Paleolago Tiliviche y Sus Relaciones Estratigráficas

Paleolago Tiliviche y Sus Relaciones Estratigráficas y
Pleoclimáticas, Cuenca Pampa del Tamarugal, I Región,
Chile
1
1*
2
2
Naomi Kirk-Lawlor , Teresa Jordan , Jason Rech , Sophie Lehmann
1
Department of Earth & Atmospheric Sciences, Cornell University, Ithaca, NY 14853, USA
2
Department of Geology, Miami University, Oxford, OH 45056 USA
*E-mail: tej1@cornell.edu
Resumen. En el sector occidental de la Depresión Central
entre latitudes 19°20’ y 19°40’S, parte de la Cuenca Pampa del Tamarugal actualmente bajo condiciones hiperáridas del Desierto de Atacama, afloran estratos caracterizados por diatomitas, areniscas, y arcillas que rellenan una
paleorelieve labrada en el basamento. Por sus características sedimentarias, fauna, y la pureza y continuidad lateral
de las diatomitas, se interpreta que se depositaban en un
ambiente lacustre. Dataciones nuevas y magnetoestratigrafía publicada antes sugieren que la edad del paleolago
es 11 a 9 Ma en el este, y seguía hasta más joven en el
oeste. La Cuenca se evolucionó desde un drenaje exorréico hacia parcialmente endorréico tarde en el Mioceno medio, y fue exorréico durante el Plio-Cuaternario. Se interpreta que el lago formó durante la transición de larga escala temporal regional desde clima semi-árido hacia hiperárido, cuando todavía estaba húmedo en la alta cordillera
Andina vecina. Después, durante largos intervalos de mayor intensidad hiperárido, el sector oriental de la Pampa del
Tamarugal acumulaba paleosuelos salinos mientras que
en el sector occidental acumulaba sedimentos químicos
(yeso estratificado) cuando y donde la napa freática subía
hasta donde se evaporaba.
En el sector oriental de la Depresión Central, la gran parte
del pediplano por encima de la Fm. El Diablo es un suelo
relicto salino, endurecido por yeso y halita (Lehmann et al.
2009). Estos suelos salinos son productos de la exposición
en un ambiente hiperárido por millones de años (Ewing et
al., 2006; Rech et al., 2006). Para las terrazas dentro la
Queb. Aroma y el pedimento a su borde (Fig. 1), Evenstar
et al. (2009) ocuparon isótopos cosmogénicos para mostrar
que, dentro ~15 Ma durante cual la hiperaridez era común,
ocurrieron intervalos de mayor actividad geomorfológica.
Un ejemplo de mayor retrabajo en la pampa ocurrió a las
~7 Ma, y otro que terminó a las ~2.8 Ma labró la terraza
principal (Evenstar et al., 2009).
2 Los Sedimentos Lacustres
La unidad de diatomita se estira por más de 16 km en dirección este-oeste (70º05’ a 69.95°W) (Figura 1). En el
oeste, capas blancas espesas constan de más de 95% diatomeas y fragmentos de diatomeas. Las diatomeas de formas estiradas predominan, con simetría bilateral y longitud
entre 5 µm a 300 µm. Fragmentos de diatomeas (< 5 µm)
constituyen 40-75% de esta facies. Dentro estratos color
rosado las diatomeas (75-85%) se mezclan con arcilla y
arena. En este sector occidental, un miembro inferior de
casi pura diatomita alcanza 20 a 35 m de espesor, y un
miembro arcilloso superior mide 25 a 40 m (Figura 2). Un
yacimiento explotó el miembro inferior.
Palabras claves: depósitos lacustres; cuenca de antearco;
diatomitas; paleoclima; Atacama
1 Introducción
En la cuenca del antearco de Chile (Depresión Central o
Cuenca Pampa del Tamarugal) en una zona de 500 km2
afloran estratos ricos en diatomita. Este trabajo evalua su
significado paleogeográfico y paleoclimatológico.
En el este donde la Rt. 5 cruza las Queb. Tana y Tiliviche,
la unidad se expresa en una serie alternante entre diatomitas rosadas y areniscas gris oscuras, con niveles calcíticos
poco frecuente. Las diatomitas, de 1-30 cm de espesor,
llevan arcilla y arena. Las capas más puras en diatomeas se
engruesan hacia el oeste. Las areniscas gris oscura, 5-50
cm en espesor, se caracterizan por granos bien seleccionados de arena mediana a gruesa y grava fina, con laminación horizontal y entrecruzamiento. Pozos exploratorios
exponen ≥3 m espesor de diatomita.
Los estratos afloran en las laderas de las Queb. Tiliviche y
Tana, en los cortes de la Ruta 5, y en pozos de 2 a 4 m de
profundida excavados para producción y exploración para
diatomita, y para áridos. El espesor no supera los 70 m.
La secuencia estratigráfica aflorada consta hacia arriba en
unidades Mesozoicas igneo-metamórfico-sedimentario,
estratos pardo-rojas consolidadas de edad incierta, la unidad con diatomitas y, sobre una discordancia erosiva, gravas fluviales y evaporitas. Muzzio (1986; 1987) y von
Rotz et al. (2005) agrupan los estratos ricos en diatomeas
con la Fm. El Diablo.
634
Por la fauna, la pureza de las diatomitas en sectores occidentales, y la falta de evidencia de plantas asociadas a las
diatomitas, interpretamos estos estratos como una facies
lacustre. La transición hacia facies más siliciclásticos hacía
el este sugiera que el margen oriental del lago consistía en
una delta, suministrado por quebradas y ríos que drenaron
los Andes. Informalmente, lo nombramos el Paleolago
Tiliviche. El mapeo de las diatomitas indica que la facies
no representa un paleo-horizonte, sino una manta que tapaba el fondo con relieve compleja de un lago profundo.
3 Relaciones Estratigráficas y Edad
Dos tobas relacionadas aflorada en la Queb. Tana por la Rt
5 controlan la edad de formación y destrucción del paleolago Tiliviche (Tabla 1). Muestra 2011-11, una toba de 30
cm de espesor intercalada a un nivel 15 m por encima de la
base de la columna aflorada, indica una edad de
10.86±0.04 Ma. La muestra 2011-1, una toba blanca de 8
cm de espesor que rellena un canal somero labrado en el
conglomerado cuspidal, tiene una edad de 3.04±0.03 Ma.
Atado por la toba 2011-11, la magnetoestratigrafía de los
estratos lacustres aflorados por Rt 5 en Queb. Tana (Von
Rotz et al. 2005) se correlaciona a la escala global en el
rango entre 11 y 9 Ma. Se indica millones de años de hiato
durante el Mioceno superior y Plioceno por una toba intercalada en la arenisca clara por encima de la diatomita que
dió 5.5+/-0.6 Ma (Naranjo and Paskoff, 1985) y por la
muestra 2011-1. Además, ~3 km al sur de la Q. Tiliviche,
Allmendinger et al. (2005) dataron en 3.49+/-0.04 Ma una
toba intercalada en las evaporitas por encima de la facies
diatomita.
Figura 1. Límites del paleolago Tiliviche (linea punteada). Linea roja marca la Rt. 5.
Cercano a la Rt.5, encima de estas litologías intercaladas,
sigue arriba una discordancia erosiva y areniscas gris claras con buena selección y entrecruzamiento (Figura 2).
Donde hay 8 m de esta unidad, son comunes estratos de
espesores 1 a 30 cm. Por encima de una segunda discordancia erosiva afloran 1-2 m de gravas pardas, entrecruzadas en artesa.
Tabla 1. Análisis de edades; laboratorio de geocronología
SERNAGEOMIN, Santiago.
Muestra
NKL
201111
2011-1
Figura 2. Las facies se transicionan entre un predominio de
diatomitas en el oeste hacia un sector de intercalaciones de diatomitas y areniscas en el este. A) yeso y halita; B) conglomerados
entrecruzados; C) areniscas finas a medianas, gris claros, con
entrecruzamiento; D) areniscas gruesas, gris oscuras, intercalada
con lutita (arcilla y limo) y diatomita; E) diatomita rosada en
capas gruesas; F) diatomita blanca en capas gruesas; G) estratos
siliciclásticos; H basamento cristalino. Rayas diagonales indican
cobertura.
método/
mineral
Ar/Ar
biotita
tipo
Ar/Ar
biotita
plateau
100%
plateau
97%
edad
(Ma)
10.86
error
(Ma)
0.04
3.04
0.03
Edades entre 11 y 9 Ma para la facies lacustre indica que
es la facies distal de la parte superior de la Fm. El Diablo
(Parraguez, 1998; Pinto, 1999; Farias et al., 2005; von
Rotz et al., 2005).
Es llamativo que el paleolago rellenaba paleoquebradas
más amplias y menos profundas que las actuales. Estas
quebradas podían haber sido labradas por ríos correspondiendo a la depositación de las formaciones del Mioceno
inferior y medio (Fm. Oxaya y miembro inferior de la Fm
El Diablo).
Donde se encuentran diatomitas en la Pampa de Tiliviche,
los estratos cuspidales son pocos metros de evaporitas.
Especialmente diagnóstico entre las evaporitas son areniscas cuyos clastos son yeso (gypsarenita), que forman capas
delgadas (1-5 cm). Un componente menor en las capas
yesosa es diatomeas.
635
in the northern Atacama Desert, Chile. In Geological Society of
America Annual Meeting, 244-33.
4 Conclusiones
A pesar de un estado de hiperaridez dentro la Pampa de
Tamarugal en general, se interpreta que el clima durante
los últimos tiempos de la Fm. El Diablo, ~11 a 9 Ma, era
suficientemente húmedo en las alturas de los Andes para
que corrían ríos permanentes. Donde el paleo-Queb. Tiliviche/Tana cruzaba la Cordillera de la Costa, el río se encontró parcialmente bloqueado y un lago se formó. Es probable que el lago no era endorréica sino que suministraba
un río en su extremo occidental. A los 9 Ma, llegó un grado de hiperaridez en cual los procesos hidraúlicas dejaron
de suministrar sedimentos a la Cuenca Pampa del Tamarugal (Nester y Jordan, 2012), y el lago se achicaba hasta que
servía como superficie de salares. Por fin, más joven que
3.0 Ma, las quebradas cortaron fuertemente, dejando el
paleosalar sin una napa freática somera.
Muzzio J., G. 1986, Geología de los cuadrángulos Caleta Camarones,
Cuya Punta Gorda y Cerro Atajaña, I región, Chile. Informe de
Avance: SERNAGEOMIN, Chile.
Muzzio J., G. 1987. Geologia de los cuadrángulos Pisagua, Zapiga,
Caleta Buena y Huara. Informe de Avance, Proyecto Hoja Pisagua: SERNAGEOMIN, Chile.
Naranjo, J.A.; Paskoff, R. 1985. Evolución cenozoica del piedemonte
andino en la Pampa del Tamarugal, norte de Chile (18° -21°S),
In IV Congreso Geologico Chileno, Actas 4: 149-165. Antofagasta.
Nester, P.L.; Jordan, T.E. 2012. A Forearc Basin in Northern Chile:
The Intersection of Tectonics and Climate, In Recent Advances
in Tectonics of Sedimentary Basins, Blackwell Publishing. Busby, C.; Azor, A. editors, 369-381. Oxford, England.
Parraguez, G.V. 1998. Sedimentologia y geomorphologia producto
de la tectonica Cenozoica, en la Depresion Central, Pampa de
Chaca, 1 Region Tarapaca, Chile. Santiago, Chile, Universidad
de Chile.
Agradecimientos
Agradememos a Antonio Díaz Tapia por numerosos servicios asesorios de terreno, a Carlos Perez de Arce de
SERNAGEOMIN por esfuerzos analíticos en el laboratorio de geocronología, a la National Science Foundation
(USA) por el apoyo fiscal del proyecto EAR-0609621, y a
la National Science Foundation Graduate Research Fellowship program (USA).
Pinto, L. 1999. Evolución tectónica y geomorfológica Cenozoica del
borde occidental del Altiplano y su registro sedimentario entre
los 19º08'-19º27'S (Región de Tarapacá, Chile): Santiago, Chile,
Universidad de Chile.
Rech, J.A.; Currie, B.S.; Michalski, G.; Cowan, A.M. 2006. Neogene
climate change and uplift in the Atacama Desert, Chile. Geology
34: 761-764.
von Rotz, R.; Schlunegger, F.; Heller, F.; Villa, I. 2005. Assessing
the age of relief growth in the Andes of northern Chile: Magnetopolarity chronologies from Neogene continental sections: Terra
Nova 17: 462-471.
Referencias
Allmendinger, R.W.; Gonzalez, G.; Yu, J.; Hoke, G.; Isacks, B. 2005.
Trench-parallel shortening in the Northern Chilean Forearc: Tectonic and climatic implications. Geological Society of America
Bulletin 117: 89-104.
Evenstar, L.A.; Hartley, A.J.; Stuart, F.M.; Mather, A.E.; Rice, C.M.;
Chong, G. 2009. Multiphase development of the Atacama Planation Surface recorded by cosmogenic He-3 exposure ages: Implications for uplift and Cenozoic climate change in western South
America. Geology 37: 27-30.
Ewing, S.A.; Sutter, B.; Owen, J.; Nishiizumi, K.; Sharp, W.; Cliff,
S.S.; Perry, K.; Dietrich, W.; McKay, C.P.; Amundson, R. 2006.
A threshold in soil formation at Earth's arid-hyperarid transition.
Geochimica et Cosmochimica Acta 70: 5293-5322.
Farias, M.; Charrier, R.; Comte, D.; Martinod, J.; Herail, G. 2005.
Late Cenozoic deformation and uplift of the western flank of the
Altiplano: Evidence from the depositional, tectonic, and geomorphologic evolution and shallow seismic activity (northern Chile
at
19
degrees
30
'
S).
Tectonics
24
(4)
doi:10.1029/2004TC001667.
Hoke, G.D.; Isacks, B.L.; Jordan, T.E.; Blanco, N.; Tomlinson, A.J.;
Ramezani, J. 2007. Geomorphic evidence for post-10 Ma uplift
of the western flank of the central Andes 18 degrees 30'-22 degrees S. Tectonics 26 (5), doi: 10.1029/2006TC002082.
Lehmann, S.; Rech, J. A.; Currie, B. S.; Jordan, T. E.; Riquelme, R.
2009. Redefining the Tarapacá pediplain: analysis of relict soils
636