correlación de una sucesión volcánica retenida entre los restos de la Cumbre Surface e incluyendo Cerro de la Peineta y Cerro Carrizalillo. Las rocas datadas indican que la topografía subyacente a ellas existía en el Eoceno inferior.

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C. Mortimer La Cumbre Surface es el paisaje más antiguo en la topografía presente y debe haber sido mucho más extenso (FIG. 2). Como la erosión 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, podrían 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 Copiapó hay una conformidad horizontal marcada de las altas cumbres, las cuales están asignadas a la Cumbre Surface. En las partes orientales más 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 desarrolló al final de la Fase2. Luego de flujos volcánicos de la “Cumbre Surface” hubo un evento predominantemente erosivo, que para el cual no han sido encontradas edades radiométricas. La Fase 2 comienza con incisiones de drenaje en la “Cumbre Surface”, y las estribaciones (montañas laterales de una cordillera de menor tamaño) que descienden son los remanentes erodados de una topografía, la cual evolucionó en una resultante degradación. La superficie Sierra Checo del Cobre ha sido afectada considerablemente por la erosión en tiempos posteriores y el biselamiento de la Fase 2 ha tendido a persistir en los substratos más resistentes. Las crestas (ridges) que representan esa superficie, están 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 región costera la antigua topografía pierde altitud, en relación a la topografía de fases posteriores y desaparece en el borde oeste de la pampa austral alrededor de los 700m. (Fig. 3). Dentro del valle Copiapó 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 erosión posterior ha impedido la positiva identificación de la Fase 2 y sus morfologías. Adyacente a la Quebrada Carrizal, la Sierra Checo del Cobre esta a unos 300m de la costa y mantiene su altitud hacia el interior, así convergiendo con perfiles de ríos jóvenes hacia el Llano de Travesía (Fig. 3) En el Valle de Huasco la superficie se encuentra a 500m de la costa. Adicionalmente las disecciones río 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 depresión central. No se ha reconocido al este de Vallenar.

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Fig. 2. Disposición de la capa volcánica sobre la Cumbre Surface del grupo montañoso Cerro la Peineta.

(III) Fase 3 La morfología de la Fase 3 no se parece a sus fases anteriores, ambas deposicionales y erosionales, y ellas en gran proporción lograron la topografía actual. La Fase 3 se inicia con una incisión de drenaje en la Superficie de la Sierra Checo del Cobre y luego deja un valle (banco) sobre unos ríos para comenzar un nuevo ciclo de erosión. La pedimentación, luego de la incisión 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 depositación aluvial llamada Gravas de Atacama, es preservado como una terraza alta sobre los ríos 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 depresión longitudinal y dominan la mayoría 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 máximo 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 situación similar prevalece en los valles del Rio Copiapó y sus tributarios donde unas terrazas bajas representan el termino de la topografía de la Fase 3 donde lentamente se alza rio arriba en relación al presente fondo de valle (Fig. 3). Dentro de la mayoría del valle del Rio Copiapó la máxima incisión del Valle en el pediplano de Atacama es de aproximadamente 1000m, aunque las partes mas elevadas del sistema de valles son también inaccesibles para mediciones directas.

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C. Mortimer 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 río 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.

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

La parte baja del Rio Huasco ha sido exhaustivamente mapeada por Cooke. El reconoció que la superficie agradacional de las Gravas de Atacama son correlacionables (seguibles) a unas terrazas marinas de 85-110m en la costa. Río 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 elevándose hacia el interior. La altura máxima del Pediplano de Atacama sobre el río es de unos 500m, aunque no hay ningún estudio detallado para esa parte alta del valle. Cooke reconoció un perfil antiguo del valle restringido al este de la depresión longitudinal. Este puede ser equivalente al paisaje de la Fase 2, pero el presente autor no está permitido para mostrar esto. Flujos de Ignimbrita fueron depositados en los flancos Andinos durante y luego de la formación del Pediplano y Gravas de Atacama. Los flujos fueron radiométricamente datados y determinan edades de morfologías de la Fase3. Al este de Pueblo Hundido en el valle del Río 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 más alto de las Gravas de Atacama. Adicionalmente rio arriba una pequeña área 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.

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C. Mortimer En el momento de la erupción de las ignimbritas de Pueblo Hundido, la deposición de las Gravas de Atacama combinada con la agradación del curso del rio y de la depresión longitudinal, fueron en progreso como consecuencia en el aplanamiento de la roca. Poco después cuando la Ignimbrita de Potrerillos fue depositada sobre la superficie del relleno aluvial, el proceso de agradación habría cesado. Las dos ignimbritas adyacentes al Rio Salado reflejan el ambiente deposicional justo antes e inmediatamente después del fin de la agradación de la Fase 3, y las edades dadas por los flujos son usadas para probar que la Fase 3 se completó en el Mioceno Medio-Superior. Pediplano de Atacama en la Quebrada de San Andrés. La ignimbrita esta preservada irregularmente por unos 25 km sobre el valle el cual es un tributario del Rio Copiapó. El flujo tiene una potencia de unos 80m y localmente sobreyace a las Gravas de Atacama. Es aparente que la Quebrada de San Andrés 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 unión con la Quebrada San Andrés y Paipote (Fig. 5). La Deposición de la ignimbrita de San Andrés claramente tuvo lugar después de que la Fase 3 cesó, aun así, fue antes del corte profundo del cañón de la Fase 4. Sin embargo en la base de las ignimbritas en las partes altas de la Quebrada San Andrés, la erosión parcial de las lavas han revelado una incisión por drenaje incipiente de la Fase 4 en el sub-flujo de la topografía. Por lo tanto a partir de las edades K-Ar el aplanamiento de la Fase 3 y los episodios de agradación deben haber terminado en el Mioceno Superior y al menos en las cabeceras de la cuenca del Rio Copiapó, la incisión de la Fase 4 habría comenzado en el Mioceno superior. (IV) Fase 4 La Fase 4 fue anunciada por el rejuvenecimiento del último y drenaje mayor, y el desarrollo del cañón a través y hacia el sur del Desierto de Atacama, acompañado de formación de terrazas en el Rio Huasco y Quebrada Carrizal. La Fase 4 llevó al desarrollo del paisaje actual, la Superficie de Copiapó y la morfología se considera que aun sigue evolucionando dentro de este último evento erosional. La máxima incisión del drenaje en la Fase 4 ocurrió en los valles de los flancos Andinos (véase arriba), con cárcavas del Pediplano y las Gravas de Atacama. Localmente y subsecuente a la incisión del drenaje de la Fase 4, los ríos “regradaron” ligeramente, y la agradación local se habría producido en todos los valles. Luego el “downcutting”, habría producido terrazas en el relleno joven del valle, particularmente en la parte baja del Rio Copiapó. Perfiles del lecho del Rio Salado y el Rio Copiapó son suavemente cóncavos, sin embargo el piso actual del valle de la Quebrada Carrizal es convexo como su equivalente de la Fase 3 (Fig. 3).

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

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

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Fig. 5. Posición de la ignimbrita (67:44) en la unión de la Quebrada Paipote y la Quebrada San Andrés

(V) Interpretación de los perfiles de los ríos 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 jóvenes hacia el borde oeste de la depresión longitudinal. El piso de la depresión longitudinal es topográficamente mucho mas bajo que los remanente de la Cumbre Surface, como se ven en las montañas costeras, aunque el suelo de roca de caja es aparentemente una extensión hacia el este de la roca de la Superficie Sierra Checo del Cobre, cuando esta ultima avanzo (se trazó) hacia el interior desde la costa. Los ríos, por lo tanto, fueron establecidos a través de canales cruzando la Cordillera de la Costa al final de la Fase 2. La dislocación tectónica de la Cumbre Surface probablemente formo las unidades básicas de relieve longitudinales, y ocurrió antes del final de la Fase 2 cuando los perfiles de los ríos fueron

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C. Mortimer desarrollados. Los ríos deben haber mantenido sus cursos anteriormente a la elevación de las montañas costeras, para poder producir los perfiles observados. El Rio Copiapó no cruza una depresión aluvial y los perfiles de varias superficies de erosión adyacentes al rio solo reflejan una incisión progresiva en el lecho del rio. La convergencia de los perfiles de la Fase 3 y Fase 4 entre Caserón y Piedra Colgada se considera como evidencia de las diferentes condiciones hidráulicas combinado con diferentes longitudes de lecho entre Fase 3 y Fase 4; en lugar de una disturbación tectónica de las terrazas fluviales como Tricart sugería. La Quebrada Carrizal es la corriente estudiada más 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 existía a través de las montañas costeras previo a la Fase 3, como se muestra en perfiles de topografías antiguas, el total equilibrio del canal se piensa que fue inhibido por la escases de agua en la zona árida costera, lo que conduce a la convexidad de los perfiles de los ríos. Almeyda mostró que en el pueblo de Copiapó hay un promedio anual de lluvia de solo 25mm, basado en 74 años de registro. (VI) Relieves tectónicos En muchos lugares, particularmente a lo largo del margen de la depresión longitudinal, fallamiento en las rocas de fondo han desplazado la superficie deposicional de las gravas de Atacama. Tal dislocación de la superficie de las gravas ha estado activa desde al menos el final de la Fase 3 y hoy en día sigue activa. El fallamiento reflejado en la aluvión es principalmente con tendencia longitudinal (aproximadamente NS), y la mayoría de tales estructuras son la expresión 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 topográfico. Algunas fallas, sin embargo, no están relacionadas a las importantes divisiones fisiográficas, como por ejemplo, aquellas fallas (fig 3) cerca de la desembocadura del río Copiapo que intercepta las terrazas marinas y los sedimentos litorales del plioceno. La naturaleza del fallamiento es difícil de determinar debido a la cubierta aluvial, pero todas las fallas son aparentemente normales de alto ángulo o inversas. Solamente en una instancia hay una sugerencia de movimiento de rumbo, pero esto es únicamente en aluvión 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 Chañaral. No hay evidencia de las antiguas superficies de erosión de que ha ocurrido algún movimiento a gran escala a lo largo de esa parte de la falla que se extiende hacia el sur del rio salado durante la evolución del relieve. Una posible extensión 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 topográficos en el desierto austral, nunca ha sido una zona de erosión preferentemente.

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C. Mortimer (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 división tenue y la pendiente a desaparecer bajo la aluvión, capas de evaporitas y depósitos de cenizas los cuales rellenan la cuenca del salar de pedernales y salar de Maricunga. La Cordillera de Domeyko tiene una fisiografía compuesta de montañas de origen erosivo combinado con picos volcánicos constructivos. Mucho de los estratovolcanes han sido sin embargo truncados durante la pedimentación que conduce al Pediplano de Atacama y estos volcanes son por lo tanto miocenos, siendo contemporáneos 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 depósitos superficiales y trunca la formación 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 vírgenes por otra erosión superficial. Estos volcanes crearon la línea divisora continental. Los sedimentos finos y flujos de cenizas los cuales taparon el Pediplano de Atacama en gran parte del área soporta una relación 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 fracción sedimentaria de la secuencia es una característica agradacional de la Fase 3. Segerstrom (1968) ha mapeado estos sedimentos en la región 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 depósitos de sal, indicando de este modo la relativa juventud de al menos la parte superior de la secuencia evaporítica. Depósitos de sal en la cuenca del Salar de Pedernales muestran evidencias definitivas de haber inclinación hacia el oeste durante su acumulación. Esta cuenca drena por la filtración a través 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 conexión de drenaje entre la zona cordillerana y las vías hacia el oeste, la disección de la Fase 4 del Pediplano de Atacama en la zona cordillerana no tiene ninguna conexión 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 tectónico positivo. Dataciones de potasio- argón de una ignimbrita que se encuentra en una de las quebradas de disección del flanco oriental de la Cordillera de Domeyko en pedernales revela un mínimo de edad para la quebrada entre bandas de mioceno-plioceno. El gran error experimental en la determinación sin embargo, refleja el pequeño tamaño de la muestra, impidiendo una certeza absoluta sobre el momento de la deposición 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.

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C. Mortimer 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 movió la línea divisora continental hacia el este hasta su posición actual en tiempos relativamente recientes. A pesar de la aparente frescura de los estratovolcanes andesíticos en la zona este de la cordillera el acontecimiento más joven datado por K-Ar es una erupción pliocena tardía de ignimbrita riolítica. La ignimbrita forma los acantilados costeros del lago la Laguna Verde y la muestra proviene del miembro superior de un número de flujos cuya base no fue vista. Esta sucesión de ignimbritas superpone a los flancos de los conos más básicos, y refleja el más reciente acontecimiento volcánico en la región. A pesar de la gran altura de la zona cordillerana, no fueron observadas pruebas definitivas de glaciación, y el máximo 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 línea 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 patrón similar en general. Evidencia a lo largo de los puntos de la costa a una caída temprana en el nivel del mar que era contemporáneo con la incisión de drenaje iniciando la Fase 4. Las pruebas de la primera caída 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 posición cercana de la superficie Sierra Checo del Cobre a alguna profundidad bajo el actual nivel del mar. Esta caída fue un mínimo 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 caída 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. Después de la caída en el nivel del mar hubo una transgresión y regresión (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 expresión morfológica de esto no se ha visto en el desierto austral. Las áreas de terraza litoral están localmente apoyada por los restos de un acantilado abandonado, detrás de la más alta línea 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

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C. Mortimer transgresivo. La hipótesis de Bruggen (1950) de que se trata de un escarpe de falla ya no puede ser aceptado a la luz de la cartografía a lo largo de la costa norte de Chile. El nivel del mar más 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 Río Salado y el Río Copiapó, respectivamente, 150 m en Carrizal Bajo y m 125 en Huasco. La no horizontalidad de la línea de costa mas alta en el kilometro 245 entre Chañaral y Huasco muestra que, posteriormente a la invasión máxima del mar, la gran elevación tectónica diferencial de la zona costera se había llevado a cabo y en consecuencia, la causa principal de los cambios relativos del nivel del mar es considerado como una causa tectónica. Paskoff quien trabajo entre las latitudes 30° y 33°S concluyo que localmente la actividad tectónica ha sido mínima, de manera que cerca de los 30°S reconoció varias posiciones del nivel del mar glacio-eustáticas en la secuencia de terraza. Identifico cinco terrazas sobre 130m cortadas en los sedimentos transgresivos de la formación Coquimbo del plioceno. La zona litoral del sur del desierto de Atacama, sin embargo, presenta una multitud de terrazas, muchas de las cuales están obligados a coincidir con altitudes clásicas 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 tectónico. Una examinación de ostracoda tomado de los sedimentos costeros transgresivos revela una fauna sin diferencia aparente de géneros modernos, pero que tiene un aspecto de aguas cálidas: una conclusión apoyada por los corales dendrophylid. En la actualidad la costa chilena esta dominada por los efectos de la corriente fría de Humboldt que estimula la proliferación de las criaturas de agua fría. El aspecto tropical de la fauna de los sedimentos onlap se toma como evidencia de apoyo de que los depósitos son de edad Teciario Tardío, determinado por estudios de macrofauna realizados por Herm (1969), y estos son probablemente sedimentos del plioceno. El fallamiento de la desembocadura del Río Copiapó el cual ha arrojado las terrazas costeras (fig 3), y la relación de la superficie deposicional de las Gravas de Atacama a las superficies marina planar es alterado.

Fig. 6. Diagrama de Altura de las terrazas litorales en un área adyacente a la desembocadura del Río Copiapó. Altas terrazas inclinadas cercanas al río se considera que han tenido un origen fluvial.

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C. Mortimer Cerca de la desembocadura del Rio Salado y la Quebrada Carrizal, sin embargo, el nivel marino más alto coincide con la superficie de las gravas de atacama. Ellos fueron depositados antes de que la transgresión marina alcanzara su punto más 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 agradación del mioceno. De esta manera no habría ninguna expresión morfológica de los diferentes niveles de influencia marina y fluvial desde agradación cercana a la costa en el rio rápidamente ajustaría la capa al nivel mas alto. Una eventual caída relativa del nivel del mar podría revelar una superficie continua desde la terraza marina más alta hacia el interior de la superficie deposicional de las gravas continentales más antiguas. (D) EVOLUCIÓN DEL PAISAJE EN EL SUR DEL DESIERTO DE ATACAMA EN COMPARACIÓN CON EL RESTO DEL NORTE DE CHILE. En el sur del desierto de Atacama la jerarquía de las superficies de erosión se ha desarrollado notablemente más periférico a los principales canales de drenaje. Es aquí donde la incisión después de cada cambio de nivel de base relativo ha sido mayor. Los ríos Salado, Copiapó y Huasco, y la Quebrada Carrizal todos anteriores a la generación básica de relieve dentro de grandes unidades fisiográficas longitudinales, y el drenaje transversal se ha asegurado de que la mayor parte de la región se ha mantenido en contacto con un nivel de base marino a lo largo de la evolución del paisaje. Así que los cambios del nivel del mar o movimientos tectónicos de la región podría quedar reflejado en las historias de erosión de los valles fluviales. Los ríos que cruzan el desierto austral son los arroyos más septentrionales establecidos en Chile. El rio Loa (21° 36´Lat.S), y el valle que cruza la Cordillera de la Costa cerca de Arica (18°30´Lat.S) son totalmente de origen neógeno tardío y no han tenido influencia en el desarrollo del relieve antes de los últimos pocos millones de años. En consecuencia, en la región situada al norte del Rio Salado, el paisaje es predominantemente tectónico. La falta de contacto de drenaje con un nivel de base marino durante gran parte del terciario ha asegurado que solo la degradación lenta hacia los niveles de base locales ha prevalecido. Movimientos tectónicos que han dejado directas expresiones topográficas han puntuado el lento desgaste, y las distintas etapas de desarrollo de la superficie de erosión no se ve fácilmente en el desierto del norte. Al sur del Río Huasco, donde la precipitación se incrementa significativamente, la erosión ha avanzado a un ritmo mayor, y la preservación de los paisajes más antiguo que el Plioceno disminuye rápidamente con la distancia al sur, aunque Paskoff ha mapeado los restos de una superficie entre 30° y 33°S a la cual asigno una fecha paleógeno. Él también se dio cuenta de la existencia de pequeñas áreas protegidas por flujos de lava de edad neógeno. Relieves costeros en toda la zona norte del litoral chileno son similares en aspecto sino en detalles locales. Similitudes básicas también existen entre los altos andes del norte de Chile y del desierto austral desde la construcción de los picos volcánicos y los relieves relacionados están 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 33°S sufren una notable ausencia de estratovolcanes. Picos

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C. Mortimer Andesíticos en el lado argentino de la división cierran un poco la brecha en las características volcánicas, pero hay sin embargo una brecha en la cadena volcánica que es atípico de la Cordillera de los Andes. Flujos ignimbríticos de presunta edad terciaria son, sin embargo, localmente preservados a lo largo de todo este segmento, y pareciera que las características volcánicas del terciario se desarrollaron en esta región como en otras partes, pero en vista de las altas tasas de erosión que prevalecen al sur del desierto ellas han sido removidas en gran medida. Sólo las últimas características volcánicas no se han podido desarrollar aquí. Pérez y Aguirre (1968) han sugerido que los canales magmáticos han sido cerrados por las fallas inversas de bajo ángulo. 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 volcánica. La falta de volcanismo reciente es más probablemente relacionada a la variación en el mecanismo de cierre de las placas litosféricas Sudamericana y de Nazca que se ha traducido en la generación de magma reducido. 2. Un significado más amplio sobre la deducción cronológica. (A) LEVANTAMIENTO ANDINO Bowman (1924) y Willis (1929) realizaron las primeras observaciones y deducciones sobre la topografía de la región. Bruggen (1950) y Muñoz (1956) sugieren que la formación 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 sedimentación del Mesozoico produjo una cuenca para la sedimentación del Terciario al este de Antofagasta (23°40’S). Galli (1967) considero el levantamiento Andino como Mioceno Superior. Rutland et al. (1965) dató la Formación Liparítica en el área de San Bartolo (22°05’S) entre 10 a 4,24M.A. El flujo de lava de esta Formación fue progresivamente más deformados con el aumento de edad, y se dice que ha sido extruido sobre una superficie de erosión del Terciario Temprano con una pendiente de solo unos pocos grados (Hollingworth & Rutland, 1968). Rutland et al. (1965) concluyó que “la actividad tectónica que deformó la superficie plana del Terciario Temprano comenzó un poco antes y continuamente después del periodo de erupción de ignimbritas” con la erupción post-tectónica durante el Plioceno y Pleistoceno. Ellos calcularon una velocidad promedio de levantamiento de 0,5mm por año en un tiempo de 10M.A. desde el Mioceno al presente. Tanto Corvalan (1966) como Ruiz (1965) estuvieron de acuerdo con este esquema de evolución Andina del norte de Chile. En el sur del Desierto de Atacama los paisajes se desarrollaron alcanzando hasta el Terciario Temprano, y la incisión de drenaje fue de tal magnitud que ellos solo pueden reflejar los movimientos tectónicos. A lo menos en el sur del Desierto de Atacama el cambio erosional del paisaje fue principalmente restringido a la formación de cañón de la Fase 4. Para la mayoría de los relieves Andinos formados antes del Mioceno Tardío durante los pulsos tectónicos positivos regionales que fueron reflejados en la incisión del drenaje en el límite de la fase. El último pulso

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C. Mortimer fue la incisión del canal en la Fase 4 que fue formado localmente en la mayoría 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 última renovación de la erosión 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 incisión es del mismo orden que la perturbación positiva de la tectónica que condujo a la intensificada erosión. Desde el comienzo los movimientos positivos recientes ha habido una incisión de drenaje de 500 a 1000m dentro de la topografía del Mioceno Tardío, un cuarto de la altura del sub-volcán 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 últimos 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 posición del eje local del estratovolcán entre 19° y 24°S y este sugerencia ha sido presentada por Rutland (1971), James (1971) y Plafker (1972). Farrar et al. (1970) a demostrado que una migración postPaleozoica hacia el este de un cinturón de intrusivos en la región de Copiapo. Los intrusivos más jóvenes y más orientales son del Eoceno Superior. Este cinturón magmático 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 después de la formación de los elementos más viejos del paisaje actual. Siguiendo el modelo de Hamilton (1969), quienes sugirieron que los Andes volcánicos son los signos superficiales de batolitos emplazados bajo ellos, se podría decir que ambas indicaciones, tanto la de la intrusión progresivamente más joven y el volcanismo hacia el este, son fenómenos asociados, y que las crestas volcánicas y topográficas de los Andes están situados sobre batolitos penicontemporáneos y son movidos hacia el este durante el tiempo post-Paleozoico y durante la evolución del paisaje actual. (B) UNA GUIA DE EXPLORACIÓN PARA DEPOSITOS DE COBRE Durante la meteorización de un depósito de cobre verticalmente extenso, el descenso de las aguas meteóricas cercanas a la superficie disuelve el ensamblaje de mineral hipógeno. En el norte de Chile el original ensamblaje de minerales de cobre normalmente son calcopirita o bornita que están asociados con un material de ganga que contiene pirita. Tras la meteorización, una zona lixiviada estéril se deposita en la parte superior, pero en los niveles más bajos algo de cobre es redepositado en forma de silicatos, carbonatos o sulfatos en la zona oxidada. Alrededor de las aguas freáticas permanentes, donde la acides es baja, ocurren reacciones de remplazamiento entre la mena hipógena 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 mineralógicamente complejo (Sillitoe & Clark, 1969), esto puede ser considerado macroscópicamente como una consistencia de calcosina y covelina. La mayoría de

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C. Mortimer las minas en el Desierto de Atacama deben su viabilidad comercial a la existencia del enriquecimiento mineral, aún antes de los trabajos de Segerstrom (I963), Clark et al. (I967) y Sillitoe et al. (I968), no hubo reconocimiento de que existe una compleja relación entre la evolución del paisaje y la ubicación de yacimientos de cobre. El enriquecimiento secundario no ocurrió en vetas situadas bajo las capas volcánicas de la Cumbre Surface, sin embargo, dos niveles distintivos de calcosina masiva son preservados en depósitos bajo los residuos de degradación del mismo paisaje. Las partes más altas de la zona de calcosina se encuentran en la superficie. Solo el depósito de cobre de los escasos restos de la Sierra Checo del Cobre Surface tiene un solo perfil completo de enriquecimiento, pero muchos depósitos sobre el Pediplano de Atacama muestran todo un horizonte de calcosina que esta en, o cerca, de la superficie. Los depósitos del cañón de la Fase 4 no muestran enriquecimiento. El nivel freático moderno es bajo y no tiene relación con alguno de los minerales observados en la mineralización supérgena. La meteorización de la Cumbre Surface no empezó hasta después del emplazamiento local de la capa de lava, cuando la lixiviación, que ocurrió lejos de la cubierta protectora de rocas volcánicas, permitió la formación de una superior de calcosina que ahora son encontrados en los residuos altos de la Cumbre Surface. Subsecuentemente, una erosión removió la zona lixiviada y oxidada de los depósitos y expuso la zona enriquecida en la superficie. Para el segundo periodo de enriquecimiento se ha considerado que ha ocurrido en relación al bajo nivel freático situado bajo la Sierra Checo del Cobre Surface. La capa de calcosina corresponde al segundo episodio de enriquecimiento supérgeno, el cual es encontrado cerca de la superficie de tierra bajo el Pediplano de Atacama, y los procesos de pedimentación de la Fase 3 debieron haber removido las áreas fuente de las soluciones ricas en cobre superpuestas anteriormente. En aquellas áreas, lejos de la Cumbre Surface, la erosión ha tenido que ser profunda para que el antiguo manto de calcosina haya sido preservado, y el desarrollo del cañón durante la Fase 4 ha sido truncado completamente incluso la joven zona enriquecida. Por consiguiente, se estableció que el importante enriquecimiento en los yacimientos de cobre del sur de Desierto de Atacama había cesado por el inicio de la Fase 4 en el Mioceno tardío, aunque algunas partículas superficiales de calcosina, visto en una serie de trabajos, fueron interpretadas como un producto de la removilización 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 química debido a la aparición de las condiciones extremadamente áridas. 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 depósitos localizados debajo de los antiguos paisajes debieron producir enriquecimiento en profundidad, mientras los depósitos del Pediplano de Atacama estarán enriquecidos solo, o cerca, de la superficie. Los depósitos menos prometedores son los de los cañones desarrollados durante la Fase 4, ya que todo el mineral enriquecido se habrá erosionado durante la profundización del valle. Aunque los

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C. Mortimer flujos volcánicos del Terciario Temprano han protegido cualquier depósito subyacente de los procesos supérgenos, las rocas volcánicas o aluvios del Terciario Tardío fueron depositados después 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 señor J. W. Pallister preguntó al DR. Mortimer si iba a explicar más detalladamente la zona doble de enriquecimiento en las venas mineralizadas por debajo de la superficie de erosión más alta. El autor respondió: Para explicar esta zona doble de enriquecimiento supérgeno del perfil de mineralización 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 montaña con calcosina masiva y muchos óxidos aproximadamente 140m de profundidad. Desde los 140 a los 250m no hay mineralización en la zona hipógena oxidada, pero desde los 250 a 470m se presenta nuevamente la calcosina masiva con óxidos. Bajo los 470m de mineral primario oxidado ocurre hasta los 720m donde hay pura calcopirita hipogena y no ocurren más cambios hasta, y más allá, del nivel freático a 810m. Bajo la zona superior de calcosina hay más de 100m de mineral hipógeno oxidado sin trazas de sulfuros binarios que siempre están presentes. A pesar de su anómala posición entre dos zonas de sulfuros supérgenos, la zona oxidada tiene todas las características que normalmente tiene un ensamblaje de óxidos que está situado sobre el horizonte enriquecido. El nivel freático debió haber caído rápidamente después de la formación de horizonte más superior de calcosina hacia el techo del horizonte masivo más bajo cuando este se estabilizó. Tal cambio de las aguas subterráneas podría exponer el mineral hipógeno fresco bajo la zona supérgena más alta hacia las aguas filtradas y un nuevo ciclo de enriquecimiento podría comenzar, y la vieja zona de calcosina será re-expuesta a la solución reactiva y será parcialmente removida hacia el nuevo nivel inferior de enriquecimiento. Asociado con esta removilización del manto superior de calcosina, la capa subyacente de mineral hipógeno recientemente expuesto ha sufrido una descomposición primaria que produce una zona de oxidación entre los horizontes de calcosina. El movimiento lento o fluctuación del nivel freático probablemente tomo lugar durante la formación de la zona de calcosina, tanto inferior como superior, contemporáneamente con la oxidación de las partes superpuestas del depósito. Para cerrar este segundo episodio de enriquecimiento, el nivel freático probablemente continuó cayendo hacia la posición actual, pero el inicio de la extrema aridez parece que tuvo que haber inhibido la formación de un tercio de la zona inferior de calcosina. Sin embargo, partículas de calcosina, superficialmente distribuidas entre 325 y 485m de profundidad, pudieron ser un producto de la removilización tardía y continúa oxidación del ensamblaje de mineral sobre el actual nivel freático. Ningún producto supérgeno parece tener alguna afinidad por el nivel freático actual.

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C. Mortimer Esto explica la zonación mineral. Para más detalle mineralógico ver Sollitoe Clark (1969).

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