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Revista de la Asociación Geológica Argentina

versión On-line ISSN 1851-8249

Rev. Asoc. Geol. Argent. v.65 n.1 Buenos Aires oct. 2009

 

ARTÍCULOS

Evolución tectónica, paleogeográfica y metalogénica durante el Cenozoico en los Andes de Chile norte y central e implicaciones para 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 rcharrie@cec.uchile.cl, mfarias@dgf.uchile.cl y vmaksaev@ing.uchile.cl

RESUMEN

La orogenia incaica dio origen a un importante relieve en el Eoceno Medio, el que se concentró en el ámbito del arco magmático precedente, la Cordillera Incaica. Este relieve positivo de orientación NNE se extendió desde el sur de Perú hasta la región central de Chile y separó dos dominios paleogeográficos que tuvieron evoluciones diferentes durante el resto del Cenozoico. El dominio occidental se caracterizó por el predominio de procesos de erosión y sedimentación. En el dominio oriental también existieron importantes episodios de erosión que originaron depósitos que se encuentran en la vertiente oriental de la cadena en la actualidad y presentan una cronología comparable con la de los depósitos del dominio occidental. Sin embargo, la evolución se caracterizó por presentar, a partir del Eoceno Tardío, diferencias al norte y sur de los ~27°S. Al norte de esa latitud, en el ámbito del Altiplano-Puna, el arco magmático se mantuvo aproximadamente en la misma posición, coincidente con la del arco actual, y estuvo bordeado por una cuenca de antepaís de retroarco; mientras que, al sur de ~27°S, se desarrollaron sucesivos arcos magmáticos con una marcada migración hacia el este. El arco magmático del Eoceno Tardío al Oligoceno Tardío - Mioceno Temprano se caracterizó por el desarrollo de una amplia cuenca extensional de intra-arco, la cuenca 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 orógeno que rejuveneció el núcleo de la Cordillera Incaica e invirtió la cuenca de Abanico permitiendo la generación de abundantes depósitos sintectónicos a ambos lados de los nuevos relieves. El inicio de este evento coincide con la orogenia pehuenche, los pulsos compresivos se mantuvieron hasta el Plioceno Temprano. En el Mioceno Temprano a Medio, la deformación se extendió hacia el este con el desarrollo en secuencia de fajas plegadas y corridas y cuencas de antepaís de retroarco presentes principalmente 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 origen a 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 desarrollo de corrimientos profundos bajo la cordillera que emergieron en el frente andino, habrían provocado el basculamiento hacia el oeste del orógeno, el alzamiento de la cadena y el inicio de la profunda incisión fluvial que la afecta. En el Mioceno Tardío al Plioceno Temprano se produjo una perturbación en la evolución tectónica que produjo la migración de la deformación hacia el oeste, que coincide en el tiempo con la generación de mineralización porfídica de Cu-Mo en sectores donde anteriormente 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 fallas mayores paralelas al orógeno indica un régimen tectónico transcurrente dextral. La mineralización económica de tipo pórfido de Cu-Mo se originó en etapas tardías de los arcos magmáticos, a continuación de episodios de engrosamiento cortical y la ubicación 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 Middle Eocene, along most of the area of the preceding magmatic arc, the Incaic Cordillera. This NNE-trending elevated terrain extended from southern Peru to central Chile and formed the boundary between two paleogeographical domains with dissimilar geological evolutions during the rest of the Cenozoic. The western domain was characterized by erosion and sedimentation 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 fixed 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 succession of volcanic and volcaniclastic rocks, with minor sedimentary intercalations, up to 3,000 m thick were deposited within this basin. At about the boundary between the Oligocene and the Miocene a compressive tectonism affected the whole orogen rejuvenating the core of the Incaic Cordillera and resulted in the tectonic inversion of the Abanico Basin; leading to the syntectonic sedimentation on both sides of the new elevated terrain. The beginning of this tectonism is coincident with the Pehuenche orogeny, but the compression extended until the Early Pliocene. During the Early to Middle Miocene the deformation extended to the east with the development of foreland fold and thrust belts and basins. Within the western domain in northern Chile, area of the current Central Depression and Precordillera, the accumulation of thick sedimentary deposits from the western slope of the Incaic Cordillera originated the Tarapacá and Atacama pediments; whereas an extensive peneplanation developed in central Chile. In Late Miocene the prolonged development of the east-verging fold and thrust belts and the generation of overthrusts deep under the Cordillera, which emerged in the Andean front, would have caused the westward 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 the deformation that coincides in time with the generation of Cu-Mo porphyry mineralization in the area of the former magmatic arc. The compression continued producing uplift of the Cordillera and peneplain surfaces, and rapid exhumation. The shallow seismicity along major faults parallel to the orogen indicates current dextral transcurrent tectonic regime. The economic Cu-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.

INTRODUCCIÓN

En la evolución de las cadenas de montañas recientes, los aspectos que han despertado mayor interés y generado intenso debate son los mecanismos que conducen a la elevación del macizo montañoso y el momento en que éste adquirió su elevación actual. En relación con los Andes Centrales (sensu Aubouin et al. 1973 y Gansser 1973), se ha producido cierto consenso en torno a la idea de que el alzamiento se habría producido fundamentalmente en los últimos 10 millones de años (Gubbels et al. 1993, Gregory-Wodzicky 2000, Charrier et al. 2005a, Garzione et al. 2006, Hoke et al. 2007, Farías et al. 2008, entre otros). En cuanto a los mecanismos que provocan el alzamiento, si bien se han realizado diversas proposiciones, no existe todavía consenso al respecto. Un aspecto que últimamente ha recibido un interés creciente, pero que aún permanece poco investigado, es la interacción entre la tectónica y el clima en el proceso de alzamiento del orógeno y en la evolución morfológica de la cadena hasta adquirir su configuración actual. Además de estos aspectos, hay otros que concitan alto interés como lo son las relaciones existentes entre los procesos magmáticos y de mineralización con el régimen tectónico y el alzamiento de la cadena.
A continuación se presenta una síntesis de la evolución cenozoica en Chile haciendo especial énfasis en su etapa más reciente, correspondiente a la tercera etapa del ciclo tectónico andino (Eoceno Medio - Presente) (Fig. 1). Con ella intentamos aportar nuevos antecedentes respecto de los aspectos mencionados arriba y destacar las implicaciones que estos tienen para la vertiente oriental de la cadena. En este trabajo se considera información estratigráfica, estructural, geo- y termocronológica, paleogeográfica y morfotectónica disponible en la literatura para ambas vertientes de la Cordillera de los Andes en las partes norte y central de Chile y Argentina y sur de Bolivia. Parte de la información presentada para la vertiente chilena corresponde a resultados obtenidos en los últimos años por el grupo de trabajo al cual los autores pertenecen. En esta síntesis: (1) se presenta una cronología de la evolución tectónica y paleogeográfica de la cadena, que integra los eventos de magmatismo y metalogénesis asociados; (2) se muestra cómo, durante las diferentes etapas de esta evolución, los elementos paleogeográficos que se sucedieron y que tuvieron una extensa distribución a lo largo del orógeno, permiten explicar de manera satisfactoria, tanto el origen y proveniencia, como las posibles vinculaciones y correlaciones entre los depósitos existentes en ambas vertientes de la cordillera; y (3) se presenta, para las etapas más recientes de la evolución andina, la evolución morfológica de la cadena en la región considerada.


Figura 1: El ciclo tectónico andino (Jurásico Temprano tardío - Presente). Subdivisiones en etapas y subetapas, y eventos tectónicos que marcaron su desarrollo. Notar que la evolución durante el Cenozoico comprende la segunda subetapa de la segunda etapa (Paleógeno Temprano) y la tercera etapa (Eoceno Tardío - Presente) del ciclo.

El ciclo tectónico andino, que se desarrolló entre el Jurásico Temprano tardío y el Presente, es el último de la evolución geológica a lo largo del margen continental de Chile y Argentina y se lo puede subdividir en tres etapas: 1) Jurásico Temprano tardío 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 separada de la siguiente por un episodio mayor de deformación compresiva, las orogenias o fases Peruana e Incaica, respectivamente (Fig. 1). Estas tres etapas se caracterizan por: 1) presentar, en general, un régimen tectónico predominantemente extensional o, por lo menos, transtensional; 2) mantener las mismas condiciones paleogeográficas y las mismas características geoquímicas del magmatismo; y 3) presentar una evolución cíclica de los depósitos sedimentarios. A pesar de ello, cada una de estas etapas presenta una interrupción en su evolución, lo cual permite separarlas en sub-etapas. En la primera etapa, la interrupción la marcó una regresión marina generalizada en la cuenca de trasarco en el Jurásico Tardío, a continuación de la cual se inició una nueva etapa de subsidencia tectónica sucedida por subsidencia termal lo que permitió una segunda ingresión marina en el trasarco. En cambio, las interrupciones en las segunda y tercera etapas se debieron a eventos tectónicos compresivos: uno cercano al límite Cretácico-Terciario (orogenia K-T, Cornejo et al. 2003, Charrier et al. 2007) y otro en el Oligoceno Tardío - Mioceno Temprano (orogenia pehuenche, Yrigoyen 1993).
El análisis de la evolución cenozoica que se presenta a continuación se subdividirá, consecuentemente, en tres periodos: 1) Paleoceno a Eoceno Medio (segunda sub-etapa de la segunda etapa del ciclo andino), comprendido entre la orogenia K-T y la orogenia incaica; 2) Eoceno Medio-Tardío a Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano, entre las orogenias incaica y pehuenche; y 3) Mioceno Medio al Presente (Fig. 1).
El análisis reciente de la evolución tectono- estratigráfica del orógeno andino en Chile muestra que en el Cretácico Tardío y parte del Paleógeno (Paleoceno hasta Eoceno Medio) se desarrolló a lo largo del margen continental de América del Sur un arco magmático con una orientación NNE que se extendió desde, por lo menos, el sur del Perú hasta la región central de Chile y Argentina (Charrier et al. 2007). En el Eoceno medio, como consecuencia de la orogenia incaica, se habría formado un importante relieve o cordón montañoso aproximadamente con la misma ubicación y orientación que el arco, que habría separado dos dominios paleogeográficos, uno occidental y otro oriental, que tuvieron a partir de ese momento evoluciones diferentes.
En este artículo se presenta y compara la evolución en ambos dominios y se destaca la marcada diferencia que presenta la evolución del dominio oriental al norte y sur de aproximadamente 27°S, lo cual constituye un rasgo esencial de la evolución andina en la región considerada. Cabe destacar que esta diferencia coincide con el límite sur de la Puna. El dominio occidental se caracterizó por presentar una sucesión de episodios de erosión y sedimentación detrítica, predominantemente gravas, controlados por los distintos pulsos que marcaron la actividad tectónica. Esta evolución está muy bien registrada en el extremo norte de Chile y, si bien los remanentes de estos depósitos disminuyen gradualmente hasta casi desaparecer al sur de 29°S, parece posible extrapolar esta evolución aún más al sur hasta la región central de Chile. Por este motivo, el análisis de la evolución en el dominio occidental se basará principalmente en antecedentes de la región norte del país. En cambio, la evolución posterior al Eoceno Medio en la vertiente oriental del cordón montañoso presentó evoluciones diferentes al norte y sur de ~27°S. Al norte de esa latitud, a continuación de la orogenia incaica, la actividad magmática de arco se mantuvo concentrada en la parte oriental de la Precordillera chilena y en el Altiplano - Puna occidental, sin presentar una marcada migración al este, como se conoce más al sur. En esta región, además, el arco estuvo bordeado por un sistema de cuenca de antepaís de retroarco ubicada en el Altiplano - Puna, En cambio, al sur de ~27°S, en la vertiente oriental del cordón montañoso, se desarrollaron sucesivos arcos magmáticos con una marcada migración al este.

PALEOCENO A EOCENO MEDIO

Evolución posterior a la orogenia K-T y anterior a la orogenia incaica
Este periodo se caracterizó por la presencia de un arco magmático con desarrollo con predominio de condiciones extensionales y/o transtensionales (Mpodozis et al. 1995, Charrier et al. 2007). Este arco tuvo una orientación NNE y se extendió por más de 3.000 km a lo largo del margen continental, alcanzando por el norte hasta, al menos, el sur de Perú. En el norte de Chile, el arco magmático presentaba en este período un ancho de unos 90 a 100 km. Su ubicación se puede deducir por la distribución de las unidades intrusivas y volcánicas de esta edad (y también de edad cretácica superior, que pertenecen a la misma etapa del ciclo andino; Fig. 2). Estos rasgos permiten determinar que, en el norte de Chile, el arco magmático se extendía, entre 21° y 23° S, a lo largo de la parte oriental de la actual Depresión Central, la Precordillera, la sierra de Moreno y el flanco occidental de la Cordillera de Domeyko y entre 23° y 27° S, a lo largo de la Depresión Central. La franja de rocas intrusivas y volcánicas de esta etapa se puede prolongar con aproximadamente la misma orientación a través del segmento de subducción plana (flat-slab) hasta el borde oriental de la Cordillera de la Costa, a 35°15`S. Más al sur, esta franja se interrumpe para reaparecer, entre 37° y 39°S, en ambas vertientes de la Cordillera Principal (Sernageomin 2003, Munizaga et al. 1985, Llambías y Rapela 1989, Franchini et al. 2003, Ramos y Folguera 2005, véase Fig. 5), con las rocas de edad cenozoica aflorando en territorio argentino hasta la latitud de 43°S (véase figura 2 de Jordan et al. 2001). La actividad magmática cenozoica de este arco correspondió al emplazamiento de plutones, domos, pequeños stocks e intrusivos subvolcánicos de composiciones gabroicas a dacíticas y erupción de abundantes depósitos volcánicos de carácter basáltico, andesítico y dacítico-riolítico, frecuentemente relacionados con grandes calderas y extensas zonas de alteración hidrotermal. Los depósitos del arco pre-incaico (Fig. 3) constituyen, de norte a sur, las formaciones: Icanche (Maksaev 1978), Cinchado (Montaño 1976, Marinovic y García 1999) y Venado (Sepúlveda y Naranjo 1982, Iriarte et al. 1996). Los depósitos detríticos asociados corresponden, por ejemplo al miembro inferior de la Formación Calama (Naranjo y Paskoff 1981, Blanco et al. 2003) y la parte superior del Grupo Purilactis, en el borde oriental del Salar de Atacama (Dingman 1963, Hartley et al. 1992, Flint et al. 1993, Charrier y Reutter 1994, Arriagada 1999, Mpodozis et al. 1999, 2005, Muñoz et al. 2002). El miembro inferior de la Formación Calama contiene algunos niveles andesíticos datados en 51,9 ± 1,7 Ma (K-Ar en roca total) y, de acuerdo con la composición y direcciones de aporte, los componentes detríticos provendrían de un relieve volcánico ubicado hacia el oeste y se habrían acumulado posiblemente en una cuenca transtensional (pull-apart) desarrollada a lo largo del mismo arco magmático y del sistema de falla Argomedo - Falla Oeste (Blanco et al. 2003). El Grupo Purilactis también se depositó al este del arco magmático y sus clastos tienen el mismo origen que aquellos que se encuentran en otras cuencas de la misma edad. Sin embargo, la cuenca en la cual se depositó estuvo, muy probablemente, relacionada con el rift de Salta, cuyo mayor desarrollo se encuentra en la Cordillera Oriental en el noroeste argentino (Marquillas y Salfity 1988, Uliana y Biddle 1988, Macellari et al. 1991, Flint et al. 1993, Mpodozis et al. 1999, Salfity y Marquillas 1994, 1999, Muñoz et al. 2002, Charrier et al. 2007). Más al sur (30°S), afloramientos estratificados a lo largo del arco son más dispersos y consisten en sucesiones volcánicas y volcaniclásticas asociadas a complejos volcánicos y calderas (Emparán y Pineda 1999, Pineda y Emparán 2006).


Figura 2: Distribución tentativa de la Cordillera Incaica y cuenca de Abanico. La orogenia incaica en el Eoceno Medio alzó el arco del Cretácico Tardío - Paleógeno Temprano (segunda etapa del ciclo andino; véase Fig. 1) dando origen a la Cordillera Incaica. Los afloramientos que permiten reconstruir la distribución de la Cordillera Incaica corresponden a los del arco magmático del Cretácico Tardío - Paleógeno Temprano: Rocas intrusivas, en gris, y rocas volcánicas, sin relleno. La cuenca extensional de Abanico (gris claro) se desarrolló al este de esa cordillera, entre aproximadamente 26° y 38°S (adaptado de Charrier et al. 2007).

Figura 3: Cuadro de correlación entre los depósitos de: (1) el dominio ubicado al oeste de la Cordillera Incaica (dominio occidental); (2) la actividad volcánica 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 que se 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 el text. Dominio occidental: a) Eventos tectónicos en el sistema de fallas con vergencia al oeste (SFVO) en la Precordillera de la región de Arica (18°30'S); b) Sucesión estratigráfica en la Depresión Central de la región de Arica (18°30'S); c) Sucesión estratigráfica en la Depresión Central y Precordillera a 19°S; d) Sucesión estratigráfica en la Precordillera a 19°30°S; e) Sucesión estratigráfica en la Precordillera a 21°30'-22°S; f) Depósitos a 25°S; g) Depósitos entre 26° y 27°S. 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, en Chile 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 de Cu-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 y Zentilli (1999), 9) Inicio de la depositación de Formación El Diablo, 10) Orogenia pehuenche, 11) Inicio de la migración de la deformación al este de la cuenca de Abanico, SFVE y SFVO, Sistemas de fallas de vergencia oriental y occidental, respectivamente, en la región de Arica.

A lo largo del arco volcano-plutónico, durante el Paleoceno a Eoceno Temprano, se formaron pórfidos de Cu-Mo (~59 a 52 Ma; Camus 2003, Sillitoe y Perelló 2005). Este conjunto de depósitos minerales constituye la tercera concentración mayor de cobre en los Andes Centrales. Ellos se distribuyen a lo largo de una franja de unos 1.500 km de largo y de 30 a 50 km de ancho, desde el sur del Perú hasta Chile central (17° a 29°30'S). Los pórfidos de Cu-Mo de este período constituyen la mayor fuente de producción de cobre de Perú (minas Cuajone, Cerro Verde-Santa Rosa y Toquepala). Éstas, junto con el prospecto Quellaveco, concentran los mayores recursos cupríferos de esta franja de pórfidos (estimados en 39 Mt Cu; Camus 2003). En Chile esta franja se extiende aproximadamente a lo largo de la Depresión Central y, aunque se explotan los depósitos Cerro Colorado, Spence y Lomas Bayas y varios prospectos han sido perforados, tales como Mocha, Sierra Gorda, Relincho y Las Pascualas, la franja concentra menor cantidad de cobre (12,7 Mt Cu; Camus 2003) e históricamente ha tenido menor relevancia económica. Los depósitos porfídicos del sur del Perú tienen relación espacial con fallas de carácter regional paralelas al orógeno (de rumbo NW) con una compleja y larga historia de deformación (fallas Incapuquio y Micalaco; e.g., Zweng y Clark 1995). En contraste, en Chile no es aparente una relación de los pórfidos cupríferos de esta edad con estructuras mayores de carácter regional, pero ellos se presentan en zonas cubiertas por rocas y gravas más jóvenes, las que no permiten visualizar un control estructural regional.
El arco Paleoceno a Eoceno Medio representaba en este momento el relieve principal del orógeno y, como tal, debe haber determinado la divisoria de aguas (Fig. 4a). Si bien la erosión de este relieve debe haber generado depósitos detríticos sobre ambos flancos, en el flanco occidental no se conocen depósitos de esta edad en territorio chileno. Estos fueron, probablemente, transportados por los ríos hasta la plataforma continental.


Figura 4: Perfiles esquemáticos a través del orógeno mostrando la evolución tectónica y paleogeográfica durante el Cenozoico mostrando las diferencias desarrolladas al norte y sur de 27°S, principalmente en el retroarco. Los perfiles corresponden a las siguientes etapas: a) Paleoceno - Eoceno Medio, desarrollo de un arco magmático; 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 incipiente de una cuenca de antepaís de retroarco, al norte de 27°S, y c2. Desarrollo de la cuenca extensional de Abanico, que alojó al nuevo arco migrado al este del anterior, al sur de 27°S; d) Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano: d1, Actividad en los sistemas de fallas inversas con vergencias opuestas en el dominio del arco, desarrollo de la cuenca de antepaís de retroarco y, más al este, desarrollo incipiente de la futura Cordillera Oriental, al norte de 27°S, y d2, Inversión tectónica de la cuenca de Abanico (Orogenia Pehuenche), al sur de 27°S; e) Mioceno Temprano-medio - Mioceno Tardío (~15 a 8-9 Ma): e1, Formación de pedimentos y su incisión 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 corrimiento andino, al norte de 27°S, y e2, Migración de la deformación y del magmatismo hacia el este, formación de la Cordillera Frontal, basculamiento del orógeno hacia el oeste, peneplanización del antearco e inicio de la incisión fluvial, al sur de 27°S; f) Mioceno Tardío - Plioceno Temprano: f1, Actividad volcánica intermedia en el arco y migración hacia el este del eje de la cuenca en el Altiplano y desarrollo del corrimiento andino, al norte de 27°S, y f2, Expansión tectónica (reinicio de 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) y progresión oriental de las convexidades en los perfiles longitudinales de los ríos (knick-points); g) Plioceno Tardío - Reciente, situación actual, al norte (g1) y al sur de 27°S (g2), A, Altiplano, CC, Cordillera de la Costa, CF, Cordillera Frontal, CO, Cordillera Oriental, CP, Cordillera Principal, CV, Cordillera Occidental o Volcánica, 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 la vertiente oriental de la cordillera, en el Altiplano boliviano, este periodo se caracterizó por una reducida sedimentación con abundantes intercalaciones de paleosuelos (Horton et al. 2001, McQuarrie et al. Tardío 2005) y aportes sedimentarios provenientes desde el este (Horton et al. 2001) y noreste (Rochat 2002) que dieron origen a la parte superior de la Formación Santa Lucía o Formación Cayara, según Marocco et al. (1987), Sempere et al. (1997) y Rochat (2002), cuya base fue datada por métodos magnetoestratigráficos en ~58 Ma (Paleoceno Tardío) (Sempere et al. 1997). Estas características permiten deducir para este momento una muy escasa subsidencia en esta región (Horton et al. 2001, McQuarrie et al. 2005), que se puede relacionar con (1) subsidencia termal en la etapa final del rift de Salta (Marquillas y Salfity 1988, Cristallini et al. 1997, Salfity y Marquillas 1999, Marquillas et al. 2005, Mc Quarrie et al. 2005); (2) sedimentación distal en una cuenca de antepaís de retroarco; y (3) sedimentación detrás de un dorso periférico (McQuarrie et al. 2005). Considerando que en esta región el arco magmático se ubicaba en este período en la Precordillera chilena, una combinación de las dos primeras posibilidades parece ser la situación más probable.
Una situación similar se produce algo más al sur, al este de la Puna, en territorio argentino, con los depósitos del Subgrupo Santa Bárbara del Grupo Salta, que corresponden al relleno final del rift de Salta (Marquillas y Salfity 1988, Del Papa y Salfity 1999, Salfity y Marquillas 1999, Marquillas et al. 2005). Asímismo, los componentes plutónicos y volcánicos de la Formación Lumbrera (Subgrupo Santa Bárbara del Grupo Salta), que según Galli y Hernández (1999) tendrían una proveniencia occidental, podrían corresponder a la Cordillera Incaica.
Más al sur, en la región central de Argentina, en el sector del Valle del Cura (29°- 30°S), se depositaron durante este periodo los conglomerados rojos que alternan con los basaltos alcalinos de Río Frío los cuales podrían corresponder a los sedimentos resultantes de la erosión del flanco oriental del arco magmático contemporáneo. Los basaltos mencionados arrojaron una edad K-Ar (roca total) de 55,9 ± 1,9 Ma (Litvak y Page 2002).

EOCENO MEDIO

Orogenia incaica y formación de la Cordillera Incaica
Con la orogenia incaica se produjo la inversión tectónica de las estructuras extensionales desarrolladas en el arco precedente y, probablemente también, la reactivación de estructuras más antiguas relacionadas con las cuencas triásicas y de trasarco jurásica y cretácica inferior, y un considerable engrosamiento cortical. Esta inversión dio origen a la Cordillera Incaica, que tuvo una orientación y distribución similar a la que había tenido el arco precedente. Esta cordillera, constituida por un núcleo de rocas paleozoicas que cabalgaron hacia el oeste y este a rocas del Mesozoico y Paleógeno Temprano, habría formado la divisoria de aguas en ese momento, en una ubicación cercana a la que tuvo durante el período anterior (Paleoceno a Eoceno Medio) (Fig. 4b). Algunos intentos para datar la orogenia incaica arrojaron edades que no son concordantes entre sí, Hammerschmidt et al. (1992) lo intentaron mediante la datación 40Ar-39Ar en biotita de dos tobas separadas por la discordancia incaica, obteniendo edades muy cercanas entre sí de 38,50 ± 0,90 Ma y 38,45 ± 0,60 Ma, respectivamente, que dan muy poco tiempo para la etapa erosiva posterior a la deformación (Fig. 3). Tomlinson y Blanco (1997a), por otra parte, acotaron su edad en la sierra del Medio mediante dos dataciones K-Ar en biotita: una de 45,4 ± 1,2 Ma en rocas volcánicas cortadas por una falla inversa y otra de 42,9 ± 1,2 Ma en una granodiorita que corta la misma falla, lo cual determina una edad promedio de ~44 Ma. De acuerdo con estos datos, la orogenia incaica se habría producido en el Eoceno Medio, probablemente, temprano. Según Maksaev y Zentilli (1999), la discordancia incaica es progresiva, es decir transgresiva en el tiempo, y la exhumación de la Cordillera Incaica habría tenido lugar entre, aproximadamente, 50 y 30 Ma (Fig. 3). Este rango muestra que (1) este tipo de eventos tectónicos tiene sobre el orógeno un efecto considerablemente más prolongado que la edad de la discordancia y deformación asociada observada en superficie, y (2) la exhumación precedió y sucedió al emplazamiento de los ricos yacimientos de tipo pórfido cuprífero formados a lo largo de la Precordillera y Cordillera de Domeyko al lado oriental de las fallas emplazadas a lo largo del arco del Paleógeno Temprano (Fig. 4).
En el norte de Chile, entre 21° y 27°S, en la región donde se desarrolló el arco magmático del Paleógeno y posteriormente la Cordillera Incaica, es decir, en la Precordillera o flanco occidental de la sierra de Moreno y la Cordillera de Domeyko, el patrón estructural está determinado por una serie de bloques separados entre sí por un sistema de fallas de orientación NNE que constituye el sistema de fallas de Domeyko (Maksaev y Zentilli 1988, Boric et al. 1990) y su prolongación hacia el sur en la falla Sierra Castillo y falla Agua Amarga (Reutter et al. 1991, 1996, Tomlinson et al. 1994, 1999, Niemeyer 1999, Cornejo et al. 2006). Estas fallas tienen una larga historia de movimientos transcurrentes, tanto sinistrales como dextrales, y desplazamientos inversos (Mpodozis et al. 1993, Tomlinson et al. 1994, Reutter et al. 1991, 1996, Dilles et al. 1997, Tomlinson y Blanco 1997a, b, Reutter 2001, Amilibia y Skarmeta 2003) (Fig. 5). Más al sur, este sistema de fallas no ha sido reconocido tan claramente, probablemente debido al mayor desarrollo de la cobertura mesozoica y cenozoica. Este extenso sistema de fallas representa una zona de debilidad cortical que jugó un papel importante durante las etapas posteriores de la evolución andina.


Figura 5: Mapa estructural esquemático del norte de Chile entre 21° y 27°S con la ubicación de las zonas de falla de Atacama y Domeyko y de los yacimientos de tipo pórfido asociados a esta última. Los yacimientos de pórfidos ubicados en el lado occidental de la Zona de Falla de Domeyko están emplazados en rocas del Cretácico Tardío, mientras que aquellos emplazados a su lado oriental se desarrollaron principalmente en rocas en del Paleozoico. Adaptado de Cornejo et al. (1997), Camus (2003) y Cornejo (2005).

El alzamiento de la Cordillera Incaica determinó un intenso proceso de erosión, lo que se tradujo en la generación de depósitos sedimentarios clásticos sin a post-tectónicos que se acumularon al pié de ambos flancos del cordón montañoso. Depósitos sintectónicos asociados a la orogenia incaica tienen escaso desarrollo en Chile. En gran medida, estos se encuentran cubiertos por depósitos más jóvenes y han sido considerablemente erosionados. Es posible, además, que gran parte de los materiales que resultaron de la erosión del la Cordillera Incaica hayan sido transportados por los ríos directamente hacia la plataforma continental. A esta etapa corresponden los niveles inferiores de la Formación Azapa (Salas et al. 1966), asignada al Oligoceno (García et al. 2004, Dunai et al. 2005), la parte inferior de la Formación Sichal (Maksaev 1978), del Eoceno Medio-Oligoceno Tardío, según Blanco y Tomlinson (2006) (Fig. 3). Más al este, posiblemente en el flanco oriental de la Cordillera Incaica, se depositó el miembro superior de la Formación Calama (Blanco et al. 2003).
En el Altiplano boliviano, la orogenia incaica provocó un cambio en el régimen sedimentario de la Formación Potoco. Ahora, los depósitos de la parte inferior de la Formación Potoco, caracterizados por abundantes intercalaciones de paleosuelos, son sucedidos por una potente serie de areniscas con intercalaciones fangolíticas que constituye la mayor parte de esta unidad. Los depósitos presentan, ahora, una marcada transición de oeste a este, de facies proximales a distales y contienen indicadores de paleocorrientes que indican una proveniencia desde el oeste 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 causante del desarrollo de la cuenca de antepaís de retroarco que, según Galli y Hernández (1999) se habría iniciado ya en el Eoceno Medio, y de la faja plegada y corrida referida por estos autores y Ramos (1999, Fig. 7) para este período, en el sector de los valles Calchaquíes y el sistema de Santa Bárbara en territorio argentino. Más al sur, en la vertiente oriental de la Cordillera Principal central, los depósitos detríticos asociados a la erosión de la Cordillera Incaica también debieron formar una extensa y espesa cubierta de sedimentos, de la cual en la actualidad sólo quedan remanentes conservados a lo largo de las estructuras que separan a la Cordillera Principal de la Cordillera Frontal (Ramos 1999) y de aquellas que separan a la Cordillera Frontal de la Precordillera y a las distintas unidades de la Precordillera. Depósitos sintectónicos, probablemente asociados con el alzamiento de la Cordillera Incaica, se encuentran en el Valle del Cura, en la Formación Tobas del Valle del Cura, y corresponden al tramo de esta formación datado en 44 ± 2 Ma y 45 ± 2 Ma, o sea, del Eoceno Medio (Limarino et al. 1999)

EOCENO MEDIO-TARDIO A OLIGOCENO TARDIO-MIOCENO TEMPRANO

Una vez desarrollada la Cordillera Incaica, la evolución del arco fue sustancialmente diferente al norte y sur de ~27°S. Al norte de esta latitud, la actividad magmática de arco fue predominantemente de tipo plutónico y se mantuvo en la misma posición que en el período anterior. En esta región, al este de la Cordillera Incaica se desarrolló una cuenca de antepaís de retroarco con depósitos casi exclusivamente sedimentarios con proveniencia occidental, tanto en el Altiplano en Bolivia (Hérail et al. 1997, Rochat et al. 1998, Horton et al. 2001, Rochat 2002, McQuarrie et al. 2005) como en la Puna y Cordillera Oriental en Argentina (Ramos 1999, Galli y Hernández 1999). Al sur de ~27°S, la actividad magmática se desarrolló en una amplia cuenca de intra-arco y en una posición más oriental que en el período anterior, quedando ubicada en el flanco oriental de la Cordillera Incaica (Fig. 4c).
En ambas regiones, los remanentes de la Cordillera Incaica y el nuevo arco determinaron la configuración paleogeográfica que prevaleció en este periodo. Al norte de ~27°S, el relieve, debió estar conformado por la Cordillera Incaica y sus flancos occidental y oriental, y el arco que se mantenía en el eje de esa cordillera. Al sur de esa latitud, el relieve debió estar dominado por la cresta de la Cordillera Incaica y el arco a su lado oriental. La vertiente occidental de este relieve correspondía al flanco occidental de la Cordillera Incaica, mientras que la vertiente oriental correspondía a la ladera oriental del arco y a la parte distal del flanco oriental de la Cordillera Incaica. En esta región, el relieve que formaba este nuevo arco no debió ser muy importante; sin embargo, es probable que, con la erosión que gradualmente rebajó la altura de la Cordillera Incaica, la divisoria de aguas del orógeno haya migrado hacia el este durante este periodo, ubicándose en el dominio del arco. Los detritos resultantes de la erosión de este relieve se conocen en ambas vertientes de la actual cordillera.

El antearco
A causa de la erosión resultante del alzamiento de la Cordillera Incaica se formó en el flanco occidental de esta cordillera una extensa superficie de abrasión denominada pediplano de Choja (Galli 1957), labrada en rocas paleozoicas y mesozoicas. Sobre esta superficie, bien reconocida en el norte de Chile, se acumularon los depósitos que rellenaron la actual Depresión Central y posteriormente traslaparon a la actual Precordillera. Estos depósitos, que se analizan a lo largo de este artículo, constituyen en la vertiente occidental de la Cordillera Incaica una extensa acumulación detrítica que forma una sucesión prácticamente ininterrumpida. Esta sucesión no sólo corresponde al momento inmediatamente posterior a la formación de la Cordillera Incaica, sino que se continuó en el tiempo y refleja los diferentes pulsos tectónicos que se sucedieron a lo largo del resto del Cenozoico y que sucesivamente rejuvenecieron el relieve.
Los depósitos que se asocian a la erosión del flanco occidental de la Cordillera Incaica con posterioridad a la discordancia Incaica, pero coetáneos con el proceso de exhumación que le sucedió, se conocen en el norte de Chile desde 18°30'S, en el sector de Arica, hasta 23°S, frente a Antofagasta, y corresponden, de norte a sur, a las partes superiores de las mencionadas formaciones Azapa, del Oligoceno (García et al. 2004, Dunai et al. 2005), Sichal, del Eoceno Medio al Oligoceno Tardío (Maksaev 1978, Blanco y Tomlinson 2006), a la Formación Yalqui, parte inferior del Grupo El Loa, en la cuenca de Calama (Blanco et al. 2003) y, a la parte superior del Grupo Purilactis y a la Formación Tambores, en la Cuenca del Salar 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 arco
En la parte al norte de ~27°S, a pesar del engrosamiento cortical causado por la orogenia incaica en el dominio del arco, la actividad magmática de este periodo se mantuvo en la misma ubicación que tuvo en el período anterior (Figs. 3 y 4c). Esta actividad estuvo representada, principalmente, por intrusiones asociadas a pórfidos y controlada por las estructuras del sistema de falla de Domeyko y limitada a ciertos sectores de la Cordillera de Domeyko donde se formaron enormes depósitos de tipo pórfido de Cu-Mo entre los 42 y 31 Ma (Maksaev 1990, Camus 2003, Sillitoe y Perelló 2005). Esta actividad se desarrolló entre los 42 y 31 Ma y estuvo restringida al emplazamiento de stocks epizonales en ciertos sectores localizados a lo largo del sistema de falla de Domeyko (Fig. 5) en los cuales en la etapa más tardía del magmatismo se desarrollaron importantes sistemas porfídicos. Estos últimos dieron origen a pórfidos de Cu-Mo de clase mundial, los que en conjunto constituyen la mayor concentración cuprífera del mundo (recursos mas producción estimados en 220 Mt Cu y 4,35 Mt Mo; Camus 2003). Los pórfidos de Cu-Mo mayores y de mayor ley son los más jóvenes de esta franja y tienen un marcado control estructural; por ejemplo, Chuquicamata se formó entre los 35-31 Ma en una zona de falla, la que tuvo movimientos pre-, sin y post-mineralización (e.g., Lindsay 1997, Ossandón et al. 2001, Camus 2003). Estos pórfidos de Cu-Mo constituyen una franja de más de 1.500 km de largo que se extiende desde el sur del Perú y a lo largo de la Cordillera de Domeyko, hasta la latitud de 31°S. Sin embargo, los depósitos se agrupan en zonas que tuvieron actividad magmática precursora; por ejemplo, el Grupo de Collahuasi (minas Quebrada Blanca, Rosario, Ujina), el Grupo de Chuquicamata (minas Chuquicamata y Radomiro Tomic y prospectos Alejandro Hales, Quetena, Toki, Genoveva y Opache), el Grupo de La Escondida (minas Escondida y Cerro Zaldivar y los prospectos Escondida Norte y Chimborazo), Grupo de El Salvador (minas El Salvador y Potrerillos) y Grupo El Morro (prospectos La Fortuna, El Morro y El Negro, a diferencia del resto este grupo, es de pórfidos Cu- Au-Mo). La rica mineralización hidrotermal de Cu-Mo del Eoceno Tardío - Oligoceno Temprano está ligada a un magmatismo con signatura adakítica, consistente con una corteza continental significativamente engrosada (Oyarzún et al. 2001, Haschke et al. 2002) y que representó la última manifestación ígnea a lo largo de la Cordillera Incaica (Cordillera de Domeyko).
Al sur de ~27°S, en el flanco oriental de la Cordillera Incaica se desarrolló la cuenca extensional de intra-arco fuertemente subsidente de Abanico, la cual representa el evento más característico de este periodo en esta región (Fig. 4). Antecedentes de continuidad estructurales y de plutones y afloramientos de las formaciones depositadas en la cuenca permiten señalar que ésta se habría extendido en territorio chileno entre aproximadamente 28° y 39°S (Charrier et al. 2005b, 2007, Flynn et al. 2008) y que su orientación habría sido esencialmente NNE, o sea paralela a la Cordillera Incaica (Charrier et al. 2007) (Fig. 2). De acuerdo con su ancho (~70 km) y su longitud (>1.000 km) y el gran espesor de los depósitos alojados en ella (~3.000 m) consideramos que esta cuenca representa un rasgo tectónico y paleogeográfico mayor de la parte sur de los Andes Centrales.
La extensión que dio origen a esta cuenca estuvo asociada con adelgazamiento cortical, alto flujo calórico y magmatismo con afinidades predominantemente toleíticas (Nyström et al. 1993, Kay y Kurtz 1995, 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 presentan de oeste a este una disminución del componente de subducción y un aumento de los procesos de contaminación cortical.
En la región central de Chile (33°-36°S), al comenzar la extensión, se estaba produciendo exhumación en la Cordillera de la Costa (probablemente continuaba la exhumación asociada a la orogenia incaica detectada más al norte por Maksaev y Zentilli 1999), Edades por trazas de fisión (incerteza de 1σ) en cristales de apatito provenientes de rocas cretácicas que conforman el borde oriental de esta cordillera, entre 32°30'S y 34°S, dieron edades de 35,9 ± 5,1 Ma; 40,0 ± 4,2 Ma y 42,5 ± 2,5 Ma (Farías et al. 2008) (edad promedio: 42,2 ± 5,4 Ma), que ubican este episodio de exhumación en el Eoceno Medio (Fig. 3). Esta exhumación se puede relacionar con el alzamiento causado por la orogenia incaica al cual se habría superpuesto el alzamiento del borde oeste de la cuenca de Abanico al iniciarse la extensión (alzamiento de las "hombreras" del graben). La existencia de gruesos depósitos que constituyen la unidad Estratos del Cordón de los Ratones datados en 43,0 ± 0,4 Ma, coetáneos con exhumación referida y depositados al este de las rocas exhumadas, pone en evidencia que la extensión se habría iniciado en ese momento. De acuerdo con lo anterior, se puede concluir que la exhumación de las unidades mesozoicas que formaron parte de la Cordillera Incaica, en este caso en el borde oriental de la Cordillera de la Costa de Chile central, fue un proceso generalizado en el Eoceno Medio y que, probablemente, continuó en el Eoceno Tardío y Oligoceno Temprano conjuntamente con el desarrollo de la cuenca extensional.
De acuerdo con lo anterior, el desarrollo extensional se habría iniciado en el Eoceno Medio, poco antes de 43,0 ± 0,4 Ma, edad que corresponde a la de los depósitos más antiguos conocidos para de la cuenca de Abanico, y se mantuvo a lo largo de todo el Oligoceno y alcanzó, en algunas regiones, hasta el Mioceno Temprano (Fig. 3). El proceso extensional fue sucedido por una inversión tectónica parcial de la cuenca. Los depósitos más antiguos en esta cuenca corresponden a: 1) Los ya mencionados Estratos del Cordón de los Ratones (Sellés y Gana 2001), un equivalente de la parte inferior de Formación Abanico expuesto en la Depresión Central, datados en 43,0 ± 0,4 Ma (U-Pb SHRIMP en cristales de circón) y 37,6 ± 1,7 Ma (trazas de fisión en circón con un error de 1σ) (Fock 2005, Fock et al. 2006) (Fig. 6); 2) las capas basales de la Formación Abanico en Termas del Flaco (valle de Tinguiririca, Cordillera Principal), dispuestas en traslape (onlap) sobre niveles mesozoicos (parte inferior fosilífera jurásica de la Formación Baños del Flaco y estratos rojos, portadores de restos de dinosaurios, denominados informalmente Brownish-Red Clastic Unit o BRCU), que contienen una intercalación basáltica datada en 36,22 ± 0,19 Ma (plateau 40Ar-39Ar en roca total) y 37,67 ± 0,31 Ma y 37,22 ± 0,85 Ma (40Ar-39Ar en cristales individuales de plagioclasa y biotita, respectivamente) y abundantes restos de mamíferos fósiles (Fauna de Tinguiririca; Flynn et al. 2003) del Oligoceno Temprano (Charrier et al. 1996); y 3) el intervalo de Formación Abanico expuesto a 12-14 km al oeste de Termas del Flaco, que contiene una fauna asignada al Eoceno Medio tardío (Fauna de El Tapado; Flynn et al. 2003). Existe, también, una edad del Oligoceno Temprano (30,93 ± 1,90 Ma) para la parte inferior de la columna del cerro Abanico (localidad tipo de la formación homónima), frente a la ciudad de Santiago (Vergara et al. 2004). Entre 32° y 36°S, la extensión se concentró en tres sistemas de fallas mayores de alto ángulo y orientación N-S, los que posteriormente controlaron la inversión de la cuenca, que son, de oeste a este: 1) Falla Los Ángeles - Infiernillo - Portezuelo Chada, con manteos al este; 2) Falla Pocuro - San Ramón, con manteo al este; y 3) Falla El Diablo - Las Leñas - El Fierro, con manteo al Oeste (Fock et al. 2006, Farías et al. 2008). Estas fallas delimitaron dos compartimientos principales y subsidentes (Fig. 7). El compartimiento oriental alojó el mayor espesor de depósitos volcánicos y volcanoclásticos, que superan los 3.000 m de espesor.


Figura 6: Perfiles que muestran las relaciones de contacto entre las unidades mesozoicas y la Formación Abanico y entre esta última y la Formación 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 cuaternarios; 7, Fallas invertidas.


Figura 7: Arquitectura tentativa de la cuenca extensional de Abanico en Chile central, que muestra las fallas principales que participaron en la extensión 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 la inversión de la cuenca, una marcada estructura de crecimiento.

Otro aspecto importante relacionado con este período es que la existencia de la cuenca extensional, en conjunto con la profusa actividad magmática y el aparente alto flujo calórico asociado, generaron un ambiente apropiado para el desarrollo del ubicuo metamorfismo de bajo grado que afecta a su relleno, el cual es prácticamente desconocido en la suprayacente Formación Farellones, desarrollada con posterioridad a la inversión de la cuenca de Abanico (Levi et al. 1989, Vergara et al. 1993, Carrasco 2000, Oliveros et al. 2008).
A 36°S, estos depósitos se extienden hacia la vertiente argentina, donde la extensión del Eoceno Tardío y Oligoceno se manifestó con el desarrollo de la cuenca de Loncopué (Ramos y Folguera 2005). Al sur de 39°S, estos depósitos se continúan en territorio argentino y forman parte de la denominada cuenca de Ñirihuao (Cazau et al. 1987, Dalla Salda y Franzese 1987, Spalletti y Dalla Salda 1996). En la actual Depresión Central de Chile entre 36° y 40°S, existen también depósitos de edad oligocena-miocena (Elgueta et al. 2000) que, probablemente, se formaron en este período extensional.

El retroarco
En la vertiente oriental de los Andes, en el Altiplano boliviano entre 16° y 22°S, la parte superior de los 3.000 a 6.500 m de depósitos clásticos continentales de la Formación Potoco (Paleoceno Tardío - Oligoceno) y equivalentes (Tiahuanaco, Turco y Berenguela; Hérail et al. 1997), cuyos componentes tienen una proveniencia desde el oeste (Sempere et al. 1990, Horton et al. 2001), probablemente sean derivados orientales de la Cordillera Incaica (Fig. 3). Esta cordillera correspondería a la "fuente orogénica" de los sedimentos de la Formación Potoco, sugerida por Horton et al. (2001). Algo más al sur, en los valles Calchaquíes, se continuaba la sedimentación y la profundización en la cuenca de antepaís de retroarco con los depósitos de la Formación Los Colorados de manera similar a lo que estaba ocurriendo en la región altiplánica de Bolivia (Galli y Hernández 1999). Según estos autores, en este período los aportes fueron predominantemente desde el oeste y en menor proporción desde el este. Es probable, entonces, que los aportes desde el oeste provengan de la Cordillera Incaica. Este período habría correspondido a una etapa de tranquilidad tectónica con el desarrollo de un dorso periférico (peripheral bulge) que habría limitado la cuenca por el este (Galli y Hernández 1999). En Argentina central, en algunas de las depresiones que separan las unidades morfoestructurales, existen depósitos detríticos cuya edad permite relacionarlos con la erosión en el nuevo arco/intraarco y su flanco oriental (Fig. 3). Depósitos de este tipo se conocen en la cuenca del Valle del Cura y, en particular, en los niveles superiores de la Formación Tobas del Valle del Cura ubicados sin interrupción por encima del intervalo datado del Eoceno medio (vease Limarino et al. 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 continúan ininterrumpidamente hasta el Oligoceno. Más al sur, depósitos de esta misma edad y, probablemente, del mismo origen podrían corresponder a los "Rodados Lustrosos" (Polanski 1957), en la cuenca de Tunuyán.

OLIGOCENO TARDÍO-MIOCENO TEMPRANO A MIOCENO TARDÍO TEMPRANO

Orogenia pehuenche
En este momento se inició en la región andina aquí considerada un episodio de deformación compresiva, que se prolongó con pulsos sucesivos hasta el Mioceno Tardío (Fig. 3), los cuales pueden correlacionarse con las fases quechua inicial y principal (Salfity et al. 1984). Este episodio de deformación estuvo probablemente relacionado con el incremento de la velocidad de convergencia 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 regional y causó la reactivación de fallas pre-existentes, tanto en los flancos del relieve remanente de la Cordillera Incaica y el retroarco al norte de ~27°S, como en el dominio de intra/arco al sur de esa latitud, produciendo el rejuvenecimiento del relieve (Fig. 4). Esta situación provocó nuevamente la generación de importantes volúmenes de sedimentos clásticos detríticos que se acumularon a ambos lados de los relieves entonces existentes. El inicio de este episodio, que coincide con la orogenia pehuenche (Yrigoyen 1993), conocida para la cordillera de Argentina y Chile centrales, está comprendido entre el Oligoceno Tardío y el Mioceno Temprano y es variable según las localidades. Su término se lo asocia con el inicio de la incisión del relieve en el antearco en el Mioceno Tardío temprano (Isacks 1988, Lamb et al. 1997, Pinto et al. 2004, Riquelme et al. 2007, Farías et al. 2005, 2008). Esta incisión fue probablemente provocada por un fuerte alzamiento y al basculamiento hacia el oeste del orógeno debido a la actividad de grandes cabalgamientos intra- corticales de vergencia oriental que emergieron 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 12 Ma, se inició la configuración de una nueva segmentación del orógeno andino con la subducción del trazo de orientación cercanamente este-oeste de la dorsal de Juan Fernández bajo el margen continental. Esto determinó el desarrollo de un segmento de subducción plana, entre 27° y 33°S, y una nueva segmentación del orógeno, con segmentos de subducción normal (~30°) al norte y sur del segmento de subducción plana (Jordan et al. 1983, Isacks 1988, Barazangui y Isacks 1976, Gutscher 2002, Yáñez et al. 2002, Ramos et al. 2002).

El antearco
En el norte de Chile, a la latitud de Arica, en la vertiente occidental de la cordillera, este episodio de deformación se manifestó con la actividad de dos sistemas de fallas inversas: 1) Un sistema de orientación N a NNO, de fuerte inclinación (60° o más), y de vergencia y progresión al oeste desarrollado en la Precordillera (Muñoz y Charrier 1996, Charrier y Muñoz 1997, Pinto et al. 2004, Victor et al. 2004, Farías et al. 2005, más referencias en Charrier et al. 2005a, 2007), que se puede seguir a lo largo de la Precordillera, hasta más al sur que Iquique y, hacia el norte, en la parte sur de Perú (David 2007), y 2) un sistema con vergencia al este desarrollado en la Cordillera Occidental al este del sistema con vergencia al oeste (Riquelme y Hérail 1997, Charrier et al. 2005a), y probablemente ubicado al este de la cresta o eje del relieve remanente de Cordillera Incaica (Fig. 4). Este sistema se manifestó por una falla expuesta de alto ángulo, una falla ciega que dio origen al Anticlinal de Chucal, estructuras de crecimiento y discordancias progresivas en el limbo oriental de este pliegue (Charrier et al. 2005a). Debido a las vergencias opuestas que presentan ambos sistemas, se formó entre ambos un bloque elevado, denominado Cordón de Chapiquiña-Belén (Charrier et al. 1999, 2000). Este bloque elevado correspondió probablemente al eje de la Cordillera Incaica y su alzamiento produjo un rejuvenecimiento de su relieve. Remanentes actuales de este cordón hacia el sur podrían ser la sierra de Moreno, hasta la latitud de Antofagasta, y la Cordillera de Domeyko, más al sur, ambas flanqueados por sistemas de fallas inversas con vergencias opuestas.
En la Precordillera de Arica, la actividad del sistema de fallas con vergencia al oeste se manifestó con varios pulsos que dieron origen a gruesos depósitos sintectónicos: ~18,2 ± 0,8 (K-Ar, toba, roca total), que dio origen a la Formación Joracane, ~16 Ma, que dio origen a la Formación El Diablo, y entre 11,7 ± 0,7 y 10,7 ± 0,3 Ma, que dio origen a la Formación Huaylas (García 1996, 2002, García et al. 2004) (Fig. 3). La actividad del sistema de fallas con vergencia al este, al este del anterior, que se manifiesta en una serie de estructuras de crecimiento que indican un desarrollo más continuo, estuvo comprendida entre 18,8 ± 0,1 Ma (40Ar-39Ar en sanidina en la base de la Formación Chucal, discordante sobre la Formación Lupica; Wörner et al. 2000) y la edad del techo de la suprayacente Formación Quebrada Macusa, ligeramente plegada, del cual se dispone de las siguientes dataciones 40Ar-39Ar: 11,2 ± 0,5 Ma (toba, roca total) y 9,6 ± 0,7 Ma (en anfíbol) (García et al. 2004). Los depósitos que sobreyacen a esta última formación no están deformados. En esta región, la actividad asociada con este evento tectónico tuvo una duración de unos 9 Ma, entre la parte superior del Mioceno Temprano y la parte inferior del Mioceno Tardío.
Un poco más al sur, a la latitud de Iquique, se observan sólo los depósitos acumulados en el sector oriental de la Depresión Central y la Precordillera. Allí, estos depósitos suceden en continuidad a la Formación Azapa, del Oligoceno, mientras que más al este, en la Precordillera, se disponen en discordancia sobre el Pediplano de Choja (Fig. 3). Este pediplano presenta evidencias de haber sufrido una etapa de incisión fluvial previa a la sedimentación, lo cual indica que, antes de ser recubierto, el relieve resultante de la actividad tectónica era considerable. De acuerdo con esto, se puede señalar que los depósitos más occidentales (que hoy en día se encuentran en la Depresión Central) fueron transportados por ríos alojados en cauces relativamente profundos y que estos sedimentos corresponden a la acumulación producida por conos aluviales coalescentes. En la Precordillera, la agradación sobre el pedimento de Choja se habría producido en traslape y habría estado probablemente favorecida por la ausencia de acceso al mar de los ríos. El inicio de la sedimentación en el Oligoceno Tardío marca el primer pulso de deformación en esta región. Los depósitos corresponden a las siguientes formaciones, de norte a sur: La Formación Oxaya, esencialmente ignimbrítica, del Oligoceno Tardío al Mioceno Temprano (Salas et al. 1966, García et al. 2004), que sobreyace en transición a la Formación Azapa en la Depresión Central, mientras que en la Precordillera se dispone, junto con la Formación Lupica, su equivalente lateral hacia el este, en discordancia sobre el pedimento de Choja. La Formación Latagualla, de edad miocena inferior (Pinto et al. 2004), un equivalente lateral hacia el sur de la Formación Oxaya, que también se dispone en la Precordillera sobre el pedimento de Choja. En cambio, sólo un poco más al sur, la Formación Altos de Pica, de edad oligocena superior - miocena inferior (Galli 1957, Thomas 1967, Galli y Dingman 1962, Victor et al. 2004, Farías et al. 2005, Muñoz 2007), se apoya en la Depresión Central sobre la Formación Azapa y en la Precordillera sobre el pedimento de Choja; en cambio, a 22°S, esta formación se apoya en discordancia sobre la Formación Sichal (Blanco y Tomlinson 2006). Cabe hacer notar que la participación de las intercalaciones ignimbríticas en estos depósitos es variable, siendo muy importante en el extremo sur del Perú y norte de Chile (formaciones Huaylillas y Oxaya, respectivamente), mientras que hacia el sur esta participación decrece considerablemente. Algo más al sur (23°S), se agregan a este grupo los depósitos que constituyen una serie de formaciones de edad miocena inferior a media (Formaciones Jalquinche, Lasana, El Yeso) que conforman el Grupo El Loa en la cuenca de Calama (Blanco et al. 2003, May et al. 2005).
El pulso siguiente de deformación está marcado por el inicio de la depositación de la Formación El Diablo (Tobar et al. 1968, García et al. 2004, Pinto et al. 2004, Farías et al. 2005, Muñoz 2007), de edad miocena media a superior, compuesta por gruesos conglomerados y areniscas inmaduras. Esta formación, definida en la región de Arica, corresponde en la región de Iquique al miembro superior de la Formación Altos de Pica en su definición original. Se conoce a estos depósitos en la Depresión Central y en la Precordillera, desde el sur de Perú hasta la región de Iquique, donde se disponen en continuidad estratigráfica sobre las unidades cenozoicas precedentes (Formaciones Oxaya y Altos de Pica). Estos depósitos fueron recubriendo en traslape al flanco occidental de la Cordillera Incaica para formar un extensa cubierta que terminaría por conformar el Pedimento de Tarapacá (Farías et al. 2005).
Más al sur, en la región comprendida entre Antofagasta (23°45'S) y Domeyko, al sur de Vallenar (29°S), equivalentes laterales de estos depósitos son: El miembro superior de la Formación Calama (Blanco et al. 2003), la Formación Pampa Mulas (Chong 1973, Marinovic et al. 1995), y las Gravas de Atacama (Mortimer 1973, Naranjo y Puig 1984) o Mantling Gravels de Willis (1929) (Fig. 3). Estos depósitos también recubren el flanco occidental de la Cordillera Incaica y su superficie superior forma el denominado pedimento de Atacama (Clark et al. 1967, Sillitoe et al. 1968, Mortimer 1973, Naranjo y Paskoff 1980, Riquelme et al. 2003, 2007). Incluso, en la franja costera de Caldera (26°45' a 28°S), gravas continentales del Oligoceno Tardío al Mioceno Temprano, denominadas Gravas de Angostura, podrían corresponder a estos depósitos (Marquardt et al. 2000). Más al sur de 29°S, en la región central de Chile, tales depósitos son prácticamente inexistentes y probablemente han sido erosionados debido a la mayor pluviosidad de esa región. Estos extensos depósitos, acumulados en el flanco occidental de la Cordillera Incaica, ponen en evidencia un pulso de deformación y sedimentación sintectónica en el Mioceno Temprano tardío: ~18 Ma, en la región de Arica (García 1996, García et al. 2004), ~16 Ma en la región de Iquique (Farías et al. 2005), y poco antes de 17 Ma, en la región de Chañaral-Copiapó (Riquelme et al. 2003). La sedimentación se habría prolongado hasta el Mioceno Tardío temprano (8-9 Ma), activada por nuevos pulsos de deformación compresiva (García et al. 2004, Charrier et al. 2005a, Farías et al. 2005). La sedimentación habría concluido al inicio del Mioceno Tardío, entre 10 y 8 Ma. En la región de Iquique, la superficie pedimentaria desarrollada por encima de la Formación El Diablo está cubierta por la Lava de Tana datada (K-Ar en roca total) en 8,2 ± 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, el pedimento de Atacama está recubierto por la Ignimbrita San Andrés (Clark et al. 1967), datada en diversas localidades con edades comprendidas en el rango 10-9 Ma (Clark et al. 1967, Sillitoe et al. 1968, Mortimer 1973, Cornejo et al. 1993, 1998). Estos depósitos volcánicos representan el último evento de depositación en estos pedimentos. A continuación, se habría iniciado la incisión que recorta a los pedimentos de Tarapacá y de Atacama y que puso término a este periodo en el norte de Chile. Esta incisión se explicaría, por un alzamiento de superficie en el borde occidental de la meseta altiplánica (Riquelme et al. 2007, Farías et al. 2005, Hoke et al. 2007). Este alzamiento se debería a un leve basculamiento hacia el oeste de ~1° de todo el antearco. Este basculamiento asociado con el alzamiento de superficie habría favorecido el desarrollo de glaciares en las regiones más elevadas (incluyendo los volcanes de la Cordillera Occidental y contribuido a establecer los drenajes que han controlado la excavación de los profundos cañones que caracterizan esta región de aridez extrema).
En el antearco de la región central de Chile se desarrolló también un proceso de peneplanización atestiguado por remanentes de superficies de bajo relieve, ligeramente inclinadas hacia el oeste y actualmente elevadas a altitudes crecientes, entre ~1.000 y 3.000 m s.n.m., a medida que se avanza hacia el este (Farías et al. 2008, Muñoz-Cordero 2008, Escribano 2009). Estas superficies, por su escaso relieve y su continuidad hasta la costa, deben haberse formado a escasa altura por sobre el nivel de base de la erosión al momento en que se originaron. La disposición escalonada y frecuentemente controlada por fallas mayores de alto ángulo sugiere que podría tratarse de una misma superficie, aún cuando ésto está todavía por demostrarse. La edad de formación de estas superficies está poco definida. Éstas están fundamentalmente construidas sobre rocas volcánicas miocenas de la Formación Farellones (vease a continuación) e intrusivos emplazados en esta formación, como, por ejemplo, el Plutón La Gloria, cuya edad U-Pb en circón es de 10,3 ± 0,2 Ma (Deckart y Godoy 2006). En el sector del yacimiento de cobre porfídico de Río Blanco - Los Bronces, la Riolita La Copa, depositada a más de 3.000 m de altitud sobre la superficie, fue datada por Quirt et al. (1971) en 4,0 ± 0,2 Ma (K-Ar en biotita) y el Complejo Volcánico La Copa, a la misma altitud, tiene una edad comprendida entre 4,55 y 5,88 Ma (la edad promedio de 17 edades U-Pb SHRIMP en circones es 4,92 ± 0,09 Ma; Dekart et al. 2005). Estas edades permiten establecer una edad máxima del Mioceno Tardío temprano y una edad mínima del Mioceno Tardío terminal para la formación de la superficie reconocida en el sector oriental de la Cordillera Principal en Chile. Asímismo, permiten determinar que la incisión alcanzó este sector de la Cordillera Principal con posterioridad a 4 Ma.
El basculamiento hacia el oeste (a veces manifestado por un alzamiento diferencial en bloques) que se ha considerado para explicar el inicio de la incisión generalizada a lo largo de la vertiente occidental del orógeno se atribuye a un alzamiento provocado por el avance hacia el este de corrimientos profundos hacia el antepaís andino (Farías et al. 2005, Farías 2007, Riquelme et al. 2007).

El arco
En el sector al norte de ~27°S, el magmatismo en este período se caracterizó por una intensa actividad volcánica explosiva de carácter félsico centrada en la actual Cordillera Occidental, pero que se extendió formando vastas cubiertas ignimbríticas en áreas de la Precordillera y el Altiplano, de la parte sur de Perú y norte de Chile y Altiplano en Bolivia. Son características de esta etapa la Formación Oxaya, entre 24,7 ± 0,3 Ma y 18,8 ± 0,2 Ma (40Ar-39Ar en sanidina y biotita, respectivamente; García et al. 2004) y sus equivalentes las formaciones Huaylillas, en Perú (Marocco et al. 1985), Mauri, en Bolivia (Rochat 2002, Jiménez et al. 2008), y Altos de Pica, más al sur en la región de Iquique (Galli y Dingman 1962, Galli 1968, Lahsen 1982, Farías 2003, Victor et al. 2004, Farías et al. 2005, Muñoz 2007). La actividad explosiva félsica se continuó con intensidad marcadamente decreciente en el ámbito del Altiplano - Puna hasta el Plioceno superior (Gardeweg y Ramírez 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 a partir de ~15-16 Ma con la actividad intermedia a básica característica del volcanismo andino joven.
En la franja de Maricunga entre 26° y 28°S, en la zona de transición entre las dos regiones con diferente comportamiento del arco, éste se encontraba en el flanco oriental de la actual Cordillera de Domeyko. En esta región, la actividad volcánica se inició a los 26 Ma y concluyó a los 5 Ma y se organizó en cinco eventos, de los cuales los cuatro primeros corresponden al lapso comprendido entre 26 y 7 Ma (Oligoceno Tardío - Mioceno Tardío temprano) (Mpodozis et al. 1995). Los magmas del evento inicial, entre 26 y 21 Ma, presentan evidencias geoquímicas de una corteza relativamente delgada consistentes con el final del episodio extensional precedente. Con el transcurso del tiempo la geoquímica de los magmas indica un progresivo engrosamiento cortical con excepción del intervalo comprendido entre 16 y 12 Ma, que podría explicarse por adición de componentes corticales al manto, ya sea, por aportes resultantes de erosión cortical por subducción o delaminación de manto litosférico (Mpodozis et al. 1995) y que podrían tener relación con la penetración bajo el margen continental de la dorsal de Juan Fernández. La actividad en la Franja de Maricunga (cf., Vila y Sillitoe 1991) dio origen entre los ~25 y 20 Ma a pórfidos auríferos (La Pepa, Refugio y Santa Cecilia; e.g., Camus 2003) y depósitos epitermales de metales preciosos asociados (minas Esperanza, La Coipa, La Pepa). Un segundo período de mineralización ocurrió entre los ~14 a 12 Ma dando origen a pórfidos de Au (Marte, Lobo, Valy, El Volcán, Escondido) y pórfidos de Cu-Au (Cerro Casale). Aunque los recursos de oro en los pórfidos de la franja de Maricunga son considerables (estimados en 1.300 toneladas de Au, Camus 2003), el oro se encuentra disperso en depósitos de gran volumen, pero que excepcionalmente tienen leyes superiores a 1 g/t Au y actualmente sólo se explota el pórfido aurífero Refugio.
En la Cordillera Principal de Chile central, el primer pulso de este evento tectónico, la orogenia pehuenche, provocó la inversión tectónica parcial de la cuenca de Abanico, que generó un gradual engrosamiento cortical, y, como en la franja de Maricunga, no interrumpió la actividad magmática entre el Oligoceno Tardío y el Mioceno Temprano. Este evento se manifestó con una intensa y sostenida actividad que dio origen a la Formación Farellones y a diversos cuerpos plutónicos emplazados principalmente en rocas de la Formación Abanico (Kurtz et al. 1997). Estos magmas tienen signaturas geoquímicas fundamentalmente calco-alcalinas, que se diferencian de las que presentaban los magmas de la Formación Abanico (Charrier et al. 2002, Nyström et al. 2003, Kay et al. 2005).
La inversión se inició en el Oligoceno Tardío y se prolongó hasta el Mioceno Temprano. Durante este proceso no todas las fallas normales que habían participado en el desarrollo de la cuenca de Abanico se reactivaron (invirtieron) al mismo tiempo; algunas, probablemente, nunca lo hicieron. La deformación se observa, por lo tanto, principalmente a lo largo de las grandes fallas que dieron origen a la cuenca y en los lugares algunas fallas menores dieron origen a estructuras (estratos) de crecimiento, mientras que hay sectores donde no se aprecia deformación alguna. Esto explica los siguientes aspectos largamente debatidos en la literatura geológica de Chile central: 1) La ausencia en ciertas localidades de un contacto discordante entre las Formaciones Abanico y Farellones; 2) la existencia en otras localidades de discordancias angulares entre ambas formaciones; y 3) la existencia en algunas localidades de niveles de la Formación Abanico más jóvenes que niveles de la parte inferior de la Formación Farellones. Debido al alto ángulo de las fallas invertidas, el acortamiento total producido por la inversión de la cuenca de Abanico y deformaciones posteriores en la vertiente chilena de la Cordillera Principal se estima en sólo ~16 km (Farías 2007, Farías et al. enviado).
Edades radioisotópicas que limitan la discordancia que separa las Formaciones Abanico y Farellones en la cuesta de Chacabuco, en la parte occidental de la Cordillera Principal a 33°S, indican que la inversión se produjo entre 28,8 ± 0,3 Ma, 28,9 ± 0,5 Ma y 29,2 ± 0,2 Ma para la parte inferior y 19,6 ± 0,3 Ma en la parte superior (Fuentes et al. 2002) (Fig. 6). Las edades obtenidas para niveles comprometidos con tres estructuras de crecimiento, entre 33°45'S y 34°15'S, indican de oeste a este, que la deformación ocurrió: 1) En el primer caso, antes que 21,3 ± 0,3 Ma (U-Pb SHRIMP en cristales de circón) y 21,7 ± 0,1 Ma (40Ar-39Ar edad plateau en plagioclasa) en el valle del Río Maipo en las cercanías del pueblo de San José, a 33°30'S (Fock 2005, Fock et al. 2006); 2) en el segundo caso, después de 21,4 ± 1,0 Ma (Fock 2005, Fock et al. 2006, basado en una edad de Muñoz 2005) en el valle del río Volcán a 33°45'S; y 3) en el tercer caso, algo más tarde, entre 20,09 ± 0,69 Ma (40Ar-39Ar por fusión por laser de cristal de plagioclasa, Flynn et al. 1995) y 16,1 ± 0,5 Ma (plateau 40Ar- 39Ar; Kay y Kurtz 1995), en el valle del Río Las Leñas (vease Charrier et al. 2002). Estos antecedentes definen un límite superior para la primera etapa de deformación en el Mioceno Temprano en este sector andino y muestran una migración hacia el este de la deformación.
En Chile central, la actividad magmática y la sedimentación, muy subordinada, continuaron después de la inversión, pero quedaron concentradas a lo largo de una franja más estrecha que en el período anterior, la cual coincidió con el compartimiento oriental de la cuenca de Abanico (Fig. 7). El gran espesor de la Formación Farellones, que alcanza los 3.000 m pone en evidencia una intensa actividad volcánica, asociada probablemente a subsidencia en este sector. La geoquímica del magmatismo presentó ahora una afinidad calcoalcalina. Los cuerpos plutónicos que se emplazaron poco después de la inversión tectónica se ubicaron en la parte más occidental de la Cordillera Principal, como, por ejemplo, el Plutón de La Obra (con edades en diferentes minerales comprendidas entre 21,6 ± 4,9 Ma y 16,2 ± 0,3 Ma; Kurtz et al. 1997), en el valle del río Maipú. El alineamiento norte-sur que presentan estos plutones a lo largo el borde occidental de la Cordillera Principal sugiere que su emplazamiento estuvo controlado por fallas, como la falla San Ramón, que limitó por el oeste el compartimiento oriental de la cuenca de Abanico.
Desde el inicio de la inversión hasta el final del período aquí descrito, la velocidad de convergencia entre las placas de Nazca y Sudamericanas detectada por Pardo- Casas y Molnar (1987) y Somoza (1998) continuó incrementándose, lo que sugiere una estrecha relación entre la mayor velocidad de convergencia y la sostenida deformación compresiva. La evolución de la deformación entre el Mioceno Temprano tardío y el Mioceno Medio (~16 y 8-9 Ma) permite reconocer dos eventos, que se detallan a continuación: 1) La migración hacia el este de la deformación y una notable expansión del plutonismo hacia territorio argentino; y 2) el desarrollo de la faja plegada y corrida. Este episodio de deformación compresiva finalizó con el alzamiento de la Cordillera Frontal a 8-9 Ma (Ramos et al. 1996, Giambiagi et al. 2003) y el probable basculamiento hacia el oeste del orógeno; dos situaciones que coinciden con la evolución descrita más arriba para la región norte de Chile en este período.
En este momento se aprecia la concentración de la actividad tectónica hacia el sistema de fallas El Diablo-El Fierro que marcó el borde oriental de la cuenca de Abanico (Fock 2005, Fock et al. 2006). Según estos autores, los antecedentes cronológicos disponibles en favor de esta migración hacia el este de la deformación son: 1) La tendencia de las edades para la deformación a hacerse más jóvenes hacia el este (detallada más arriba); 2) la existencia de filones del Plutón La Gloria, para el cual se dispone de una edad U-Pb en circón de 10,3 ± 0,2 Ma (Deckart y Godoy 2006) y una edad K-Ar en biotita de 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 altitud de ignimbritas del Mioceno Temprano (de la Formación Farellones, en la hoya del río Aconcagua) con flora fósil (Nothofagoxylon aconcaguaense), que es incompatible con esa altitud y las exigencias ecológicas de este género (Pons y Vicente 1985). El inicio a los 15 Ma de la actividad tectónica que dio origen a la faja plegada y corrida, que afectó a los sectores más occidentales de esta faja (Ramos et al. 1996, Giambiagi et al. 2003), se puede considerar también como una evidencia de la migración hacia el este de la deformación, que en un primer momento se habría concentrado en el borde oriental de la antigua cuenca de Abanico. Cabe hacer notar, sin embargo, que esta edad para el inicio de la faja plegada y corrida es válida para el perfil aquí descrito, entre 33° y 34°S, donde está desarrollada la faja plegada y corrida de Aconcagua. Algo más al norte, a lo largo de la Precordillera argentina, entre aproximadamente 29° y 32°S, en la faja plegada y corrida de La Ramada, desarrollada en estilo de piel gruesa, la aparición de conglomerados y de clastos de la misma Precordillera en los depósitos de la cuenca de antepaís tiende a hacerse más joven de norte a sur: ~16 Ma, en el norte, hasta ~8,4 Ma, hacia el sur, siendo incluso más joven algo más al sur, pero en regiones más orientales (Cuenca del Bermejo) indicando una progresión en esa dirección de la faja plegada y corrida (Vergés et al. 2001). Esta progresión de la deformación hacia el sur está acompañada por un menor acortamiento cortical de 150 km en la faja plegada y corrida de La Ramada, 120 km en la de Aconcagua y 80 km en la de Malargüe, al sur de la anterior (Ramos et al. 1996, 2004). Esta progresión hacia el sur de la deformación y disminución del acortamiento tectónico podría estar vinculada con el avance en la misma dirección de la intersección de la dorsal de Juan Fernández con el margen continental y la consiguiente horizontalización de la placa subductante (Yáñez et al. 2001, 2002, Kay y Mpodozis 2002, Ramos et al. 2002). Una progresión similar se ha hecho notar para la edad de la inversión de la cuenca de Abanico en la región comprendida entre 31° y 35°S (Charrier et al. 2005b).
En este momento no sólo la actividad tectónica migró hacia el este, sino que también lo hizo el plutonismo. Los plutones, que en el período anterior se habían emplazado en la parte occidental de la Cordillera Principal, se emplazaron, ahora, cerca del borde oriental de la cuenca extensional precedente. Estos cuerpos corresponden, de norte a sur, al batolito San Francisco, datado en 14,7 ± 0,1 Ma y 11,2 ± 0,1 Ma (Jerez 2007), el plutón de Yerba 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 Gabriel (Romeral), datado en 11,4 ± 0,2 Ma y 11,3 ± 0,3 Ma (Kurtz et al. 1997), y Alfalfalito, datado en 12,3 ± 0,2 Ma (Kurtz et al. 1997).
La deformación compresiva coincide en el tiempo con la aparición de depósitos de tipo pórfido Cu-Mo de baja ley tanto en Chile central (ej. Novicio, 15,50 ± 0,08 Ma Re-Os molibdenita; Ortúzar 2006, Toro et al. 2006) como en Argentina (ej. Paramillos Norte, 16,0 ± 0,3 Ma K-Ar en muscovita; Sillitoe 1977, 1988) (1 en Fig. 3). Poco después, la continuación del engrosamiento cortical fue acompañado del desarrollo de mineralización de tipo pórfido de Cu-Mo a lo largo de la Cordillera de Chile y Argentina. En este período se formaron: Los Pelambres (12-10 Ma, Bertens et al. 2006), Vizcachitas (K-Ar Biotita 10,4 ± 0,3 a 12,0 ± 0,3 Ma, Arias 1984, Priesmeyer y Sim 2006) y El Altar (10,38 Ma, Almandoz et al. 2005, Maydagán et al. 2008) y Cerro Mercedario (13,3 ± 0,3 Ma K-Ar biotita, Sillitoe 1977) (2 en Fig. 3). De éstos, sólo Los Pelambres está en explotación en la actualidad.

El retroarco
Al este del arco, en la región altiplánica de Bolivia, se conoce, por encima de la Formación Potoco y equivalentes, una sucesión de depósitos continentales clásticos, entre los que se cuentan, entre otras, las formaciones Coniri, Kollu Kollu, 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 presentan, cerca del contacto con la Formación Potoco, estructuras de crecimiento (estratos de crecimiento) y localmente algunas discordancias asociadas, formadas en el Oligoceno Tardío - Mioceno Temprano y generadas por la actividad de la faja plegada y corrida de Huarina (Horton et al. 2001), que presenta vergencia hacia el oeste (Hérail et al. 1997, Rochat et al. 1998, Rochat 2000). Esto pone en evidencia para esa región un evento tectónico (Sempere et al. 1990, Hérail et al. 1997), que es coincidente con orogenia pehuenche, en el retroarco de Argentina y Chile centrales, aunque algo posterior al inicio de la sedimentación de la Formación Altos de Pica, en el antearco. Los depósitos occidentales como, por ejemplo, la Formación Azurita (Hérail et al. 1997), presentan componentes que atestiguan aportes desde el oeste a partir de rocas precámbricas, probablemente del flanco oriental de la Cordillera Incaica; en cambio, hacia el este los aportes de sedimentos provienen desde el este (proto- Cordillera Oriental?). En la parte norte de Argentina, con el episodio de deformación compresiva que caracteriza este período, el frente de corrimiento se habría desplazado hacia el este, junto con el dorso periférico, y se habría comenzado a depositar la Formación Angastaco (Mioceno Temprano y Medio), discordantemente sobre la Formación Los Colorados. La Formación Angastaco también contiene componentes provenientes de la erosión de rocas precámbricas, en este caso de la Formación Puncoviscana (Galli y Hernández 1999), lo cual indica también aportes desde el oeste, aún cuando en este caso la exposición de estas rocas antiguas se deba probablemente a la exhumación de lonjas tectónicas por el desarrollo de las fajas plegadas y corridas y no a la exhumación de la Cordillera Incaica.
En la actual cordillera de Chile y Argentina centrales, la vertiente que conectaba el arco con el retroarco debió estar sometida a la erosión en su región proximal, mientras que en su región distal recibía los depósitos resultantes de esa erosión (5 en Fig 3). Estos depósitos de cuenca de antepaís podrían corresponder a la parte inferior de la Formación Río Mañero en la cuenca de Pagancillo, en la Precordillera, a 30°S, con edades de ~18 Ma (Ramos 1999), y a depósitos alojados en la depresión de Barreal-Iglesias, entre la Cordillera Frontal y la Precordillera, datados en 17 Ma (Jordan et al. 1996), la Formación Chinches en la cuenca de Manantiales en la Cordillera Frontal, con una posible edad de 20 Ma en su parte inferior (Pérez y Ramos 1996, Pérez 2001) y los depósitos del valle de Pachaco, en la Precordillera, con edades de 20 Ma en la base (Milana et al. 1993). Más al sur, la Formación Santa María, en la cuenca de Cuyo, los Conglomerados Tunuyán, en la cuenca de Tunuyán, y la Formación Agua de la Piedra en la cuenca de Río Grande (Ramos 1999) podrían corresponder a depósitos sinorogénicos asociados a la orogenia pehuenche o Abanico. La edad de 18,3 Ma obtenida en la parte media de la Formación Contreras, que subyace a los Conglomerados Tunuyán (Giambiagi et al. 2001), parece confirmar esta proposición.
A partir de ~15 Ma, la deformación continuó su desplazamiento hacia el este, fuera del dominio del arco, desarrollando la faja plegada y corrida de Aconcagua que afectó a las sucesiones sedimentarias mesozoicas que limitaban por el este a la cuenca de Abanico (Giambiagi y Ramos 2002, Fock et al. 2006, Farías 2007). Esta faja corresponde en el sector occidental a un sistema de piel delgada con completo despegue de la cobertura sedimentaria aprovechando niveles evaporíticos del Jurásico Tardío y pelitas del Cretácico Temprano; en sectores más orientales, sin embargo, se detecta una cierta participación del basamento (Giambiagi et al. 2003). En su sector oriental, las estructuras afectaron a los depósitos sinorogénicos de la cuenca de Tunuyán formados como consecuencia de la inversión de la cuenca de Abanico. La deformación en esta faja plegada y corrida acomodó a más de 80% del acortamiento cenozoico entre 32°30' y 34°S (Farías et al. 2008).
La faja plegada y corrida de Aconcagua continuó su desarrollo en secuencia (con intermitentes fallamientos fuera de secuencia) hasta ~8,5 Ma, momento en que se alzó la Cordillera Frontal en el frente de la faja (Ramos et al. 1996, Giambiagi et al. 2003). El alzamiento de esta unidad morfoestructural se produjo en una zona tal que interrumpió la continuidad esteoeste de los extensos depósitos de antepaís de Tunuyán, que hoy en día se conocen, tanto a su lado occidental como oriental. El alzamiento de la Cordillera Frontal se explica por la existencia de un segundo despegue más profundo que el que dio origen a la faja plegada y corrida, probablemente ubicado en la zona de transición frágil-dúctil de la corteza (Giambiagi et al. 2003, Farías et al. 2008).
Con el alzamiento de la Cordillera Frontal los aportes sedimentarios en el compartimiento occidental de la cuenca de antepaís, que hasta entonces provenían del oeste, comienzan a provenir del este. Esta inversión de los aportes sedimentarios sugiere, al igual que en el norte de Chile, que con el desarrollo del segundo nivel de despegue en la corteza media y el alzamiento de la Cordillera Frontal se produjo un basculamiento hacia el oeste del orógeno. Al respecto, Giambiagi et al. (2003) señalan que la superficie del basamento por debajo del despegue de la faja plegada y corrida está suavemente inclinada hacia el oeste.

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

Es en este período se inició la configuración del relieve actual de la cordillera con la incisión causada por los ríos provenientes de la cordillera. El magmatismo comenzó a concentrarse en la actual posición del arco y la deformación se expandió hacia el este y localmente volvió a manifestarse en el flanco occidental de la Cordillera Principal. A pesar de esto último y concomitantemente con el reinicio de la deformación en el flanco occidental de la cordillera en la región central de Chile, hubo esporádicas manifestaciones magmáticas locales en regiones más occidentales que dieron origen a algunos de los yacimientos de pórfidos cupríferos de clase mundial.

El antearco
En este período, la incisión inició su migración hacia el este. No existen análisis al respecto en el norte de Chile, donde la edad máxima para su inicio está bien determinada con las dataciones efectuadas en los depósitos volcánicos que recubren a los pedimentos de Tarapacá y Atacama. A pesar del extraordinario relieve que conforma la cadena andina, es muy poco lo que se conoce respecto de los procesos que, en asociación con la evolución tectónica más reciente y el clima, le fueron dando forma. En la región central de Chile (33° a 35°S) se tienen mayores antecedentes (Farías et al. 2008): Como respuesta al alzamiento del orógeno y el basculamiento asociado, la incisión se habría iniciado, según estos autores, entre 10,5 y 4,6 Ma (edad central: 7,6 Ma) en el borde costero de ese momento, en el margen occidental de la Cordillera de la Costa, y habría progresado lentamente hacia el este para llegar a la Cordillera Principal 2 a 6 millones de años después. En el avance hacia el este de la incisión, los quiebres de pendiente o convexidades en los perfiles longitudinales de los ríos (knick-points) habrían tenido que cortar la dura franja de intrusivos paleozoicos y mesozoicos de la Cordillera de la Costa. En algún sector, donde estos cuerpos se encuentran a mayor profundidad, la incisión habría logrando cruzar esta franja más rápidamente que en otros sectores, capturando los cauces provenientes de la cordillera. Esto habría generado una intensa erosión al este de la franja de intrusivos del arco Cretácico Tardío y Paleoceno- Eoceno Medio (arco pre-incaico), que forman el borde oriental de la Cordillera de la Costa, constituyendo la Depresión Central (Fig. 4). Los quiebres de pendiente o convexidades en los perfiles longitudinales de los ríos prosiguieron su avance hacia el este donde tuvieron que cortar una nueva franja de intrusivos (10-12 Ma; como el intrusivo de San Gabriel) y nuevamente se produjo, hacia el este de esta franja, la captura de los cauces provenientes de la regiones más elevadas de la cadena, generando lo que Borde (1966) denominó "cerrojos".

El arco
El arco en este período se desarrolló solamente al norte y sur del segmento de subducción plana, es decir, al norte de 27°S y al sur de 33°S. La región al norte de 27°S, corresponde a la Zona Volcánica Central de los Andes, que se extiende hasta 14°S, mientras que la región al sur de 33°S corresponde a la Zona Volcánica Sur, que se extiende hasta 46°S (Stern et al. 2007).
En el norte de Chile, entre 17°30' y 27°S, se continuó el desarrollo de volcanismo explosivo félsico, dando origen a nuevas cubiertas ignimbríticas; sin embargo, se incrementó relativamente el desarrollo de grandes estratovolcanes andesítico-basálticos y dacíticos. Estos volcanes se encuentran en la Cordillera Occidental, es decir, en la ubicación del arco actual. Debido a las condiciones hiperáridas que dominan la región norte del país, estos volcanes se presentan en general muy bien conservados.
En la región al sur del segmento de subducción plana, entre 33° y 35°S, existen muy pocos restos volcánicos pertenecientes a este período. Al sur de 35°S, comienzan a desarrollarse extensas acumulaciones de lavas andesíticas con una ligera inclinación al oeste, que fueron datadas en 4,2 ± 0,3 Ma (K-Ar, roca total) y que recubren en marcada discordancia angular rocas de la Formación Abanico (Charrier et al. 2002). La actividad plutónica, en cambio, continuó en el sector occidental de la faja corrida y plegada, en la parte oriental de la Cordillera Principal chilena y en la occidental de Argentina, concentrándose en el sector inmediatamente al este del sistema de falla El Diablo - El Fierro. En este momento se emplazaron varios cuerpos cuyas edades (plateau 40Ar-39Ar) están comprendidas en este período. Estos cuerpos son, de norte 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 biotita), Nacimiento Río Cortaderal (8,4 ± 0,3 Ma, en hornblenda y 7,7 ± 0,1 Ma, en biotita) (Kurtz et al. 1997), Granodiorita Cascada (8,4 ± 0,2 Ma, U-Pb en circón) y diorita (8,2 ± 0,5 Ma, U-Pb en circón) en Río Blanco (Deckart et al. 2005) (vease Fig. 7).
El progresivo engrosamiento cortical ligado a la deformación compresiva entre los 10 y los 8 Ma coincide con la formación de numerosos pórfidos de Cu-Mo y algunos de Cu-Au, tanto en la Cordillera Principal en Chile como dentro de la faja corrida y plegada en Argentina. En general, los depósitos porfídicos de este período presentan leyes relativamente bajas (<0,7% Cu) y actualmente ninguno está en explotación. Los ejemplos conocidos son: El Pachón (Bertens et al. 2003, 2006), Amos-Andrés (Collipal 1998), Pimentón (Pardo 2006), West Wall (Ortúzar 2006), Agua Amarga (Cuadra 1986), Rosario de Rengo (Muñoz 2008), Infiernillo (Piquer 2004), Los Bagres (Sillitoe y Perelló 2005), Piuquenes (Méndez y Zappettini 1984), Río de las Vacas (Sillitoe 1977, 1988; Méndez y Zappettini 1984, Ramos 1996), Cerro Bayo del Cobre (Ramos 1996) y Diente Verde (Urbina y Sruoga 2008) (3 en Fig. 3).
La actividad plutónica retornó hacia el oeste a la Cordillera Principal de Chile a partir de los ~7 Ma, junto con la interrupción del volcanismo de la Formación Farellones (Kay et al. 2005); y entre los 6,4 a 4,3 Ma la actividad magmática estuvo ligada a la intrusión de stocks epizonales en zonas de intersección de fallas a las que se asoció la generación de los depósitos de pórfido Cu-Mo mayores a nivel mundial de El Teniente y Río Blanco- Los Bronces (Maksaev et al. 2004, Deckart et al. 2005, Deckart y Godoy 2006) (4 en Fig. 3). Los magmas asociados a estos depósitos cupríferos, al igual que los que dieron origen al yacimiento Los Pelambres en el intervalo comprendido entre ~12 y 10 Ma (Reich et al. 2003), tienen afinidad adakítica (patrones de tierras raras con fuerte pendiente y tierras raras pesadas muy disminuidas, altos contenidos de Sr y Na), carácter que puede ser un indicador de génesis magmática bajo corteza engrosada (Stern y Skewes 1995, 2005, Kay et al. 2005). Cabe mencionar, que la signatura adakítica de las rocas ígneas no se restringe exclusivamente a los pórfidos cupríferos, ya que es común en el volcanismo y plutonismo del Mioceno Tardío en los Andes Centrales y probablemente es producto de procesos corticales tipo MASH, con fraccionamiento de anfíbola y granate (e.g., Kay et al. 1999, 2005, Richards 2002). Los enormes pórfidos de Cu-Mo del Mioceno Tardío- Plioceno Temprano en conjunto superan 200 Mt de cobre contenido (producción mas reservas; Camus 2003) constituyendo la segunda mayor concentración cuprífera de los Andes chilenos, aunque cabe mencionar que la exploración reciente de las partes profundas de Río Blanco - Los Bronces y El Teniente elevarían la cifra anterior a más de 300 Mt de cobre. Estos enormes depósitos representan la culminación del proceso metalogénico iniciado en el Mioceno Medio y fueron la última actividad ígnea antes del desplazamiento del frente magmático 50 km hacia el este; donde a partir del Plioceno Tardío se formó la Zona Volcánica Sur de los Andes; activa hasta la actualidad al sur de 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 límite internacional, que se manifestó con movimientos inversos a lo largo de las fallas (fallas fuera de secuencia en la faja plegada y corrida de Aconcagua y retro-corrimientos en la parte oriental de la Formación Abanico) y la abundante actividad plutónica al este del sistema de falla mencionado debieron generar un nuevo episodio de alzamiento que se agregó al causado al bascularse el orógeno hacia el oeste. Estudio termocronológicos definieron para la región comprendida entre 33° y 38°S un episodio de enfriamiento acelerado de los plutones miocenos entre 7,5 y 3 Ma (Spikings et al. 2008 y Maksaev et al. 2009). Estudios geotermométricos de inclusiones fluidas indican para el período comprendido entre 11,3 y 4,9 Ma, inmediatamente posterior al alzamiento de la Cordillera Frontal, una erosión de 1.500 a 2.000 m a tasas de 0,26 mm/año en intrusivos asociados al yacimiento de cobre porfídico de Andina-Los Bronces (Skewes y Holmgren 1993), que se interpreta como el resultado de fuerte alzamiento en ese momento. Tasas de exhumación aun más altas de 1,1 y 0,6 mm /año desde fines del Mioceno al Plioceno Temprano fueron obtenidas por McInnes et al. (2005) mediante el modelamiento inverso de tiempo-temperatura de dataciones U-Pb y (U-Th)/He en circón y dataciones (U-Th)/He en apatito para los depósitos de Río Blanco y El Teniente, respectivamente. Aunque el resultado de este modelamiento termocronométrico debe tomarse con precaución, éste coincide en señalar un período de erosión acelerada en el período señalado.
Es probable que la expansión de la actividad tectónica hacia el oeste haya alcanzado a los afloramientos de la franja occidental de la Formación Abanico, generando, por ejemplo, los pliegues del Cerro San Ramón (Thiele 1980, Fock 2005, Fock et al. 2006) y de la Carretera El Cobre (Charrier 1981, Charrier et al. 2005b, Jara 2007), y reactivando la falla San Ramón (Charrier et al. 2005b, Rauld et al. 2006), contribuyendo al alzamiento generalizado del orógeno. Si bien, la deformación fue, en general, considerable, el desplazamiento inverso a lo largo de esta falla no puede haber excedido los 3.000 m en consideración a que: 1) La Falla San Ramón es una falla normal posteriormente invertida (Charrier et al. 2005b); 2) el espesor observado de Formación Abanico apenas sobrepasa los 3.000 m (Thiele 1980, Charrier 1981, Wall et al. 1999, Sellés y Gana 2001); 3) la discordancia angular que separa las unidades mesozoicas de las cenozoicas, observada en Angostura de Paine al oeste de la falla (Sellés y Gana 2001), no está presente al este de la misma, indicando que la inversión fue solamente parcial (ver discusión en Charrier et al. 2005b); y 4) las edades 40Ar-39Ar en plagioclasa, U-Pb SHRIMP en circón, y por trazas de fisión en apatito obtenidas en el cerro San Ramón son prácticamente idénticas entre sí, lo cual indica que las trazas de fisión no habrían sido reseteadas y que, por lo tanto, no habría existido un enterramiento suficiente para ello (Fock 2005, Fock et al. 2006). El desplazamiento de las fallas que originaron los pliegues de gran amplitud observados a lo largo de la Carretera El Cobre debió alcanzar a ~1.000 m para formar el anticlinal occidental y a ~700 para el pliegue que le sigue al este (Contreras 2003).

El retroarco
Los estudios realizados en la faja plegada y corrida de Aconcagua permitieron reconocer que, una vez formada la Cordillera Frontal, se comenzaron a producir fallas fuera de secuencia en el sector más occidental de la faja en las inmediaciones del sistema de fallas El Diablo - El Fierro, que implicaron, incluso, la reactivación de este sistema (Giambiagi et al. 2003). Es probable que en este momento se activara también la falla Chacayes- Yesillo, una rama del sistema El Diablo - El Fierro ubicada inmediatamente al oeste de la anterior (Bustamante 2001) y se desarrollaran, algo más al oeste, retro-corrimientos que generaron los pliegues por propagación de falla que afectan a los afloramientos más orientales de la Formación Abanico. Esta actividad tectónica centrada a ambos lados del sistema de falla El Diablo - El Fierro se interpreta como una consecuencia del desarrollo de los dos sistemas de despegue con vergencia al este. Estos sistemas de despegue habrían dado origen a la faja plegada y corrida y a la Cordillera Frontal, respectivamente, y habrían provocado el basculamiento hacia el oeste del orógeno y el retroceso de la deformación hacia el oeste, en territorio chileno.

POST 4 Ma Y SITUACIÓN ACTUAL

En este período la actividad tectónica compresiva debió continuar, permitiendo mayor alzamiento de la cordillera y una fuerte exhumación. En relación con ésto, existen antecedentes de compresión E-O en el Plioceno (4,5 y 2,8 Ma) (Lavenu y Cembrano 1999). Así mismo, estudios de inclusiones fluidas señalan que en los últimos 4,9 Ma ocurrió una segunda etapa de erosión a tasas estimadas de 0,15 mm /año en el sector del yacimiento Río Blanco - Los Bronces (Skewes y Holmgren 1993).
En este momento se emplazó el arco actual. Indicativo de esto son edades de intrusivos obtenidas recientemente en el sector fronterizo de 3,4 ± 0,5 Ma (y 3,5 ± 0,9 Ma para riolitas asociadas) en la vertiente argentina (Ramos et al. 1997) y de 3 a 1 Ma (Muñoz M., en preparación).
En la región central de Chile, estudios recientes, basados en marcadores de incisión, termocronología de trazas de fisión, y análisis de superficies relictas de erosión y de cuencas de drenaje (Farías et al. 2008), permiten deducir que el alzamiento de superficie fue >1,5 km en la vertiente occidental de la cadena y que éste fue relativamente rápido y que se produjo en ~2 millones de años. La parte occidental de la Cordillera Principal se habría alzado ~1 km más que la Cordillera de la Costa y la región occidental de la Cordillera Principal 1-2 km más.
En la actualidad la actividad sísmica superficial se encuentra principalmente asociada con fallas corticales, como el sistema de falla El Diablo-El Fierro, y el régimen de stress es transcurrente dextral (Farías 2007). La sismicidad (razones Vp/Vs y localización de hipocentros) y estudios de magneto-telúrica (AMT) sugieren que estas estructuras se continúan en profundidad en la corteza superior hasta profundidades de, por lo menos, 20 km (Yáñez et al. 2007, Farías et al. en revisión).

CONCLUSIONES

1) La Cordillera Incaica, formada en el Eoceno Medio, constituyó un extenso relieve esencialmente paralelo al margen continental de la parte sur de los Andes Centrales (sensu Aubouin et al. 1993, Gansser 1993). Este elemento paleogeográfico corresponde a uno de los rasgos topográficos más importantes formados en la evolución cenozoica de los Andes en Chile. Separó dos dominios que tuvieron, durante el resto del Cenozoico, evoluciones diferentes, A pesar de ello, en ambos dominios se reconoce un claro control de la actividad tectónica del margen continental, lo cual permite determinar los pulsos de esta actividad y establecer correlaciones temporales a través de este sector andino.
2) El dominio occidental, en el antearco, se caracterizó por una larga historia de erosión y sedimentación. El dominio oriental se caracterizó, en cambio, por presentar hasta ~12 Ma, dos dominios con regímenes tectónicos diferentes, uno al norte y el otro al sur de ~27°S: Al norte, el arco magmático no presentó una migración hacia el este y en su lado oriental se desarrolló una cuenca de antepaís de retroarco con escasa participación de rocas volcánicas y, al sur de esta latitud, el arco sufrió un marcada migración hacia el este, formándose en la región central de Chile una cuenca de intra-arco (Cuenca de Abanico), al este de la cual se desarrolló a partir de ~18 Ma, a 29°30'S, y a ~15 Ma, a 34°S, una cuenca de antepaís en la cual se acumularon abundantes depósitos clásticos resultantes de la erosión de los sucesivos elementos paleogeográficos que se fueron formando.
3) En la evolución cenozoica de la región considerada se reconocen dos eventos compresivos principales: El primero, la orogenia incaica, que dio origen a la Cordillera Incaica, y el segundo, cuyo inicio se produjo en el Oligoceno Tardío- Mioceno Temprano coincidentemente con la orogenia pehuenche (Yrigoyen 1993), que se continuó con varios pulsos hasta comienzos del Plioceno. Los dos eventos y los pulsos del segundo generaron un aumento de los relieves existentes y su consiguiente erosión. Los productos de la erosión formaron gruesas y extensas cubiertas de detritos a ambos lados de la cadena.
4) En el flanco oriental de la Cordillera Incaica, al sur de 27°S, los dos eventos compresivos estuvieron separados por un episodio extensional durante el cual el arco magmático de Abanico (Eoceno Medio-Tardío - Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano) se desarrolló en una ancha y larga cuenca de intra-arco a lo largo de la actual Cordillera Principal chilena, que constituye un elemento paleogeográfico mayor del orógeno andino en esta región.
5) En el dominio occidental, el alzamiento de la Cordillera Incaica se tradujo en una intensa erosión, que dio origen al pedimento de Choja y a la acumulación de potentes depósitos clásticos en la actual Depresión Central. Estos depósitos continuaron durante la etapa comprendida entre los dos eventos compresivos (en la cual en el dominio oriental se desarrolló la cuenca extensional de intra-arco de Abanico, al sur de 27°S). En este momento, la erosión prosiguió en los sectores altos de la Cordillera Incaica y la sedimentación, según los sectores, fue gradualmente traslapando el pedimento de Choja (Formaciones Azapa y Sichal). En el Oligoceno Tardío, al norte de 27°S, coincidentemente con el comienzo del segundo evento compresivo, se inició una intensa actividad volcánica félsica explosiva cuyos depósitos se intercalaron entre los depósitos clásticos (Formaciones Oxaya y Altos de Pica). La actividad tectónica no se detuvo en este período y produjo el desarrollo en los depósitos de una serie de flexuras inducidas por fallas ciegas en el basamento mesozoico. Un nuevo pulso a fines del Mioceno Temprano produjo el rejuvenecimiento de los relieves originado el depósito de la Formación El Diablo y, más al sur, a las gravas de Atacama.
6) La actividad tectónica con vergencia al este que se desarrolló en la Cordillera Occidental y en el borde occidental del Altiplano (región de Chucal) al mismo tiempo que la descrita en el punto anterior, habría estado ubicada en el flanco oriental de la Cordillera Incaica. Los depósitos clásticos del Eoceno al Mioceno ubicados más el este en el Altiplano boliviano parecen provenir de este relieve elevado, en una región donde el arco magmático se mantuvo esencialmente estático (sin migración oriental), la cuenca extensional de Abanico no se desarrolló y donde, en cambio, se desarrolló una cuenca de antepaís de retroarco.
7) El desarrollo de un arco magmático estático al norte de ~27°S y el desarrollo de una amplia cuenca extensional de intra- arco (cuenca de Abanico) hacia el sur de esa latitud sugiere la existencia de una marcada segmentación del orógeno a partir del Eoceno Tardío. La franja de Maricunga, entre 26 y 28°S, representaría la zona de transición. En ella, si bien el volcanismo se inició recién en el Oligoceno Tardío (26 Ma), se manifiesta una clara transición desde signaturas geoquímicas de corteza delgada, tal como más al sur en los depósitos de la cuenca de Abanico, hacia signaturas que indican un gradual engrosamiento cortical en el Mioceno Temprano y Medio, tal como se observa en la Formación Farellones, en la región central de Chile.
La coincidencia de esta segmentación con el límite austral de la Puna sugiere un control estructural y geoquímico de esta unidad morfoestructural, que se remontaría hasta el Eoceno Tardío y que probablemente esté relacionada con la estructuración del la corteza continental a lo largo del margen continental. Posiblemente, este límite se corresponda con el borde norte del terreno alóctono de Chilenia.
Así mismo, la importante actividad volcánica explosiva félsica desarrollada, al norte de 27°S, a partir del Oligoceno Tardío, podría estar controlada por esta segmentación y probablemente sus características geoquímicas respondan a una litósfera continental de naturaleza diferente en esa dirección (presencia del terreno de Arequipa-Antofalla, al norte, versus la de Chilenia, al sur), o sea, como lo propusieron Mpodozis et al. (1995), la presencia de un bloque más radiogénico en isótopos de Sr al norte de otro menos radiogénico, al sur. Este límite entre terrenos del basamento también se refleja en isótopos de Pb de rocas paleozoicas y más jóvenes en ese sector (Tosdal 1996).
8) En el dominio oriental, la evolución a partir de la orogenia incaica, permite reconocer los siguientes eventos (Fig. 8), que presentan una buena correlación con los eventos detectados para el dominio occidental (vease conclusión 5):


Figura 8: Correlación entre los eventos tectónicos y depósitos cenozoicos en ambas vertientes de la Cordillera Principal en Chile y Argentina centrales. Los eventos marcados con E corresponden a los detectados por Giambiagi et al. (2003) para el Neógeno en la vertiente Argentina. Se observa que: La inversión tectónica (W1) se refleja en los depósitos de la cuenca de antepaís en Argentina con un ligero retardo (E1), la migración hacia el este 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 a continuación del alzamiento de la Cordillera Frontal (E3) y fue contemporánea con el fallamiento fuera de secuencia (E4). En la actualidad hay actividad tectónica en ambas vertientes del orógeno.

- Desarrollo, al sur de ~27°S, de una cuenca extensional de intra-arco (cuenca de Abanico), en el Eoceno Medio-Tardío y el Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano.
- Inversión tectónica de la cuenca de Abanico, en el Oligoceno Tardío-Mioceno Temprano y el Mioceno Temprano, durante la cual la deformación migró hacia el este hasta el borde de la anterior cuenca extensional.
- Migración al este de la deformación y el magmatismo, en el Mioceno Temprano y Mioceno Tardío temprano, desarrollo de las fajas plegadas y corridas y el basculamiento del orógeno hacia el oeste.
- Expansión tectónica, en el Mioceno Tardío tardío y el Plioceno Temprano, que incluye una reactivación fuera de secuencia en las fajas plegadas y corridas, retrocorrimientos con vergencia al oeste, deformación en la parte occidental de la Cordillera Principal chilena, instalación definitiva del arco en su posición actual y manifestaciones magmáticas mineralizadas en el sector occidental de la Cordillera Principal.
9) La erosión en el flanco occidental de la Cordillera Incaica y de los arcos magmáticos que le sucedieron, controlada por los pulsos tectónicos que afectaron la cadena durante el Cenozoico, determinó la formación de extensas cubiertas de gravas hacia el retroarco, de las que hoy en día se reconocen sólo remanentes a lo largo de las estructuras que separan a las unidades morfoestructurales de la vertiente oriental de la Cordillera de los Andes.
10) En todo el antearco andino se desarrolló en el Mioceno Tardío una pedimentación generalizada. Este proceso fue interrumpido por el inicio de la incisión provocado por el alzamiento y basculamiento generado por el cabalgamiento de la cadena hacia el retroarco.
11) De acuerdo con la edad de estos pedimentos y su ubicación actual a alturas que llegan a los 3.000 m s.n.m., se puede concluir que el alzamiento principal andino tuvo lugar en el Mioceno Tardío, sin descartar movimientos posteriores, aunque a partir de ~4 Ma el desplazamiento de las grandes fallas paralelas al margen continental es predominantemente transcurrente dextral.
12) Los episodios de mineralización hidrotermal mayor de tipo pórfido de Cu- Mo en Los Andes Centrales se formaron en etapas tardías de la evolución de los arcos magmáticos cenozoicos, normalmente después de eventos importantes de engrosamiento de la corteza por efecto de deformación compresiva (e.g., Kay et al. 1999, Haschke et al. 2002, Richards 2003, Richards y Kerrich 2007). Efectivamente, las intrusiones ligadas a los sistemas porfídicos mayores presentan una signatura adakítica, consistente con magmas generados bajo corteza engrosada. Estas intrusiones, cuyo emplazamiento fue frecuentemente controlado por fallas mayores, representaron el término de la actividad ígnea ligada a sus respectivos arcos magmáticos.

AGRADECIMIENTOS

El presente trabajo es una contribución al Proyecto CONICYT Anillo ACT-18 "Control Tec-tono-magmático de Depósitos Minerales Gigantes en el sistema de subducción de los Andes Chilenos entre 32°-36°S: Una aproximación multidisciplinaria" (TECMA-GOD-MULTI). Se agradece a Andrés Folguera la invitación a presentar estas ideas en la sesión de Tectónica Andina en el Congreso Geológico Argentino en Jujuy, 2008, a Nicolás Blanco por proporcionar información inédita y, en especial, a los revisores del manuscrito, los colegas Víctor A. Ramos y Thierry Sempere, por sus muy valiosos comentarios y sugerencias.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

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