Carrizo - Constricción Neógena en La Cordillera de La Costa, Norte de Chile. Neotectónica y Datación de Superficies Con 21Ne Cosmogónico

ISSN 0716-0208

Editada por el Servicio Nacional de Geologa y Minera

con la colaboracin cientfi ca de la Sociedad Geolgica de Chile

Avda. Santa Mara 0104, Casilla 10465, Santiago, Chile.

[email protected]; http://www.scielo.cl/rgch.htm; http://www.sernageomin.cl

Revista Geolgica de Chile

S E P A R A T A

Constriccin negena en la Cordillera de la Costa, norte de Chile: neotectnica y datacin de superfi cies con 21Ne cosmognico

Daniel Carrizo1, 2, Gabriel Gonzlez1, Tibor Dunai3

1 Departamento de Ciencias Geolgicas, Laboratorio de Tectnica Aplicada, Facultad de Ingeniera y Ciencias Geolgicas, Univer- sidad Catlica del Norte, Avda. Angamos 0610, Antofagasta,Chile.

[email protected] [email protected] Geodesy Laboratory, Institut de Physique du Globe de Paris, Case 89-4, Place Jussieu-75252 Paris, France. [email protected] School of Geosciences, University of Edinburgh, Drummond Street, EH9 2DZ Edinburgh, United Kingdom. [email protected]

Revista Geolgica de Chile 35 (1): 1-38. Enero, 2008

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www.scielo.cl/rgch.htm

Revista Geolgica de Chile 35 (1): 1-38. Enero, 2008

Constriccin negena en la Cordillera de la Costa, norte de Chile: neotectnica y datacin de superfi cies con 21Ne cosmognico

Daniel Carrizo1, 2, Gabriel Gonzlez1, Tibor Dunai3

1 Departamento de Ciencias Geolgicas, Laboratorio de Tectnica Aplicada, Facultad de Ingeniera y Ciencias Geolgicas, Univer- sidad Catlica del Norte, Avda. Angamos 0610, Antofagasta,Chile.

[email protected] [email protected] Geodesy Laboratory, Institut de Physique du Globe de Paris, Case 89-4, Place Jussieu-75252 Paris, France. [email protected] School of Geosciences, University of Edinburgh, Drummond Street, EH9 2DZ Edinburgh, United Kingdom. [email protected]

RESUMEN. Se documenta la actividad de fallas y el campo de deformacin negena en la Cordillera de la Costa en las inmediaciones del Salar Grande, norte de Chile. La actividad de fallas se expresa en la forma de escarpes de falla y escarpes de limbo de pliegues. Sobre la base de la orientacin de escarpes se defi nen tres sistemas principales: WNW-ESE, N-S y NNW-SSE. Las fallas de orientacin NNW-SSE son del tipo dextral-inverso, en tanto que las fallas N-S y WNW-ESE son del tipo inverso. Mediante dataciones con 21Ne de origen cosmognico se determina que las fallas dislocan un relieve de edad oligocena-miocena preservado en la Cordillera de la Costa. Valles inactivos, de edades que varan entre 4 y 2 Ma, incididos en este relieve, tambin se encuentran dislocados por las fallas. Dataciones 40Ar/39Ar de un nivel de ceniza desplazado por una falla de orientacin E-W y la deformacin de sedimentos asignados al Pleistoceno tardo sugieren que la actividad de fallas se ha mantenido durante el Cuaternario. El rgimen de deformacin es de tipo constriccional, caracterizado por acortamiento subhorizontal en todas las direcciones, que se explica por el acomodo de la deformacin en la parte interna de un margen continental curvo sometido a convergencia oblicua.

Palabras claves: Antearco externo, Andes centrales, Cordillera de la Costa, Norte de Chile, Neotectnica, Datacin de superfi cies, 21Ne Cosmognico.

ABSTRACT. Neogene constriction in the northern chilean Coastal Cordillera: Neotectonics and surface dating using cosmogenic 21Ne. This work documents fault activity and the Neogenes strain fi eld in northern Chilean Coastal Cordillera. Fault activity is expressed as a group of fault scarps and fault-bend fold scarps whose orientation defi nes three main domains WNW-ESE, N-S and NNW-SSE. The WNW-ESE and N-S faults show reverse kinematics, and NNW-SSE faults shows dextral-reverse kinematics. Exposure ages using cosmogenic 21Ne show that the faults disrupt an Oligocene-Miocene landscape preserved at the Coastal Cordillera. Inactive valleys incised in this landscape are offset by the faults showing that faults were active after 4 and 2 Ma. 40Ar/39Ar chronology of displaced volcanic tuffs and the deformation of Late Pleistocene sediments indicate that fault activity remain still active during the Quaternary. The deformation regime is constrictional and characterized by subhorizontal shortening in all directions, that is explained by oblique convergence along an active curved continental margin.

Keywords: Outer Forearc, Central Andes, Cordillera de la Costa, Northern Chile, Neotectonics, Surface dating, Cosmogenic 21Ne.

2 CONSTRICCIN NEGENA EN LA CORDILLERA DE LA COSTA, NORTE DE CHILE...

1. Introduccin

La Cordillera de la Costa, en el norte de Chile, es la porcin emergida del antearco externo de los Andes Centrales que se ubica sobre la zona de aco-plamiento entre las Placas de Nazca y Sudamericana (Allmendinger et al., 2005a) (Fig. 1). La naturaleza de la deformacin negena de la Cordillera de la Costa, basada principalmente en trabajos realizados en la regin de Antofagasta (al sur de los 23S), ha sido reportada como dominantemente de tipo ex-tensional, acomodada por fallas orientadas paralelas al margen (Armijo y Thiele, 1990; Niemeyer et al., 1996; Delouis et al., 1998; Carrizo, 2002; Gonzlez et al., 2003, 2006). Por otra parte, Allmendinger et al. (2005a) documentaron, al norte de los 22S, un estilo de deformacin que evidencia acortamiento paralelo al margen, expresado por fallas de orien-tacin ortogonal al margen y cuya expresin local en la Cordillera de la Costa se restringe a la parte curva del antearco externo de los Andes Centrales (18-2130S).

En las inmediaciones del Salar Grande (2030-215S) (Fig.1) la deformacin negena de la Cordillera de la Costa presenta una particular com-plejidad, exponiendo fallas de orientacin paralela, oblicua y ortogonal al margen, junto con gran cantidad de grietas. Esta deformacin ha sido des-crita parcialmente por varios autores (Buddin et al., 1993; Reijs y McClay, 1998; Gonzlez et al., 2003; Allmendinger et al., 2005a; Loveless et al., 2005). Los resultados son en parte controversiales e incom-pletos y no permiten entender en forma ms precisa el estilo de deformacin de esta parte de la Cordillera de la Costa. Es por esto, que an persisten interro-gantes fundamentales sobre los estilos y distribucin de la deformacin negena del antearco externo de los Andes Centrales. Por ejemplo, no existe un claro consenso si el rgimen de extensin E-W imperante en la parte de la Cordillera de la Costa localizada en las inmediaciones de Antofagasta es vlido para la regin de la costa ubicada en las inmediaciones del Salar Grande. Tampoco existe una idea clara de la temporalidad relativa de la deformacin dominada por acortamiento N-S respecto de la extensin E-W y por ltimo no existen argumentos basados en da-taciones absolutas, que permitan acotar con mayor precisin la edad de la deformacin en las inmedia-ciones del Salar Grande.

Este trabajo documenta el campo de defor-macin Negeno en las inmediaciones del Salar

Grande. Se describe en detalle la morfologa, geometra y cinemtica de las fallas y es acotada la cronologa de la deformacin mediante el uso de 21Ne cosmognico. A su vez, se discute el origen de la deformacin estudiada considerando la geometra curva del margen y su especial distribucin dentro del antearco. Finalmente, se concluye que las fallas tienen una vida larga desde el Mioceno y estn rela-cionadas con la acomodacin de la deformacin en un antearco rgido condicionada por la subduccin oblicua en un margen curvo sin el desarrollo de una zona de desacople del antearco, orientada paralela a la fosa.

1.1. Metodologas Aplicadas en el Anlisis de la Deformacin

En una primera aproximacin fue realizado un anlisis digital de un modelo numrico de terreno (30 m de resolucin). En este anlisis, se determin la distribucin de las orientaciones principales de los escarpes de falla y sus relaciones de corte. Adems, se realizaron comparaciones morfolgicas entre los distintos sistemas de falla, establecindose la edad relativa entre ellos. Una segunda aproximacin con-sider el mapeo detallado de las fallas y el registro de actitudes de planos y estras de fallas. El trabajo en terreno incluy la medicin de rasgos morfolgicos deformados por las fallas mediante el uso de un GPS diferencial, obteniendo una resolucin espacial centimtrica, que permiti cuantifi car los despla-zamientos de las fallas en trminos de magnitud y sentido. La edad absoluta de los grupos de fallas identifi cadas fue acotada mediante la datacin de superfi cies de rasgos morfolgicos deformados por medio del mtodo de 21Ne cosmognico siguiendo los criterios metodolgicos propuestos por Nieder-mann (2000). Esta metodologa fue complementada con la datacin de un nivel de ceniza volcnica por medio del mtodo 40Ar/39Ar.

Debido a la pobre exposicin de los planos de fa-lla fue necesario reconstruir los vectores de rechazo neto (estras) asociados al desplazamiento fi nito de las fallas. Esto se realiz sobre la base de mediciones de rasgos morfolgicos dislocados por las fallas, tales como drenajes, interfl uvios, cordones y coli-nas (Fig. 2). La aplicacin de esta metodologa es permitida por la extraordinaria preservacin de las formas del relieve, la cual es debida al rgimen de hiperaridez existente en la zona de estudio (Hartley y Chong, 2002; Dunai et al., 2005). En la mayora

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FIG. 1. Contexto geodinmico de la conver-gencia oblicua a lo largo del margen del norte de Chile. El relieve sobre el nivel del mar corresponde a un modelo numrico sombreado basado en SRTM90M. La fl echa 1A indica la velocidad de convergencia del modelo NUVEL 1A segn Angermann et al. (1999) y Somoza (1998). ZA: Zona del Arco; ZAA: Zona del Antearco; AE: Antearco Externo. Las lneas continuas blancas exponen las trazas principales del Sistema de fallas de Atacama (SFA). La lnea segmentada blanca en la fosa indica la zona con ausencia de sedimento segn Schweller et al. (1981). La diferencia de tonalidad de grises en la Placa Ocenica de Nazca indica el contorno de edad del fondo ocenico segn Mller et al. (1997). Las fl echas blancas indican los estilos de deformacin del antearco. El rectngulo con borde negro indica el rea en estudio y el asterisco indica la localizacin del Salar Grande. El recuadro inferior muestra un esquema de la arquitectura del Oroclino Boliviano; donde las lneas representan el plano de Wadati-Benioff segn Cahill y Isacks (1992) y el eje de simetra del oroclino defi nido por Gephart (1994).

de los casos analizados los planos de falla no afl oran en superfi cie y por lo tanto no fue posible medir su actitud. En otros casos, los menos, la actitud de los

planos de fallas fue determinada directamente en terreno por medio de la excavacin de trincheras y/o por exposiciones naturales de ellos.

FIG. 2. Ejemplo del tipo de rasgo morfolgico utilizado en la reconstruccin de vectores de desplazamiento. Vista oblicua (WSW) de drenaje desplazado en la Falla Antena. Modelo numrico de terreno construido sobre la base de mediciones con GPS diferencial cinemtica (error espacial 10 mm).


La determinacin de la actitud de los planos de fallas es un requisito fundamental para la determinacin del tensor de deformacin de Marret y Allmendinger (1990). En los casos en que el plano de falla no se pudo observar directamente en terreno se asumie-ron inclinaciones verticales de las fallas. Esto se sustenta en el diseo fuertemente rectilneo de las trazas de fallas, el cual conserva su carcter recto en forma independiente de la topografa que las fa-llas atraviesan. Se determin la orientacin de los ejes principales de deformacin instantnea segn el mtodo de Marrett y Allmendinger (1990). El mtodo utiliza la actitud del plano de falla, la estra y el sentido de movimiento. La cinemtica de las fallas fue determinada sobre la base de la recons-truccin de indicadores morfolgicos desplazados por las fallas y el registro de actitudes de estras con indicadores de sentido de movimiento observados en los planos de falla.

1.2. Marco Geodinmico

En los Andes Centrales (17 a los 22S) la con-vergencia entre las placas de Nazca y Sudamrica se desarrolla a lo largo de un margen curvo, cuya arquitectura confi gura el Oroclino Andino (Isacks, 1988; Gephart, 1994). A lo largo de esta parte del margen la velocidad de convergencia es de aproxi-mdamente 79 mm/ao (Angermann et al., 1999) en la direccin N74E (Somoza, 1998). La zona de acoplamiento entre las placas se localiza entre 20-40 km de profundidad y se inclina entre 20-30 hacia el este (Delouis et al., 1996; Comte y Pardo, 1991). La fosa alcanza una profundidad mxima de 8 km y se ubica a una distancia que vara entre 70-110 km de la lnea de costa. El hecho que no se observen sedimentos en la fosa y la inexistencia de un prisma de acrecin importante, sugieren que la erosin tectnica es un proceso relevante en la dinmica del margen (von Huene et al., 1999; von Huene y Ranero, 2003). Este proceso de erosin tectnica ha sido sugerido como responsable de la deformacin extensional que caracteriza la Cordillera de la Costa en las inmediaciones de Antofagasta (Niemeyer et al., 1996).

1.3. Marco Geolgico

La Cordillera de la Costa en las inmediaciones del Salar Grande, est formada por un basamento principalmente Mesozoico, integrado por rocas vol-

cnicas, volcano-sedimentarias e intrusivas de edad jursica-cretcica. De manera aislada ocurren afl o-ramientos de rocas metasedimentarias paleozoicas. Sobre este basamento se dispone, de manera discor-dante, una cobertura sedimentaria clstica y evapo-rtica de potencia variable asignada ampliamente al Cenozoico superior. En ella destacan los depsitos evaporticos de edad Plioceno-Pleistoceno, forma-dos principalmente por halita y yeso, que rellenan las cuencas de Salar Grande, Llamar, Bellavista y Pintados (Chong, 1988; Chong et al., 1999). De ma-nera local, en la zona litoral, se exponen depsitos marinos pleistocenos que forman terrazas costeras desde el nivel del mar y hasta 100 m s.n.m. (e.g., Paskoff, 1989; Ortlieb et al., 1997).

El rasgo estructural ms notorio de la Cordillera de la Costa es el Sistema de Fallas de Atacama (SFA) (e.g., Arabasz, 1971; Naranjo, 1987; Gonzlez et al., 2006). Este sistema est confi gurado por un conjunto de escarpes y lineamientos subparalelos entre si, orientados en forma paralela a la fosa (Fig. 1). Expuestos de manera casi continua por ms de 1100 km de longitud desde la ciudad de Iquique (21) hasta las inmediaciones de la ciudad de La Serena (30S). En el rea de estudio se localizan las trazas del extremo norte del SFA, cuyas orien-taciones varan desde N-S a NNW-SSE. Por otra parte, recientemente Allmendinger et al. (2005a) documentaron la existencia de un sistema de fallas inversas de orientacin ~E-W, cuya expresin su-perfi cial se restringe a la Cordillera de la Costa entre las inmediaciones de la Quebrada Camarones (19S) y el sur de Ro Loa (21,6S).

1.4. Marco Geomorfolgico

La Cordillera de la Costa est formada por un relieve positivo que se distribuye como una franja de 39 km de ancho promedio, cuyo eje longitudinal se orienta en forma subparalela a la fosa (~N-S a NNW-SSE). La altura promedio de la cordillera es de 950 m s.n.m. y expone alturas mximas del orden de 2000 m s.n.m. En el rea de estudio (~20-21S) el relieve de la cordillera se caracteriza por presentar dos seales morfolgicas generales, de tipo regional. La primera seal est formada por un relieve maduro, caracterizado por sierras aisladas rodeadas por extensas peniplanicies, morfologas que en general confi guran un relieve suavizado (Fig. 3). La segunda seal morfolgica se sobreimpone a la primera y corresponde a notorios escarpes


tectnicos que dislocan el relieve, rejuveneciendo el paisaje (Fig. 3). Este trabajo se focaliza en el es-tudio de las estructuras que defi nen estos escarpes.

El margen oeste de la cordillera est drsticamente interrumpido por el Gran Acantilado Costero (Mor-timer, 1973; Paskoff, 1980), rasgo que confi gura

FIG. 3. Mapa de relieve sombreado, modelo numrico de terreno (30 m) (Yu e Isacks, 1999). Las lneas en negro representan las trazas de escarpes tectnicos. Los diagramas de roseta bidireccional representan la distribucin de las orientaciones de las trazas ponderadas por su longitud. Los rectngulos blancos representan las zonas de observacin en terreno. 1. Sistema Chuculay; 2. Falla Loa Norte; 3. Falla Mostrenco; 4. Falla Barranco Alto Norte; 5. Falla Barranco Alto Sur; 6. Falla Hombre Muerto; 7. Fallas Geoglifo y Geoglifo Sur; 8. Falla Salar Grande; 9. Falla Chomache; 10. Falla Lagunas; 11. Falla Cerro Pampino; 12. Falla Pintados. Son incluidas la ubicacin de las dataciones con 21Ne cosmognico y 40Ar/39Ar en ceniza volcnica. En la parte inferior se presentan dos perfi les topogrfi cos (Perfi l 1 y Perfi l 2), que muestran el evidente impacto de los procesos de deformacin en la confi guracin del relieve de la Cordillera de la Costa.


un abrupto escaln morfolgico que alcanza hasta 1000 m de desnivel en menos de 2 km de longitud. El fl anco oriental de la cordillera se caracteriza por un frente de montaa erosivo en equilibrio con la Depresin Central.

En trminos generales, las redes de drenaje estn pobremente desarrolladas y/o preservadas, mostrando una evidente zonacin en la direccin E-W. Cerca del Acantilado Costero las redes de drenajes se observan ms desarrolladas y activas, en tanto que en el fl anco oriental de la cordillera los drenajes estn pobremente desarrollados, con incisiones poco profundas e inactivas, dado que no existe una superfi cie de agua capaz de transportar los materiales resultantes de la erosin mecnica por lo que la topografa es enterrada en sus propios depsitos de detritos (Allmendinger et al., 2005a). A su vez, la cantidad de agua no es sufi ciente para producir importantes incisiones en el relieve preser-vando frentes de montaa y los escarpes de manera extraordinaria.

El rasgo morfolgico ms importante del rea de estudio, es la cuenca del Salar Grande, la que corresponde a una cuenca evaportica intramontana elongada segn un eje ~N-S, de 6-10 km de ancho y ~45 km de longitud (Fig. 3). La superfi cie salina, representa la porcin distal de un sistema aluvial confi gurado por serranas localizadas al este y oeste del salar, cuyas bajadas convergen hacia la cuenca del salar. La superfi cie salina es relativamente plana, sin embargo est deformada por fallas (Buddin et al., 1993; Reijs y McClay, 1998; Gonzlez et al., 2003; Allmendinger et al., 2005a).

2. La Deformacin en las Inmediaciones del Salar Grande

2.1. Geometra y Distribucin de los Escarpes

Como una primera aproximacin se analiz la distribucin de la orientacin regional de los escarpes de falla sobre la base de un DEM de 30 m. El anlisis se realiz sin establecer relaciones geomtricas a priori entre las fallas, discriminando las trazas por su orientacin. Para lograrlo, las trazas de falla fueron representadas en diagramas de roseta bidireccional. Sin embargo, conlleva una incertidumbre importante relacionada a la adecuada representacin de fallas de diferentes dimensiones y por ende de distinta infl uencia en la corteza. La longitud de la traza de falla es

representativa de la dimensin total del rea de ruptura (Wells y Coppersmith, 1994), permitiendo utilizar la longitud de la traza de falla como un ponderador estadstico para el anlisis estructural (Marret y Allmendinger, 1991). Por lo anterior y la extraordinaria preservacin del paisaje relacionado al proceso de desecacin de largo plazo del Desierto de Atacama, presente en el rea desde al menos el Mioceno (Dunai et al., 2005), se decidi pesar las fallas por su longitud para realizar el anlisis geomtrico (Fig. 3). Se logr representando 100 datos virtuales con la orientacin de la traza de mayor longitud y una cantidad de datos proporcional a cada traza de longitud menor. La ponderacin por longitud, permiti representar de mejor manera la distribucin de los sistemas de fallas y fue hecha considerando que las trazas son continuas a lo largo del rumbo. El anlisis total de las trazas arroj una orientacin promedio N57W, y su distribucin evidencia tres sistemas principales: a. WNW-ESE; b. N-S; c. NNW-SSE (Fig. 3).

El Sistema WNW-ESE est integrado por 255 trazas formadas por notorios escarpes que segmen-tan de manera abrupta el relieve de la Cordillera de la Costa. Las trazas son curvas y rectilneas con una orientacin promedio de N77W y longitudes que varan entre 0,8-38 km. Este sistema incluye un grupo de escarpes de orientacin E-W, localizados al SE del Salar Grande, llamados Sistema de Fallas de Chuculay (Allmendinger et al., 2005a) (Fig. 3).

El Sistema N-S tiene una poblacin de 128 trazas, con una orientacin promedio de N12W y longitudes de trazas que vara entre 0,6-30 km. Las trazas se conectan de manera asinttica con los lineamientos del sistema NNW-SSE, formando ngulos que varan entre 20-25. Estas trazas controlan gran cantidad de frentes de montaa del relieve de la Cordillera de la Costa, estructurando un paisaje general de bloques ligeramente basculados al oeste (Fig. 3).

El Sistema NNW-SSE tiene una orientacin promedio de N30W y una poblacin de 119 trazas. Las longitudes individuales de las trazas varan entre 0,2-32 km y forman frentes de montaa lineales con longitudes de hasta 60 km. Este sistema se caracteriza por controlar lmites de las serranas de mayor altitud y continuidad del relieve de la Cordillera de la Costa. Algunas trazas de este sistema, forman parte del extremo norte del Sistema de Fallas de Atacama (Figs. 1, 3).


2.2. Morfologa, Geometra y Cinemtica de Las Fallas

Los procesos de deformacin frgil, en la actual zona del antearco externo, tienen una historia desarrollada desde al menos el Cretcico Tardo (Scheuber y Andriessen, 1990; Scheuber y Gonzlez, 1999). Ello implica que los patrones de deformacin negenos pueden estar ligados a geometras heredadas y a complejos procesos de reactivacin y acomodo de la deformacin (Gonzlez y Carrizo, 2003). A continuacin son descritos en detalle los sistemas de fallas ilustrando casos representativos de la deformacin de cada uno de ellos. El trabajo en el campo se concentr en caracterizar la deformacin ms tarda de estos sistemas.

2.2.1. Sistema WNW-ESELas fallas del sistema WNW-ESE se caracte-

rizan por dislocar el relieve de la Cordillera de la

Costa, formando notorios escalones morfolgicos de hasta 350 m de separacin vertical (Figs. 3, 4). Los planos de falla no se exponen o estn cubiertos y se expresan como escarpes de falla y escarpes de limbo de pliegues formados por propagacin de fallas, con numerosos escarpes menores localizados al pie de los escarpes mayores (Figs. 4, 5). La natu-raleza inversa de estas fallas ha sido documentada recientemente por Allmendinger et al. (2005a). En detalle, la cinemtica inversa es evidenciada por la presencia de fallas inversas al pie del escarpe y el desarrollo de estructuras secundarias extensionales localizadas en la cresta de los escarpes, relacionadas con la propagacin de las fallas hacia la superfi cie (Figs. 5, 6). Observaciones en escarpes con caras li-bres indican una inclinacin general de las fallas que vara entre 40-60. Las fallas desplazan depsitos de gravas miocenas, depsitos evaporticos plioce-nos y depsitos aluviales pliocenos-pleistocenos.

El Sistema Chuculay se expresa como un grupo de cinco escarpes mayores subparalelos, de traza

FIG. 4. Mapa estructural del Sistema Chuculay. Los rasgos morfolgicos-estructurales son representados sobre un modelo numrico de terreno sombreado. 1. actitud de la pendiente de la superfi cie; 2. depresin tectnica formada por fallas normales; 3. grietas; 4. fallas normales hbridas; 5. zona con dominio del talud de detritos y escombros; 6. traza de falla degradada; 7. escarpe de falla; 8. falla inversa; 9. pliegue asimtrico por propagacin de falla; 10. falla inversa mesoscpica; 11. localidad de datacin; 12. diagrama de roseta bidireccional de grietas; 13. ejes de deformacin infi nitesimal P-T; en gris se grafi ca el cuadrante de acortamiento.


rectilnea, cuya orientacin vara entre N49E a N69W (Figs. 2, 4). Las trazas de este sistema tienen longitudes que varan entre 1,5 a 18 km y forman escarpes cuyas caras se disponen sistemticamente hacia el norte, con separaciones verticales mximas que varan entre 40 y 350 m. Los planos de falla tienen una pobre exposicin, ya que se encuentran cubiertos por el talud de detritos de los escarpes. Las fallas desplazan rocas mesozoicas, depsitos aluviales no consolidados pleistocenos y fl exuran los depsitos salinos pliocenos del Salar Grande (Fig. 4). Las fallas desplazan un relieve preexis-tente formado por serranas aisladas rodeadas por extensas peniplanicies, confi gurando un relieve actual de bloques escalonados cuyas superfi cies estn basculadas entre 4 y 5 hacia el sur. Las redes de drenajes desarrolladas en las peniplanicies des-plazadas, muestran patrones en desequilibrio con la pendiente actual, sugiriendo paleoescorrentas

hacia la cuenca Salar de Llamar y el Salar Grande (Fig. 4). El perfi l de los escarpes principales vara desde escarpes simples a compuestos con varios escalones, evidenciando varios eventos de despla-zamiento distanciados en el tiempo. La cresta del perfi l del escarpe es redondeada y presenta gran cantidad de estructuras extensionales secundarias, como grietas abiertas y rellenas, fallas normales hbridas y depresiones estructurales. Estas estructu-ras se orientan paralelas, a ligeramente oblicuas al rumbo del escarpe y se distribuyen desde la cresta del escarpe, hasta 1 km al interior del bloque alzado (Figs. 4, 5, 6, 7a). El talud principal est formado por depsitos de detritos, en tanto que el pie del escarpe est formado por una zona irregular de escarpitas de trazas discontinuas y curvas, que no alcanzan separaciones verticales mayores a los 6 m (Figs. 4, 7a). Se reconocen fallas discretas con orientaciones entre E-W y N70W e inclinaciones de 60-70S.

FIG. 5. Bloque diagrama esquemtico que representa los rasgos morfolgicos relacionados con las fallas del Sistema WNW-ESE. En el recuadro superior se esquematiza el modelo conceptual de la cinemtica de las fallas. Se muestran los ejes de deformacin asociados al fallamiento y a la zona de deformacin secundaria en la parte superior del escarpe.


La Falla Loa Norte tiene una orientacin N76E y se localiza 15 km al norte del Ro Loa (Fig. 3). La falla tiene una longitud de 11 km, expresada por un escarpe cuya cara se orienta hacia el norte, mostrando separaciones verticales de hasta 100 m. Las caracte-rsticas morfolgicas de esta falla son similares a las descritas en el Sistema Chuculay y presenta planos secundarios con inclinaciones que varan entre 40 y 60S.

La Falla Mostrenco tiene una orientacin N60W y se localiza en la porcin norte del Salar Grande (Fig. 3). La traza tiene una longitud de 2,4 km y presenta un escarpe cuya cara se orienta al norte, mostrando una separacin vertical mxima de 25 m. La morfologa del escarpe muestra un dominio del talud de detritos cementados por halita. El plano de falla principal no se expone, a pesar de ello se observan fallas secunda-rias que muestran inclinaciones con ngulos de 45 a 70S. Otras fallas inversas de orientacin ~E-W fue-ron documentadas por Allmendinger et al. (2005a) en el rea en estudio, ellas son las Fallas Barranco Alto Norte y Barranco Alto Sur (Fig. 3).

2.2.2. Sistema N-SLas fallas de orientacin N-S forman escarpes de

falla y escarpes de limbo de pliegue por propagacin

de falla, con una pobre exposicin del plano de falla principal. De manera caracterstica, la cresta de los escarpes presenta gran cantidad de grietas abiertas y fallas normales hbridas secundarias orientadas oblicuas al rumbo de los escarpes. Las fallas en general provocan una inversin tectnica del re-lieve. La inversin se expresa por el alzamiento del piedemonte con respecto a la sierra adyacente a este, lo que provoca un rejuvenecimiento local del paisaje y desconecta las redes fl uviales entre los frentes de montaa y los piedemontes (Fig. 7b, 8, 9). La cinemtica de las fallas es de tipo inverso desplazando depsitos aluviales de edad Plioceno-Pleistoceno.

La Falla Hombre Muerto forma un escarpe de falla y de limbo de pliegue, de 6,6 km de longitud y cuya cara de escarpe se orienta hacia el oeste (Figs. 3, 7b, 8, 9,10). Observaciones en trincheras revelan que el plano de falla tiene una orientacin general N10-20E, con una inclinacin de 30-78W (Fig. 10). El escarpe muestra separaciones verticales de hasta 7,8 m y genera una inversin tectnica del relieve (Figs. 7b, 8, 9). Se exponen grietas abiertas y fallas secundarias hbridas concentradas prin-cipalmente en la cresta del escarpe con aperturas aparentes de hasta 1 m, corridas de hasta 20 m y

FIG. 6. Vista hacia el NW de los escarpes del Sistema Chuculay. Los tringulos negros indican la lnea de cresta de los escarpes. Se observa la zona de estructuras extensionales localizadas en la zona de la cresta de los escarpes, formada principalmente por grietas abiertas y fallas hbridas orientadas paralelas a la traza del escarpe. Tambin se observan fracturas orientadas ortogonales a la orientacin del escarpe, las que son relacionadas con la deformacin tridimensional del pliegue por propagacin de falla.


separaciones verticales de hasta 1,5 m. Las grietas se orientan ligeramente oblicuas al rumbo del escarpe, segn dos poblaciones dominantes NNW-SSE y NEE-SSW (Figs. 7b, 8, 9). La disposicin rectilnea de la traza con respecto al frente de montaa, la inversin del relieve y el alto ngulo de inclinacin, sugieren que la naturaleza de la falla responde a un proceso de inversin cinemtico de una falla preexistente, la que estara relacionada con la cons-truccin del frente de montaa.

La Falla Geoglifo se expresa como un escarpe de limbo de pliegue con una longitud de 5,2 km. Tiene una orientacin N10-12W y el plano principal no se expone (Figs. 3, 11). La cara del escarpe se orienta hacia el oeste, con separaciones verticales de hasta

20 m, confi gurando una inversin tectnica del relieve. La morfologa del escarpe es relativamente continua, caracterizada por un escarpe simple con el dominio del talud de detritos y la ausencia de caras libres. Las grietas y fallas secundarias hbri-das localizadas en la cresta del escarpe tienen una orientacin que varan entre N30E y N20W, for-mando ngulos oblicuos entre 5-40 con respecto al rumbo del escarpe. Sobre la base de las estructuras secundarias se interpret una cinemtica inversa para la falla. Por otro lado, la Falla Geoglifo Sur, con una longitud de 2,4 km, se conecta de manera asinttica con la porcin sur de la Falla Geoglifo. La falla tiene un rumbo N14W y expone un plano con una inclinacin de 72-78E. Esta falla presenta

FIG. 7. Perfi les topogrfi cos de casos representativos de los escarpes de falla y escarpes de limbo de pliegue de los diferentes sistemas de falla. a. Escarpes del Sistema Chuculay, ubicacin en fi gura 4; b. Escarpe Falla Hombre Muerto, ver ubicacin en fi gura 14; c. (Izquierda) Escarpe Falla Salar Grande, ubicacin en fi gura 14; c. (Derecha) Escarpe tipo huella de topo, ubicacin en fi gura 12.


similares caractersticas morfolgicas a las de la Fa-lla Geoglifo, mostrando grietas abiertas localizadas en la cresta del escarpe con orientaciones que varan entre N30-45E y N45-70W. El escarpe muestra

separaciones verticales de hasta 6 m, con alzamiento del bloque oriental de la falla evidenciando un mo-vimiento inverso (Fig. 11).

FIG. 9. Vista orientada al sur del escarpe de la Falla Hombre Muerto. Se observa la inversin tectnica del relieve, donde el piedemonte (indicado con una lnea punteada) es alzado con respecto al frente de montaa localizado inmediatamente al este. La estrella blanca indica la posicin de la trinchera de la fi gura 14.

FIG. 8. Bloque diagrama esquemtico que representa los rasgos mor-folgicos relacionados con las fallas del sistema N-S y NNW-SSE, destacando alzamiento del piedemonte, grietas abiertas e inversin tectnica del relieve. En particular el esquema muestra la situacin geolgica de la Falla Hombre Muerto.


FIG. 10. Vista de la pared sur de una trinchera orientada perpendicular al rumbo de la Falla Hombre Muerto. Pls: depsitos salinos pleis-tocenos; Pla: depsitos aluviales pleistocenos. Pls corresponde a un suelo salino generado en el piedemonte invertido por la Falla Hombre Muerto. Pla corresponde a depsitos aluviales ms jvenes que Pls, que rellenan la cuenca tectnica formada entre el frente de montaa y el escarpe de la falla (ver fi gura 9). La trinchera expone un plano de falla secundario que dispone depsitos salinos sobre depsitos aluviales.

FIG. 11. Vista hacia el sur de la Falla Geoglifo Sur (ver ubicacin en fi gura 12). Se expone la cara libre del escarpe de falla, con ascenso del bloque occidental. Los tringulos negros, en segundo plano, indican la traza rectilnea de la falla.


2.2.3. Sistema NNW-SSELas fallas de orientacin NNW-SSE se recono-

cen como lineamientos importantes, de traza con-tinua, formados por la unin de varios segmentos individuales (Fig. 3). Las fallas forman escarpes de falla y escarpes de limbo de pliegue formados por la propagacin de falla. Es caracterstico observar el desarrollo de gran cantidad de grietas abiertas aso-ciadas a los escarpes, las que se orientan oblicuas al rumbo de las trazas de falla. En algunos casos las fa-llas producen la inversin del relieve, alzando piede-montes con respecto a las sierras, de similar manera a lo observado en las fallas del sistema N-S (Fig. 8). En otros casos, las fallas deforman piedemontes, con pendientes menores a 4, perturbando las redes de drenajes y entrampando los abanicos aluviales ms jvenes (Pleistoceno-Holoceno) (Fig. 12). La cinemtica de las fallas es dextral y dextral-inversa evidenciada por numerosos rasgos morfolgicos, tales como drenajes y colinas desplazadas (Fig. 13), el abombamiento local de la superfi cie, morfologas tipo huellas de topo 'moletracks' (Fig. 7c) y cuencas tectnicas alineadas al escarpe. Las fallas desplazan depsitos de gravas miocenas y depsitos aluviales y evaporticos plioceno-pleistocenos.

La Falla Chomache se expresa como un notorio lineamiento de orientacin N60-20W, formado por cuatro segmentos de falla que de norte a sur corresponden a: a. Segmento Punta de Lobos; b. Segmento Antena; c. Segmento Baha Blanca y d. Segmento Chomache (Figs. 3, 12). Los segmentos tienen una cinemtica dextral compatible entre s caracterizados por presentar numerosos canales y colinas desplazadas, cuencas alineadas con las fallas, abombamiento local de la superfi cie y morfologas tipo huellas de topo. Asociadas a estas estructuras se distribuyen extensas zonas de grietas abiertas orientadas en forma subparalela a oblicua al rumbo de las fallas. La extraordinaria preservacin de los taludes de las fallas y grietas asociadas a esta falla evidencia los rasgos de deformacin ms recientes observados en el rea en estudio. El Segmento Punta de Lobos corresponde al extremo norte de la Falla Chomache y se expresa como una traza rectilnea con una actitud de N30-15W/90, con una longitud de 9,8 km (Fig. 12). En su porcin sur desplaza el talud de escombros del Acantilado Costero de edad Pleistoceno Tardo (Gonzlez et al., 2003). La falla controla un frente de montaa, poniendo en contacto rocas granticas cretcicas con depsitos aluviales post-miocenos (Gonzlez et al.,

2003). El escarpe muestra separaciones verticales de hasta 8 m, con alzamiento del bloque occidental a lo largo de su traza. Tambin se observan escarpes aislados de 0,3-0,5 m de altura con caras que se orientan al oeste. El perfi l del escarpe muestra caras libres retrocedidas, cornisas verticales restringidas al suelo salino y un importante talud de detritos y bloques. El vector de desplazamiento reconstruido, sobre la base de un canal desplazado por la falla, muestra un ngulo de barrido de 88 indicando una cinemtica vertical con descenso del bloque oriental. El Segmento Antena tiene una orientacin N20W y una longitud aproximada de 1,2 km (Fig. 12). Est formado por un conjunto de trazas menores subparalelas entre si, dispuestos en una zona de ~50-70 m de ancho, y desplazan un piedemonte formado por depsitos aluviales pliocenos. Se observa en trincheras que el plano de falla es de alto ngulo 80E-90. El perfi l del escarpe no presenta cara libre y muestra un dominio del talud de detritos. El piedemonte presenta numerosos drenajes desplazados indicando una cinemtica dextral (Fig. 2). Los vectores de desplazamiento muestran ngulos de barrido de 10-32, con separaciones verticales de hasta 1,2 m y separaciones laterales de hasta 3 m. El Segmento Baha Blanca tiene una longitud de 2,2 km y un rumbo promedio N28W. A pesar de que el plano principal no se expone, la rectitud de las trazas independiente de la topografa, sugieren una inclinacin de alto ngulo. Este segmento est formado por un conjunto de trazas discretas que desplazan depsitos aluvio-lacustres (paleosalar) de edad miocena-pliocena y entrampan los sistemas aluviales pleistoceno-holocenos (Fig. 12). Las trazas se exponen como escarpes de falla y escarpes de limbo de pliegue de fl ancos simtricos, con separaciones verticales del orden de 2-3 m. En general, los escarpes no exponen caras libres y sus taludes estn dominados por detritos y bloques de depsitos salinos. Asociada a esta falla se expone una extensa zona de grietas abiertas dispuestas en forma oblicua a la traza de la falla y concentradas en las crestas de los escarpes. Las grietas tienen aperturas que alcanzan hasta 1 m y corridas mayores a 30 m. Los rumbos de las grietas varan entre N15 y N30E y se disponen tanto en los bloques alzados como en los bloques deprimidos (Loveless et al., 2005). Se reconocen numerosas estructuras tipo huellas de topo y cuencas decamtricas alineadas paralelas a las fallas que indican una cinemtica de rumbo para la fallas (Figs. 7c, 12). Vectores


FIG. 12. Mapa estructural de las fallas Chomache, Geoglifo, Geoglifo Sur y Borde Salar. La informacin proviene del mapeo de detalle de las trazas de las estructuras. La estrella negra en la Falla Geoglifo Sur indica la ubicacin de la fi gura 11. Se muestra un mapa ms detallado de la zona de deformacin relacionada con el Segmento Baha Blanca y la estrella blanca indica la ubi-cacin de la fi gura 13. 1. escarpe de falla indicando el bloque que desciende; 2. escarpita indicando el bloque que desciende; 3. escarpe de pliegue asimtrico por propagacin de falla; 4. escarpe de pliegue por propagacin de falla inversa; 5. cresta del Gran Acantilado Costero; 6. indicadores de sentido de movimiento de rumbo de la falla; 7. drenaje; 8. diagrama de roseta bidireccional de grietas; 9. ejes de deformacin infi nitesimal P-T.


de rechazo reconstruidos muestran ngulos de barrido de 10-32, con separaciones laterales de hasta 10 m y verticales de hasta 4 m. Por ltimo, el Segmento Chomache tiene una orientacin N43W, una longitud de 2 km y representa la terminacin sur de la falla homnima (Fig. 12). La falla reactiva un frente de montaa lineal, formado por rocas volcnicas mesozoicas, en cuyo talud se observan numerosas grietas abiertas y fallas secundarias hbridas orientadas oblicuas al rumbo de la falla, variando desde N15 hasta N55W. Las fallas hbridas tienen aperturas menores a 1 m y separaciones verticales de hasta 1,2 m con caras de escarpe opuestas a la pendiente del talud. La cinemtica general de la Falla Chomache es de rumbo dextral evidenciada por numerosos drenajes y lomas desplazadas localizadas a lo largo de la falla (Fig. 13). La reconstruccin de vectores de rechazo muestra ngulos de barrido de 8 a 14 y magnitudes de desplazamiento de 3,6 a 10,6 m.

La Falla Salar Grande tiene una orientacin general N35W y forma un notorio lineamiento de 47 km de longitud. El plano de falla principal no se expone, sin embargo la rectitud general de la traza de falla, independiente de la variacin topogrfi ca, sugiere una inclinacin de alto ngulo hacia el

este. La falla desplaza el piedemonte del frente de montaa de la Sierra Carrasco y fl exura la superfi cie del relleno salino de la cuenca del Salar Grande de edad pliocena (Figs. 3, 12, 14). La falla forma escarpes con caras orientadas sistemticamente al oeste, con separaciones verticales de hasta 60 m. La actividad de la falla produce una inversin tectnica del relieve formando una depresin tec-tnica de hasta 300 m de ancho la que desconecta los drenajes que descienden de la Sierra Carrasco con la cuenca del Sala Grande (Figs. 14, 15). La morfologa de los escarpes a lo largo de la traza es variada, evidenciando tanto un control morfolgico como litolgico. En trminos generales corresponde a un escarpe individual, de perfi l suave, con una cresta redondeada, sin caras libres expuestas y un caracterstico dominio del talud de detritos (Fig. 7c). Numerosos rasgos morfolgicos, tales como, drenajes y colinas desplazadas observados a lo largo de la falla evidencian una cinemtica dextral-inversa con rechazos de hasta 40 m (Figs. 14, 15). De manera compatible a lo anterior, la falla presenta trazas en chelon y abombamiento del bloque alzado. En el extremo norte de la traza se observa un pliegue antiforme buzante al NNE desarrollado en rocas sedimentarias clsticas rojas, asignadas

FIG. 13. Vista hacia el norte de la Falla Chomache, Segmento Geoglifo. Se expone un drenaje inactivo desplazado por la falla eviden-ciando una cinemtica dextral. Los tringulos blancos indican el eje del drenaje.


FIG. 14. Mapa estructural de la Falla Salar Grande y la Falla Hombre Muerto. La informacin proviene del mapeo de detalle de las trazas de las estructuras. 1. ejes de deformacin infi nitesimal P-T; 2. diagrama de roseta bidireccional de grietas; 3. escarpe de falla indicando el bloque que desciende; 4. escarpita indicando el bloque que desciende; 5. escarpe de pliegue asimtrico por propagacin de falla; 6. escarpe de pliegue por propagacin de falla inversa; 7. drenaje; 8. indicadores de sentido de movimiento de rumbo de la falla; 9. estratifi cacin; 10. eje de pliegue interpretado; 11. trinchera. Simbologa ver fi gura 12.


al Cretcico (Fig. 14). Esta estructura ha sido in-terpretada como un pliegue de arrastre asociado a una cinemtica dextral de la falla (Gonzlez et al., 2003). La componente inversa de los desplazamien-tos es evidenciado por la presencia de estructuras secundarias de tipo extensional localizadas en la parte alta del escarpe, tales como grietas abiertas y fallas secundarias hbridas orientadas oblicuas al rumbo del escarpe (N30W y N15E) y que en algunos casos forman grabenes decamtricos con separaciones verticales de 1,8 m. Mediciones de estras en la zona de falla principal, expuestas en una trinchera de exploracin minera, indican a su vez una cinemtica de tipo dextral-inversa con ngulos de barrido que varan desde 0 a 50.

La Falla Lagunas se localiza en el margen este de la Cordillera de la Costa y tiene una orientacin N37W, una inclinacin de 60-67E y una longitud de 29,6 km. La falla controla el alzamiento y bas-culamiento de un bloque aislado del piedemonte oriental de la Cordillera de la Costa, formado por depsitos aluviales y evaporticos dispuestos sobre un basamento gneo Mesozoico (Fig. 3). El escarpe, que constituye el borde occidental del bloque alza-do, tiene un talud dominado por detritos y expone separaciones verticales mximas de 150 m. La porcin norte de la falla se expone en una trinchera de labores mineras, donde la falla desplaza el talud de detritos del escarpe, evidenciando un episodio de reactivacin. Estras en el plano de falla muestran un ngulo de barrido de 50 indicando un movimiento inverso-dextral. Distante a unos 30 m del pie del escarpe, fue posible observar fallas inversas de bajo ngulo con actitudes N26W/30-35E y N38W/25,

que desplazan y pliegan depsitos aluviales de edad miocena-pliocena, sin afectar los depsitos aluvia-les y coluviales ms jvenes de edad pleistocena-holocena.

La Falla Cerro Pampino forma un escarpe simple con una orientacin N40W, una longitud de 7,5 km, localizado al noreste del Salar Grande y que se alinea en trayectoria con la Falla Lagunas (Fig. 3). El escarpe expone separaciones verticales de hasta 60 m y su morfologa presenta un dominio en el talud de detritos sin exponer caras libres ni incisiones. El plano de falla principal no se expone, sin embargo en un laboreo minero abandonado se observaron planos de falla secundarios con ngulos de inclinacin de 38 a 55N y estras con ngulos de barrido de 32 y 70 indicando una cinemtica inversa-dextral.

La Falla Pintados controla el frente de montaa que limita el borde oriental de la Cordillera de la Costa con el Salar de Pintados, perteneciente a la Depresin Central (Fig. 3). El frente de montaa describe una traza lineal de 32 km de longitud y una orientacin N60W. El escaln morfolgico muestra 150 m de separacin vertical acumulada y desplaza rocas mesozoicas y depsitos aluviales miocenos. El plano de falla principal no se expone, sin embargo su traza rectilnea independiente de la topografa sugiere un ngulo alto de inclinacin. La morfologa del frente de montaa es compleja, mostrando numerosas quebradas que seccionan el escarpe general. A pesar que no se observan escarpes frescos, se observaron fallas secundarias a lo largo del frente de montaa, con inclinaciones que varan entre 15 y 73SW y estras que indican una cinemtica inversa-dextral.

FIG. 15. Vista hacia el este de la Falla Salar Grande. Se expone un valle colgado por la falla evidenciando una cinemtica dextral. Los tringulos blancos indican el eje del valle.


3. Edad de la deformacin

3.1. Temporalidad Relativa de los Sistemas de Falla

Como una primera aproximacin a la cronolo-ga de las fallas se analiz las relaciones de corte entre los diferentes sistemas sobre la base del DEM (Fig. 3). Las intersecciones de los escarpes muestran separaciones principalmente de manteo, dominadas por el sistema WNW-ESE. Esto evidencia que la gnesis de los escarpes y frentes de montaa relacionados con los sistemas de fallas N-S y NNW-SSE son, en trminos relativos, ms antiguos que los del sistema WNW-ESE. Esto es compatible con las morfologas de los escarpes, que exponen taludes ms suavizados e incididos en los sistemas N-S y NNW-SSE, en comparacin con los taludes notoriamente ms abruptos de los escarpes del sistema WNW-ESE. Por otra parte, de un total de 45 casos de intersecciones analizadas en detalle, un 76% de los datos muestra separaciones verticales sin una componente lateral evidente. El 24% restante expone un 48% de separaciones aparentes dextrales, y un 52% de separaciones aparentes sinistrales. Esto sugiere una cinemtica dominantemente de manteo para las fallas del sistema WNW-ESE. Las relaciones de corte entre los sistemas N-S y NNW-SSE no muestran intersecciones con separaciones evidentes, ms bien, los escarpes de las fallas del sistema N-S se localizan en bloques limitados por las fallas del sistema NNW-SSE y sus trazas convergen de manera asinttica con los escarpes y frentes de montaa del sistema NNW-SSE. Esto sugiere una relacin gentica entre estos sistemas, por ende contemporaneidad entre ellos.

De manera compatible con los antecedentes cronolgicos preliminares, establecidos sobre la base del anlisis del DEM, las observaciones en el campo indican que los sistemas de fallas N-S y NNW-SSE se caracterizan por confi gurar importantes frentes de montaa, cuyas morfologas evidencian un nivel de erosin notoriamente mayor que los escarpes del sistema WNW-ESE. Sin embargo, estos frentes de montaa exponen a su vez escarpes ms jvenes locali-zados en la cabecera de los piedemontes evidenciando procesos de reactivacin. Estos ltimos escarpes son morfolgicamente compatibles con los del sistema WNW-ESE y producen de manera caracterstica la inversin del relieve alzando los bloques de piedemon-te con respecto a las sierras. Adems las separaciones

de manteo observadas en estos escarpes, son a su vez compatibles con las separaciones de los escarpes del sistema WNW-ESE (Fig. 7).

Lo anterior establece que existe una relacin ge-ntica entre los escarpes de los sistemas N-S y NNW-SSE y cuya actividad es ms antigua, en trminos relativos, que las fallas del sistema WNW-ESE. A su vez, se evidencia contemporaneidad y/o diacrona en perodos de tiempo muy cercanos, entre los diferentes sistemas, asociada a los escarpes del sistema WNW-ESE y a los escarpes ms jvenes de los sistemas N-S y NNW-SSE (Tabla 1). Cabe sealar que este trabajo se focaliza en estudiar la naturaleza de estos ltimos grupos de escarpes, cuyas morfologas son, en trmi-nos relativos, ms jvenes.

3.2. Datacin de Superfi cies Desplazadas por Medio de 21Ne Cosmognico

Una vez establecida las relaciones temporales relativas, fue necesario precisar la edad de las fallas. Dataciones radiomtricas 40K-39Ar y 40Ar/39Ar en ceniza volcnica intercalada en depsitos aluviales desplazados por las fallas, junto con la edad de los depsitos desplazados por las fallas en estudio, indican que la actividad de las fallas habra comen-zado durante el Mioceno Superior (5,620,1 Ma; Gonzlez et al., 2003 y 6,10,3 Ma; Allmendinger et al., 2005a). A su vez la deformacin ms joven documentada tendra una edad post-Plioceno-Pleis-toceno, evidenciada tanto por el desplazamiento de depsitos salinos y terrazas marinas en la Platafor-ma Costera, como por el desplazamiento del talud de escombros del Acantilado Costero (Gonzlez et al., 2003). Estos antecedentes establecen una primera aproximacin a la edad de la deformacin (Mioceno Superior-Pleistoceno Superior), sin em-bargo son insufi cientes para precisar en especial la deformacin ms tarda.

La extrema aridez del Desierto de Atacama, presente desde el Oligoceno-Mioceno ha permitido una extraordinaria preservacin del paisaje de la Cordillera de la Costa durante el Negeno (Hartley y Chong, 2002; Dunai et al., 2005). En consecuencia la extraordinaria preservacin de los rasgos morfo-lgicos desplazados por las fallas, podra sugerir equivocadamente que las fallas son muy jvenes y se encuentran activas. Sumado a esto, las condicio-nes de vida extrema, relacionadas con el proceso de aridizacin, no han permitido el desarrollo de vegetacin importante restringiendo el uso de la


TABLA 1. RESUMEN DE LAS CARACTERSTICAS MORFOLGICAS DE LOS ESCARPES Y CRONOLOGA RELA-TIVA ENTRE LOS DIFERENTES SISTEMAS DE FALLAS.

Sistemas y FallasCaractersticas de los escarpes

Depsitos desplazadosCara libre

Talud de detritos

Incisiones enel talud

Reactivacin en talud de detritos

Sist. WNW-ESESistema Chuculay s s s-no s Mioceno-PleistocenoFalla Loa Norte no s no s Mioceno-PleistocenoFalla Mostrenco no s no no se observa PleistocenoF. Barranco Alto Norte no s no s Mioceno-PliocenoF. Barranco Alto Sur no s no s Mioceno-Plioceno

Sistema N-SFalla Hombre Muerto no s no s Plioceno-Pleistoceno.Falla Geoglifo no s no no se observa Plioceno-PleistocenoFalla Geoglifo Sur no s no s Plioceno-Pleistoceno

Sist. NNW-SSEFalla Salar Grande no s s-no s Plioceno-PleistocenoFalla Chomache no s no s Mioceno-PleistocenoFalla Lagunas no s no s Mioceno-PliocenoFalla Cerro Pampino no s no s PleistocenoFalla Pintados no s s no se observa Mioceno

metodologa de radiocarbn en deformaciones post-Pleistoceno superior. Considerando lo anterior, el uso de la datacin con nucleidos cosmognicos de superfi cies bien preservadas, dislocadas por fallas, ofrece una excelente oportunidad para precisar me-jor la edad de las estructuras (i.e., Tapponier et al., 2001; Hetzel et al., 2002). Se escogi el nucleido estable 21Ne cosmognico, por su amplia sensi-bilidad en el registro temporal (hasta ~107 aos), descartando el uso de radionucleidos (i.e., 10Be, 26Al, 36Cl) que tienen una vida media < 1Ma (Lal, 1991; Tapponier et al., 2001; Hetzel et al., 2002).

3.2.1. Naturaleza de las Superfi cies DatadasLa metodologa de datacin de una superfi cie

con nucleidos cosmognicos tiene como premisa fundamental el considerar una tasa de erosin despreciable en la superfi cie muestreada, restrin-giendo la aplicacin de este mtodo a superfi cies que expongan evidencias geolgico-climticas que sustenten esta premisa (Gosse y Phillips, 2001; Burbank y Anderson, 2001; Tapponier et al., 2001; Hetzel et al., 2002). En este trabajo fueron muestrea-das 10 superfi cies de la Cordillera de la Costa, con alturas que varan entre 697 y 1100 m s.n.m. (Figs. 3, 16, 17). Las superfi cies escogidas renen dos requi-

sitos fundamentales: i) ellas exponen evidencias de inactividad de procesos de erosin-sedimentacin y ii) las superfi cies estn relacionadas con la actividad de fallas. La estrategia de seleccin de localidades incluy dos tipos de superfi cies: a) peniplanicies, resultantes de procesos de sedimentacin regional, que confi guran el relieve de fondo de la Cordillera de la Costa y se encuentran localmente desplazadas por las fallas (ver marco geomorfolgico) y b) rasgos morfolgicos de agradacin (abanicos aluviales) y degradacin (drenajes) desarrollados en el relieve de la Cordillera de la Costa y que a su vez son des-plazados por las fallas (Fig. 3).

Superfi cie Lagunas (muestras SG-1A, SG-1B y SG-8). Forma la superfi cie del bloque alzado por la Falla Lagunas, ubicado en el margen oriental de la Cordillera de la Costa (Figs. 3, 16a, 17). La superfi cie tiene una altitud promedio de 960 m s.n.m. y una pendiente general de 2 hacia el este. Corresponde a una peniplanicie desconectada completamente de zonas elevadas, sin rasgos de erosin vertical activa. La superfi cie est desarrollada en depsitos de gravas, con clastos subangulosos a subredondeados, fuertemente cementadas por sulfato. Del anlisis del modelo numrico de terreno es posible diferenciar


dos zonas de caractersticas diferentes dentro de la peniplanicie. En el sector sur, localidad de muestreo SG-1A y SG-1B, el relieve es plano y suave, sin presentar incisiones aparentes. En tanto que en el sector norte, muestra SG-8, la peniplanicie exhibe algunos paleovalles, de taludes muy suavizados, en desequilibrio con la pendiente actual, que evidencian paleoescorrentas provenientes desde los frentes de montaa de la Cordillera de la Costa, distantes a ~6 km al oeste. Los clastos expuestos en esta superfi cie son principalmente de origen volcnico e intrusivo, compatibles con los afl oramientos locales. Este hecho sustenta la hiptesis que los clastos provienen de localidades cercanas y no han desarrollado un largo perodo de transporte.

Superfi cie Chuculay (muestras SG-7 y SG-10). Corresponde a una peniplanicie, con una altura promedio de 890 m s.n.m., desplazada por las trazas de fallas del Sistema Chuculay (Fig. 3, 4, 18). La superfi cie est desarrollada en depsitos de gravas y brechas conglomerdicas de origen aluvial, cuyos clastos son en su mayora subangulosos. Presenta el desarrollo pervasivo de suelo salino, formado principalmente por sulfato (yeso, anhidrita y hali-ta), y gran cantidad de grietas de desecacin (Fig. 18). No presenta drenajes activos importantes y se caracteriza por exponer estructuras de erosin elica tipo 'blow holes' (Naranjo y Paskoff, 1980). Los clastos expuestos en la superfi cie son de tipo volcnico e intrusivo litolgicamente compatibles con los afl oramientos de las rocas mesozoicas de las sierras cercanas. En el caso de la muestra SG-7, la superfi cie est desplazada por fallas, observando su continuidad a ambos lados de la falla (Figs. 3, 4). La muestra SG-10 se ubica en el bloque alzado ms septentrional del Sistema Chuculay. La super-fi cie est localmente limitada por fallas, en similar confi guracin a la superfi cie de la muestra SG-7. El escarpe principal se localiza a 300 m de la zona de muestreo, sin embargo la superfi cie se encuentra desconectada de los procesos de sedimentacin relacionados con la degradacin del escarpe, por un drenaje inactivo que se localiza en el pie del escarpe. Debido a que esta superfi cie expone nume-rosas estructuras tipo 'blow holes', las muestras de clastos de cuarzo se recolectaron en aquellas zonas no afectadas por erosin elica.

Superfi cie de Pintados (muestras SG-14 y SG-9). Corresponde a una peniplanicie localizada a 1000 m

s.n.m., en la parte superior del bloque alzado del fren-te de montaa de Pintados (Fig. 3). Esta desarrollada en depsitos de brechas monomcticas, de clastos an-gulosos, matriz soportadas y cementadas por yeso, cuya litologa es compatible con los afl oramientos cercanos. Esta superfi cie est dislocada por fallas de los sistemas WNW-ESE y N-S, desconectando la superfi cie de los relieves positivos, distantes a 2,5 km al NW (Fig. 3). Es caracterstico la presencia de gran cantidad de grietas de desecacin junto con el desarrollo de suelo salino sulftico (yeso, anhidrita), sin presentar el desarrollo de drenajes activos. Se observan fragmentos de roca de 15-30 cm de dimetro, los que muestran caras facetadas por accin elica (ventifactos) y desarrollo de bar-niz del desierto, caractersticas que evidencian la inactividad de los procesos de erosin, transporte y sedimentacin en la superfi cie.

Superfi cies del frente de Montaa de Hombre Muerto (muestras SG-3 y SG-4). En este sector fueron muestreadas dos superfi cies, una localizada en el piedemonte del frente de montaa (SG-3) y otra localizada en la cima de la serrana (SG-4) (Figs. 14, 16b). La superfi cie del piedemonte (SG-3) est deformada por la Falla Hombre Muerto, tiene una altura promedio de 858 m s.n.m. y una pendiente actual de 4 al oeste. La superfi cie est formada por brechas aluviales matriz soportada, de clastos angu-losos a subangulosos, con el desarrollo pervasivo de suelo salino y la presencia de grietas de desecacin. Se observan adems, fragmentos de roca de 25 cm de dimetro que muestran el desarrollo de barniz del desierto y fracturamiento in situ por intemperismo. Estas caractersticas evidencian la inactividad de los procesos de erosin y transporte en esta superfi cie. Por otra parte, la muestra SG-4 (Figs. 14, 16b) proviene de la superfi cie ms alta de la sierra (943 m s.n.m.) del frente de montaa de la Falla Hombre Muerto. La superfi cie est desconectada de relieves positivos, presenta el desarrollo de suelo salino y no est disec-tada por quebradas ni drenajes activos. La muestra recolectada fue obtenida de la porcin central de la superfi cie, distante unos 20-30 m de los bordes.

Canal desplazado por el Sistema Chuculay. La muestra SG-2 fue recolectada del piso de un paleo-valle de orientacin N-S labrado en la superfi cie Chuculay (Figs. 4, 16c). Se observan clastos redondeados en la porcin central del canal lo que evidencia su paleo-actividad fl uvial.


FIG. 16. Superfi cies muestreadas para datacin a. DEM de la Superfi cie Lagunas. La lnea segmentada indica las zonas de muestreo; b. Fotografa area de las superfi cies relacionadas a la actividad de la Falla Hombre Muerto; c. Vista oblicua (3D) de una escena IKONOS y un modelo numrico de terreno que muestra un paleovalle colgado por la falla. SG-2 corresponde a la muestra de la superfi cie fl uvial inactiva; d. y e. Fotografas de superfi cies relacionadas a la actividad de la Falla Salar Grande; d. SG-6 corresponde a la muestra de la superfi cie de un paleocanal desplazado por la falla. SG-5 corresponde a la muestra de una superfi cie aluvial (S2) que se dispone sobre la superfi cie del piedemonte (S1) en la que fue labrado el paleocanal; e. SG-12 corresponde a la muestra de una superfi cie aluvial desplazada por la Falla Salar Grande correlacionable con S2.


El paleo-valle est deformado y desplazado por la falla ms meridional del Sistema Chuculay. La morfologa del paleo-valle se encuentra suavizada tanto por la degradacin de sus taludes, como por el desarrollo pervasivo de suelo salino. Estas caractersticas evidencian la inactividad del valle y la inactividad de procesos de transporte de clastos en la superfi cie.

Canal desplazado por la Falla Salar Grande (SG-6). La muestra SG-6 fue recolectada en la su-perfi cie de un paleocanal labrado en el piedemonte desplazado por la Falla Salar Grande (Figs. 14, 16d). El paleocanal tiene una orientacin EW y una profundidad de 2 m y se encuentra a 690 m s.n.m. Los taludes del paleocanal estn redondeados y presentan el desarrollo de suelo salino lo que indica su inactividad. La muestra fue recolectada en la porcin central del piso del paleocanal exponiendo dominantemente clastos subangulosos. Esto ltimo se realiz con el objeto de descartar la recoleccin de clastos provenientes de la degradacin de los taludes del canal por difusin.

Superfi cies aluviales desplazadas por la Falla Salar Grande (SG-5, SG-12). Se muestre dos superfi cies de abanicos aluviales inactivos, localizadas entre 690-740 m s.n.m, que forman parte del piedemonte dislocado por la Falla Salar Grande (Figs. 14, 16d, 16e). Los abanicos, cuya superfi cie es identifi cada como S2 (Figs. 16d, 16e), se disponen en onlap sobre una superfi cie mas antigua del piedemonte identifi cada como S1 en la cual se encuentra labrado el paleocanal de la muestra SG-6. Las superfi cies exponen clastos angulosos a subangulosos, matriz soportados, cementados por halita.

3.2.2. Mtodo de Datacin por 21Ne CosmognicoLa radiacin csmica consiste fundamentalmente

en un bombardeo de protones altamente energticos que provienen del cosmos. La interaccin de esta radiacin con la atmsfera y la superfi cie terrestre produce una cascada de reacciones que tienen como resultado la formacin de neutrones y otras partcu-las. Estas nuevas partculas inducen la interaccin de captura y desintegracin de los tomos terrestres (por ejemplo, gases nobles, oxgeno y silicio), que eventualmente producen muy pequeas cantidades de ncleos residuales, llamados nucleidos cosmog-nicos pudiendo ser radiognicos (i.e., 10Be, 26Al, 36Cl) y estables (i.e., 21Ne, 3He) (Faure, 1996; Lal, 1991;

Cockburn et al., 1999; Clapp et al., 2000; Gosse y Phillips, 2001; Burbank y Anderson, 2001). Los rayos csmicos que logran impactar en la superfi cie de la Tierra generan nucleidos cosmognicos in situ, cuya acumulacin puede ser usada para determinar el tiempo de exposicin de una superfi cie sedimentaria y/o tasas de erosin local (Lal, 1991). La acumulacin de nucleidos cosmognicos en clastos depositados en superfi cies de terrazas es modelada por la siguiente expresin:

Donde N(z,t) es la concentracin de nucleidos a profundidad, z (cm) lo es con respecto a la superfi cie en el tiempo t (aos); P es la tasa de produccin para la localidad muestreada (atoms gr aos-1), la que vara segn la latitud y altitud; es la constante de decaimiento del nucleido (aos-1); es la tasa de erosin (cm aos-1); es el coefi ciente de absorcin de rayos csmicos (cm-1), y N(z,0) corresponde a la concentracin de nucleidos presentes en el clasto en el momento que comenz a irradiarse en la super-fi cie muestreada, es decir la herencia. Para calcular la edad de una muestra proveniente de la superfi cie (z=0), es necesario asumir una tasa de erosin des-preciable (~0). La edad entonces es modelada por la siguiente expresin:

En este trabajo fueron medidas las concentra-ciones de 21Ne cosmognico de clastos de cuarzo provenientes de superfi cies, con dimetros que varan entre 1-5 cm (Fig. 19). Cada muestra incluy al menos 30 clastos, con los cuales se hicieron muestras amalgamadas por cada sitio. Los clastos provienen de rocas volcnicas jursicas y rocas intrusivas cretcicas. Las muestras amalgamadas fueron preparadas en el laboratorio segn el pro-cedimiento de Kohl y Nishiizumi (1992) y Dunai et al. (2005). Los procedimientos de separacin por densidad y lixiviado qumico fueron realizados segn el procedimiento documentado por Hetzel et al. (2002) y Niedermann et al. (1994). El anlisis de gas noble fue realizado en el Laboratorio de Gas Noble de VU Amsterdam, con un espectrmetro de masa ultrasensible modelo VG5400 (Hanyu et


FIG. 17. Vista hacia el este de la Su-perfi cie Lagunas (SG-1A, SG-1B y SG-8).

FIG. 18. Vista hacia el norte de la Superfi cie Chuculay (SG-7, SG-10).

al., 2001; van Soest et al., 1998). La extraccin del gas fue acompaada de un fracturamiento mecnico en una batera (Hanyu et al., 2001), seguido de un calentamiento del tubo de fragmentacin a 800C. En algunas muestras el calentamiento se realiz por pasos (400C-00C y 800C) segn el procedimiento documentado por Hetzel et al. (2002) y Dunai et al. (2005). Durante este procedimiento una pequea fraccin de Ne cosmognico pudo haberse perdido por fracturamiento mecnico estimado entre 1-3%. Para la deteccin fueron usadas muestras estndar de ~3x107 tomos de 20Ne para el procedimiento en muestras fragmentadas y de ~5x107 tomos para el procedimiento con muestras calentadas (Tablas 2, 3).

La determinacin de la concentracin de 21Ne de origen cosmognico, se realiz calculando el exceso de 21Ne relativo al aire. Para detectar la presencia de cualquier componente nucleognico, los datos obtenidos fueron grafi cados en el diagrama de tres istopos 21Ne/20Ne versus 22Ne/20Ne de Niedermann et al. (1994) y Niedermann (2000) (Fig. 20a, b, c). En este trabajo la totalidad de las muestras exponen un claro exceso de 21Ne no atmosfrico, con un pro-medio de 21Ne/20Ne de 0,00492, indicando una clara acumulacin de 21Ne relacionada con la exposicin de los clastos (Tablas 2, 3). La mayora de las mues-tras calentadas se localizan, en el diagrama de tres istopos 21Ne/20Ne versus 22Ne/20Ne de Niedermann


et al. (1994), muy prximas a la lnea de mezcla entre el 21Ne cosmognico producido en el cuarzo y el 21Ne atmosfrico. Las muestras presentan una tendencia paralela a la lnea de mezcla, segn una lnea de regresin con una pendiente de 1,3400 (R2=0,9465) (Fig. 20b). Al comparar las pendientes con los valo-res estndar esperados 1,1430,038 publicados por Schfer et al. (1997), es posible reconocer un sesgo importante en los datos donde el 22Ne es mayor (Fig. 20b, c). Esto es interpretado como la posible presencia de inclusiones ricas en fl uorita, las que contribuiran de manera anmala a la concentracin de 22Ne y que el procedimiento de fragmentacin no pudo remover (19F(,n)22Na+22Ne). Sin embargo esta reaccin no perturba la concentracin de 21Ne. Para calcular las edades de exposicin sobre la base de las concentraciones de nucleidos cosmognicos fue utilizada la tasa de produccin de 21Ne, a 20C (Niedermann 2000) y los procedimientos de escala-do de Dunai (2000, 2001). Por ltimo, se calcul un promedio de la tasa de produccin segn un modelo simple de alzamiento de la Cordillera de la Costa, que no considera las variaciones del nivel del mar y asume una velocidad de 40m/Ma-1 (Dunai et al., 2005).

3.2.3. Edad de las Superfi ciesAl datar superfi cies de origen aluvial es nece-

sario considerar que cada clasto tiene una historia individual de acumulacin de 21Ne inherente a la historia de erosin, transporte, sedimentacin responsables de la formacin de la superfi cie junto con la historia relacionada con la inactivacin de estos procesos en la superfi cie. El 21Ne acumulado en los clastos durante el perodo de tiempo anterior a la inactivacin de la superfi cie es llamado heren-cia. En consecuencia la edad de la superfi cie est vinculada a la concentracin de 21Ne desde que el clasto se estabiliza en la superfi cie hasta hoy en da considerndose como una edad mnima para la superfi cie (Dunai et al., 2005). Para determinar la edad de la superfi cie es necesario entonces restar la concentracin de 21Ne heredado a la concentracin de 21Ne medido. Es posible conocer la herencia por medio de la excavacin de trincheras y el muestreo sistemtico en profundidad (ver Bierman y Steig, 1996; Hetzel et al., 2002). Sin embargo, en el caso de las superfi cies estudiadas no fue posible deter-minar la magnitud de la herencia, debido a la baja densidad areal de clastos de cuarzo en el subsuelo. Las fuentes de aporte de los clastos de las superfi cies

estudiadas provienen de la misma Cordillera de la Costa, a distancias no mayores a 10 km, lo que per-mite asumir una herencia que no debiese ser mayor al 10% de la edad obtenida, para edades del orden de 107 aos. Para edades ms jvenes la herencia puede tornarse ms importante alcanzando hasta el 40% de la edad obtenida. Valores publicados por Gonzlez et al. (2006) muestran que la velocidad del proceso de exposicin en el afl oramiento y transporte de material dentro de la Cordillera de la Costa no supera los 500 ka para cuencas menores a ~30 km2 durante el Pleistoceno.

La tabla 4 sintetiza las edades obtenidas y el signifi cado en la cronologa de las fallas. En general los datos indican que el relieve de la Cordillera de la Costa tiene una edad Oligoceno-Mioceno y es resultado de una singular interaccin tectnico-climtica. En consecuencia la inactivacin diferencial del relieve est ntimamente ligada a la actividad de las fallas, en tanto que la inactivacin regional del relieve y su extraordinaria preservacin est relacionada con la evolucin del proceso de desecacin del desierto de Atacama.

3.3. Datacin 40Ar/39Ar de Ceniza Volcnica De- formada

Fue posible datar mediante el mtodo de 40Ar/39Ar por pasos, una ceniza volcnica intercalada en de-psitos aluviales desplazados por fallas secundarias

FIG. 19. Detalle de una muestra de clastos de cuarzo de una superfi cie datada (sin previa seleccin por tamao).


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30

min

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-

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0C

30

min

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57,

80E

+07

3,34

E+0

67,

25E

+07

9,04

E+0

4

SG-8

1,02

260

0C

30m

in2,

44E

+09

3,90

E+0

70,

0615

0,00

050,

178

0,00

71,

43E

+08

5,82

E+0

61,

29E

+08

1,36

E+0

6

SG-8

1,02

280

0C

30m

in2,

18E

+09

3,48

E+0

70,

0169

0,00

030,

119

0,02

53,

03E

+07

1,42

E+0

61,

85E

+07

5,77

E+0

5

SG-9

mol

ido

1,04

015

0 X

4,42

E+0

97,

08E

+07

0,00

430,

0001

0,10

50,

003

5,75

E+0

62,

64E

+05

--

15,0

0,6

SG-9

1,04

040

0C

30m

in1,

07E

+10

1,71

E+0

80,

0280

0,00

020,

131

0,00

12,

69E

+08

1,09

E+0

72,

55E

+08

2,75

E+0

6SG

-91,

040

600

C 3

0min

4,52

E+0

97,

24E

+07

0,02

450,

0002

0,12

90,

004

9,73

E+0

73,

9E+0

69,

14E

+07

1,03

E+0

6

SG-9

1,04

080

0C

30m

in4,

27E

+09

6,83

E+0

70,

0048

0,00

010,

106

0,00

48,

05E

+06

3,93

E+0

52,

50E

+06

4,24

E+0

5

SG-1

0 m

olid

o1,

061

150

X4,

62E

+09

7,39

E+0

70,

0067

0,00

010,

107

0,00

41,

72E

+07

7,53

E+0

5-

-24

,11,

0SG

-10

1,06

160

0C

30m

in1,

16E

+10

1,85

E+0

80,

0429

0,00

040,

149

0,00

14,

63E

+08

1,88

E+0

74,

20E

+08

4,44

E+0

6

SG-1

01,

061

800

C 3

0min

4,75

E+0

97,

60E

+07

0,00

710,

0001

0,10

80,

003

1,99

E+0

78,

33E

+05

2,21

E+0

65,

15E

+05

SG-1

2 m

olid

o0,

992

150

X4,

28E

+09

6,85

E+0

70,

0040

0,00

010,

103

0,00

34,

62E

+06

2,21

E+0

5-

-2,

600,

11SG

-12

0,99

260

0C

30m

in6,

11E

+09

9,77

E+0

70,

0113

0,00

010,

112

0,00

25,

07E

+07

2,12

E+0

64,

41E

+07

7,88

E+0

5SG

-12

0,99

280

0C

30m

in2,

30E

+09

3,67

E+0

70,

0053

0,00

010,

110

0,00

65,

28E

+06

2,21

E+0

52,

80E

+06

1,89

E+0

5

SG-1

4 m

olid

o1,

335

150

X6,

89E

+09

1,10

E+0

80,

0045

0,00

010,

103

0,00

11,

04E

+07

4,56

E+0

5-

-

18,0

0,7

SG-1

41,

335

600

C 3

0min

7,91

E+0

91,

27E

+08

0,05

770,

0005

0,16

70,

001

4,33

E+0

81,

76E

+07

4,21

E+0

84,

01E

+06

SG-1

41,

335

800

C 3

0min

2,08

E+0

93,

33E

+07

0,00

680,

0001

0,11

00,

006

7,93

E+0

63,

63E

+05

4,78

E+0

62,

26E

+05

TA

BL

A 3

. DA

TO

S A

NA

LT

ICO

S D

E L

AS

ED

AD

ES

21N

e C

OSM

OG

N

ICO

.


(escarpitas) al pie de un escarpe principal de una falla del Sistema Chuculay, cuya muestra se identifi c como AN1-05 (Figs. 3, 5). La capa de ceniza tiene un espesor homogneo de 0,3 m y se reconoce su continuidad en las escarpitas a lo largo del rumbo de la falla. Se analizaron concentrados de cristales de bioti-ta, cuyas morfologas exponen cristales euhedrales a subhedrales bien conservados. La datacin se realiz por calentamiento en siete pasos consecutivos en el Laboratorio de Geocronologa del Servicio Nacional de Geologa y Minera (SERNAGEOMIN), arrojan-do una edad de 'plateau' (2) 0,310,19 Ma, con una iscrona inversa compatible (Tabla 5). Esto establece una edad mxima pleistocena para la actividad local de las fallas ms tardas del Sistema Chuculay.

3.4. Sntesis de la Cronologa de la Deforma- cin en Estudio

Las relaciones de corte entre las fallas y la mor-fologa de sus escarpes revelan que los frentes de montaa de los sistemas N-S y NNW-SSE son ms antiguos que el sistema WNW-ESE. Sin embargo, las observaciones de campo indican que el acomodo de la deformacin ms tarda ha involucrado los tres sistemas, ya sea en forma contempornea o en diacrona muy cercana en el tiempo. Las dataciones con 21Ne de superfi cies desplazadas por las fallas indican 24-18 Ma (Oligoceno-Mioceno) como la edad mxima para el inicio de la actividad de las fallas que dislocan el paisaje y la edad mnima para los frentes de montaa relacionados con la gnesis de estas superfi cies. Los frentes de montaa tect-nicos antiguos estn relacionados con los sistemas N-S y NNW-SSE, sugiriendo que su naturaleza responde a sistemas de fallas antiguos reactivados en el tiempo, probablemente asociados al Sistema de Fallas de Atacama.

En este estudio no se documentan antecedentes que permitan determinar la naturaleza de la deforma-cin pre-Oligoceno-Mioceno. A su vez las edades de 21Ne cosmognico indican que los diferentes sistemas de falla se reactivaron durante el Mioceno y Plioceno, mostrando superfi cies desplazadas de 15 Ma, 10 Ma, 4,9 Ma y 4 Ma junto con superfi cies de canales y abanicos aluviales desplazados de 4 Ma, 6,9 Ma y ~2,5 Ma. Las edades ms jvenes son compatibles con las edad de la deformacin post-Mioceno superior documentadas por Gonzlez et al. (2003) y Allmendinger et al. (2005a). La edad obtenida en este trabajo de 300 ka de un nivel de ceniza volcnica

FIG. 20. Grfi co de razn (22Ne/20Ne) versus (21Ne/20Ne). a. Razn de cada muestra fragmentada; b. Razones de cada mues-tra calentada (400-600-800 C); c. Detalle de razones de cada muestra calentada (400-600-800 C).


desplazado por reactivacin del Sistema Chuculay indica que la actividad de estas fallas continu durante el Pleistoceno. Este hecho es compatible con la deformacin de los depsitos del Salar Grande y de las terrazas marinas de la Plataforma Costera (Gonzlez et al., 2003; Allmendinger et al., 2005a).

Por otra parte, el desplazamiento del talud de escombros del Acantilado Costero por la Falla Cho-mache, dispuesto en onlap sobre terrazas marinas de edad Pleistoceno superior (Gonzlez et al., 2003), in-dica que la actividad de las fallas WNW-ESE es con-tempornea a la actividad de las fallas de orientacin NNW-SSE. La existencia de grietas abiertas poco degradadas en todos los sistemas de fallas sugiere a su vez, una actividad contempornea que se extendera al Pleistoceno Superior e incluso al Holoceno.

4. Determinacin de los tensores de deformacin infi nitesimal

Se determin el tensor de deformacin infi nitesimal en 16 fallas individuales (Fig. 21) (Tablas 6, 7, 8). El Sistema WNW-ESE tiene una cinemtica inversa sin una componente de rumbo, y

caracteriza un eje de acortamiento infi nitesimal (P) con una inclinacin de 13 en la direccin 185 y un eje de extensin (T) con una inclinacin de 75 en la direccin 331 (Fig. 22a). El Sistema N-S muestra una cinemtica inversa evidenciando un eje (P) con una inclinacin de 27 en la direccin 85 y un eje (T) buzante 63 en la direccin 266 (Fig. 22b). El Sistema NNW-SSE presenta fallas de rumbo dextral, que caracterizan un eje (P) con una inclinacin de 5 en la direccin 17 y un eje (T) que se inclina 4 en la direccin 287. A su vez incluye fallas con movimientos oblicuos de tipo inverso-dextral que muestran un eje (P) inclinado 13 en la direccin 19 y un eje (T) buzante 69 en la direccin 253 (Fig. 22c). En general, la distribucin de la deformacin, en orden de importancia en relacin a la magnitud de las separaciones observadas, est caracterizada por una importante poblacin de fallas de orientacin WNW-ESE que acomodan acortamiento paralelo al margen (N-S), por medio de fallamiento inverso, sin mostrar evidencias de movimientos de

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