Antigüedad de la aridez en el Desierto de Atacama El Desierto de Atacama del norte de Chile y el sur de Perú tiene una de las más largas historias de condiciones áridas conocidas. Aunque la mayoría de los estudios se han centrado en la hiper-aridez que prevalece desde el Mioceno, todos los sedimentos terrestres de la región desde finales del Triásico también registran climas evaporíticos y, por tanto, áridos. La mineralización de supergenes en la región no se desarrolló bajo un clima más húmedo propicio a la intemperie profunda, pero bajo condiciones áridas. Estos procesos pueden haber sido facilitados por cambios hidrológicos durante el levantamiento del Mioceno y la incisión de drenaje, pero estaban operativos antes del levantamiento. Del mismo modo, el enfriamiento global y los cambios en la circulación oceánica oceánica en el período posterior al Mioceno sólo acentuaron las condiciones existentes. Toda una perspectiva de regolito es vital para entender la historia de la aridez en el Desierto de Atacama y su relevancia para la morfogénesis de las zonas áridas, la formación de regolitos y la mineralización de supergenos. En particular, la larga historia de aridez plantea la posibilidad de que la supergenemineralización, en condiciones apropiadas, se forme en ambientes áridos, en lugar de requerir condiciones húmedas. Introducción El desierto de Atacama es el desierto más seco del mundo. Arica e Iquique (ver localización de nombres de lugares locales en el texto) tienen precipitaciones anuales de sólo 0.5 y 0.6 mm, respectivamente, mientras que Antofagasta, Calama y Copiapó reciben 1.7, 5.7 y 12 mmeach (Dirección Meteorológica De Chile, 2000 ). El Desierto de Atacama es el resultado de la confluencia entre la zona de alta presión subtropical, la corriente de Humboldt, el frío a lo largo de la costa, y vientos costa afuera. La aridez extrema ha dado lugar a una serie de características habituales y únicas. Estos incluyen los muy bajos niveles de erosión (Nishiizumi et al., 1998) y la acumulación de una gama de sales inusuales, incluyendo percloratos, yodatos y nitratos en los suelos, así como la halita más común, el yeso y la anhidrita (Ericksen, 1981, 1983, Bohlke et al., 1997) .El entendimiento entendimiento del ambiente del regolito y su historia es crítico para la exploración mineral efectiva en el área (Herail et al., 1999; Cameron et al., 2002) Muchos de los yacimientos de oro y cobre de pórfido más importantes del mundo, que son mineralización de cobre y oro diseminada de bajo grado en las zonas de alteración que rodean intrusiones intermedias poco profundas (a menudo porfiríticas). La rentabilidad económica de estos depósitos es a menudo determinada por las zonas de enriquecimiento supergénico (Sillitoe, 1989), donde la acumulación de mineralización de sulfuros diseminados primarios (o hipogénicos) ha dado lugar a la formación de tapones de alto rendimiento de sulfuros, óxidos, hidróxidos, carbonatos, sulfatos y cloruros. Algunos depósitos también han sufrido una mineralización exótica, que consiste en mineralización secundaria sub-horizontal formada por precipitación de lixiviados de cobre en algún punto del g radiente de agua subterránea de la mineralización de hipogenes (Mote et al., 2001). La presencia de estas zonas de mineralización secundaria es un reflejo de la historia de las aguas subterráneas, la tectónica, el paisaje y el clima de Atacama (Brimhall y Mote, 1997, Mote y Brim-Hall, 1997). Las zonas supergénicas datan sobre todo entre el Oligoceno Temprano y el Midioceno, definiendo aparentemente el tiempo de absupergenidad en el triunfo (Segerstrom, 1963, Mortimer, 1973, Sillitoe y McKee, 1996). La extrema aridez del clima y la mineralogía inusual del regolito son también Es también de considerable interés debido a su valor como un análogo a la superficie marciana (McKay et al., 2003). Los márgenes del
Desierto de Atacama también ofrecen el potencial de registros sensibles del cambio climático (por ejemplo, Bator et al., 2001; Latorre et al., 2003a, b). En los últimos 10 años ha habido un aumento importante en la investigación en el Desierto de Atacama por estas razones y una explosión de datos. Este artículo ofrece un breve resumen de la geomorfología y regolito arquitectura del desierto de Atacama y luego examina las condiciones climáticas implícitas en el ambiente deposicional de sedimentos marinos y terrestres marginales desde el Triásico tardío hasta el presente, basados principalmente en una revisión y reinterpretación de la literatura publicada hasta la fecha. Se cierra con una breve discusión sobre la importancia de las fluctuaciones climáticas quaternarias sobre la aridez general de la región y las posibles implicaciones para la génesis de la mineralización del supergénero. Regolitos y formas de relieve Fisiografía y geología general La fisiografía del Desierto de Atacama en Chile, consiste de varios componentes (Figuras 2 y 3), incluyendo una cordillera de la Costa separada de la Precordillera por la Depresión Central (ValleCentrale). Las cuencas de Preandean separan la Precor-dillera de los Andes propiamente dichos (Valero-Garces et al., 1999). La Cordillera de la Costa está formada por rocas mesozoicéneas y sedimentarias. La Precordillera se compone de rocas mesozoicas a eocenas. El ValleCentral consiste en una cuenca llena de sedimentos Oligoceno a Plioceno (Sillitoe et al., 1968). Los sedimentos del Mioceno a Holo-ceno llenan las cuencas de Preandean. Superficies La Cordillera de la Costa se caracteriza por un alto relieve en todas las escalas y fallas activas en estructuras como la falla de Atacama (Fig. 4A). El alto relieve a lo largo de las gamas costeras contrasta con las superficies lisas, al interior. Esto es probablemente debido a la fuerte intemperie de la sal bajo la influencia de nieblas costeras periódicas, la camanchaca (Goudie et al., 2002) Gran parte de la Valle Central consiste en una reliquia de la superficie de la edad terciaria tardía. Las edades máximas son fijadas por la edad de los materiales volcánicos dentro de los elementos superficiales de las superficies de deposición. En el Arica, el norte de Chile contiene unidades piroclásticas datadas entre los 2,9 y los 3,0 Ma (Vogel y Vila, 1980), mientras que otros sedimentos del sur de la región de Calama contienen piroclásticas del Mioceno Lateral (5,6-8,9 Ma, Marinovic y Lahsen, 1984). Aún más al sur, en El Salvador, la superficie de la tierra es más antigua, ya que consiste en sedimentos con piroclásticas de 11,5 Ma (Clark et al., 1967; Sillitoe et al., 1968). La superficie terrestre es ondulante suavemente, Y desinflado (figura 4B). Debido a la disección limitada, las costras salinas (duricrusts) son raramente expuestas como rompe en la pendiente como lo están comúnmente en otras partes del mundo. La superficie extensivamente desinflada consiste en fragmentos de dureza gruesa, piedras andesíticas y un retraso de litias. Los círculos de piedra y los polígonos forman una red de piedras que encierran áreas de terreno desnudo. Estos son comúnmente comunes en una serie de áreas. Se piensa que los movimientos circulares, parecidos a la conexión, del suelo conducidos por ciclos de calentamiento-enfriamiento y de mojado-secado forman estos patrones. Estos, y los grados más o menos horizontales de las concentraciones de piedras presentes en algunas laderas, pueden ser debidos a una combinación de circulación del suelo con, en el caso de las rayas, fluencia descendente (Beaty, 1983). Los isótopos cosmogénicos
producen localmente exposiciones para los ventiladores aluviales depositados sobre esta superficie de 3-4Ma (Nishiizumi et al., 1998). Esto apoya la importancia de la superficie de la tierra deducida por Alpers y Brimhall (1988) que midieron las edades K-Ar de las tobas en los suelos de Escondida entre 4 y 9 Ma. Incluso los más antiguos han sido obtenidos por Dunai et al. (2005), con ediciones cosmogénicas de 25 Ma de superficies de deposición erosionadas en la cordillera de la Costa. La superficie de la parte norte del Valle Central ha sido profundamente diseccionada localmente por las quebradas, en algunos casos hasta 1,5 km de profundidad, pero menos de 1 km (Mortimer, 1980). Su incisión posterior a la deposición de los sedimentos Terciario de llenado tardío de la sucesión del Valle Centrale. Solamente los drenajes de troncos de las quebradas contienen corrientes fluidas o intermitentes. Algunos tributables son relictos y no contienen evidencia de flujo reciente, ni siquiera de sedimentos fluviales relictos a lo largo de sus pisos (Fig. 4D), y pueden haber sido moldeados, al menos en parte, por el saneamiento de las aguas subterráneas (Hoke et al., 2004). Las exposiciones en las paredes de algunas de las quebradas son del orden de N300 ka (Nishiizumi et al., 1998), indicando tasas de erosión muy bajas desde el Pleistoceno Medio. El paisaje de las cuencas preandinas contrastó con el del Valle Central. Aunque partes de algunas de estas cuencas, como la cuenca de Atacama (Muñoz y Townsend, 1997, Munoz et al., 1997), han experimentado depósitos en curso, las áreas adyacentes están actualmente sufriendo deformaciones. Esto ha resultado en la inversión de sedimentos evaporíticos del Mioceno, de manera más espectacular en la Cordillera de la Sal (Wilkes y Gorler, 1988), sincrónica con la deposición conti- nua en el Salar de Atacama. La extrema aridez del área es tal que permite que la halita sea la formación de aristas, acentuando las complicaciones estructurales. Costras Las costras de suelo son un rasgo común en los glaciares de la cordillera costera y el Valle Centrale. Las sales se produjeron como cemento de conservación de tejidos o como nódulos y masas destructores de tejidos. La tela conservada consistió en texturas deposicionales originales de aluvión o coluvio (véase Ericksen, 1983). Ambos estilos pueden ser simplemente miembros finales de una progresión. Cuando una precipitación extensa de sales ha destruido el tejido original, la fracción gruesa parece haber sido expulsada a la superficie. Debido a que la disección es solimitada, los duros se exponen mejor en los trabajos de fornitratos y otras sales, o en las laderas diseccionadas donde la erosión ha expuesto las curvaturas de la pendiente (Fig. 5A). Las curvaturas de los sulfatos se encuentran en las laderas interiores de las cordilleras costeras y en el Valle Central. El Valle Central puede ser impregnado por sales exóticas, tales como nitratos, percloratos y yodatos (Ericksen, 1983). El calcio y el sulfato en los suelos se deben a la erosión de las rocas ya la erosión de las aguas subterráneas, en lugar de las sales ascíclicas de la adhesión, seguidas de la redistribución eólica en el paisaje (Rech et al., 2003a). Los sulfatos duros están ausentes de las zonas de precipitación comparativamente más altas de las cordilleras precordilianas. Más hacia el sur, hacia Copiapó, las costras del sulfato se substituyen por los calcretes. El origen de las sales de nitrato ha sido objeto de mucha controversia (por ejemplo, Ericksen, 1981, 1983), sin embargo, los estudios geoquímicos más recientes parecen confirmar la deposición de nitrato atmosférico como fuente (Bohlke et al., 1997, Michalskiet et al., 2004). Una arquitectura común ocurre donde suciedad impregnada suavemente suma los suelos, material cimentado masivo. Esto ocurre en áreas de deflación. Puede representar la hidratación superficial
progresiva de la anhidrita por la humedad de la superficie (principalmente la niebla) a medida que se baja la superficie del suelo. Otra arquitectura común es, donde el desierto es poco cementado por un fino sulfatecrust, sobrepone una capa de polvo más pulverulenta. Esto es a su vez underlain a una profundidad de unos pocos centímetros por un hardpan de sulfato poligonal agrietado. La distribución de la sal en el endurecimiento parece controlada en parte por la topografía, al menos en un sentido grosero. El sulfato de calcio se produce en todas las posiciones del paisaje y su formación de dureza puede ser parcialmente debida a la adhesión por el polvo sacado por el viento. Esto es respaldado por pruebas isotópicas (Rech et al., 2003b). Los sulfatos de sodio parecen ocurrir en posiciones de pendiente media, posiblemente por la concentración hacia abajo de la pendiente del sodio en el agua vadosa. La halita se produce sólo en la parte más baja de las secuencias de pendiente, tanto en valles como en nódulos a crustos precipitados de aguas subterráneas en playas. Localmente, sin embargo, la halita también puede formar costras en las laderas (Oberlander, 1994). Procesos de la superficie (procesos superficiales) Algunos procesos en curso afectan el panorama actual, a pesar de su antigüedad. Algunos ríos, como el río Loa, que son alimentados por el deshielo de las tierras altas andinas, siguen erosionando activamente la superficie. Los aluviones aluviales modernos son localmente comunes, especialmente a lo largo de los márgenes orientales del desierto (Bergerand Cooke, 1997; Rech et al., 2002). Otras quebradas aparecen con la reelaboración eólica y el revestimiento de sus pisos. La adhesión por el polvo eólico, rica en sulfatos (Rech et al., 2003b), también es importante, dando como resultado la apariencia suavizada del paisaje y de las colinas del Valle Central (Fig. 5B). A las partes más profundas de las colinas con el afloramiento expuesto. Los caudales de los restos de los barrancos, aparentemente formados durante los eventos pluviales muy raros, parecen haber sido la forma más significativa de desperdicio de masa. Las caídas y las diapositivas son activas solamente en las laderas más escarpadas, particularmente la costa. Los mantos cementados de polvo parecido al sulfato, parecido al viento, parecen haber blindado muchas pendientes más al interior de las caídas y las diapositivas. Historia de la aridez La principal fuente de datos sobre la historia de la aridez en el desierto de Atacama se encuentra en los sedimentos mayoritariamente terrestres de la región. Los datos estratigráficos y sedimentológicos pertinentes se resumen en el Cuadro 1. Triásico Las primeras evaporitas en el Desierto de Atacama son Jurásico Triásico-Temprano (preSinemuriano) y son descritas por Sárez y Bell (1987). Contiene conglomerados de anhidrita cementados y veteados volcánicos depositados en ambientes aluviales. El Pan de Azúcar Formación de edad similar tiene moldes de halita tolva en la parte basal de la Formación. Los moldes se producen en areniscas interpretadas como depósitos de río trenzados y están superpuestas por una sucesión marina poco profunda. Los depósitos terrestres anteriores, desde la Formación Toriano Tardío-Triásico Temprano y El Bordo (Ramírez y Gardeweg, 1982), son todos no evaporíticos, indicando clímidos húmedos antes del Triásico Tardío.
Jurásico En el grupo de Caracoles (Ramirez y Gardeweg, 1982, Marinovic y Lahsen, 1984), se observaron evaporitos tempranos del Jurásico temprano (pre-Kimmeridgiano a Kimmeridgian, posiblemente tan temprano como Bajorciano). Estos consisten en anhidrita y yeso estrechamente asociados con los terrenos de prueba y los clásticos marinos y calizas marinas. Probablemente se depositaron en la laguna costera. Las evaporitas del Jurásico Tardío ocurren en latitudes modernas de 21-358S (Suarez y Bell, 1987), que están cerca de la distribución cuaternaria de 19-278S, indicando que ha habido poco desplazamiento latitudinal de América del Sur y la zona árida climática durante este período , Aunque la zona Jurásica era dos veces más extensa que el Cuaternario. Cretáceo Las precipitaciones marinas y no marinas cretáceas tempranas ocurren a lo largo del contacto entre las formaciones Lautaro y Quebrada Monardes en el sur de Atacama (Suárez y Bell, 1987). Las evaporitas señalan la transición entre las piedras calcáreas marinas de la Formación Lautaro y los areniscas continentales de la Formación Quebrada Monardes. Las evaporitas se caracterizan por ocurrencias dis-continuas de evapo ritos de sulfato cíclico. Las texturas específicas presentes en el sedimento del huésped incluyen pseudomorfos calcíticos y calcedónicos después del anhidrita, pseudomorfos calcedónicos después de la halita y relíquias de anhidrita. Las rocas rojas comprenden una asociación compleja de piedras de barro, piedras de limo y piedras de arena. Las evaporitas son interpretadas como los productos de deposición en ambientes de lagunas costeras y ambientes interiores de sabkha asociados con los lechos rojos fluviales y eólicos en una cuenca intra-arco (Bell, 1991; Bell y Suárez, 1993). Al igual que los del Jurásico Tardío, las evaporitas del Cretáceo Primitivo ocurren en latitudes modernas de 21-358S (Suárez y Bell, 1987) En el norte de Atacama, la Formación de Purilactis del Cretácico Superior al Paleoceno también contiene evidencia de evaporitos (Ramírez y Gardeweg, 1982; Marinovic y Lahsen, 1984). Los anhidritenódulos menores en los sedimentos del lago playa fueron descritos por Hartley et al. (198 5) en la Formación Purilactica. Terciario El Grupo Oligo-Mioceno de San Pedro está ampliamente expuesto en la Cordillera de la Sal (Dingman, 1967, Flint, 1985, Wilkes y Gorler, 1988). El Grupo SanPedro contiene yeso, anhidrita y halita, y es quizás la ocurrencia más espectacular de evaporitas neogénicas en el desierto de Atacama (Fig. 5C). Estos han sido interpretados como habiendo sido depositados en un aluvioventilador a la playa-lago medio ambiente. Los horizontes fosilíferos que contienen algas limnicas, ostra codos y gasterópodos están presentes en la parte norte de la exposición. Ellos indican una incursión localizada de agua de baja salinidad o períodos efímeros de baja salinidad. En general, sin embargo, las facies son para la parte más fuertemente evaporítica. Las unidades de Halite de varios decenas de metros de espesor aparecen repetidamente en la sucesión. Las evaporitas oligocenomiocénicas (Suárez y Bell, 1987; Alonso et al., 1991) ocurren en las latitudes modernas de 21-278S. Durante el Neógeno, los depósitos evaporados son extremadamente comunes y bien conservados, debido a la juventud comparativa. En el Valle Central de Chile septentrional, una amplia gama de depósitos de evaporato terminales de Plio-Pleistoceno comprende los Hilaricos y Soledadevaporites (Pueyo et al., 2001), y puede tomarse como representante de depósitos de esta edad.
Cuaternario Las evaporitas de Plioceno-Holoceno han sido y continúan depositándose en los lagos salinos modernos, de los cuales es el más grande de Salar de Atacama (Fig. 5D). Incluyen yeso, anhidrita, halita, boratos y sulfatos sódicos (Stoertz y Ericksen, 1974; Erick-sen y Salas, 1989). Las evaporitas se depositan en lagos salados y lagunas costeras, entre 198S y 278S (Suárez y Bell, 1987). La deposición de sales en algunas de estas cuencas lacustres ha sido continua a pesar de que el Mioceno (Alonso y Risacher, 1996, Munoz et al., 1997), por ejemplo, la halita con un espesor de 975 m se ha acumulado en Sanar de Atacama. Antecedentes de la aridez persistente De acuerdo con investigaciones previas, existen tres razones paleo - geográficas por las que la aridez ha persistido durante los últimos 200 años. En primer lugar, la región de Atacama ha estado aproximadamente en la misma paleo latitud durante este período. En segundo lugar, el continente sudamericano ha mantenido la misma dirección norte-sur durante este período; En tercer lugar, la región ha estado siempre cerca del margen occidental del continente (véase Bennavides, 1968). Esto ha tenido tres consecuencias. En primer lugar, la región de Atacama ha estado siempre en la zona subtropical de alta presión (y baja lluvia). En segundo lugar, el viento prevaleciente siempre ha estado seco a través del paso sobre el interior continental. En tercer lugar, la configuración continental hace probable que una corriente de agua fría haya estado siempre activa fuera de la costa, reduciendo la evaporación (Hartley, 2003). Otros factores que inducen aridez, como el enfriamiento global (Hartley y Chong, 2002), el levantamiento del Mioceno intensificando la sombra de lluvia andina o la mejora de la intensidad de la corriente de Humboldt y la subsiguiente reorganización de la circulación oceánica inducida por el clo seguro de la vía marítima de Centroamérica en el Plioceno (Hartley, 2003) son relativamente recientes. Es importante reconocer que, si bien estos factores, tanto individuales como concertados, generaron la hiper-aridez experimentada en la región, no crearon aridez que ha sido muy antigua. Discusión La variabilidad del clima a lo largo de este período es un tema importante. Si la variabilidad fuera bastante grande, los climas áridos podrían haberse alternado con los húmedos. No existen datos sobre el grado de variabilidad. La variabilidad de los climas cuaternarios puede ser un proxy, especialmente porque las variaciones cuaternarias fueron probablemente más intensas que las del pasado a más largo plazo. En el Salar de Atacama (Stoertz y Ericksen, 1974) no existen evidencias inequívocas de deposición de agua dulce y niveles más altos de los lagos, aunque parece que los períodos de lagos salinos perenio (Bobst et al., 2001). Por el contrario, los sedimentos en Laguna Punta Negra registran episodios de deposición de agua dulce. Están presentes torres, líneas de cordones elevados, deltas y sedimentos lacustres. Los sitios arqueológicos paleolíticos ocurren en la salida norte del lago, aunque ahora sólo descarga agua salina. Lynch (1986) tomó esto como evidencia de descarga de agua dulce en el pasado. Argumentó que la circulación atmosférica fue desplazada hacia el norte durante el Pleistoceno. La evidencia de esto reside en la observación de que la línea de los presentes en los Andes se eleva de este a oeste al norte de 1983, indicando una precipitación desde el este. De forma convergente, la línea de nieve del Pleistoceno (de características geomorfológicas) se elevó de oeste a este en 288S, indicando precipitación desde el oeste. Este patrón se produce hoy sólo al norte de 278S. El cambio del norte en los patrones meteorológicos confirma los datos del
Altiplano boliviano (Grosjean, 1994; Grosjean et al., 1995). También se han producido fluctuaciones a corto plazo pero significativas en el Holoceno. En el caso de roedores fósiles (Latorre et al., 2003a, b, Rech et al., 2003a), se demuestra la existencia de vegetación fluctuante en el margen de las regiones áridas a hiperáridas representadas por la Cordillera Domeyko, conclusiones corroboradas por estudios paleohydrológicos Rech et al., 2003b). La causa del establecimiento de humedales temporales en locaciones específicas como Quebrada Puripica ha sido extensamente debatida. Las posibilidades incluyen un aumento del nivel del agua subterránea debido al cambio climático (Rech et al., 2003a), el daño de la quebrada por los deslizamientos de tierra (Grosjean et al., 1997) o cambios hidrológicos durante largos periodos de sequía (Grosjean, 2001). Sin embargo, la confluencia de evidencia entre el aumento de los niveles de agua y la expansión de la vegetación apoya el concepto de aumento en la precipitación de corta duración impulsado por cambios en el Monzón del Verano en América del Sur (Rech et al., 2002). Extremos ambientales En el Altiplano el último ciclo glacial-interglacial ha visto variaciones extremas en la temperatura media anual de aproximadamente 118 y de precipitación de 300 mm (Grosse et al., 1995). La superficie del suelo ha variado desde la cubierta de nieve perenne o casi perenne, pasando por la zona de gelisolifusión hasta la vegetación ligera. Las aguas del lago han variado de fresco a hipersalina. La extrapolación de los estudios de Altiplano (Messerli et al., 1993, Grosjean, 1994, Grosjean et al., 1995) a las altitudes más bajas del desierto de Atacama provoca algunas incertidumbres, pero se pueden inferir tendencias generales. La curva altura-precipitación de Stoertz y Ericksen (1974), aunque cruda, se aproxima a las conclusiones más refinadas de los estudios del Altiplano. La curva indica que un aumento de la precipitación de ~ 250 mm sería suficiente para dar lugar a lagos perennes en el Altiplano. A altitudes inferiores a 3000 m, típicas del Atacama, un aumento de precipitación de esta magnitud se traduce en un incremento de 50 mm, Relación precipitación-altitud similar a la existente hasta la fecha. La evidencia de los niveles altos de agua es limitada para los lagos en el desierto de Atacama (Stoertz y Ericksen, 1974), lo que sugiere que cualquier aumento en la precipitación no excedió este límite. Por lo tanto, para el desierto de Atacama, un rango de precipitación más probable sería de 0-100 mm durante los ciclos glaciales interglaciales. Por lo tanto, en general, los cambios climáticos de interglaciales a glaciares habrían tenido poco impacto en el paisaje por debajo de 3000 m, excepto en la vecindad inmediata de lagos que se habrían húmedo y en áreas elevadas por encima de 3500 m que habrían experimentado gelisoliflución durante los climas más fríos. Han estado en el valle del río Loa. Este importante sistema fluvial drena desde el Aplplano y cualquier aumento en la precipitación resultaría en un aumento significativo en la descarga de este río. Stoertz y Ericksen (1974) argumentan que esto habría llevado al desarrollo de lagos profundos (75 m) en la Cuenca del Río Loa. Existen pruebas de las unidades de diatomeas de la Formación El Loa de que en la cuenca del Río Loa existieron taludes durante el Neogene (Marinovic y Lahsen, 1984), sin embargo, no se ha reportado evidencia alguna de estos lagos en el Cuaternario. Implicaciones para la mineralización de supergenes La mineralización en la región de Atacama (Sillitoe, 1989) ocurre en tres cinturones paralelos de oeste a este del Cretácico (N65 Ma), Paleoceno-Eoceno Temprano (65-45 Ma) y Eoceno TardíoOligoceno Temprano (40-30 Ma) ) años. Superpuesta sobre casi todos los depósitos es la
mineralización supergénica. Varios autores, comenzando por Sersters (1963) y Mortimer (1973), Bouzari y Clark (2002) han especulado sobre la existencia de una ventana de tiempo absupergén en el desierto de Atacama. Estos autores sugieren que hubo un intervalo de tiempo específico (Segerstrom: Middleto Terciario Tardío, Mortimer: Eoceno Tardío y LateMioceno, Bouzari y Clark: Oligoceno a Mioceno) que fue particularmente favorable para el desarrollo de la mineralización de supergenos. Además, sugirieron que un aumento de la aridez en el Mioceno tardío terminó eficazmente el desarrollo de la supergenemineralización. Alpers y Brimhall (1988) sugirieron que el cambio en el clima de árido a hiperárido en el Medio-al Mioceno Tardío terminó efectivamente el desarrollo De las tapas supergénicas en la mineralización. Como se ha visto anteriormente, hay evidencia de sedimentación de evaporitos en todos los entornos relevantes (marinas superficiales a continentes) desde el Triásico Tardío (220 Ma) en el norte de China. Antes de este tiempo, la sedimentación parece haber sido no evaporítica. Aunque hay lagunas en el registro, principalmente durante el Jurásico Medio, finales de principios de principios del Cretácico Superior, Eoceno y Mioceno Tardío, son relativamente breves. Éstas son lagunas, no sólo en la capa de evaporitas, sino en todos los sedimentos. Estas brechas se deben probablemente al tectonismo compresivo en curso del margen occidental activo de América del Sur (Jordan y Alonso, 1987, Bell y Suárez, 1993), en lugar de un cambio climático.Alpers y Brimhall (1988) datan supergene alu-nite A 18 Ma (Medio Mioceno) en Escondida.Sillitoe y McKee (1996) informaron las edades de 25 muestras de alunita supergénica de 14 cuerpos de mineral en el norte de China. Los depósitos estudiados fueron La Coipa, MM, Escondida, Chuquicamata, El Salvador, Collahausi, Telégrafo, Cerro Colorado, Sierra Gorda, LomasBayas, Inca de Oro y Puntillas. Supergene minera-lización en estos depósitos formados en el 15-34 Ma timebracket. Esto corresponde al Oligoceno Temprano al Medio Mioceno.Mote et al. (2001), que datan de depósitos de cobre exótico en El Salvador y Chuqiucamata, siendo el primero de 35 a 11 Ma y el último de 17 Ma. La brecha entre la mineralización y la formación de super-genes varió de 4 a 111 My. En general, cuanto mayor es el depósito, mayor es el intervalo de tiempo entre la mineralización y la oxidación (Tabla 2). En El Salvadort, la fecha de la mineralización supergénica más antigua se superponía con la mineralización hipogénica más joven, indicando que la lixiviación por procesos regolíticos era concurrente con la fase posterior de la mineralización hipogénica.Sillitoe y McKee (1996) atribuyen el tiempo mínimo entre mineralización y supergenificación a la Tiempo necesario para desmontar los depósitos por erosión. Un adicional de 5-10 Ma es necesario para formar los depósitos supergénicos. Llegaron a la conclusión de que la actividad supergénica en todo el norte de Chile cesó a 14 Ma. Esto estaba vinculado con el supuesto Mioceno óptimo para la intemperie y fue terminado por intencionante aridez. Sin embargo, este marco de tiempo puede ser un elemento de conservación. Todos los depósitos, excepto Puntillas, son cenozoicos, y ninguno es más joven que el Mioceno. No hay perfil de meteorización preMioceno preservado en Puntillas. Por otra parte, los paleoclimatos fueron no más o menos áridos durante este período que antes o después, como lo indica la anhidrita y la halita en la Formación San Pedro Oligo-Mioceno (Wilkes y Gorkler, 1988). Esto plantea la posibilidad de que la formación de mineral supergénico pueda estar activa hoy , Si las condiciones son correctas. Clark et al. (1967), en su estudio sobre la mineralización de supergenes en el desierto de Atacama, cerca de Copiapó, sostuvo que los perfiles supergénicos se desarrollaban durante períodos de disección y no estabilidad. Estos autores también mostraron que la deshidratación de la mina desencadenó una oxidación renovada de la mineralización, con una extensiva posición de minerales supergénicos en las partes inferiores de las minas. Esto apoya su afirmación de que la supergenemineralización
preferentemente se forma durante los períodos de disección. Los periodos de mayor erosión fueron probablemente provocados por el tectonismo y condujeron a la depresión de la capa freática ya una mayor oxidación. Morerecently Brimhall y Mote (1997) yMote y Brimhall (1997) enfatizaron la confluencia de levantamiento de Mioceno y la erosión que conduce a la depresión de mesas de agua y la formación supergene mejorada. También obtuvieron fechas del Mioceno tardío en algunos supergenes y depósitos de cobre exóticos, lo que indica que estos procesos continuaron bajo condiciones favorables. En vez de que el paisaje de Atacama sea la tierra aborigen (Seger-strom, 1963), basado en los conceptos de David (1899) de paisajes jóvenes, maduros y jóvenes, se describe mejor como un paisaje metaestable. Los progenes supergénicos son quiescentes en el regolito a menos que la estabilidad sea perturbada. Conclusión El registro sedimentario en el desierto de Atacama chileno indica que ha habido largos periodos de deposición extensa de evaporitas bajo climas semi-árido -hiperidérido desde el Triásico Tardío. Centrarse en el indudable aumento de la aridez post-Miocenedeflecta la atención lejos de este hecho sobresaliente. Las oscilaciones climáticas se habrían producido a lo largo del tiempo geológico como lo han hecho en el Cuaternario. Sin embargo, a menos que fueran aún más extremas que las del Cuaternario, Habrían causado un cambio importante de las condiciones áridas, excepto localmente a través del suministro de agua superficial y subterránea. El Desierto de Atacama es así casi ciertamente la región más árida y continuamente árida en la tierra. Las implicaciones de esto para la morfogénesis de la zona árida, los procesos regolíticos, y la formación de la mineralización del supergén son áreas para la investigación adicional. En particular, los modelos de mineralización del mineral supergénico, que tienden a adoptar condiciones más húmedas, pueden necesitar un reexamen.
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