evoluciÓn tectÓnica, paleogeogrÁfica y … · morfotectónica disponible en la literatura para...

5Revista de la Asociación Geológica Argentina 65 (1 ): 5 - 35 (2009)

EVOLUCIÓN TECTÓNICA, PALEOGEOGRÁFICA YMETALOGÉNICA DURANTE EL CENOZOICO EN LOS ANDES DE CHILE NORTE Y CENTRAL E IMPLICACIONESPARA LAS REGIONES ADYACENTES DE BOLIVIA Y ARGENTINA

Reynaldo CHARRIER, Marcelo FARÍAS y Víctor MAKSAEV

Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Santiago. E-mails [email protected], [email protected] y [email protected]

RESUMEN La orogenia incaica dio origen a un importante relieve en el Eoceno Medio, el que se concentró en el ámbito del arco mag-mático precedente, la Cordillera Incaica. Este relieve positivo de orientación NNE se extendió desde el sur de Perú hasta laregión central de Chile y separó dos dominios paleogeográficos que tuvieron evoluciones diferentes durante el resto delCenozoico. El dominio occidental se caracterizó por el predominio de procesos de erosión y sedimentación. En el dominiooriental también existieron importantes episodios de erosión que originaron depósitos que se encuentran en la vertiente orien-tal de la cadena en la actualidad y presentan una cronología comparable con la de los depósitos del dominio occidental. Sinembargo, la evolución se caracterizó por presentar, a partir del Eoceno Tardío, diferencias al norte y sur de los ~27ºS. Al nor-te de esa latitud, en el ámbito del Altiplano-Puna, el arco magmático se mantuvo aproximadamente en la misma posición, coin-cidente con la del arco actual, y estuvo bordeado por una cuenca de antepaís de retroarco; mientras que, al sur de ~27ºS, sedesarrollaron sucesivos arcos magmáticos con una marcada migración hacia el este. El arco magmático del Eoceno Tardío alOligoceno Tardío - Mioceno Temprano se caracterizó por el desarrollo de una amplia cuenca extensional de intra-arco, lacuenca de Abanico. En esta cuenca se acumularon hasta 3.000 m de rocas volcánicas, volcaniclásticas y, subordinadamente,sedimentarias. A partir del límite oligoceno-mioceno, tuvo lugar un nuevo evento compresivo a lo largo de todo el orógenoque rejuveneció el núcleo de la Cordillera Incaica e invirtió la cuenca de Abanico permitiendo la generación de abundantesdepósitos sintectónicos a ambos lados de los nuevos relieves. El inicio de este evento coincide con la orogenia pehuenche, lospulsos compresivos se mantuvieron hasta el Plioceno Temprano. En el Mioceno Temprano a Medio, la deformación se ex-tendió hacia el este con el desarrollo en secuencia de fajas plegadas y corridas y cuencas de antepaís de retroarco presentesprincipalmente en Argentina. En el norte de Chile, en el dominio occidental, en las actuales Depresión Central y Precordillera,la acumulación de gruesos depósitos sedimentarios en traslape sobre la vertiente occidental de la Cordillera Incaica dio origena los pedimentos de Tarapacá y Atacama. En la región central de Chile, se produjo, en cambio, una extensa peneplanización.A comienzos del Mioceno Tardío, el prolongado desarrollo de las fajas plegadas y corridas con vergencia oriental y el desarro-llo de corrimientos profundos bajo la cordillera que emergieron en el frente andino, habrían provocado el basculamiento ha-cia el oeste del orógeno, el alzamiento de la cadena y el inicio de la profunda incisión fluvial que la afecta. En el MiocenoTardío al Plioceno Temprano se produjo una perturbación en la evolución tectónica que produjo la migración de la deforma-ción hacia el oeste, que coincide en el tiempo con la generación de mineralización porfídica de Cu-Mo en sectores donde an-teriormente se había encontrado el arco magmático. La compresión continuó produciendo mayor alzamiento de la cordillera,el alzamiento de las peneplanicies y la rápida exhumación que la caracteriza. La sismicidad superficial a lo largo de las fallasmayores paralelas al orógeno indica un régimen tectónico transcurrente dextral. La mineralización económica de tipo pórfidode Cu-Mo se originó en etapas tardías de los arcos magmáticos, a continuación de episodios de engrosamiento cortical y laubicación de los centros de mineralización estuvo controlada generalmente por la existencia de fallas mayores.

Palabras clave: Cenozoico, Andes centrales, Evolución tectónica, Evolución paleogeográfica, Orogenia Incaica, Cordillera Incaica.

ABSTRACT: Tectonic, paleogeographic, and metallogenic evolution during the Cenozoic in the Andes of Central and Northern Chile and implication for the adjacent regions of Bolivia and Argentina. The Incaic orogeny created significant geographical relief during the MiddleEocene, along most of the area of the preceding magmatic arc, the Incaic Cordillera. This NNE-trending elevated terrain ex-tended from southern Peru to central Chile and formed the boundary between two paleogeographical domains with dissimi-lar geological evolutions during the rest of the Cenozoic. The western domain was characterized by erosion and sedimenta-tion processes. The eastern domain also included significant erosional episodes, but was characterized by different evolutions

north and south of ~27°S. Northward of this latitude, within the Altiplano-Puna realm, the magmatic arc remained in a fi-xed position, coinciding with the current active arc, and was bordered by a back-arc foreland basin; whereas southward of~27°S a succession of magmatic arcs developed with a prominent eastward migration. The Late Eocene to Late Oligocene-Early Miocene was characterized by the development of an extensive intra-arc extensional basin, the Abanico Basin. A suc-cession of volcanic and volcaniclastic rocks, with minor sedimentary intercalations, up to 3,000 m thick were deposited withinthis basin. At about the boundary between the Oligocene and the Miocene a compressive tectonism affected the whole oro-gen rejuvenating the core of the Incaic Cordillera and resulted in the tectonic inversion of the Abanico Basin; leading to thesyntectonic sedimentation on both sides of the new elevated terrain. The beginning of this tectonism is coincident with thePehuenche orogeny, but the compression extended until the Early Pliocene. During the Early to Middle Miocene the defor-mation extended to the east with the development of foreland fold and thrust belts and basins. Within the western domainin northern Chile, area of the current Central Depression and Precordillera, the accumulation of thick sedimentary depositsfrom the western slope of the Incaic Cordillera originated the Tarapacá and Atacama pediments; whereas an extensive pene-planation developed in central Chile. In Late Miocene the prolonged development of the east-verging fold and thrust beltsand the generation of overthrusts deep under the Cordillera, which emerged in the Andean front, would have caused the wes-tward tilting of the whole orogen, accompanied by the uplift of the mountain chain and the beginning of its fluvial incision.During the Late Miocene to Early Pliocene a disturbance of the tectonic evolution produced the westward migration of thedeformation that coincides in time with the generation of Cu-Mo porphyry mineralization in the area of the former magma-tic arc. The compression continued producing uplift of the Cordillera and peneplain surfaces, and rapid exhumation. The sha-llow seismicity along major faults parallel to the orogen indicates current dextral transcurrent tectonic regime. The economicCu-Mo porphyry mineralization originated in the latest stages of the magmatic arcs following episodes of crustal thickening,and the location of the mineralizing centers was generally controlled by major faults.

Keywords: Cenozoic, Andes, tectonics, paleogeography, Incaic Orogeny, Incaic Cordillera

R. CHARRIER, M. FARÍAS Y V. MAKSAEV6

INTRODUCCIÓN

En la evolución de las cadenas de monta-ñas recientes, los aspectos que han des-pertado mayor interés y generado intensodebate son los mecanismos que condu-cen a la elevación del macizo montañosoy el momento en que éste adquirió su ele-vación actual. En relación con los AndesCentrales (sensu Aubouin et al. 1973 yGansser 1973), se ha producido ciertoconsenso en torno a la idea de que el al-zamiento se habría producido fundamen-talmente en los últimos 10 millones deaños (Gubbels et al. 1993, Gregory-Wod-zicky 2000, Charrier et al. 2005a, Garzio-ne et al. 2006, Hoke et al. 2007, Farías et al.2008, entre otros). En cuanto a los meca-nismos que provocan el alzamiento, sibien se han realizado diversas proposi-ciones, no existe todavía consenso al res-pecto. Un aspecto que últimamente harecibido un interés creciente, pero queaún permanece poco investigado, es lainteracción entre la tectónica y el climaen el proceso de alzamiento del orógenoy en la evolución morfológica de la cade-na hasta adquirir su configuración actual.Además de estos aspectos, hay otros que

concitan alto interés como lo son las re-laciones existentes entre los procesosmagmáticos y de mineralización con elrégimen tectónico y el alzamiento de lacadena.A continuación se presenta una síntesisde la evolución cenozoica en Chile ha-ciendo especial énfasis en su etapa másreciente, correspondiente a la tercera eta-pa del ciclo tectónico andino (EocenoMedio - Presente) (Fig. 1). Con ella inten-tamos aportar nuevos antecedentes res-pecto de los aspectos mencionados arri-ba y destacar las implicaciones que estostienen para la vertiente oriental de la ca-dena. En este trabajo se considera infor-mación estratigráfica, estructural, geo- ytermocronológica, paleogeográfica ymorfotectónica disponible en la literaturapara ambas vertientes de la Cordillera delos Andes en las partes norte y central deChile y Argentina y sur de Bolivia. Partede la información presentada para la ver-tiente chilena corresponde a resultadosobtenidos en los últimos años por el gru-po de trabajo al cual los autores pertene-cen. En esta síntesis: (1) se presenta unacronología de la evolución tectónica y pa-leogeográfica de la cadena, que integra

los eventos de magmatismo y metalogé-nesis asociados; (2) se muestra cómo, du-rante las diferentes etapas de esta evolu-ción, los elementos paleogeográficos quese sucedieron y que tuvieron una extensadistribución a lo largo del orógeno, per-miten explicar de manera satisfactoria,tanto el origen y proveniencia, como lasposibles vinculaciones y correlacionesentre los depósitos existentes en ambasvertientes de la cordillera; y (3) se presen-ta, para las etapas más recientes de la evo-lución andina, la evolución morfológicade la cadena en la región considerada.El ciclo tectónico andino, que se desarro-lló entre el Jurásico Temprano tardío y elPresente, es el último de la evolución ge-ológica a lo largo del margen continentalde Chile y Argentina y se lo puede subdi-vidir en tres etapas: 1) Jurásico Tempranotardío a Cretácico Temprano tardío; 2)Cretácico Tardío a Eoceno Medio; y 3)Eoceno Tardío al Presente (Charrier et al.2007). Cada una de estas etapas está se-parada de la siguiente por un episodiomayor de deformación compresiva, lasorogenias o fases Peruana e Incaica, res-pectivamente (Fig. 1). Estas tres etapas secaracterizan por: 1) presentar, en general,

un régimen tectónico predominantemen-te extensional o, por lo menos, transten-sional; 2) mantener las mismas condicio-nes paleogeográficas y las mismas carac-terísticas geoquímicas del magmatismo; y3) presentar una evolución cíclica de losdepósitos sedimentarios. A pesar de ello,cada una de estas etapas presenta una in-terrupción en su evolución, lo cual per-mite separarlas en sub-etapas. En la pri-mera etapa, la interrupción la marcó unaregresión marina generalizada en la cuen-ca de trasarco en el Jurásico Tardío, acontinuación de la cual se inició una nue-va etapa de subsidencia tectónica sucedi-da por subsidencia termal lo que permi-tió una segunda ingresión marina en eltrasarco. En cambio, las interrupcionesen las segunda y tercera etapas se debie-ron a eventos tectónicos compresivos:uno cercano al límite Cretácico-Terciario

(orogenia K-T, Cornejo et al. 2003, Cha-rrier et al. 2007) y otro en el OligocenoTardío - Mioceno Temprano (orogeniapehuenche, Yrigoyen 1993).El análisis de la evolución cenozoica quese presenta a continuación se subdividirá,consecuentemente, en tres periodos: 1)Paleoceno a Eoceno Medio (segundasub-etapa de la segunda etapa del cicloandino), comprendido entre la orogeniaK-T y la orogenia incaica; 2) EocenoMedio-Tardío a Oligoceno Tardío-Mio-ceno Temprano, entre las orogenias in-caica y pehuenche; y 3) Mioceno Medioal Presente (Fig. 1). El análisis reciente de la evolución tecto-no-estratigráfica del orógeno andino enChile muestra que en el Cretácico Tardíoy parte del Paleógeno (Paleoceno hastaEoceno Medio) se desarrolló a lo largodel margen continental de América del

Sur un arco magmático con una orienta-ción NNE que se extendió desde, por lomenos, el sur del Perú hasta la regióncentral de Chile y Argentina (Charrier etal. 2007). En el Eoceno medio, comoconsecuencia de la orogenia incaica, sehabría formado un importante relieve ocordón montañoso aproximadamentecon la misma ubicación y orientación queel arco, que habría separado dos domi-nios paleogeográficos, uno occidental yotro oriental, que tuvieron a partir de esemomento evoluciones diferentes.En este artículo se presenta y compara laevolución en ambos dominios y se desta-ca la marcada diferencia que presenta laevolución del dominio oriental al norte ysur de aproximadamente 27ºS, lo cualconstituye un rasgo esencial de la evolu-ción andina en la región considerada. Ca-be destacar que esta diferencia coincide

Evolución tectónica de los Andes de Chile norte y central… 7

Figura 1: El ciclo tectónico andino(Jurásico Temprano tardío -Presente). Subdivisiones en etapas ysubetapas, y eventos tectónicos quemarcaron su desarrollo. Notar que laevolución durante el Cenozoico com-prende la segunda subetapa de la se-gunda etapa (Paleógeno Temprano) yla tercera etapa (Eoceno Tardío -Presente) del ciclo.

con el límite sur de la Puna. El dominiooccidental se caracterizó por presentaruna sucesión de episodios de erosión ysedimentación detrítica, predominante-mente gravas, controlados por los distin-tos pulsos que marcaron la actividad tec-tónica. Esta evolución está muy bien re-gistrada en el extremo norte de Chile y, sibien los remanentes de estos depósitosdisminuyen gradualmente hasta casi des-aparecer al sur de 29ºS, parece posible ex-trapolar esta evolución aún más al surhasta la región central de Chile. Por estemotivo, el análisis de la evolución en eldominio occidental se basará principal-mente en antecedentes de la región nortedel país. En cambio, la evolución poste-rior al Eoceno Medio en la vertienteoriental del cordón montañoso presentóevoluciones diferentes al norte y sur de~27ºS. Al norte de esa latitud, a conti-nuación de la orogenia incaica, la activi-dad magmática de arco se mantuvo con-centrada en la parte oriental de la Pre-cordillera chilena y en el Altiplano - Punaoccidental, sin presentar una marcada mi-gración al este, como se conoce más alsur. En esta región, además, el arco estu-vo bordeado por un sistema de cuenca deantepaís de retroarco ubicada en el Alti-plano - Puna, En cambio, al sur de ~27ºS,en la vertiente oriental del cordón mon-tañoso, se desarrollaron sucesivos arcosmagmáticos con una marcada migraciónal este.

PALEOCENO A EOCENOMEDIO

Evolución posterior a la orogenia K-Ty anterior a la orogenia incaica Este periodo se caracterizó por la presen-cia de un arco magmático con desarrollocon predominio de condiciones extensio-nales y/o transtensionales (Mpodozis etal. 1995, Charrier et al. 2007). Este arcotuvo una orientación NNE y se extendiópor más de 3.000 km a lo largo del mar-gen continental, alcanzando por el nortehasta, al menos, el sur de Perú. En el nor-te de Chile, el arco magmático presenta-ba en este período un ancho de unos 90

a 100 km. Su ubicación se puede deducirpor la distribución de las unidades intru-sivas y volcánicas de esta edad (y tambiénde edad cretácica superior, que pertene-cen a la misma etapa del ciclo andino;Fig. 2). Estos rasgos permiten determinarque, en el norte de Chile, el arco magmá-tico se extendía, entre 21º y 23º S, a lo lar-go de la parte oriental de la actual De-presión Central, la Precordillera, la sierrade Moreno y el flanco occidental de laCordillera de Domeyko y entre 23º y 27ºS, a lo largo de la Depresión Central. Lafranja de rocas intrusivas y volcánicas deesta etapa se puede prolongar con apro-ximadamente la misma orientación a tra-vés del segmento de subducción plana(flat-slab) hasta el borde oriental de laCordillera de la Costa, a 35º15`S. Más alsur, esta franja se interrumpe para reapa-recer, entre 37º y 39ºS, en ambas vertien-tes de la Cordillera Principal (Sernageo-min 2003, Munizaga et al. 1985, Llambíasy Rapela 1989, Franchini et al. 2003, Ra-mos y Folguera 2005, véase Fig. 5), conlas rocas de edad cenozoica aflorando enterritorio argentino hasta la latitud de43ºS (véase figura 2 de Jordan et al. 2001).La actividad magmática cenozoica deeste arco correspondió al emplazamientode plutones, domos, pequeños stocks eintrusivos subvolcánicos de composicio-nes gabroicas a dacíticas y erupción deabundantes depósitos volcánicos de ca-rácter basáltico, andesítico y dacítico-rio-lítico, frecuentemente relacionados congrandes calderas y extensas zonas de alte-ración hidrotermal. Los depósitos delarco pre-incaico (Fig. 3) constituyen, denorte a sur, las formaciones: Icanche (Ma-ksaev 1978), Cinchado (Montaño 1976,Marinovic y García 1999) y Venado (Se-púlveda y Naranjo 1982, Iriarte et al.1996). Los depósitos detríticos asociadoscorresponden, por ejemplo al miembroinferior de la Formación Calama (Naran-jo y Paskoff 1981, Blanco et al. 2003) y laparte superior del Grupo Purilactis, en elborde oriental del Salar de Atacama(Dingman 1963, Hartley et al. 1992, Flintet al. 1993, Charrier y Reutter 1994, Arria-gada 1999, Mpodozis et al. 1999, 2005,

Muñoz et al. 2002). El miembro inferiorde la Formación Calama contiene algu-nos niveles andesíticos datados en 51,9 ±1,7 Ma (K-Ar en roca total) y, de acuerdocon la composición y direcciones deaporte, los componentes detríticos pro-vendrían de un relieve volcánico ubicadohacia el oeste y se habrían acumulado po-siblemente en una cuenca transtensional(pull-apart) desarrollada a lo largo del mis-mo arco magmático y del sistema de fallaArgomedo - Falla Oeste (Blanco et al.2003). El Grupo Purilactis también sedepositó al este del arco magmático y susclastos tienen el mismo origen que aque-llos que se encuentran en otras cuencasde la misma edad. Sin embargo, la cuen-ca en la cual se depositó estuvo, muy pro-bablemente, relacionada con el rift deSalta, cuyo mayor desarrollo se encuentraen la Cordillera Oriental en el noroesteargentino (Marquillas y Salfity 1988, Ulia-na y Biddle 1988, Macellari et al. 1991,Flint et al. 1993, Mpodozis et al. 1999,Salfity y Marquillas 1994, 1999, Muñoz etal. 2002, Charrier et al. 2007). Más al sur(30ºS), afloramientos estratificados a lolargo del arco son más dispersos y con-sisten en sucesiones volcánicas y volcani-clásticas asociadas a complejos volcáni-cos y calderas (Emparán y Pineda 1999,Pineda y Emparán 2006).A lo largo del arco volcano-plutónico,durante el Paleoceno a Eoceno Tempra-no, se formaron pórfidos de Cu-Mo (~59a 52 Ma; Camus 2003, Sillitoe y Perelló2005). Este conjunto de depósitos mine-rales constituye la tercera concentraciónmayor de cobre en los Andes Centrales.Ellos se distribuyen a lo largo de unafranja de unos 1.500 km de largo y de 30a 50 km de ancho, desde el sur del Perúhasta Chile central (17° a 29°30'S). Lospórfidos de Cu-Mo de este período cons-tituyen la mayor fuente de producción decobre de Perú (minas Cuajone, CerroVerde-Santa Rosa y Toquepala). Éstas,junto con el prospecto Quellaveco, con-centran los mayores recursos cupríferosde esta franja de pórfidos (estimados en39 Mt Cu; Camus 2003). En Chile estafranja se extiende aproximadamente a lo


largo de la Depresión Central y, aunquese explotan los depósitos Cerro Colora-do, Spence y Lomas Bayas y varios pros-pectos han sido perforados, tales comoMocha, Sierra Gorda, Relincho y Las Pas-cualas, la franja concentra menor canti-dad de cobre (12,7 Mt Cu; Camus 2003)e históricamente ha tenido menor rele-vancia económica. Los depósitos porfídi-cos del sur del Perú tienen relación espa-

cial con fallas de carácter regional parale-las al orógeno (de rumbo NW) con unacompleja y larga historia de deformación(fallas Incapuquio y Micalaco; e.g., Zwengy Clark 1995). En contraste, en Chile noes aparente una relación de los pórfidoscupríferos de esta edad con estructurasmayores de carácter regional, pero ellosse presentan en zonas cubiertas por rocasy gravas más jóvenes, las que no permi-

ten visualizar un control estructural re-gional.El arco Paleoceno a Eoceno Medio re-presentaba en este momento el relieveprincipal del orógeno y, como tal, debehaber determinado la divisoria de aguas(Fig. 4a). Si bien la erosión de este relievedebe haber generado depósitos detríticossobre ambos flancos, en el flanco occi-dental no se conocen depósitos de estaedad en territorio chileno. Estos fueron,probablemente, transportados por losríos hasta la plataforma continental.En la vertiente oriental de la cordillera,en el Altiplano boliviano, este periodo secaracterizó por una reducida sedimenta-ción con abundantes intercalaciones depaleosuelos (Horton et al. 2001, McQua-rrie et al. Tardío 2005) y aportes sedimen-tarios provenientes desde el este (Hortonet al. 2001) y noreste (Rochat 2002) quedieron origen a la parte superior de laFormación Santa Lucía o FormaciónCayara, según Marocco et al. (1987), Sem-pere et al. (1997) y Rochat (2002), cuyabase fue datada por métodos magnetoes-tratigráficos en ~58 Ma (Paleoceno Tar-dío) (Sempere et al. 1997). Estas caracte-rísticas permiten deducir para este mo-mento una muy escasa subsidencia enesta región (Horton et al. 2001, McQua-rrie et al. 2005), que se puede relacionarcon (1) subsidencia termal en la etapa fi-nal del rift de Salta (Marquillas y Salfity1988, Cristallini et al. 1997, Salfity y Mar-quillas 1999, Marquillas et al. 2005, McQuarrie et al. 2005); (2) sedimentacióndistal en una cuenca de antepaís de retro-arco; y (3) sedimentación detrás de undorso periférico (McQuarrie et al. 2005).Considerando que en esta región el arcomagmático se ubicaba en este período enla Precordillera chilena, una combinaciónde las dos primeras posibilidades pareceser la situación más probable.Una situación similar se produce algomás al sur, al este de la Puna, en territo-rio argentino, con los depósitos delSubgrupo Santa Bárbara del Grupo Salta,que corresponden al relleno final del riftde Salta (Marquillas y Salfity 1988, DelPapa y Salfity 1999, Salfity y Marquillas


Figura 2: Distribución tenta-tiva de la Cordillera Incaica ycuenca de Abanico. La oroge-nia incaica en el EocenoMedio alzó el arco delCretácico Tardío - PaleógenoTemprano (segunda etapa delciclo andino; véase Fig. 1)dando origen a la CordilleraIncaica. Los afloramientosque permiten reconstruir ladistribución de la CordilleraIncaica corresponden a losdel arco magmático delCretácico Tardío - PaleógenoTemprano: Rocas intrusivas,en gris, y rocas volcánicas,sin relleno. La cuenca exten-sional de Abanico (gris claro)se desarrolló al este de esacordillera, entre aproximada-mente 26º y 38ºS (adaptadode Charrier et al. 2007).

1999, Marquillas et al. 2005). Asímismo,los componentes plutónicos y volcánicosde la Formación Lumbrera (SubgrupoSanta Bárbara del Grupo Salta), que se-gún Galli y Hernández (1999) tendríanuna proveniencia occidental, podrían co-rresponder a la Cordillera Incaica. Más al sur, en la región central de Argen-tina, en el sector del Valle del Cura (29º-30ºS), se depositaron durante este perio-do los conglomerados rojos que alternancon los basaltos alcalinos de Río Frío loscuales podrían corresponder a los sedi-mentos resultantes de la erosión del flan-co oriental del arco magmático contem-poráneo. Los basaltos mencionados arro-jaron una edad K-Ar (roca total) de 55,9± 1,9 Ma (Litvak y Page 2002).

EOCENO MEDIO

Orogenia incaica y formación de laCordillera IncaicaCon la orogenia incaica se produjo la in-versión tectónica de las estructuras ex-tensionales desarrolladas en el arco pre-cedente y, probablemente también, la re-activación de estructuras más antiguas re-lacionadas con las cuencas triásicas y detrasarco jurásica y cretácica inferior, y unconsiderable engrosamiento cortical. Es-ta inversión dio origen a la Cordillera In-caica, que tuvo una orientación y distri-bución similar a la que había tenido elarco precedente. Esta cordillera, consti-tuida por un núcleo de rocas paleozoicasque cabalgaron hacia el oeste y este a ro-

cas del Mesozoico y Paleógeno Tempra-no, habría formado la divisoria de aguasen ese momento, en una ubicación cerca-na a la que tuvo durante el período ante-rior (Paleoceno a Eoceno Medio) (Fig. 4b).Algunos intentos para datar la orogeniaincaica arrojaron edades que no son con-cordantes entre sí, Hammerschmidt et al.(1992) lo intentaron mediante la datación40Ar-39Ar en biotita de dos tobas separa-das por la discordancia incaica, obtenien-do edades muy cercanas entre sí de 38,50± 0,90 Ma y 38,45 ± 0,60 Ma, respectiva-mente, que dan muy poco tiempo para laetapa erosiva posterior a la deformación(Fig. 3). Tomlinson y Blanco (1997a), porotra parte, acotaron su edad en la sierradel Medio mediante dos dataciones K-Ar


Figura 3: Cuadro de correlación entre los depósitos de: (1) el dominio ubicado al oeste de la Cordillera Incaica (dominio occidental); (2) la actividad vol-cánica y metalogénica en los arcos sucesivos en el norte y centro de Chile; y (3) los depósitos del dominio oriental y antepaís. Se incluyen los eventos quese deducen a lo largo del orógeno durante el Cenozoico en las regiones norte y centro de Chile. Este cuadro se basa en las publicaciones citadas en eltext. Dominio occidental: a) Eventos tectónicos en el sistema de fallas con vergencia al oeste (SFVO) en la Precordillera de la región de Arica (18º30'S);b) Sucesión estratigráfica en la Depresión Central de la región de Arica (18º30'S); c) Sucesión estratigráfica en la Depresión Central y Precordillera a19ºS; d) Sucesión estratigráfica en la Precordillera a 19º30ºS; e) Sucesión estratigráfica en la Precordillera a 21º30'-22ºS; f) Depósitos a 25ºS; g) Depósitosentre 26º y 27ºS. 1) Mineralización de baja ley entre 15 y 16 Ma, en Chile y Argentina, 2) Mineralización de tipo pórfido de Cu-Mo entre 10 y 12 Ma, enChile y Argentina, 3) Mineralización de pórfidos de Cu-Mo de baja ley entre 8 y 10 Ma, en Chile y Argentina, 4) Mineralización de pórfidos gigantes deCu-Mo entre 6,4 y 4,3 Ma en Río Blanco - Los Bronces y El Teniente, en Chile, 5) Depósitos de antepaís en la Cordillera Frontal. Depresión de Barreal-Iglesias, Precordillera y en las cuencas de Cuyo y Río Grande, 6) Edad de la orogenia incaica en el norte de Chile, según Hammerschmidt et al. (1992), 7)Edad de la orogenia incaica en el norte de Chile, según Tomlinson y Blanco (1997a), 8) Exhumación incaica en el norte de Chile, según Maksaev yZentilli (1999), 9) Inicio de la depositación de Formación El Diablo, 10) Orogenia pehuenche, 11) Inicio de la migración de la deformación al este de lacuenca de Abanico, SFVE y SFVO, Sistemas de fallas de vergencia oriental y occidental, respectivamente, en la región de Arica.


Figura 4: Perfiles esquemáticos a través del orógeno mostrando la evolución tectónica y paleogeográfica durante el Cenozoico mostrando las diferencias desarro-lladas al norte y sur de 27ºS, principalmente en el retroarco. Los perfiles corresponden a las siguientes etapas: a) Paleoceno - Eoceno Medio, desarrollo de un arcomagmático; b) Eoceno Medio, inversión tectónica del arco precedente y formación de la Cordillera Incaica (orogenia incaica); c) Eoceno Medio-Tardío -Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano: c1, Actividad en el arco en la misma ubicación que en el período anterior (arco estático engrosado) y desarrollo incipientede una cuenca de antepaís de retroarco, al norte de 27ºS, y c2. Desarrollo de la cuenca extensional de Abanico, que alojó al nuevo arco migrado al este del ante-rior, al sur de 27ºS; d) Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano: d1, Actividad en los sistemas de fallas inversas con vergencias opuestas en el dominio del arco, des-arrollo de la cuenca de antepaís de retroarco y, más al este, desarrollo incipiente de la futura Cordillera Oriental, al norte de 27ºS, y d2, Inversión tectónica de lacuenca de Abanico (Orogenia Pehuenche), al sur de 27ºS; e) Mioceno Temprano-medio - Mioceno Tardío (~15 a 8-9 Ma): e1, Formación de pedimentos y su inci-sión en el Mioceno Tardío en el antearco, actividad volcánica explosiva félsica en el arco y cabalgamiento del arco sobre la cuenca de antepaís e incio del corri-miento andino, al norte de 27ºS, y e2, Migración de la deformación y del magmatismo hacia el este, formación de la Cordillera Frontal, basculamiento del orógenohacia el oeste, peneplanización del antearco e inicio de la incisión fluvial, al sur de 27ºS; f) Mioceno Tardío - Plioceno Temprano: f1, Actividad volcánica interme-dia en el arco y migración hacia el este del eje de la cuenca en el Altiplano y desarrollo del corrimiento andino, al norte de 27ºS, y f2, Expansión tectónica (reiniciode la deformación y emplazamiento de plutones fértiles al oeste del arco: yacimientos gigantes de pórfidos de Cu-Mo: Río Blanco - Los Bronces y El Teniente) yprogresión oriental de las convexidades en los perfiles longitudinales de los ríos (knick-points); g) Plioceno Tardío - Reciente, situación actual, al norte (g1) y alsur de 27ºS (g2), A, Altiplano, CC, Cordillera de la Costa, CF, Cordillera Frontal, CO, Cordillera Oriental, CP, Cordillera Principal, CV, Cordillera Occidental oVolcánica, DC, Depresión Central, PC, Precordillera chilena, SFVE, Sistema de fallas de vergencia oriental, SFVO, Sistema de fallas de vergencia occidental. 1,Plutones hipabisales, 2, Plutones subvolcánicos, 3, Alteración hidrotermal. 4, Fallas activas, 5, Fallas inactivas, 6, Sentido de transporte de sedimentos.


en biotita: una de 45,4 ± 1,2 Ma en ro-cas volcánicas cortadas por una falla in-versa y otra de 42,9 ± 1,2 Ma en una gra-nodiorita que corta la misma falla, lo cualdetermina una edad promedio de ~44Ma. De acuerdo con estos datos, la oro-genia incaica se habría producido en elEoceno Medio, probablemente, tempra-no. Según Maksaev y Zentilli (1999), ladiscordancia incaica es progresiva, es de-cir transgresiva en el tiempo, y la exhu-mación de la Cordillera Incaica habría te-nido lugar entre, aproximadamente, 50 y30 Ma (Fig. 3). Este rango muestra que(1) este tipo de eventos tectónicos tienesobre el orógeno un efecto considerable-mente más prolongado que la edad de ladiscordancia y deformación asociada ob-servada en superficie, y (2) la exhuma-ción precedió y sucedió al emplazamien-to de los ricos yacimientos de tipo pórfi-do cuprífero formados a lo largo de laPrecordillera y Cordillera de Domeyko allado oriental de las fallas emplazadas a lolargo del arco del Paleógeno Temprano(Fig. 4). En el norte de Chile, entre 21º y 27ºS, enla región donde se desarrolló el arcomagmático del Paleógeno y posterior-mente la Cordillera Incaica, es decir, en laPrecordillera o flanco occidental de lasierra de Moreno y la Cordillera de Do-meyko, el patrón estructural está deter-minado por una serie de bloques separa-dos entre sí por un sistema de fallas deorientación NNE que constituye el siste-ma de fallas de Domeyko (Maksaev yZentilli 1988, Boric et al. 1990) y su pro-longación hacia el sur en la falla SierraCastillo y falla Agua Amarga (Reutter etal. 1991, 1996, Tomlinson et al. 1994,1999, Niemeyer 1999, Cornejo et al.2006). Estas fallas tienen una larga histo-ria de movimientos transcurrentes, tantosinistrales como dextrales, y desplaza-mientos inversos (Mpodozis et al. 1993,Tomlinson et al. 1994, Reutter et al. 1991,1996, Dilles et al. 1997, Tomlinson yBlanco 1997a, b, Reutter 2001, Amilibia ySkarmeta 2003) (Fig. 5). Más al sur, estesistema de fallas no ha sido reconocidotan claramente, probablemente debido al

mayor desarrollo de la cobertura meso-zoica y cenozoica. Este extenso sistemade fallas representa una zona de debilidadcortical que jugó un papel importantedurante las etapas posteriores de la evo-lución andina.El alzamiento de la Cordillera Incaica de-terminó un intenso proceso de erosión,lo que se tradujo en la generación de de-pósitos sedimentarios clásticos sin apost-tectónicos que se acumularon al piéde ambos flancos del cordón montañoso.Depósitos sintectónicos asociados a laorogenia incaica tienen escaso desarrolloen Chile. En gran medida, estos se en-cuentran cubiertos por depósitos más jó-venes y han sido considerablemente ero-sionados. Es posible, además, que granparte de los materiales que resultaron dela erosión del la Cordillera Incaica hayansido transportados por los ríos directa-mente hacia la plataforma continental. Aesta etapa corresponden los niveles infe-riores de la Formación Azapa (Salas et al.1966), asignada al Oligoceno (García etal. 2004, Dunai et al. 2005), la parte infe-rior de la Formación Sichal (Maksaev1978), del Eoceno Medio-Oligoceno Tar-dío, según Blanco y Tomlinson (2006)(Fig. 3). Más al este, posiblemente en elflanco oriental de la Cordillera Incaica, sedepositó el miembro superior de laFormación Calama (Blanco et al. 2003).En el Altiplano boliviano, la orogenia in-caica provocó un cambio en el régimensedimentario de la Formación Potoco.Ahora, los depósitos de la parte inferiorde la Formación Potoco, caracterizadospor abundantes intercalaciones de paleo-suelos, son sucedidos por una potente se-rie de areniscas con intercalaciones fan-golíticas que constituye la mayor parte deesta unidad. Los depósitos presentan,ahora, una marcada transición de oeste aeste, de facies proximales a distales y con-tienen indicadores de paleocorrientesque indican una proveniencia desde eloeste hacia el este (Sempere et al. 1990,Rochat et al. 1998, Horton et al. 2001,Rochat 2002).Un poco más al sur, en la Puna oriental,este episodio compresivo sería el causan-

te del desarrollo de la cuenca de antepaísde retroarco que, según Galli y Hernán-dez (1999) se habría iniciado ya en elEoceno Medio, y de la faja plegada y co-rrida referida por estos autores y Ramos(1999, Fig. 7) para este período, en el sec-tor de los valles Calchaquíes y el sistemade Santa Bárbara en territorio argentino. Más al sur, en la vertiente oriental de laCordillera Principal central, los depósitosdetríticos asociados a la erosión de laCordillera Incaica también debieron for-mar una extensa y espesa cubierta de se-dimentos, de la cual en la actualidad sóloquedan remanentes conservados a lo lar-go de las estructuras que separan a laCordillera Principal de la Cordillera Fron-tal (Ramos 1999) y de aquellas que sepa-ran a la Cordillera Frontal de la Precor-dillera y a las distintas unidades de la Pre-cordillera. Depósitos sintectónicos, pro-bablemente asociados con el alzamientode la Cordillera Incaica, se encuentran enel Valle del Cura, en la Formación Tobasdel Valle del Cura, y corresponden al tra-mo de esta formación datado en 44 ± 2Ma y 45 ± 2 Ma, o sea, del Eoceno Me-dio (Limarino et al. 1999)

EOCENO MEDIO-TARDIOA OLIGOCENO TARDIO-MIOCENO TEMPRANO

Una vez desarrollada la Cordillera Incai-ca, la evolución del arco fue sustancial-mente diferente al norte y sur de ~27ºS.Al norte de esta latitud, la actividad mag-mática de arco fue predominantementede tipo plutónico y se mantuvo en la mis-ma posición que en el período anterior.En esta región, al este de la CordilleraIncaica se desarrolló una cuenca de ante-país de retroarco con depósitos casi ex-clusivamente sedimentarios con prove-niencia occidental, tanto en el Altiplanoen Bolivia (Hérail et al. 1997, Rochat et al.1998, Horton et al. 2001, Rochat 2002,McQuarrie et al. 2005) como en la Puna yCordillera Oriental en Argentina (Ramos1999, Galli y Hernández 1999). Al sur de~27ºS, la actividad magmática se desarro-lló en una amplia cuenca de intra-arco y

en una posición más oriental que en elperíodo anterior, quedando ubicada en elflanco oriental de la Cordillera Incaica(Fig. 4c).

En ambas regiones, los remanentes de laCordillera Incaica y el nuevo arco deter-minaron la configuración paleogeográfi-ca que prevaleció en este periodo. Al nor-

te de ~27ºS, el relieve, debió estar con-formado por la Cordillera Incaica y susflancos occidental y oriental, y el arcoque se mantenía en el eje de esa cordille-


Figura 5: Mapa estructural es-quemático del norte de Chile en-tre 21º y 27ºS con la ubicaciónde las zonas de falla de Atacamay Domeyko y de los yacimientosde tipo pórfido asociados a estaúltima. Los yacimientos de pórfi-dos ubicados en el lado occiden-tal de la Zona de Falla deDomeyko están emplazados enrocas del Cretácico Tardío, mien-tras que aquellos emplazados a sulado oriental se desarrollaronprincipalmente en rocas en delPaleozoico. Adaptado de Cornejoet al. (1997), Camus (2003) yCornejo (2005).


ra. Al sur de esa latitud, el relieve debióestar dominado por la cresta de la Cordi-llera Incaica y el arco a su lado oriental.La vertiente occidental de este relieve co-rrespondía al flanco occidental de la Cor-dillera Incaica, mientras que la vertienteoriental correspondía a la ladera orientaldel arco y a la parte distal del flancooriental de la Cordillera Incaica. En estaregión, el relieve que formaba este nuevoarco no debió ser muy importante; sinembargo, es probable que, con la erosiónque gradualmente rebajó la altura de laCordillera Incaica, la divisoria de aguasdel orógeno haya migrado hacia el estedurante este periodo, ubicándose en eldominio del arco. Los detritos resultantesde la erosión de este relieve se conocenen ambas vertientes de la actual cordillera.

El antearcoA causa de la erosión resultante del alza-miento de la Cordillera Incaica se formóen el flanco occidental de esta cordillerauna extensa superficie de abrasión deno-minada pediplano de Choja (Galli 1957),labrada en rocas paleozoicas y mesozoi-cas. Sobre esta superficie, bien reconoci-da en el norte de Chile, se acumularon losdepósitos que rellenaron la actual Depre-sión Central y posteriormente traslapa-ron a la actual Precordillera. Estos depó-sitos, que se analizan a lo largo de este ar-tículo, constituyen en la vertiente occi-dental de la Cordillera Incaica una exten-sa acumulación detrítica que forma unasucesión prácticamente ininterrumpida.Esta sucesión no sólo corresponde almomento inmediatamente posterior a la

formación de la Cordillera Incaica, sinoque se continuó en el tiempo y refleja losdiferentes pulsos tectónicos que se suce-dieron a lo largo del resto del Cenozoicoy que sucesivamente rejuvenecieron el re-lieve.Los depósitos que se asocian a la erosióndel flanco occidental de la CordilleraIncaica con posterioridad a la discordan-cia Incaica, pero coetáneos con el proce-so de exhumación que le sucedió, se co-nocen en el norte de Chile desde 18º30'S,en el sector de Arica, hasta 23ºS, frente aAntofagasta, y corresponden, de norte asur, a las partes superiores de las mencio-nadas formaciones Azapa, del Oligoceno(García et al. 2004, Dunai et al. 2005),Sichal, del Eoceno Medio al OligocenoTardío (Maksaev 1978, Blanco y Tomlin-

Figura 6: Perfiles que muestran las relaciones de contacto entre las unidades mesozoicas y la Formación Abanico y entre esta última y laFormación Farellones en: a) La Cuesta de Chacabuco, al norte de Santiago, y b) Angostura de Paine, al sur de Santiago, basados en Fock et al. (2006)y Farías et al. (2008). AFTA. Edades por trazas de fisión en apatito; ZFTA. Edades por trazas de fisión en circón; MZ, Unidades mesozoicas; 1,Plutones mesozoicos; 2, Plutones cenozoicos; 3, Estratos del Cerro Los Ratones; 4, Formación Abanico; 5, Formación Farellones; 6, Depósitos cua-ternarios; 7, Fallas invertidas.

son 2006), a la Formación Yalqui, parteinferior del Grupo El Loa, en la cuencade Calama (Blanco et al. 2003) y, a la par-te superior del Grupo Purilactis y a laFormación Tambores, en la Cuenca delSalar de Atacama (Hartley et al. 1992,Flint et al. 1993, Charrier y Reutter 1994,Mpodozis et al. 1999, 2000, Muñoz et al.2002) (Fig. 3).

El arcoEn la parte al norte de ~27ºS, a pesar delengrosamiento cortical causado por laorogenia incaica en el dominio del arco,la actividad magmática de este periodo semantuvo en la misma ubicación que tuvoen el período anterior (Figs. 3 y 4c). Estaactividad estuvo representada, principal-mente, por intrusiones asociadas a pórfi-dos y controlada por las estructuras delsistema de falla de Domeyko y limitada aciertos sectores de la Cordillera de Do-meyko donde se formaron enormes de-pósitos de tipo pórfido de Cu-Mo entrelos 42 y 31 Ma (Maksaev 1990, Camus2003, Sillitoe y Perelló 2005). Esta activi-dad se desarrolló entre los 42 y 31 Ma yestuvo restringida al emplazamiento destocks epizonales en ciertos sectores lo-calizados a lo largo del sistema de falla deDomeyko (Fig. 5) en los cuales en la eta-pa más tardía del magmatismo se des-arrollaron importantes sistemas porfídi-cos. Estos últimos dieron origen a pórfi-dos de Cu-Mo de clase mundial, los queen conjunto constituyen la mayor con-centración cuprífera del mundo (recursosmas producción estimados en 220 Mt Cuy 4,35 Mt Mo; Camus 2003). Los pórfi-dos de Cu-Mo mayores y de mayor ley

son los más jóvenes de esta franja y tie-nen un marcado control estructural; porejemplo, Chuquicamata se formó entrelos 35-31 Ma en una zona de falla, la quetuvo movimientos pre-, sin y post-mine-ralización (e.g., Lindsay 1997, Ossandónet al. 2001, Camus 2003). Estos pórfidosde Cu-Mo constituyen una franja de másde 1.500 km de largo que se extiende des-de el sur del Perú y a lo largo de la Cor-dillera de Domeyko, hasta la latitud de31°S. Sin embargo, los depósitos se agru-pan en zonas que tuvieron actividad mag-mática precursora; por ejemplo, el Grupode Collahuasi (minas Quebrada Blanca,Rosario, Ujina), el Grupo de Chuquica-mata (minas Chuquicamata y RadomiroTomic y prospectos Alejandro Hales, Que-tena, Toki, Genoveva y Opache), el Gru-po de La Escondida (minas Escondida yCerro Zaldivar y los prospectos Escon-dida Norte y Chimborazo), Grupo de ElSalvador (minas El Salvador y Potrerillos)y Grupo El Morro (prospectos La For-tuna, El Morro y El Negro, a diferenciadel resto este grupo, es de pórfidos Cu-Au-Mo). La rica mineralización hidroter-mal de Cu-Mo del Eoceno Tardío - Oli-goceno Temprano está ligada a un mag-matismo con signatura adakítica, consis-tente con una corteza continental signifi-cativamente engrosada (Oyarzún et al.2001, Haschke et al. 2002) y que repre-sentó la última manifestación ígnea a lolargo de la Cordillera Incaica (Cordillerade Domeyko).Al sur de ~27ºS, en el flanco oriental dela Cordillera Incaica se desarrolló lacuenca extensional de intra-arco fuerte-mente subsidente de Abanico, la cual re-

presenta el evento más característico deeste periodo en esta región (Fig. 4). An-tecedentes de continuidad estructurales yde plutones y afloramientos de las forma-ciones depositadas en la cuenca permitenseñalar que ésta se habría extendido enterritorio chileno entre aproximadamente28º y 39ºS (Charrier et al. 2005b, 2007,Flynn et al. 2008) y que su orientación ha-bría sido esencialmente NNE, o sea para-lela a la Cordillera Incaica (Charrier et al.2007) (Fig. 2). De acuerdo con su ancho(~70 km) y su longitud (>1.000 km) y elgran espesor de los depósitos alojados enella (~3.000 m) consideramos que estacuenca representa un rasgo tectónico ypaleogeográfico mayor de la parte sur delos Andes Centrales.La extensión que dio origen a esta cuen-ca estuvo asociada con adelgazamientocortical, alto flujo calórico y magmatismocon afinidades predominantemente toleí-ticas (Nyström et al. 1993, Kay y Kurtz1995, Kay y Abbruzzi 1996, Kurtz et al.1997, Zurita et al. 2000, Charrier et al.2002). Fuentes (2004) y Muñoz (2005)señalaron, además, que los magmas pre-sentan de oeste a este una disminucióndel componente de subducción y un au-mento de los procesos de contaminacióncortical.En la región central de Chile (33º-36ºS),al comenzar la extensión, se estaba pro-duciendo exhumación en la Cordillera dela Costa (probablemente continuaba laexhumación asociada a la orogenia incai-ca detectada más al norte por Maksaev yZentilli 1999), Edades por trazas de fi-sión (incerteza de 1σ) en cristales de apa-tito provenientes de rocas cretácicas que


Figura 7: Arquitectura tentativa de la cuenca extensional de Abanico en Chile central, que muestra las fallas principales que participaron en la ex-tensión y, posteriormente en la inversión tectónica de la cuenca y los compartimentos principales de la cuenca (A y B), 1) Falla Los Ángeles -Infiernillo - Portezuelo Chada, 2) Falla Pocuro - San Ramón, 3) Falla El Diablo - Las Leñas - El Fierro. La falla sin numeración generó, durante lainversión de la cuenca, una marcada estructura de crecimiento.


conforman el borde oriental de esta cor-dillera, entre 32º30'S y 34ºS, dieron eda-des de 35,9 ± 5,1 Ma; 40,0 ± 4,2 Ma y42,5 ± 2,5 Ma (Farías et al. 2008) (edadpromedio: 42,2 ± 5,4 Ma), que ubicaneste episodio de exhumación en elEoceno Medio (Fig. 3). Esta exhumaciónse puede relacionar con el alzamientocausado por la orogenia incaica al cual sehabría superpuesto el alzamiento del bor-de oeste de la cuenca de Abanico al ini-ciarse la extensión (alzamiento de las"hombreras" del graben). La existenciade gruesos depósitos que constituyen launidad Estratos del Cordón de los Rato-nes datados en 43,0 ± 0,4 Ma, coetáneoscon exhumación referida y depositados aleste de las rocas exhumadas, pone en evi-dencia que la extensión se habría iniciadoen ese momento. De acuerdo con lo an-terior, se puede concluir que la exhuma-ción de las unidades mesozoicas que for-maron parte de la Cordillera Incaica, eneste caso en el borde oriental de la Cor-dillera de la Costa de Chile central, fue unproceso generalizado en el Eoceno Me-dio y que, probablemente, continuó en elEoceno Tardío y Oligoceno Tempranoconjuntamente con el desarrollo de lacuenca extensional. De acuerdo con lo anterior, el desarrolloextensional se habría iniciado en el Eo-ceno Medio, poco antes de 43,0 ± 0,4Ma, edad que corresponde a la de los de-pósitos más antiguos conocidos para dela cuenca de Abanico, y se mantuvo a lolargo de todo el Oligoceno y alcanzó, enalgunas regiones, hasta el Mioceno Tem-prano (Fig. 3). El proceso extensional fuesucedido por una inversión tectónica par-cial de la cuenca. Los depósitos más anti-guos en esta cuenca corresponden a: 1)Los ya mencionados Estratos del Cordónde los Ratones (Sellés y Gana 2001), unequivalente de la parte inferior de For-mación Abanico expuesto en la Depre-sión Central, datados en 43,0 ± 0,4 Ma(U-Pb SHRIMP en cristales de circón) y37,6 ± 1,7 Ma (trazas de fisión en circóncon un error de 1σ) (Fock 2005, Fock etal. 2006) (Fig. 6); 2) las capas basales de laFormación Abanico en Termas del Flaco

(valle de Tinguiririca, Cordillera Princi-pal), dispuestas en traslape (onlap) sobreniveles mesozoicos (parte inferior fosilí-fera jurásica de la Formación Baños delFlaco y estratos rojos, portadores de res-tos de dinosaurios, denominados infor-malmente Brownish-Red Clastic Unit oBRCU), que contienen una intercalaciónbasáltica datada en 36,22 ± 0,19 Ma (pla-teau 40Ar-39Ar en roca total) y 37,67 ±0,31 Ma y 37,22 ± 0,85 Ma (40Ar-39Ar encristales individuales de plagioclasa y bio-tita, respectivamente) y abundantes res-tos de mamíferos fósiles (Fauna de Tin-guiririca; Flynn et al. 2003) del Oligoce-no Temprano (Charrier et al. 1996); y 3) elintervalo de Formación Abanico expues-to a 12-14 km al oeste de Termas del Fla-co, que contiene una fauna asignada alEoceno Medio tardío (Fauna de El Ta-pado; Flynn et al. 2003). Existe, también,una edad del Oligoceno Temprano (30,93± 1,90 Ma) para la parte inferior de la co-lumna del cerro Abanico (localidad tipode la formación homónima), frente a laciudad de Santiago (Vergara et al. 2004).Entre 32º y 36ºS, la extensión se concen-tró en tres sistemas de fallas mayores dealto ángulo y orientación N-S, los queposteriormente controlaron la inversiónde la cuenca, que son, de oeste a este: 1)Falla Los Ángeles - Infiernillo - Porte-zuelo Chada, con manteos al este; 2) FallaPocuro - San Ramón, con manteo al este;y 3) Falla El Diablo - Las Leñas - El Fie-rro, con manteo al Oeste (Fock et al.2006, Farías et al. 2008). Estas fallas deli-mitaron dos compartimientos principalesy subsidentes (Fig. 7). El compartimientooriental alojó el mayor espesor de depó-sitos volcánicos y volcanoclásticos, quesuperan los 3.000 m de espesor. Otro aspecto importante relacionadocon este período es que la existencia de lacuenca extensional, en conjunto con laprofusa actividad magmática y el aparen-te alto flujo calórico asociado, generaronun ambiente apropiado para el desarrollodel ubicuo metamorfismo de bajo gradoque afecta a su relleno, el cual es práctica-mente desconocido en la suprayacenteFormación Farellones, desarrollada con

posterioridad a la inversión de la cuencade Abanico (Levi et al. 1989, Vergara et al.1993, Carrasco 2000, Oliveros et al.2008).A 36ºS, estos depósitos se extienden ha-cia la vertiente argentina, donde la exten-sión del Eoceno Tardío y Oligoceno semanifestó con el desarrollo de la cuencade Loncopué (Ramos y Folguera 2005).Al sur de 39ºS, estos depósitos se conti-núan en territorio argentino y formanparte de la denominada cuenca de Ñiri-huao (Cazau et al. 1987, Dalla Salda yFranzese 1987, Spalletti y Dalla Salda1996). En la actual Depresión Central deChile entre 36º y 40ºS, existen tambiéndepósitos de edad oligocena-miocena(Elgueta et al. 2000) que, probablemente,se formaron en este período extensional.

El retroarcoEn la vertiente oriental de los Andes, enel Altiplano boliviano entre 16º y 22ºS, laparte superior de los 3.000 a 6.500 m dedepósitos clásticos continentales de la For-mación Potoco (Paleoceno Tardío - Oli-goceno) y equivalentes (Tiahuanaco, Tur-co y Berenguela; Hérail et al. 1997), cuyoscomponentes tienen una provenienciadesde el oeste (Sempere et al. 1990, Hor-ton et al. 2001), probablemente sean deri-vados orientales de la Cordillera Incaica(Fig. 3). Esta cordillera correspondería ala "fuente orogénica" de los sedimentosde la Formación Potoco, sugerida porHorton et al. (2001). Algo más al sur, enlos valles Calchaquíes, se continuaba lasedimentación y la profundización en lacuenca de antepaís de retroarco con losdepósitos de la Formación Los Colora-dos de manera similar a lo que estabaocurriendo en la región altiplánica deBolivia (Galli y Hernández 1999). Segúnestos autores, en este período los aportesfueron predominantemente desde el oes-te y en menor proporción desde el este.Es probable, entonces, que los aportesdesde el oeste provengan de la CordilleraIncaica. Este período habría correspon-dido a una etapa de tranquilidad tectóni-ca con el desarrollo de un dorso periféri-co (peripheral bulge) que habría limitado

la cuenca por el este (Galli y Hernández1999). En Argentina central, en algunasde las depresiones que separan las unida-des morfoestructurales, existen depósitosdetríticos cuya edad permite relacionar-los con la erosión en el nuevo arco/intra-arco y su flanco oriental (Fig. 3). Depó-sitos de este tipo se conocen en la cuen-ca del Valle del Cura y, en particular, enlos niveles superiores de la FormaciónTobas del Valle del Cura ubicados sin in-terrupción por encima del intervalo data-do del Eoceno medio (vease Limarino etal. 1999, Ramos 1999, Litvak et al. 2007).Se trata de los niveles del Eoceno Tardío,datados en 36 ± 1 Ma y 34 ± 1 Ma(Limarino et al. 1999), que se continúanininterrumpidamente hasta el Oligoceno.Más al sur, depósitos de esta misma edady, probablemente, del mismo origen po-drían corresponder a los "Rodados Lus-trosos" (Polanski 1957), en la cuenca deTunuyán.

OLIGOCENO TARDÍO-MIO-CENO TEMPRANO A MIO-CENO TARDÍO TEMPRANO

Orogenia pehuencheEn este momento se inició en la regiónandina aquí considerada un episodio dedeformación compresiva, que se prolon-gó con pulsos sucesivos hasta elMioceno Tardío (Fig. 3), los cuales pue-den correlacionarse con las fases que-chua inicial y principal (Salfity et al.1984). Este episodio de deformación es-tuvo probablemente relacionado con elincremento de la velocidad de conver-gencia de placas detectado por Pardo-Casas y Molnar (1987) y Somoza (1998)a fines del Oligoceno (Charrier et al.2002). Este episodio tuvo un efecto re-gional y causó la reactivación de fallaspre-existentes, tanto en los flancos delrelieve remanente de la CordilleraIncaica y el retroarco al norte de ~27ºS,como en el dominio de intra/arco al surde esa latitud, produciendo el rejuvene-cimiento del relieve (Fig. 4). Esta situa-ción provocó nuevamente la generaciónde importantes volúmenes de sedimen-

tos clásticos detríticos que se acumula-ron a ambos lados de los relieves enton-ces existentes. El inicio de este episodio,que coincide con la orogenia pehuenche(Yrigoyen 1993), conocida para la cordi-llera de Argentina y Chile centrales, estácomprendido entre el Oligoceno Tardíoy el Mioceno Temprano y es variable se-gún las localidades. Su término se loasocia con el inicio de la incisión del re-lieve en el antearco en el Mioceno Tar-dío temprano (Isacks 1988, Lamb et al.1997, Pinto et al. 2004, Riquelme et al.2007, Farías et al. 2005, 2008). Esta inci-sión fue probablemente provocada porun fuerte alzamiento y al basculamientohacia el oeste del orógeno debido a laactividad de grandes cabalgamientos in-tra-corticales de vergencia oriental queemergieron en el frente oriental andino(Isacks 1988, Mpodozis y Ramos 1989,Giam-biagi et al. 2003, Farías et al. 2005,Fock et al. 2006, entre otros).

A fines de este período, alrededor de 12Ma, se inició la configuración de una nue-va segmentación del orógeno andino conla subducción del trazo de orientacióncercanamente este-oeste de la dorsal deJuan Fernández bajo el margen continen-tal. Esto determinó el desarrollo de unsegmento de subducción plana, entre 27ºy 33ºS, y una nueva segmentación delorógeno, con segmentos de subducciónnormal (~30º) al norte y sur del segmen-to de subducción plana (Jordan et al.1983, Isacks 1988, Barazangui y Isacks1976, Gutscher 2002, Yáñez et al. 2002,Ramos et al. 2002).

El antearcoEn el norte de Chile, a la latitud de Arica,en la vertiente occidental de la cordillera,este episodio de deformación se manifes-tó con la actividad de dos sistemas de fa-llas inversas: 1) Un sistema de orienta-ción N a NNO, de fuerte inclinación (60ºo más), y de vergencia y progresión aloeste desarrollado en la Precordillera(Muñoz y Charrier 1996, Charrier y Mu-ñoz 1997, Pinto et al. 2004, Victor et al.2004, Farías et al. 2005, más referencias

en Charrier et al. 2005a, 2007), que sepuede seguir a lo largo de la Precordille-ra, hasta más al sur que Iquique y, hacia elnorte, en la parte sur de Perú (David2007), y 2) un sistema con vergencia aleste desarrollado en la Cordillera Occi-dental al este del sistema con vergencia aloeste (Riquelme y Hérail 1997, Charrieret al. 2005a), y probablemente ubicado aleste de la cresta o eje del relieve remanen-te de Cordillera Incaica (Fig. 4). Este sis-tema se manifestó por una falla expuestade alto ángulo, una falla ciega que dio ori-gen al Anticlinal de Chucal, estructurasde crecimiento y discordancias progresi-vas en el limbo oriental de este pliegue(Charrier et al. 2005a). Debido a las ver-gencias opuestas que presentan ambossistemas, se formó entre ambos un blo-que elevado, denominado Cordón deChapiquiña-Belén (Charrier et al. 1999,2000). Este bloque elevado correspondióprobablemente al eje de la Cordillera In-caica y su alzamiento produjo un rejuve-necimiento de su relieve. Remanentes ac-tuales de este cordón hacia el sur podríanser la sierra de Moreno, hasta la latitud deAntofagasta, y la Cordillera de Domeyko,más al sur, ambas flanqueados por siste-mas de fallas inversas con vergenciasopuestas.En la Precordillera de Arica, la actividaddel sistema de fallas con vergencia al oes-te se manifestó con varios pulsos que die-ron origen a gruesos depósitos sintectó-nicos: ~18,2 ± 0,8 (K-Ar, toba, roca to-tal), que dio origen a la Formación Jora-cane, ~16 Ma, que dio origen a la For-mación El Diablo, y entre 11,7 ± 0,7 y10,7 ± 0,3 Ma, que dio origen a la For-mación Huaylas (García 1996, 2002,García et al. 2004) (Fig. 3). La actividaddel sistema de fallas con vergencia al este,al este del anterior, que se manifiesta enuna serie de estructuras de crecimientoque indican un desarrollo más continuo,estuvo comprendida entre 18,8 ± 0,1 Ma(40Ar-39Ar en sanidina en la base de laFormación Chucal, discordante sobre laFormación Lupica; Wörner et al. 2000) yla edad del techo de la suprayacente For-mación Quebrada Macusa, ligeramente



plegada, del cual se dispone de las si-guientes dataciones 40Ar-39Ar: 11,2 ± 0,5Ma (toba, roca total) y 9,6 ± 0,7 Ma (enanfíbol) (García et al. 2004). Los depósi-tos que sobreyacen a esta última forma-ción no están deformados. En esta re-gión, la actividad asociada con este even-to tectónico tuvo una duración de unos 9Ma, entre la parte superior del MiocenoTemprano y la parte inferior del MiocenoTardío.Un poco más al sur, a la latitud de Iqui-que, se observan sólo los depósitos acu-mulados en el sector oriental de la De-presión Central y la Precordillera. Allí, es-tos depósitos suceden en continuidad a laFormación Azapa, del Oligoceno, mien-tras que más al este, en la Precordillera, sedisponen en discordancia sobre el Pedi-plano de Choja (Fig. 3). Este pediplanopresenta evidencias de haber sufrido unaetapa de incisión fluvial previa a la sedi-mentación, lo cual indica que, antes deser recubierto, el relieve resultante de laactividad tectónica era considerable. Deacuerdo con esto, se puede señalar quelos depósitos más occidentales (que hoyen día se encuentran en la DepresiónCentral) fueron transportados por ríosalojados en cauces relativamente profun-dos y que estos sedimentos correspon-den a la acumulación producida por co-nos aluviales coalescentes. En la Precor-dillera, la agradación sobre el pedimentode Choja se habría producido en traslapey habría estado probablemente favoreci-da por la ausencia de acceso al mar de losríos. El inicio de la sedimentación en elOligoceno Tardío marca el primer pulsode deformación en esta región. Los de-pósitos corresponden a las siguientes for-maciones, de norte a sur: La FormaciónOxaya, esencialmente ignimbrítica, del Oli-goceno Tardío al Mioceno Temprano(Salas et al. 1966, García et al. 2004), quesobreyace en transición a la FormaciónAzapa en la Depresión Central, mientrasque en la Precordillera se dispone, juntocon la Formación Lupica, su equivalentelateral hacia el este, en discordancia sobreel pedimento de Choja. La FormaciónLatagualla, de edad miocena inferior

(Pinto et al. 2004), un equivalente lateralhacia el sur de la Formación Oxaya, quetambién se dispone en la Precordillerasobre el pedimento de Choja. En cambio,sólo un poco más al sur, la FormaciónAltos de Pica, de edad oligocena superior- miocena inferior (Galli 1957, Thomas1967, Galli y Dingman 1962, Victor et al.2004, Farías et al. 2005, Muñoz 2007), seapoya en la Depresión Central sobre laFormación Azapa y en la Precordillerasobre el pedimento de Choja; en cambio,a 22ºS, esta formación se apoya en dis-cordancia sobre la Formación Sichal(Blanco y Tomlinson 2006). Cabe hacernotar que la participación de las interca-laciones ignimbríticas en estos depósitoses variable, siendo muy importante en elextremo sur del Perú y norte de Chile(formaciones Huaylillas y Oxaya, respec-tivamente), mientras que hacia el sur estaparticipación decrece considerablemente.Algo más al sur (23ºS), se agregan a estegrupo los depósitos que constituyen unaserie de formaciones de edad miocena in-ferior a media (Formaciones Jalquinche,Lasana, El Yeso) que conforman el Gru-po El Loa en la cuenca de Calama (Blan-co et al. 2003, May et al. 2005). El pulso siguiente de deformación estámarcado por el inicio de la depositaciónde la Formación El Diablo (Tobar et al.1968, García et al. 2004, Pinto et al. 2004,Farías et al. 2005, Muñoz 2007), de edadmiocena media a superior, compuestapor gruesos conglomerados y areniscasinmaduras. Esta formación, definida enla región de Arica, corresponde en la re-gión de Iquique al miembro superior dela Formación Altos de Pica en su defini-ción original. Se conoce a estos depósitosen la Depresión Central y en la Precordi-llera, desde el sur de Perú hasta la regiónde Iquique, donde se disponen en conti-nuidad estratigráfica sobre las unidadescenozoicas precedentes (FormacionesOxaya y Altos de Pica). Estos depósitosfueron recubriendo en traslape al flancooccidental de la Cordillera Incaica paraformar un extensa cubierta que termina-ría por conformar el Pedimento deTarapacá (Farías et al. 2005).

Más al sur, en la región comprendida en-tre Antofagasta (23º45'S) y Domeyko, alsur de Vallenar (29ºS), equivalentes late-rales de estos depósitos son: El miembrosuperior de la Formación Calama (Blan-co et al. 2003), la Formación Pampa Mu-las (Chong 1973, Marinovic et al. 1995), ylas Gravas de Atacama (Mortimer 1973,Naranjo y Puig 1984) o Mantling Gravelsde Willis (1929) (Fig. 3). Estos depósitostambién recubren el flanco occidental dela Cordillera Incaica y su superficie supe-rior forma el denominado pedimento deAtacama (Clark et al. 1967, Sillitoe et al.1968, Mortimer 1973, Naranjo y Paskoff1980, Riquelme et al. 2003, 2007). Inclu-so, en la franja costera de Caldera (26º45'a 28ºS), gravas continentales del Oligo-ceno Tardío al Mioceno Temprano, de-nominadas Gravas de Angostura, podrí-an corresponder a estos depósitos (Mar-quardt et al. 2000). Más al sur de 29ºS, enla región central de Chile, tales depósitosson prácticamente inexistentes y proba-blemente han sido erosionados debido ala mayor pluviosidad de esa región. Estosextensos depósitos, acumulados en elflanco occidental de la Cordillera Incaica,ponen en evidencia un pulso de defor-mación y sedimentación sintectónica enel Mioceno Temprano tardío: ~18 Ma, enla región de Arica (García 1996, García etal. 2004), ~16 Ma en la región de Iquique(Farías et al. 2005), y poco antes de 17Ma, en la región de Chañaral-Copiapó(Riquelme et al. 2003). La sedimentaciónse habría prolongado hasta el MiocenoTardío temprano (8-9 Ma), activada pornuevos pulsos de deformación compresi-va (García et al. 2004, Charrier et al.2005a, Farías et al. 2005). La sedimenta-ción habría concluido al inicio del Mio-ceno Tardío, entre 10 y 8 Ma. En la re-gión de Iquique, la superficie pedimenta-ria desarrollada por encima de la Forma-ción El Diablo está cubierta por la Lavade Tana datada (K-Ar en roca total) en8,2 ± 0,5 Ma (Muñoz y Sepúlveda 1992)y 9,0 ± 1,0 Ma (Naranjo y Paskoff 1985).Más al sur, en la región de Chañaral, elpedimento de Atacama está recubiertopor la Ignimbrita San Andrés (Clark et al.

1967), datada en diversas localidades conedades comprendidas en el rango 10-9Ma (Clark et al. 1967, Sillitoe et al. 1968,Mortimer 1973, Cornejo et al. 1993,1998). Estos depósitos volcánicos repre-sentan el último evento de depositaciónen estos pedimentos. A continuación, sehabría iniciado la incisión que recorta alos pedimentos de Tarapacá y de Ataca-ma y que puso término a este periodo enel norte de Chile. Esta incisión se explica-ría, por un alzamiento de superficie en elborde occidental de la meseta altiplánica(Riquelme et al. 2007, Farías et al. 2005,Hoke et al. 2007). Este alzamiento se de-bería a un leve basculamiento hacia eloeste de ~1º de todo el antearco. Estebasculamiento asociado con el alzamien-to de superficie habría favorecido el des-arrollo de glaciares en las regiones máselevadas (incluyendo los volcanes de laCordillera Occidental y contribuido a es-tablecer los drenajes que han controladola excavación de los profundos cañonesque caracterizan esta región de aridez ex-trema).En el antearco de la región central deChile se desarrolló también un procesode peneplanización atestiguado por re-manentes de superficies de bajo relieve,ligeramente inclinadas hacia el oeste y ac-tualmente elevadas a altitudes crecientes,entre ~1.000 y 3.000 m s.n.m., a medidaque se avanza hacia el este (Farías et al.2008, Muñoz-Cordero 2008, Escribano2009). Estas superficies, por su escaso re-lieve y su continuidad hasta la costa, de-ben haberse formado a escasa altura porsobre el nivel de base de la erosión al mo-mento en que se originaron. La disposi-ción escalonada y frecuentemente con-trolada por fallas mayores de alto ángulosugiere que podría tratarse de una mismasuperficie, aún cuando ésto está todavíapor demostrarse. La edad de formaciónde estas superficies está poco definida.Éstas están fundamentalmente construi-das sobre rocas volcánicas miocenas de laFormación Farellones (vease a continua-ción) e intrusivos emplazados en esta for-mación, como, por ejemplo, el Plutón LaGloria, cuya edad U-Pb en circón es de

10,3 ± 0,2 Ma (Deckart y Godoy 2006).En el sector del yacimiento de cobre por-fídico de Río Blanco - Los Bronces, laRiolita La Copa, depositada a más de3.000 m de altitud sobre la superficie, fuedatada por Quirt et al. (1971) en 4,0 ± 0,2Ma (K-Ar en biotita) y el Complejo Vol-cánico La Copa, a la misma altitud, tieneuna edad comprendida entre 4,55 y 5,88Ma (la edad promedio de 17 edades U-PbSHRIMP en circones es 4,92 ± 0,09 Ma;Dekart et al. 2005). Estas edades permi-ten establecer una edad máxima del Mio-ceno Tardío temprano y una edad míni-ma del Mioceno Tardío terminal para laformación de la superficie reconocida enel sector oriental de la Cordillera Princi-pal en Chile. Asímismo, permiten deter-minar que la incisión alcanzó este sectorde la Cordillera Principal con posteriori-dad a 4 Ma.El basculamiento hacia el oeste (a vecesmanifestado por un alzamiento diferen-cial en bloques) que se ha consideradopara explicar el inicio de la incisión gene-ralizada a lo largo de la vertiente occiden-tal del orógeno se atribuye a un alzamien-to provocado por el avance hacia el estede corrimientos profundos hacia el ante-país andino (Farías et al. 2005, Farías2007, Riquelme et al. 2007).

El arcoEn el sector al norte de ~27ºS, el magma-tismo en este período se caracterizó poruna intensa actividad volcánica explosivade carácter félsico centrada en la actualCordillera Occidental, pero que se exten-dió formando vastas cubiertas ignimbríti-cas en áreas de la Precordillera y el Alti-plano, de la parte sur de Perú y norte deChile y Altiplano en Bolivia. Son caracte-rísticas de esta etapa la Formación Oxa-ya, entre 24,7 ± 0,3 Ma y 18,8 ± 0,2 Ma(40Ar-39Ar en sanidina y biotita, respecti-vamente; García et al. 2004) y sus equiva-lentes las formaciones Huaylillas, en Perú(Marocco et al. 1985), Mauri, en Bolivia(Rochat 2002, Jiménez et al. 2008), y Al-tos de Pica, más al sur en la región deIquique (Galli y Dingman 1962, Galli1968, Lahsen 1982, Farías 2003, Victor et

al. 2004, Farías et al. 2005, Muñoz 2007).La actividad explosiva félsica se continuócon intensidad marcadamente decrecien-te en el ámbito del Altiplano - Puna has-ta el Plioceno superior (Gardeweg y Ra-mírez 1985, Naranjo y Cornejo 1992,Mpodozis et al. 1995, 2000, Blanco et al.2003, García et al. 2004, Jiménez et al.2008, Tomlinson et al. 1999, Cornejo et al.1998, entre otros), pero intercalándose apartir de ~15-16 Ma con la actividad in-termedia a básica característica del volca-nismo andino joven.En la franja de Maricunga entre 26º y28ºS, en la zona de transición entre lasdos regiones con diferente comporta-miento del arco, éste se encontraba en elflanco oriental de la actual Cordillera deDomeyko. En esta región, la actividadvolcánica se inició a los 26 Ma y conclu-yó a los 5 Ma y se organizó en cincoeventos, de los cuales los cuatro primeroscorresponden al lapso comprendido en-tre 26 y 7 Ma (Oligoceno Tardío - Mio-ceno Tardío temprano) (Mpodozis et al.1995). Los magmas del evento inicial, en-tre 26 y 21 Ma, presentan evidencias geo-químicas de una corteza relativamentedelgada consistentes con el final del epi-sodio extensional precedente. Con eltranscurso del tiempo la geoquímica delos magmas indica un progresivo engro-samiento cortical con excepción del in-tervalo comprendido entre 16 y 12 Ma,que podría explicarse por adición decomponentes corticales al manto, ya sea,por aportes resultantes de erosión corti-cal por subducción o delaminación demanto litosférico (Mpodozis et al. 1995) yque podrían tener relación con la pene-tración bajo el margen continental de ladorsal de Juan Fernández. La actividaden la Franja de Maricunga (cf., Vila ySillitoe 1991) dio origen entre los ~25 y20 Ma a pórfidos auríferos (La Pepa,Refugio y Santa Cecilia; e.g., Camus 2003)y depósitos epitermales de metales pre-ciosos asociados (minas Esperanza, LaCoipa, La Pepa). Un segundo período demineralización ocurrió entre los ~14 a 12Ma dando origen a pórfidos de Au (Mar-te, Lobo, Valy, El Volcán, Escondido) y



pórfidos de Cu-Au (Cerro Casale). Aun-que los recursos de oro en los pórfidosde la franja de Maricunga son considera-bles (estimados en 1.300 toneladas deAu, Camus 2003), el oro se encuentradisperso en depósitos de gran volumen,pero que excepcionalmente tienen leyessuperiores a 1 g/t Au y actualmente sólose explota el pórfido aurífero Refugio.En la Cordillera Principal de Chile cen-tral, el primer pulso de este evento tectó-nico, la orogenia pehuenche, provocó lainversión tectónica parcial de la cuencade Abanico, que generó un gradual en-grosamiento cortical, y, como en la fran-ja de Maricunga, no interrumpió la activi-dad magmática entre el Oligoceno Tardíoy el Mioceno Temprano. Este evento semanifestó con una intensa y sostenida ac-tividad que dio origen a la FormaciónFarellones y a diversos cuerpos plutóni-cos emplazados principalmente en rocasde la Formación Abanico (Kurtz et al.1997). Estos magmas tienen signaturasgeoquímicas fundamentalmente calco-al-calinas, que se diferencian de las que pre-sentaban los magmas de la FormaciónAbanico (Charrier et al. 2002, Nyström etal. 2003, Kay et al. 2005). La inversión se inició en el OligocenoTardío y se prolongó hasta el MiocenoTemprano. Durante este proceso no to-das las fallas normales que habían partici-pado en el desarrollo de la cuenca deAbanico se reactivaron (invirtieron) almismo tiempo; algunas, probablemente,nunca lo hicieron. La deformación se ob-serva, por lo tanto, principalmente a lolargo de las grandes fallas que dieron ori-gen a la cuenca y en los lugares algunasfallas menores dieron origen a estructu-ras (estratos) de crecimiento, mientrasque hay sectores donde no se aprecia de-formación alguna. Esto explica los si-guientes aspectos largamente debatidosen la literatura geológica de Chile central:1) La ausencia en ciertas localidades deun contacto discordante entre las For-maciones Abanico y Farellones; 2) laexistencia en otras localidades de discor-dancias angulares entre ambas formacio-nes; y 3) la existencia en algunas localida-

des de niveles de la Formación Abanicomás jóvenes que niveles de la parte infe-rior de la Formación Farellones. Debidoal alto ángulo de las fallas invertidas, elacortamiento total producido por la in-versión de la cuenca de Abanico y defor-maciones posteriores en la vertiente chi-lena de la Cordillera Principal se estimaen sólo ~16 km (Farías 2007, Farías et al.enviado).Edades radioisotópicas que limitan la dis-cordancia que separa las FormacionesAbanico y Farellones en la cuesta de Cha-cabuco, en la parte occidental de la Cor-dillera Principal a 33ºS, indican que la in-versión se produjo entre 28,8 ± 0,3 Ma,28,9 ± 0,5 Ma y 29,2 ± 0,2 Ma para laparte inferior y 19,6 ± 0,3 Ma en la partesuperior (Fuentes et al. 2002) (Fig. 6). Lasedades obtenidas para niveles compro-metidos con tres estructuras de creci-miento, entre 33º45'S y 34º15'S, indicande oeste a este, que la deformación ocu-rrió: 1) En el primer caso, antes que 21,3± 0,3 Ma (U-Pb SHRIMP en cristales decircón) y 21,7 ± 0,1 Ma (40Ar-39Ar edadplateau en plagioclasa) en el valle del RíoMaipo en las cercanías del pueblo de SanJosé, a 33º30'S (Fock 2005, Fock et al.2006); 2) en el segundo caso, después de21,4 ± 1,0 Ma (Fock 2005, Fock et al.2006, basado en una edad de Muñoz2005) en el valle del río Volcán a 33º45'S;y 3) en el tercer caso, algo más tarde, en-tre 20,09 ± 0,69 Ma (40Ar-39Ar por fusiónpor laser de cristal de plagioclasa, Flynn etal. 1995) y 16,1 ± 0,5 Ma (plateau 40Ar-39Ar; Kay y Kurtz 1995), en el valle delRío Las Leñas (vease Charrier et al. 2002).Estos antecedentes definen un límite su-perior para la primera etapa de deforma-ción en el Mioceno Temprano en estesector andino y muestran una migraciónhacia el este de la deformación. En Chile central, la actividad magmáticay la sedimentación, muy subordinada,continuaron después de la inversión, pe-ro quedaron concentradas a lo largo deuna franja más estrecha que en el períodoanterior, la cual coincidió con el compar-timiento oriental de la cuenca de Abanico(Fig. 7). El gran espesor de la Formación

Farellones, que alcanza los 3.000 m poneen evidencia una intensa actividad volcá-nica, asociada probablemente a subsiden-cia en este sector. La geoquímica delmagmatismo presentó ahora una afinidadcalcoalcalina. Los cuerpos plutónicos quese emplazaron poco después de la inver-sión tectónica se ubicaron en la parte másoccidental de la Cordillera Principal, co-mo, por ejemplo, el Plutón de La Obra(con edades en diferentes minerales com-prendidas entre 21,6 ± 4,9 Ma y 16,2 ±0,3 Ma; Kurtz et al. 1997), en el valle delrío Maipú. El alineamiento norte-sur quepresentan estos plutones a lo largo elborde occidental de la Cordillera Princi-pal sugiere que su emplazamiento estuvocontrolado por fallas, como la falla SanRamón, que limitó por el oeste el com-partimiento oriental de la cuenca de Aba-nico.Desde el inicio de la inversión hasta el fi-nal del período aquí descrito, la velocidadde convergencia entre las placas de Naz-ca y Sudamericanas detectada por Pardo-Casas y Molnar (1987) y Somoza (1998)continuó incrementándose, lo que sugie-re una estrecha relación entre la mayorvelocidad de convergencia y la sostenidadeformación compresiva. La evoluciónde la deformación entre el Mioceno Tem-prano tardío y el Mioceno Medio (~16 y8-9 Ma) permite reconocer dos eventos,que se detallan a continuación: 1) La mi-gración hacia el este de la deformación yuna notable expansión del plutonismohacia territorio argentino; y 2) el desarro-llo de la faja plegada y corrida. Este epi-sodio de deformación compresiva finali-zó con el alzamiento de la CordilleraFrontal a 8-9 Ma (Ramos et al. 1996,Giambiagi et al. 2003) y el probable bas-culamiento hacia el oeste del orógeno;dos situaciones que coinciden con la evo-lución descrita más arriba para la regiónnorte de Chile en este período.En este momento se aprecia la concen-tración de la actividad tectónica hacia elsistema de fallas El Diablo-El Fierro quemarcó el borde oriental de la cuenca deAbanico (Fock 2005, Fock et al. 2006).Según estos autores, los antecedentes

cronológicos disponibles en favor de estamigración hacia el este de la deformaciónson: 1) La tendencia de las edades para ladeformación a hacerse más jóvenes haciael este (detallada más arriba); 2) la exis-tencia de filones del Plutón La Gloria,para el cual se dispone de una edad U-Pben circón de 10,3 ± 0,2 Ma (Deckart yGodoy 2006) y una edad K-Ar en biotitade 9,8 Ma (cf. Cornejo y Mahood 1997),cortados por la falla de la Laguna Negra;y 3) la actual presencia a 3.500 m de alti-tud de ignimbritas del Mioceno Tempra-no (de la Formación Farellones, en la ho-ya del río Aconcagua) con flora fósil(Nothofagoxylon aconcaguaense), que es in-compatible con esa altitud y las exigen-cias ecológicas de este género (Pons yVicente 1985). El inicio a los 15 Ma de laactividad tectónica que dio origen a lafaja plegada y corrida, que afectó a lossectores más occidentales de esta faja(Ramos et al. 1996, Giambiagi et al. 2003),se puede considerar también como unaevidencia de la migración hacia el este dela deformación, que en un primer mo-mento se habría concentrado en el bordeoriental de la antigua cuenca de Abanico.Cabe hacer notar, sin embargo, que estaedad para el inicio de la faja plegada y co-rrida es válida para el perfil aquí descrito,entre 33º y 34ºS, donde está desarrolladala faja plegada y corrida de Aconcagua.Algo más al norte, a lo largo de la Precor-dillera argentina, entre aproximadamente29º y 32ºS, en la faja plegada y corrida deLa Ramada, desarrollada en estilo de pielgruesa, la aparición de conglomerados yde clastos de la misma Precordillera enlos depósitos de la cuenca de antepaístiende a hacerse más joven de norte a sur:~16 Ma, en el norte, hasta ~8,4 Ma, ha-cia el sur, siendo incluso más joven algomás al sur, pero en regiones más orienta-les (Cuenca del Bermejo) indicando unaprogresión en esa dirección de la faja ple-gada y corrida (Vergés et al. 2001). Estaprogresión de la deformación hacia el surestá acompañada por un menor acorta-miento cortical de 150 km en la faja ple-gada y corrida de La Ramada, 120 km enla de Aconcagua y 80 km en la de Malar-

güe, al sur de la anterior (Ramos et al.1996, 2004). Esta progresión hacia el surde la deformación y disminución delacortamiento tectónico podría estar vin-culada con el avance en la misma direc-ción de la intersección de la dorsal deJuan Fernández con el margen continen-tal y la consiguiente horizontalización dela placa subductante (Yáñez et al. 2001,2002, Kay y Mpodozis 2002, Ramos et al.2002). Una progresión similar se ha he-cho notar para la edad de la inversión dela cuenca de Abanico en la región com-prendida entre 31º y 35ºS (Charrier et al.2005b).En este momento no sólo la actividadtectónica migró hacia el este, sino quetambién lo hizo el plutonismo. Los pluto-nes, que en el período anterior se habíanemplazado en la parte occidental de laCordillera Principal, se emplazaron, aho-ra, cerca del borde oriental de la cuencaextensional precedente. Estos cuerposcorresponden, de norte a sur, al batolitoSan Francisco, datado en 14,7 ± 0,1 Ma y11,2 ± 0,1 Ma (Jerez 2007), el plutón deYerba Loca, datado en 14,9 ± 0,1 Ma(Jerez 2007), La Gloria, datado en 10,3 ±0,2 Ma (Deckart y Godoy 2006) y 9,8 Ma(cf. Cornejo y Mahood 1997), San Ga-briel (Romeral), datado en 11,4 ± 0,2 May 11,3 ± 0,3 Ma (Kurtz et al. 1997), yAlfalfalito, datado en 12,3 ± 0,2 Ma(Kurtz et al. 1997).La deformación compresiva coincide enel tiempo con la aparición de depósitosde tipo pórfido Cu-Mo de baja ley tantoen Chile central (ej. Novicio, 15,50 ±0,08 Ma Re-Os molibdenita; Ortúzar2006, Toro et al. 2006) como en Argen-tina (ej. Paramillos Norte, 16,0 ± 0,3 MaK-Ar en muscovita; Sillitoe 1977, 1988)(1 en Fig. 3). Poco después, la continua-ción del engrosamiento cortical fueacompañado del desarrollo de minerali-zación de tipo pórfido de Cu-Mo a lo lar-go de la Cordillera de Chile y Argentina.En este período se formaron: Los Pe-lambres (12-10 Ma, Bertens et al. 2006),Vizcachitas (K-Ar Biotita 10,4 ± 0,3 a12,0 ± 0,3 Ma, Arias 1984, Priesmeyer ySim 2006) y El Altar (10,38 Ma, Alman-

doz et al. 2005, Maydagán et al. 2008) yCerro Mercedario (13,3 ± 0,3 Ma K-Arbiotita, Sillitoe 1977) (2 en Fig. 3). De és-tos, sólo Los Pelambres está en explota-ción en la actualidad.

El retroarcoAl este del arco, en la región altiplánicade Bolivia, se conoce, por encima de laFormación Potoco y equivalentes, unasucesión de depósitos continentales clás-ticos, entre los que se cuentan, entreotras, las formaciones Coniri, Kollu Ko-llu, Mauri 1 a 5, Azurita, Totora, Luribay-Salla, Tambillo y San Vicente (Hérail et al.1997, Rochat et al. 1998, Rochat 2000,Horton et al. 2001). Estos depósitos pre-sentan, cerca del contacto con la Forma-ción Potoco, estructuras de crecimiento(estratos de crecimiento) y localmente al-gunas discordancias asociadas, formadasen el Oligoceno Tardío - Mioceno Tem-prano y generadas por la actividad de lafaja plegada y corrida de Huarina (Hor-ton et al. 2001), que presenta vergenciahacia el oeste (Hérail et al. 1997, Rochat etal. 1998, Rochat 2000). Esto pone en evi-dencia para esa región un evento tectóni-co (Sempere et al. 1990, Hérail et al.1997), que es coincidente con orogeniapehuenche, en el retroarco de Argentinay Chile centrales, aunque algo posterior alinicio de la sedimentación de la Forma-ción Altos de Pica, en el antearco. Losdepósitos occidentales como, por ejem-plo, la Formación Azurita (Hérail et al.1997), presentan componentes que ates-tiguan aportes desde el oeste a partir derocas precámbricas, probablemente delflanco oriental de la Cordillera Incaica;en cambio, hacia el este los aportes de se-dimentos provienen desde el este (proto-Cordillera Oriental?). En la parte nortede Argentina, con el episodio de defor-mación compresiva que caracteriza esteperíodo, el frente de corrimiento se ha-bría desplazado hacia el este, junto con eldorso periférico, y se habría comenzado adepositar la Formación Angastaco (Mio-ceno Temprano y Medio), discordante-mente sobre la Formación Los Colora-dos. La Formación Angastaco también



contiene componentes provenientes dela erosión de rocas precámbricas, en estecaso de la Formación Puncoviscana(Galli y Hernández 1999), lo cual indicatambién aportes desde el oeste, aún cuan-do en este caso la exposición de estas ro-cas antiguas se deba probablemente a laexhumación de lonjas tectónicas por eldesarrollo de las fajas plegadas y corridasy no a la exhumación de la CordilleraIncaica.En la actual cordillera de Chile y Argen-tina centrales, la vertiente que conectabael arco con el retroarco debió estar some-tida a la erosión en su región proximal,mientras que en su región distal recibíalos depósitos resultantes de esa erosión(5 en Fig 3). Estos depósitos de cuencade antepaís podrían corresponder a laparte inferior de la Formación Río Ma-ñero en la cuenca de Pagancillo, en laPrecordillera, a 30ºS, con edades de ~18Ma (Ramos 1999), y a depósitos alojadosen la depresión de Barreal-Iglesias, entrela Cordillera Frontal y la Precordillera,datados en 17 Ma (Jordan et al. 1996), laFormación Chinches en la cuenca de Ma-nantiales en la Cordillera Frontal, conuna posible edad de 20 Ma en su parte in-ferior (Pérez y Ramos 1996, Pérez 2001)y los depósitos del valle de Pachaco, en laPrecordillera, con edades de 20 Ma en labase (Milana et al. 1993). Más al sur, laFormación Santa María, en la cuenca deCuyo, los Conglomerados Tunuyán, en lacuenca de Tunuyán, y la Formación Aguade la Piedra en la cuenca de Río Grande(Ramos 1999) podrían corresponder adepósitos sinorogénicos asociados a laorogenia pehuenche o Abanico. La edadde 18,3 Ma obtenida en la parte media dela Formación Contreras, que subyace alos Conglomerados Tunuyán (Giambiagiet al. 2001), parece confirmar esta propo-sición.A partir de ~15 Ma, la deformación con-tinuó su desplazamiento hacia el este,fuera del dominio del arco, desarrollandola faja plegada y corrida de Aconcaguaque afectó a las sucesiones sedimentariasmesozoicas que limitaban por el este a lacuenca de Abanico (Giambiagi y Ramos

2002, Fock et al. 2006, Farías 2007). Estafaja corresponde en el sector occidental aun sistema de piel delgada con completodespegue de la cobertura sedimentariaaprovechando niveles evaporíticos del Ju-rásico Tardío y pelitas del Cretácico Tem-prano; en sectores más orientales, sin em-bargo, se detecta una cierta participacióndel basamento (Giambiagi et al. 2003). Ensu sector oriental, las estructuras afecta-ron a los depósitos sinorogénicos de lacuenca de Tunuyán formados como con-secuencia de la inversión de la cuenca deAbanico. La deformación en esta fajaplegada y corrida acomodó a más de 80%del acortamiento cenozoico entre 32º30'y 34ºS (Farías et al. 2008).La faja plegada y corrida de Aconcaguacontinuó su desarrollo en secuencia (conintermitentes fallamientos fuera de se-cuencia) hasta ~8,5 Ma, momento en quese alzó la Cordillera Frontal en el frentede la faja (Ramos et al. 1996, Giambiagi etal. 2003). El alzamiento de esta unidadmorfoestructural se produjo en una zonatal que interrumpió la continuidad este-oeste de los extensos depósitos de ante-país de Tunuyán, que hoy en día se cono-cen, tanto a su lado occidental comooriental. El alzamiento de la CordilleraFrontal se explica por la existencia de unsegundo despegue más profundo que elque dio origen a la faja plegada y corrida,probablemente ubicado en la zona detransición frágil-dúctil de la corteza (Giam-biagi et al. 2003, Farías et al. 2008). Con el alzamiento de la Cordillera Fron-tal los aportes sedimentarios en el com-partimiento occidental de la cuenca deantepaís, que hasta entonces proveníandel oeste, comienzan a provenir del este.Esta inversión de los aportes sedimenta-rios sugiere, al igual que en el norte deChile, que con el desarrollo del segundonivel de despegue en la corteza media y elalzamiento de la Cordillera Frontal seprodujo un basculamiento hacia el oestedel orógeno. Al respecto, Giambiagi et al.(2003) señalan que la superficie del basa-mento por debajo del despegue de la fajaplegada y corrida está suavemente incli-nada hacia el oeste.

MIOCENO TARDÍO -PLIOCENO TARDÍO(~9 a ~4 Ma)

Es en este período se inició la configura-ción del relieve actual de la cordillera conla incisión causada por los ríos prove-nientes de la cordillera. El magmatismocomenzó a concentrarse en la actual po-sición del arco y la deformación se ex-pandió hacia el este y localmente volvió amanifestarse en el flanco occidental de laCordillera Principal. A pesar de esto últi-mo y concomitantemente con el reiniciode la deformación en el flanco occidentalde la cordillera en la región central deChile, hubo esporádicas manifestacionesmagmáticas locales en regiones más occi-dentales que dieron origen a algunos delos yacimientos de pórfidos cupríferos declase mundial.

El antearcoEn este período, la incisión inició su mi-gración hacia el este. No existen análisisal respecto en el norte de Chile, donde laedad máxima para su inicio está bien de-terminada con las dataciones efectuadasen los depósitos volcánicos que recubrena los pedimentos de Tarapacá y Atacama.A pesar del extraordinario relieve queconforma la cadena andina, es muy pocolo que se conoce respecto de los proce-sos que, en asociación con la evolucióntectónica más reciente y el clima, le fue-ron dando forma. En la región central deChile (33º a 35ºS) se tienen mayores an-tecedentes (Farías et al. 2008): Como res-puesta al alzamiento del orógeno y el bas-culamiento asociado, la incisión se habríainiciado, según estos autores, entre 10,5 y4,6 Ma (edad central: 7,6 Ma) en el bor-de costero de ese momento, en el margenoccidental de la Cordillera de la Costa, yhabría progresado lentamente hacia eleste para llegar a la Cordillera Principal 2a 6 millones de años después. En el avan-ce hacia el este de la incisión, los quiebresde pendiente o convexidades en los per-files longitudinales de los ríos (knick-points) habrían tenido que cortar la durafranja de intrusivos paleozoicos y meso-


zoicos de la Cordillera de la Costa. En al-gún sector, donde estos cuerpos se en-cuentran a mayor profundidad, la inci-sión habría logrando cruzar esta franjamás rápidamente que en otros sectores,capturando los cauces provenientes de lacordillera. Esto habría generado una in-tensa erosión al este de la franja de intru-sivos del arco Cretácico Tardío y Paleo-ceno-Eoceno Medio (arco pre-incaico),que forman el borde oriental de la Cor-dillera de la Costa, constituyendo la De-presión Central (Fig. 4). Los quiebres dependiente o convexidades en los perfileslongitudinales de los ríos prosiguieron suavance hacia el este donde tuvieron quecortar una nueva franja de intrusivos (10-12 Ma; como el intrusivo de San Gabriel)y nuevamente se produjo, hacia el este deesta franja, la captura de los cauces pro-venientes de la regiones más elevadas dela cadena, generando lo que Borde (1966)denominó "cerrojos".

El arcoEl arco en este período se desarrolló so-lamente al norte y sur del segmento desubducción plana, es decir, al norte de27ºS y al sur de 33ºS. La región al nortede 27ºS, corresponde a la Zona VolcánicaCentral de los Andes, que se extiendehasta 14ºS, mientras que la región al surde 33ºS corresponde a la Zona VolcánicaSur, que se extiende hasta 46ºS (Stern etal. 2007).En el norte de Chile, entre 17º30' y 27ºS,se continuó el desarrollo de volcanismoexplosivo félsico, dando origen a nuevascubiertas ignimbríticas; sin embargo, seincrementó relativamente el desarrollo degrandes estratovolcanes andesítico-basál-ticos y dacíticos. Estos volcanes se en-cuentran en la Cordillera Occidental, esdecir, en la ubicación del arco actual.Debido a las condiciones hiperáridas quedominan la región norte del país, estosvolcanes se presentan en general muybien conservados.En la región al sur del segmento de sub-ducción plana, entre 33º y 35ºS, existenmuy pocos restos volcánicos pertene-cientes a este período. Al sur de 35ºS, co-

mienzan a desarrollarse extensas acumu-laciones de lavas andesíticas con una lige-ra inclinación al oeste, que fueron data-das en 4,2 ± 0,3 Ma (K-Ar, roca total) yque recubren en marcada discordanciaangular rocas de la Formación Abanico(Charrier et al. 2002). La actividad plutó-nica, en cambio, continuó en el sector oc-cidental de la faja corrida y plegada, en laparte oriental de la Cordillera Principalchilena y en la occidental de Argentina,concentrándose en el sector inmediata-mente al este del sistema de falla ElDiablo - El Fierro. En este momento seemplazaron varios cuerpos cuyas edades(plateau 40Ar-39Ar) están comprendidas eneste período. Estos cuerpos son, de nor-te a sur: Jeria (6,6 ± 0,1 Ma, en biotita),Cruz de Piedra (5,5 ± 0,2 Ma, en biotita),Estero Crucero (8,8 ± 0,1 Ma, en bioti-ta), Nacimiento Río Cortaderal (8,4 ± 0,3Ma, en hornblenda y 7,7 ± 0,1 Ma, enbiotita) (Kurtz et al. 1997), GranodioritaCascada (8,4 ± 0,2 Ma, U-Pb en circón) ydiorita (8,2 ± 0,5 Ma, U-Pb en circón) enRío Blanco (Deckart et al. 2005) (veaseFig. 7). El progresivo engrosamiento cortical li-gado a la deformación compresiva entrelos 10 y los 8 Ma coincide con la forma-ción de numerosos pórfidos de Cu-Mo yalgunos de Cu-Au, tanto en la CordilleraPrincipal en Chile como dentro de la fajacorrida y plegada en Argentina. En gene-ral, los depósitos porfídicos de este perí-odo presentan leyes relativamente bajas(<0,7% Cu) y actualmente ninguno estáen explotación. Los ejemplos conocidosson: El Pachón (Bertens et al. 2003, 2006),Amos-Andrés (Collipal 1998), Pimentón(Pardo 2006), West Wall (Ortúzar 2006),Agua Amarga (Cuadra 1986), Rosario deRengo (Muñoz 2008), Infiernillo (Piquer2004), Los Bagres (Sillitoe y Perelló2005), Piuquenes (Méndez y Zappettini1984), Río de las Vacas (Sillitoe 1977,1988; Méndez y Zappettini 1984, Ramos1996), Cerro Bayo del Cobre (Ramos1996) y Diente Verde (Urbina y Sruoga2008) (3 en Fig. 3).La actividad plutónica retornó hacia eloeste a la Cordillera Principal de Chile a

partir de los ~7 Ma, junto con la inte-rrupción del volcanismo de la FormaciónFarellones (Kay et al. 2005); y entre los6,4 a 4,3 Ma la actividad magmática estu-vo ligada a la intrusión de stocks epizo-nales en zonas de intersección de fallas alas que se asoció la generación de los de-pósitos de pórfido Cu-Mo mayores a ni-vel mundial de El Teniente y Río Blanco-Los Bronces (Maksaev et al. 2004, Dec-kart et al. 2005, Deckart y Godoy 2006) (4en Fig. 3). Los magmas asociados a estosdepósitos cupríferos, al igual que los quedieron origen al yacimiento Los Pelam-bres en el intervalo comprendido entre~12 y 10 Ma (Reich et al. 2003), tienenafinidad adakítica (patrones de tierras ra-ras con fuerte pendiente y tierras raraspesadas muy disminuidas, altos conteni-dos de Sr y Na), carácter que puede serun indicador de génesis magmática bajocorteza engrosada (Stern y Skewes 1995,2005, Kay et al. 2005). Cabe mencionar,que la signatura adakítica de las rocas íg-neas no se restringe exclusivamente a lospórfidos cupríferos, ya que es común enel volcanismo y plutonismo del MiocenoTardío en los Andes Centrales y proba-blemente es producto de procesos corti-cales tipo MASH, con fraccionamientode anfíbola y granate (e.g., Kay et al. 1999,2005, Richards 2002). Los enormes pór-fidos de Cu-Mo del Mioceno Tardío-Plioceno Temprano en conjunto superan200 Mt de cobre contenido (producciónmas reservas; Camus 2003) constituyen-do la segunda mayor concentración cu-prífera de los Andes chilenos, aunque ca-be mencionar que la exploración recientede las partes profundas de Río Blanco -Los Bronces y El Teniente elevarían la ci-fra anterior a más de 300 Mt de cobre.Estos enormes depósitos representan laculminación del proceso metalogénicoiniciado en el Mioceno Medio y fueron laúltima actividad ígnea antes del desplaza-miento del frente magmático 50 km haciael este; donde a partir del Plioceno Tar-dío se formó la Zona Volcánica Sur delos Andes; activa hasta la actualidad al surde la latitud de 33°S.El retorno de la actividad tectónica hacia

la región del Sistema de Falla El Diablo -El Fierro, cercano a la región del límiteinternacional, que se manifestó con mo-vimientos inversos a lo largo de las fallas(fallas fuera de secuencia en la faja plega-da y corrida de Aconcagua y retro-corri-mientos en la parte oriental de la Forma-ción Abanico) y la abundante actividadplutónica al este del sistema de falla men-cionado debieron generar un nuevo epi-sodio de alzamiento que se agregó al cau-sado al bascularse el orógeno hacia eloeste. Estudio termocronológicos defi-nieron para la región comprendida entre33º y 38ºS un episodio de enfriamientoacelerado de los plutones miocenos entre7,5 y 3 Ma (Spikings et al. 2008 y Maksaevet al. 2009). Estudios geotermométricosde inclusiones fluidas indican para el pe-ríodo comprendido entre 11,3 y 4,9 Ma,inmediatamente posterior al alzamientode la Cordillera Frontal, una erosión de1.500 a 2.000 m a tasas de 0,26 mm/añoen intrusivos asociados al yacimiento decobre porfídico de Andina-Los Bronces(Skewes y Holmgren 1993), que se inter-preta como el resultado de fuerte alza-miento en ese momento. Tasas de exhu-mación aun más altas de 1,1 y 0,6 mm/año desde fines del Mioceno al PliocenoTemprano fueron obtenidas por McIn-nes et al. (2005) mediante el modelamien-to inverso de tiempo-temperatura de da-taciones U-Pb y (U-Th)/He en circón ydataciones (U-Th)/He en apatito paralos depósitos de Río Blanco y El Tenien-te, respectivamente. Aunque el resultadode este modelamiento termocronométri-co debe tomarse con precaución, éstecoincide en señalar un período de ero-sión acelerada en el período señalado.Es probable que la expansión de la acti-vidad tectónica hacia el oeste haya alcan-zado a los afloramientos de la franja oc-cidental de la Formación Abanico, gene-rando, por ejemplo, los pliegues del Ce-rro San Ramón (Thiele 1980, Fock 2005,Fock et al. 2006) y de la Carretera El Co-bre (Charrier 1981, Charrier et al. 2005b,Jara 2007), y reactivando la falla San Ra-món (Charrier et al. 2005b, Rauld et al.2006), contribuyendo al alzamiento gene-

ralizado del orógeno. Si bien, la deforma-ción fue, en general, considerable, el des-plazamiento inverso a lo largo de esta fa-lla no puede haber excedido los 3.000 men consideración a que: 1) La Falla SanRamón es una falla normal posterior-mente invertida (Charrier et al. 2005b); 2)el espesor observado de Formación Aba-nico apenas sobrepasa los 3.000 m (Thie-le 1980, Charrier 1981, Wall et al. 1999,Sellés y Gana 2001); 3) la discordanciaangular que separa las unidades mesozoi-cas de las cenozoicas, observada en An-gostura de Paine al oeste de la falla (Sellésy Gana 2001), no está presente al este dela misma, indicando que la inversión fuesolamente parcial (ver discusión en Cha-rrier et al. 2005b); y 4) las edades 40Ar-39Aren plagioclasa, U-Pb SHRIMP en circón,y por trazas de fisión en apatito obteni-das en el cerro San Ramón son práctica-mente idénticas entre sí, lo cual indicaque las trazas de fisión no habrían sidoreseteadas y que, por lo tanto, no habríaexistido un enterramiento suficiente paraello (Fock 2005, Fock et al. 2006). El des-plazamiento de las fallas que originaronlos pliegues de gran amplitud observadosa lo largo de la Carretera El Cobre debióalcanzar a ~1.000 m para formar el anti-clinal occidental y a ~700 para el pliegueque le sigue al este (Contreras 2003).

El retroarcoLos estudios realizados en la faja plegaday corrida de Aconcagua permitieron re-conocer que, una vez formada la Cordi-llera Frontal, se comenzaron a producirfallas fuera de secuencia en el sector másoccidental de la faja en las inmediacionesdel sistema de fallas El Diablo - El Fie-rro, que implicaron, incluso, la reactiva-ción de este sistema (Giambiagi et al.2003). Es probable que en este momentose activara también la falla Chacayes-Yesillo, una rama del sistema El Diablo -El Fierro ubicada inmediatamente al oes-te de la anterior (Bustamante 2001) y sedesarrollaran, algo más al oeste, retro-co-rrimientos que generaron los plieguespor propagación de falla que afectan a losafloramientos más orientales de la For-

mación Abanico. Esta actividad tectónicacentrada a ambos lados del sistema de fa-lla El Diablo - El Fierro se interpretacomo una consecuencia del desarrollo delos dos sistemas de despegue con vergen-cia al este. Estos sistemas de despeguehabrían dado origen a la faja plegada ycorrida y a la Cordillera Frontal, respecti-vamente, y habrían provocado el bascula-miento hacia el oeste del orógeno y el re-troceso de la deformación hacia el oeste,en territorio chileno.

POST 4 Ma Y SITUACIÓNACTUAL

En este período la actividad tectónicacompresiva debió continuar, permitiendomayor alzamiento de la cordillera y unafuerte exhumación. En relación con ésto,existen antecedentes de compresión E-Oen el Plioceno (4,5 y 2,8 Ma) (Lavenu yCembrano 1999). Así mismo, estudios deinclusiones fluidas señalan que en los úl-timos 4,9 Ma ocurrió una segunda etapade erosión a tasas estimadas de 0,15 mm/año en el sector del yacimiento RíoBlanco - Los Bronces (Skewes y Holm-gren 1993).En este momento se emplazó el arco ac-tual. Indicativo de esto son edades de in-trusivos obtenidas recientemente en elsector fronterizo de 3,4 ± 0,5 Ma (y 3,5 ±0,9 Ma para riolitas asociadas) en la ver-tiente argentina (Ramos et al. 1997) y de 3a 1 Ma (Muñoz M., en preparación).En la región central de Chile, estudios re-cientes, basados en marcadores de inci-sión, termocronología de trazas de fisión,y análisis de superficies relictas de ero-sión y de cuencas de drenaje (Farías et al.2008), permiten deducir que el alzamien-to de superficie fue >1,5 km en la ver-tiente occidental de la cadena y que éstefue relativamente rápido y que se produ-jo en ~2 millones de años. La parte occi-dental de la Cordillera Principal se habríaalzado ~1 km más que la Cordillera de laCosta y la región occidental de la Cordi-llera Principal 1-2 km más.En la actualidad la actividad sísmica su-perficial se encuentra principalmente


asociada con fallas corticales, como el sis-tema de falla El Diablo-El Fierro, y el ré-gimen de stress es transcurrente dextral(Farías 2007). La sismicidad (razonesVp/Vs y localización de hipocentros) yestudios de magneto-telúrica (AMT) su-gieren que estas estructuras se continúanen profundidad en la corteza superiorhasta profundidades de, por lo menos, 20km (Yáñez et al. 2007, Farías et al. en re-visión).

CONCLUSIONES

1) La Cordillera Incaica, formada en elEoceno Medio, constituyó un extenso re-lieve esencialmente paralelo al margencontinental de la parte sur de los AndesCentrales (sensu Aubouin et al. 1993,Gansser 1993). Este elemento paleogeo-gráfico corresponde a uno de los rasgostopográficos más importantes formadosen la evolución cenozoica de los Andesen Chile. Separó dos dominios que tuvie-ron, durante el resto del Cenozoico, evo-luciones diferentes, A pesar de ello, enambos dominios se reconoce un clarocontrol de la actividad tectónica del mar-gen continental, lo cual permite determi-nar los pulsos de esta actividad y estable-cer correlaciones temporales a través deeste sector andino.2) El dominio occidental, en el antearco,se caracterizó por una larga historia deerosión y sedimentación. El dominiooriental se caracterizó, en cambio, porpresentar hasta ~12 Ma, dos dominioscon regímenes tectónicos diferentes, unoal norte y el otro al sur de ~27ºS: Al nor-te, el arco magmático no presentó unamigración hacia el este y en su lado orien-tal se desarrolló una cuenca de antepaísde retroarco con escasa participación derocas volcánicas y, al sur de esta latitud, elarco sufrió un marcada migración haciael este, formándose en la región centralde Chile una cuenca de intra-arco (Cuen-ca de Abanico), al este de la cual se des-arrolló a partir de ~18 Ma, a 29º30'S, y a~15 Ma, a 34ºS, una cuenca de antepaísen la cual se acumularon abundantes de-pósitos clásticos resultantes de la erosión

de los sucesivos elementos paleogeográ-ficos que se fueron formando.3) En la evolución cenozoica de la regiónconsiderada se reconocen dos eventoscompresivos principales: El primero, laorogenia incaica, que dio origen a laCordillera Incaica, y el segundo, cuyo ini-cio se produjo en el Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano coincidentementecon la orogenia pehuenche (Yrigoyen1993), que se continuó con varios pulsoshasta comienzos del Plioceno. Los doseventos y los pulsos del segundo genera-ron un aumento de los relieves existentesy su consiguiente erosión. Los productosde la erosión formaron gruesas y exten-sas cubiertas de detritos a ambos lados dela cadena.4) En el flanco oriental de la CordilleraIncaica, al sur de 27ºS, los dos eventoscompresivos estuvieron separados porun episodio extensional durante el cual elarco magmático de Abanico (EocenoMedio-Tardío - Oligoceno Tardío-Mio-ceno Temprano) se desarrolló en una an-cha y larga cuenca de intra-arco a lo lar-go de la actual Cordillera Principal chile-na, que constituye un elemento paleoge-ográfico mayor del orógeno andino enesta región.5) En el dominio occidental, el alzamien-to de la Cordillera Incaica se tradujo enuna intensa erosión, que dio origen al pe-dimento de Choja y a la acumulación depotentes depósitos clásticos en la actualDepresión Central. Estos depósitos con-tinuaron durante la etapa comprendidaentre los dos eventos compresivos (en lacual en el dominio oriental se desarrollóla cuenca extensional de intra-arco deAbanico, al sur de 27ºS). En este mo-mento, la erosión prosiguió en los secto-res altos de la Cordillera Incaica y la sedi-mentación, según los sectores, fue gra-dualmente traslapando el pedimento deChoja (Formaciones Azapa y Sichal). Enel Oligoceno Tardío, al norte de 27ºS,coincidentemente con el comienzo delsegundo evento compresivo, se inicióuna intensa actividad volcánica félsica ex-plosiva cuyos depósitos se intercalaronentre los depósitos clásticos (Formacio-

nes Oxaya y Altos de Pica). La actividadtectónica no se detuvo en este período yprodujo el desarrollo en los depósitos deuna serie de flexuras inducidas por fallasciegas en el basamento mesozoico. Unnuevo pulso a fines del Mioceno Tem-prano produjo el rejuvenecimiento de losrelieves originado el depósito de la For-mación El Diablo y, más al sur, a las gra-vas de Atacama. 6) La actividad tectónica con vergencia aleste que se desarrolló en la CordilleraOccidental y en el borde occidental delAltiplano (región de Chucal) al mismotiempo que la descrita en el punto ante-rior, habría estado ubicada en el flancooriental de la Cordillera Incaica. Los de-pósitos clásticos del Eoceno al Miocenoubicados más el este en el Altiplano boli-viano parecen provenir de este relieve ele-vado, en una región donde el arco mag-mático se mantuvo esencialmente estáti-co (sin migración oriental), la cuenca ex-tensional de Abanico no se desarrolló ydonde, en cambio, se desarrolló una cuen-ca de antepaís de retroarco.7) El desarrollo de un arco magmáticoestático al norte de ~27ºS y el desarrollode una amplia cuenca extensional de in-tra-arco (cuenca de Abanico) hacia el surde esa latitud sugiere la existencia de unamarcada segmentación del orógeno apartir del Eoceno Tardío. La franja deMaricunga, entre 26 y 28ºS, representaríala zona de transición. En ella, si bien elvolcanismo se inició recién en el Oligo-ceno Tardío (26 Ma), se manifiesta unaclara transición desde signaturas geoquí-micas de corteza delgada, tal como másal sur en los depósitos de la cuenca deAbanico, hacia signaturas que indican ungradual engrosamiento cortical en el Mio-ceno Temprano y Medio, tal como se ob-serva en la Formación Farellones, en laregión central de Chile.La coincidencia de esta segmentacióncon el límite austral de la Puna sugiere uncontrol estructural y geoquímico de estaunidad morfoestructural, que se remon-taría hasta el Eoceno Tardío y que proba-blemente esté relacionada con la estruc-turación del la corteza continental a lo


largo del margen continental. Posible-mente, este límite se corresponda con elborde norte del terreno alóctono de Chi-lenia.Así mismo, la importante actividad volcá-nica explosiva félsica desarrollada, al nor-te de 27ºS, a partir del Oligoceno Tardío,podría estar controlada por esta segmen-tación y probablemente sus característi-cas geoquímicas respondan a una litósfe-ra continental de naturaleza diferente enesa dirección (presencia del terreno deArequipa-Antofalla, al norte, versus la deChilenia, al sur), o sea, como lo propu-sieron Mpodozis et al. (1995), la presenciade un bloque más radiogénico en isóto-pos de Sr al norte de otro menos radio-génico, al sur. Este límite entre terrenosdel basamento también se refleja en isó-topos de Pb de rocas paleozoicas y másjóvenes en ese sector (Tosdal 1996).8) En el dominio oriental, la evolución a

partir de la orogenia incaica, permite re-conocer los siguientes eventos (Fig. 8),que presentan una buena correlación conlos eventos detectados para el dominiooccidental (vease conclusión 5): - Desarrollo, al sur de ~27ºS, de unacuenca extensional de intra-arco (cuencade Abanico), en el Eoceno Medio-Tardíoy el Oligoceno Tardío-Mioceno Tem-prano.- Inversión tectónica de la cuenca deAbanico, en el Oligoceno Tardío-Mio-ceno Temprano y el Mioceno Temprano,durante la cual la deformación migró ha-cia el este hasta el borde de la anteriorcuenca extensional. - Migración al este de la deformación y elmagmatismo, en el Mioceno Temprano yMioceno Tardío temprano, desarrollo delas fajas plegadas y corridas y el bascula-miento del orógeno hacia el oeste.- Expansión tectónica, en el Mioceno

Tardío tardío y el Plioceno Temprano,que incluye una reactivación fuera de se-cuencia en las fajas plegadas y corridas,retrocorrimientos con vergencia al oeste,deformación en la parte occidental de laCordillera Principal chilena, instalacióndefinitiva del arco en su posición actual ymanifestaciones magmáticas mineraliza-das en el sector occidental de la Cordille-ra Principal.9) La erosión en el flanco occidental de laCordillera Incaica y de los arcos magmá-ticos que le sucedieron, controlada porlos pulsos tectónicos que afectaron la ca-dena durante el Cenozoico, determinó laformación de extensas cubiertas de gra-vas hacia el retroarco, de las que hoy endía se reconocen sólo remanentes a lolargo de las estructuras que separan a lasunidades morfoestructurales de la ver-tiente oriental de la Cordillera de losAndes.

R . CHARRIER, M. FARÍAS Y V. MAKSAEV26

Figura 8: Correlación entre los eventos tectónicos y depósitos cenozoicos en ambas vertientes de la Cordillera Principal en Chile y Argentina cen-trales. Los eventos marcados con E corresponden a los detectados por Giambiagi et al. (2003) para el Neógeno en la vertiente Argentina. Se observaque: La inversión tectónica (W1) se refleja en los depósitos de la cuenca de antepaís en Argentina con un ligero retardo (E1), la migración hacia eleste de la deformación (W2) tuvo lugar poco antes del inicio de la faja plegada y corrida (E2), la expansión o disrupción tectónica (W3) se produjo acontinuación del alzamiento de la Cordillera Frontal (E3) y fue contemporánea con el fallamiento fuera de secuencia (E4). En la actualidad hay acti-vidad tectónica en ambas vertientes del orógeno.

10) En todo el antearco andino se des-arrolló en el Mioceno Tardío una pedi-mentación generalizada. Este procesofue interrumpido por el inicio de la inci-sión provocado por el alzamiento y bas-culamiento generado por el cabalgamien-to de la cadena hacia el retroarco. 11) De acuerdo con la edad de estos pe-dimentos y su ubicación actual a alturasque llegan a los 3.000 m s.n.m., se puedeconcluir que el alzamiento principal andi-no tuvo lugar en el Mioceno Tardío, sindescartar movimientos posteriores, aun-que a partir de ~4 Ma el desplazamientode las grandes fallas paralelas al margencontinental es predominantemente trans-currente dextral.12) Los episodios de mineralización hi-drotermal mayor de tipo pórfido de Cu-Mo en Los Andes Centrales se formaronen etapas tardías de la evolución de losarcos magmáticos cenozoicos, normal-mente después de eventos importantesde engrosamiento de la corteza por efec-to de deformación compresiva (e.g., Kayet al. 1999, Haschke et al. 2002, Richards2003, Richards y Kerrich 2007). Efectiva-mente, las intrusiones ligadas a los siste-mas porfídicos mayores presentan unasignatura adakítica, consistente con mag-mas generados bajo corteza engrosada.Estas intrusiones, cuyo emplazamientofue frecuentemente controlado por fallasmayores, representaron el término de laactividad ígnea ligada a sus respectivosarcos magmáticos.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo es una contribuciónal Proyecto CONICYT Anillo ACT-18"Control Tec-tono-magmático de Depó-sitos Minerales Gigantes en el sistema desubducción de los Andes Chilenos entre32°-36°S: Una aproximación multidisci-plinaria" (TECMA-GOD-MULTI). Seagradece a Andrés Folguera la invitacióna presentar estas ideas en la sesión deTectónica Andina en el Congreso Geoló-gico Argentino en Jujuy, 2008, a NicolásBlanco por proporcionar información in-édita y, en especial, a los revisores del ma-

nuscrito, los colegas Víctor A. Ramos yThierry Sempere, por sus muy valiososcomentarios y sugerencias.

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Recibido: 3 de marzo, 2009 Aceptado: 8 de septiembre, 2009


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