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• Thiare Daniela Ceballos

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FUNDAMENTOS DE

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ED ITAD O POR E L ONST ITUTO GEOGR A FIC O MILITAR 1 9

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PERSONALIDAD DEL AUTOR La destacada y relevante personalidad del autor de esta obra es sobradamente conocida en todos los círculos científicos del país y del extranje ro, porque la vastedad de su labor geológica ha sido ampliamente divulgada y constituye el aporte más valioso a los conocimientos de esta ciencia en lo que se relaciona con nuestra tierra, gigantesco museo de fenómenos geológicos. Se puede asegurar, sin temor a equivocarse, que el Dr. Brüggen es el primer hombre de ciencias que abordó un estudio integral y minucioso de las características geológicas de nuestro territorio, · recorriéndolo en su casi totalidad, estudiando en ,ada zona con febril interés y abnegada concentración cada uno de los complejos a spectos de su suelo, obteniendo un vasto y magnífico acopio de datos y antecedentes que ha divulgado por doquiera en textos, folletos, publicaciones y conferencias. -ª o· eccion del Instituto G eográfico Milita r, movida por la sobresalie nte persona lidad del Dr. Brüggen y como un home na je de gratitud a sus· esfuerzos, ha decid ido edita r este libro, que contiene un resume n de la obra de su vida, apreciada en más de 70 publicaciones aparecidas en Chile y en el extranjero. El Dr. Brügge n ha sido un incansable propagandista de las riquezas mineras y de las bellezas panorámicas de nuestra Patria; noble cruzada que ha reolizado a tTavés de sus obras y en sus tres viajes al Viejo Contine nte, en cuyos principales centra s científicos y docentes ha dictado innumerables conferencias dando a conocer en forma ame na y brillante estos a spectos. Entre la multitud de labores de carácte r geológico desarrolladas por el Dr. Brüggen, cabe destacar que fué el primero que en el país ha dado normas claras y precisa s en esta Ciencia, uniformando especialmente su terminología, definiendo con precisión, cada vocablo que concierne a la materia.

2677

-

IV -

La Biografía sucinta que del autor publicamos a continuación, nos dará una idea aproximada de la prolifera obra desarrollada por él, acervo de su aporte al conocimiento de su patria de adopción. Nació el Dr. Juan Brüggen Messtorff en Lübeck, Alemania, el 25 de abril de 1887, ciudad en cuyo Gimnasio cursó humanidades hasta el año 1905. Después estudió Geología en las Universidades de Jena, Zürich, Viena y Bonn. En esta última se graduó de Doctor en Filosofía, el 22 de noviembre de 1910, con una memoria sobre LOS FOSILES DEL CRETACEO EN EL PERU. Hasta julio de 1911 , sirvé como profesor auxiliar en el Instituto Geológico de la Escuela Politécnica de Delft en Holanda. Allí estaba cuando lo contrató el Gobierno de Chile para el Ministerio de Obras Públicas, en donde prestó sus servicios hasta abril de 1917, fecha en que es nombrado Profesor de Geolog ía de la Escuela' de Ingeniería, recibiendo el año 1919, además, el nombramiento de Profesor de Minerología de la misma. El año 1923 es nombrado profesor de Geología del Instituto Pedagógico. Fu~ profesor de esta misma cátedra en la Academia de Topografía y Geodesia del Instituto Geográfico Militar desde el año 1929 hasta 1934. Recientemente, el 5 de octubre de este año, ha sido honrado con el nombramiento de miembro Académico de la Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas de la Universidad de Chile. Desde 1911, año en que llegó al eaís, ha efectuado tres viajes al extranjero; en el primero, realizado en 1921 y 1922, se especializó en algunos ramos de mineralogía en la Universidad de Berlín y en el Servicio Geológico de Prusia. El segundo viaje, que efectuó en los años 1932 a 1933, lo aprovechó para, dictar quince conferencias en diferentes Universidades y Ce ntros científicos sobre geología, volcanismo, morfología y paisajes de Chile. El último viaje lo realizó en los años 1937 y 1938 a invitación de cinco Univer~ sidades y Escuelas Polité cnicas alemanas, en las cuales dictó alrededor de diesiciete conferencias. A su vuelta, al pasar por Argentina, dictó, además, algunas otras en las Sociedades científicas y mineras de Buenos Aires. La Dirección del In tituto Geográfico MJlitar.

I NTRODUCCION El presente ·bro contiene una compilación de investigaciones que ejecuté en < osi 40 a ños de es-,_dios. E:r, ~ :r·-e·:::s seis años se trató de exploraciones sistemáticas de la zona carbo~ c 11e -- •= e e efectuar como geólogo del Ministerio de Industrias y Obras Públic:m.. & :i:::rs siguientes ded iqué la mayor parte de mi tiempo a la enseñanza de ~ -w::, y Geología, de manera que pude aprovechar solamente los meses de -::-- =-es poro las investigaciones en el terreno. Ade más, éstas ya no obedecían a - - ~ ::i, coordinado, sino se trataba de informes sobre tópicos prácticos, pedidos unos =,:;:· e l Supremo Gobierno, otros por particulares . . Por esto no fué posible ceñirme sis+emáticamente a algún plan científico. Sin embargo, en los viajes a las minas, a los s· ios de tranques proyectados, etc., siempre pude hacer observaciones sobre la C"':orfología del terreno atravesado, sobre la geología glacial, terrazas, etc. En el p esen1e libro tra to de unir todas estas observaciones en un conjunto sistemático. Algunos advertirán la ausencia de una investigación más detallada de los proble-.os por determinaciones paleontológicas, microscópicas, etc. Por desgracia, el ··empo d isponible no permitió tales estudios de laboratorio, porque tuve que atender o 20 y más hora s de clases semanales. El libro actual tiene un antecesor en mi obra: " Grundzüge der Geologie und LagerrlaHenkt1nd e Chiles" (Fundamentos de la Geología y de los depósitos minerales de Chile) que fué editada e n 1934 por la Sección de Cie ncias Matemáticos y Natura les de la Academia de Heidelberg. Le estoy muy agradecido a la Dirección del Departa mento de Minas y Petróleo que, en el mismo año, hizo traducir el libro. Pe,-o le · presión de lo traducción de bió postergarse de un año a otro, porque en :Je"'::S , :o·es de estud·o hice continuamente observaciones nuevas que debían agre=-= = ·ex::: de o ero que hoy, lo extensión del libro se ha duplicado. s ·ero que no me fuero posible publicar también la segunda parte de los fundo entos de la geolog ía de los depósitos de minerales. Pero la revisión demorará todavía a lgún tiempo. Expreso mis más sinceros agradecimientos al Instituto Geográfico Militar por ober acogido con g ran benevolencia la impresión y edición de la obra, dando tocios los fa cilidades para hacerlo aparecer en la mejor forma posible, publicando los _- erosos p lanos y perfiles y, especialmente, el mapa geológico en colores. Agradezco también a la Caja de Crédito Minero el interés y ayuda que prestó a lo obro. Muy reconocido estoy de los señores Jorge Muñoz Cristi y Héctor Flores Wi/liams y a la Corporación de Fomento por haberme facilitado el "Bosquejo Geológico" comp ilado por los dos ingenieros citados y que aparecerá en la Geografía Económica q ue publicará dicha Corporación. He coloreado el plano, ampliándolo en algunas portes. Dr. Juan Brüggen.

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INDICE

Pág. :..-:J~cripción orográfica

1

- -La Geología.

A-Las rocas fundamentales preterciarias. Las pizarras cristalinas y el paleozoico El Triásico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..... 3. La Formación Porfirítica ,!. Paleogeografía y movimientos tectónicos del mesozoico y el plegam iento prin cipal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5. Intrusión de las granodioritas y edad de la Cordillera de la Cos,ta ?

7 12 15 16 19

J3.-El desarrollo de los Andes después del plegamiento cretácico. l. Las capas de la Quiriquina . . . 2. Los sedimentos terciarios . . . . . . . ..... 3. Las dislocaciones del Terciario inferior . . . . . . . . .. . . . . . 4. La penillanura terciaria, el Plioceno y las dislocaciones del Terciario superior . . . . . . . . . . . . . . .... · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..... 5. El Valle longitudinal de Chile Central. a) La cuenca de Santiago . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. b) El Valle Longitudinal al sur de la cuenca de Santiago

38 40

52 60 69 79

C.-Los Andes del norte de Chile. l. 2.

Las areniscas Puca de Corocoro en Bolivia . . . . . . . . . . . . . .... . L.as areniscas rojas de la Puna de San Pedro de Atacama ..... . a) Las areniscas mesozoicas. (La formación roja de Caleta Coloso. Las formaciones rojas en la Puna de Atacama. E l perfil de Purilactis en San Pedro. La formación petrolífera de Siglia) o La formación de San Pedro (Terciario) . . . . . . . ... ..

Esrratigrafía compa rada de las formaciones rojas de San Pedro de :\tacama con las ele Bolivia y Argentina 4. Las dislocaciones del Cretáceo y Terciario superior en el norte de Chile .. . .. . . .. .................... . 5. La formación riolítica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... . . .... . a) El distrito de Pica en Tarapacá . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . .

84

96 96 106

3.

109 116 117 118

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3

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5a:i P edro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. Rest:men sobre las grandes fo sas lo ngitudinales . . . . . . . . . . .. , . EJ ciesa.:-ollo de los Andes del norte de Chile después de su sole..m,amiento tercia rio. a) La edad del sol evantamiento y la for mación de los ,·aJles andinos b) E l g ran lago Soledad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . c) L os sedimentos recien tes y el agua subterránea en la Pampa del T amarugal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . d) La edad del reli eve de los cerros del n o rte de Chil e y la denudación en el clima desértico .. .. .. . . .. .. .. .. .. 6.

123'. 13 1 134 136· 138 142· 146·

148.

151 15 3

160·

D.-Las formas de la costa. l.

La costa del norte de Chile, desde Arica a Chañaral. La morfología del fondo del mar. La península de Mej illones . . . . . . . . .. . . 2. La costa en tre Chañaral y Coquimbo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3. Las costas del centro de Chile . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . 4. L a costa de Valdivia y Llanquihue . . .. ... . . .. .... . ..... . .... . . . . . . . . .... . 5. Chiloé y sus mares interior es . . . . . . 6. Patagonia y Magallanes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. .. .

JE.-La l.

,-2. 3 4. 5. 6. 7. 8. 9. 10.

11. 12.

171' 187 195

202· 204 206-

glaciación actual y cuaternaria de los Andes. El norte de Chile hasta el Acon cagua .. . .. . L a región de Santi ago . . . . . . . . . . . . . .. . . . L a región entre el río Laja y Temu co ..... . La región de los lagos del sur . . . . . . . .... . Chiloé y la Patagonia noroccidental . . . . . . . . . .. . La r egión de Ofqui . .... .......... . .. . .. .. . ............. .. L a Patagonia suroccidental . . . . . . . . . . . . . . . . . . , . . . . . . . . . . . . . . L a Patagonia suroccidental y Magallanes durante las épocas glaciales .... . .... .. . ... .•. . . . . . . . . . ....... . . . .. . . . . . . . ..... . Resu men de la geología glacial de Chile . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. Cronología de las épocas glaciales de Chile . . . . . . . . . . . . . ..... La expansión de los bosques en el sur durante la época postglacial Cambios del clima chileno en los tiempos históricos . . . . . . . . . . . .

212· 215 l< .

226· 229 232· 237

242· 245· 248

25Z. 257

2601

F.-El volcanismo.

l. L as efusiones riolíticas del terciario medio 2. El volcanismo moderno

26S: 27Z

l .- DESCRIPCION OROGRAFICA

•

En su m~yor extensión, Chile es un país netamente andino; además, .comprende ciertas islas oceánicas y parte de las mesetas patagónicas. La Tierra de O 'Higgins, en la Antártica, que se describirá al fin.al, debe considerarse como la continuación de la Cordillera de los Andes por su estructura geo1ógica. El rásgo priñcipal de la morfología de Chile es la subdivisión en Cordillera de los Andes, Valle Longitudinal o Central y Cordillera de la Costa. Esta cliv-isión aparece en forma muy pronunciad'a en el norte, en la provincia de Tarapacá y, en la zona central entre Santiago y 'T emuco; pero también puede observarse en otras partes del p¡:i,ís. Hasta el Terciario medio, ambas cordilleras formaban una sola serranía de plegamiento expuesta a una fuerte denudación. Sólo en el Terciario superior se originó la división tripartita por el hundimiento del Valle Central. Chile tiene una longitud de 4.000 kilómetros, o sea, la distancia entre Copenhague y Tombuktú. Se comprende que dada su gran longitud, las diferencias climáticas entre las diversas regiones sean considerables, lo que se traduce ·en una gran variedad de formas superficiales, a p esar de que su es• a geológica es bastante uniforme desde Arica hasta Cabo de Hornos.

_/ ~ e s y Patagoniá,- En la reg10n meridional, si pres(lindimos de .. • , .... :ecr ac:ión del terreno en numerosas islas, los Andes forman una cad ena de montañas del tipo alpino, cu:}!.as laderas están cubiertas por densas e-h-a y la alturas por nieves et ernas. Entre 1.000 y 1.500 m. se halla una pronunciada superficie de denudación que constituye . el nivel meclio de l os cerro , de los cuales pocos sobrepasan los tres mil metros; solamente el mone ....an ,alentín, situado al inter.ior del istmo de Ofqui, alcanza a cuatro mil metro-. El límite de las nieves eternas sube desde 900 metros en Magallanes, a 1.500 metros en el interior de Llanquihue. En los cerros y valles predominan las formas glaciales y abundan los lagos de diversos tamaños. Casi tod'a la Cordillera Patagónica está cortada por fiordos, cuyas profundidades a veces sobrepasan los 1.200 metros. En el extremo sur, hasta el canal de Ultima Esperanza, estos fiordos atraviesan toda la cordillera y alcanzan hasta la meseta patagónica.

2

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DR. JUAN BRÜGGEN.

En el Golfo Corcovado, que separa la Isla éte Chiloé del continente, aparece por primera vez una depresión longitudinal parecida al Valle Central. Hacia el Nl., esta depresión sigue corpo Valle longitudinal de Puerto MonttOsorno que termina en nna cadena de elevaciones que corren de Este a - -~te, al sur del río Valdivia. Tanto en las islas del Golfo Corcovado como también en el Valle Longitud'inal de Osorno el suelo está formado casi exclusivamente por sedimentos glaciales y fluvioglaciales, pero probablemente bajo ellos habrá mayor extensi_ó n de capas del Terciario Inferior. Chile Meridional hasta el Bío Bío.- En esta región la Cordillera de los· Andes conserva en general las mismas formas y alturas que en la Patagonia. En ella se distingue claramente una · antigua superficie de denud"ación situada a la altura de 2.200 metros y caracterizada por una cubierta d'e rocas volcánicas del Terciario Superior . Encima de esta superficie se elevan los aislados conos volcánicos de los cuales el Llaima pasa de 3.000 metros. Los volcanes, cuyo i:epr esentante más austral es el Monte Burney, están alineados en el bord'e occidental de los Andes. Aparecen en mayor número al norte del Istmo de Ofqui, pero sólo en el sur y centro de Chile dominan el paisaje de los Andes debido a su altura. Entre el río Valdivia y 'femuco no existe un verdadero valle centr&l. Allí se encuentran solamente valles fluviales bastante añchos, orientados aproximad"amente en dirección N-S y separados. por altas cadenas montañoas. En TeÍnuco comienza el gran "Valle Central de Chile" que se puede seguir sin interrupción hasta San Fernando. En la parte sur, es decir, hasta el Bío Bío, el subsuelo de la ancha depresión está compuesto por las marre.nas de la penúltima glaciación; en ellas los afluentes de este río han excavado hondos valles que alcanzar1 hasta 100 metros de profundidad'. Algunos ·eerros que sobresalen en forma de islas del suelo del valle, especialmente en la pa:r;te comprendida entre los ríos· Laja y Bío Bío, no son suficientes par a borrar la impresión de ancha depresión que deja el valle longitud'inal. Cerca de Traiguén, la depresión avanza hacia el oeste constituyendo extensas planicies intercaladas entre las cadenas de ,la Cordillera de la Costa. Los fiordos y bahías d'e los And"es patagónicos son r eemplazados por los hermosos lagos del sur de Chile, cuyas aguas han sido estancadas por las mo- ,. rrenas del avance postglacial. La parte oriental de los lagos, que queda ya dentro de los Ándes, presenta a veces el carácter de fiord'os. Donde empieza: el ancho Valle Longitudinal, cerca de Temuco, desaparecen los lagos, pero esta coincidencia es problablemente casual. . La Cordillera de la Costa se diferencia de la de los And:es porque faltan en ellas las formas glaciales. Sus cadenas montañosas hasta ahora poco estudiadas, ap~r ecen vistas a la distancia, como largas lomas que al sur de Temuco apenas pasarán de 900 metros de altura. En la época glacial, los

· FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

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archipiélagos de los Chonos y las Guaitecas, que forman la continuación meridional de la Cordillera de la Costa, fueron atravesados por innumerables glaciares que dieron orij?en a la infinid'a d de islas pequeñas separadas por fiordos. En cambio. en la Isla de Chiloé, la Cordillera de la Costa opuso una barrera infranqueable al hielo, el que la atravesó solamente en la profunda d epr s'n d::: :ago Cucao. Sin embargo, los glaciares alcanzaron el mar con nn a:& _ :n-~-" al norte y ai sur de la Isla; en la parte norte, en la región d e Car~' pi. olamente cfurante la penúltima glaciación. u C :-dillera no interrumpida de la Costa del continente .comienza · :;e la desembocadura del Maullín. -----=_-~!:;re el río Bueno y Valdivia alcanza la Corclillera de la Costa, en la ......~.~·a Córclillera PeÍada, una altura de9 00 metros. Según F . Philippi, esparte está constituída por una altiplanicie desprovista de monte alto y - br e el subsuelo de pizarras · micaceas hay solamente una delgada capa de tierra, que a veces pasa a arena pura; -en varias partes aparecen rocas desudas o grandes trozos de cuarzo cubren el suelo. De una manera análoga se presenta la peniplanicie de la Cordíllera de Nahuelbuta, que llega a 1.500 metros de altura en la provincia de Arauco. Entre ambas altiplanicies se produce una interrupción o una depresión considerable de sus alturas en la r egión del río Toltén.

Chile Central hasta el río Aconcagua.- En esta parte los Ancles se elevan rápidamente hasta sus mayores alturas, como puede verse de las siguientes cifras que dan las altmas medias ue las cumbres situadas en la línea divisoria de las aguas: /

33-34° 34-35° .35-369 36-379

. . . ... . . . .. . . . . ...

5.650 m 4.420 " 3.780" 2.800"

I

La cordillera sigue presentando formas glaciales, tanto en las alturascomo en los valles; en su parte occidental existe una extensa peni-llanura antigua, la que en parte ha estado bajo el límite de las nieves de la época glacial especialmente al sur de Santiago: La cubierta de bosques desapaJece gradualmen_!e y empieza el des!!_rrollo ue grandes masas de escombros de faldas que son tan características en la Cor_dillera del norte de Chile. Los la- . gos, que se limita2!_ al interior de la cordillera, son más raros y más pequeños; deben su origen a morrenas de los últimos avances postglaciales o a cor ientes de lava.

4

DR. JUAN BRÜGGEN.

Las .formaciones volcánicas alcanzan su mayor desarrollo en la región de Talca dond'e los volcanes activos se retiran del borde occidental de los Andes hacia la línea divisoria de las aguas; hacia el norte, los volcanes sehac-en más raros y desaparecen en la r egión de Santiago. En la vecin~ad de los grandes ríos andinos, el Valle Longitudinal está cubierto por grandes conos de rodacfos fluvioglaciales de la última glaciación que pasan a cordones de morrenas sitnados a la salida de los valles andinos. Los restos morrénicos de la penúltima glaciación forman a · menudo superficies onduladas de cierta extensión que llegan hasta la Cordillera de • la Costa. El Valle Longitudinal entre Temuco y Curicó consiste en una sola de- · presión de 30 a 40 kilómetros de ancho, interrumpida sólo excepcionalment\l por algunos cerros en forma de isias, formados por rocas fundamenta le;¡. Entre San Fernando y Rengo se juntan ambas cordilleras por una cadena transversal, lo mismo ocurre un poco más al norte, entre .Santiago y Rancagua. Las p_equeñas cuencas longitudinales de esta r egión están unidas solamente por pequeños valles fluviales, lo mismo que con el resto del Valle Longit~dinal . En cambio, las cuencas ~ prolonga!!.._hacia el oeste en forma de anchos valles de origen t ectónico, que son recorridos por los ríos Cachapoal y Tinguiririca. ' Al norte de Santiago, la cuenca r ellenada por l os sedimentos d'e los ríos Maip.o y Mapocho t ermina bruscaJitimte en fallas transversales. La continuación del valle longitudinal hacia el norte está constituída p~r la zona de lomas y cerros irregulares de la r egión de Tiltil . Se pueden distinguir bien las :fallas situadas al pie de las dos cordilleras. Desde .el Bío Bío hasta Rancagua, la Cordillera de l a Costa tiene la forma de una penillanura, con una altura poco superior a 300 metros; en ella las rocas están fuertemente descompuestas hasta gran pr ofundidad . Frente a Ranc¡i,gua aparecen en la parte occidental amplias terrazas marinas, que suben hasta 300 metros de altura con anchuras hasta de 30 kilómetros. Hacia el Este, las t errazas pasan paulatinamente a serranías de mayores a~turas que culminan al lado del Valle Longitudinal en altas mesetas y cordones dP. 1.900 a 2.200 metros. Estas descienden con un precipicio gigantesco, de falla al Valle Central. La sup.e rficie de las mesetas altas corresponde a la penillanura que puede observarse también en el borde occidental de la Cordillera de los Andes, d:e la cual qu edó separada por el hundimiento del Valle Longitudinal.

El Norte Chico.- En el r10 Aconcagua empieza la región denominada comúnmente "Norte Chico", que se extiende hasta Copiapó y forma la transición al desierto de Atacama. Los Andes tienen aquí sus mayores alturas,

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

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como el Aconcagua y 1Iercedario, pero ellas se encuentran al oriente d e la linea din oria de las aguas, l a que lleva solamente alturas de poca importancia. Entre Coquimbo y el río Aconcagua la altura media de los cerros en el di, ortinm-aqna..-um e- olamente alrededor de 4.350 metros; pero se eleva rápi~en:~ hacia el norte para alcanzar, al interior de ·copiapó a 6.853 metr s a =- . ·E- a.do Ojo del Salado que es el cerro más alto de Chile. , glaciales están p.oco desarrolladas y se limitan a las parte$ .,...,,,._,,-,;r,,..~- d• : , ,alles. lo que tienen la forma de cajón glacial y a los circos complet amente los volcanes activos, existen algunos de antigua, pero son muy raros y reaparecen sólo en la repiapó. i',ta zona no tenemos un verdadero valle central ; en partes apare-T.llla depresiones pequeñas separadas por fallas de ambas coraille- •orno -uced e al sur de Va.llenar. Esta depresión continúa hacia el no.rte tra denominada •:Travesía", la que conduce hacia el río Copiapó. L a nwn er o as cadenas de cerros que unen la Cordillera ae la Costa con la dP Jo And e están separadas entre sí por los valles profm1dos de l os ríos andino.:: . P or esta razón, el Ferrocarril Longitudinal entre Valparaíso y Coqu.im . a· antes 350 kilómetros en línea r ecta, debe atravesar seis porte,. - :e lo cuales cinco están a alturas entre 850 y 1.400 metros sobre_el ci.ei del mar. L a Cordillera de la Costa lleva alturas consiél'erables hasta la vecindad el mar. como ocurre con el cerro La Higuera, cerca de Zapallar, que se ele.a d - e e1 mar dir ectamente hasta 700 metros. En mayor extensión la cost. - . · ~i ia a pr e en tar las formas características para. el Norte de Chile, · a do de aspecto dt: muralla que está se:l)arado del mar p.or " ' ~ -5 : oo metros de altura . . ,:ae.ral estrecha y sólo excepcionalmente, como en trim ~ Huasco alcanza una anchura de 30 kilómetros. de Co-;a forma un terreno ondulado que empieza a los 400 a ., 'e altura ubiendo hacia el E ste, luego hasta los 900 á 1.000 y 1.metro' . .á.ún allá, donde falta la depresión del Valle Longitudinal, e] principio de la Cordillera de los Andes p.uede reconocerse generalmente por la -"alla 1.:on la cual Pmpiezan los cerros más altos, como se observa bien en el Vall.,. de E1qui . Los cordones transversales; que se extiend'en desde el mar -'~ª la alta cordillera, son más bien fajas de la antigua peniplanicie recortada por la erosión dP. los vall es transversales. A l nort e del río Aconcagua y cerca ele Catapilco, comienzan a aparecer ex:ten as planicies de aluviones intercaladas entre los cerros de la costa; al norte de Vallenar eHas son mny numerosas y tienen gran extensión, constituyend·o la transición a las grandes cuencas rellenas ñe .escombros que se presentan en la zona desértica del norte y que se conocen bajo el nombre d e "Bolsones".

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DR. JUAN BRÜGGEN.

El Norte Grande.- Esta reg10n se caracteriza en primer lugar, por la altiplanicie de la Puna d;Atacama, q11e__tiene una altura alr~dedor de 4.000 metros y que continúa COD!_O altiplanicie boliviana; hacia el mar la Puna desciende en varios escalones. Su subsuelo consiste especialmente en corrientes y _!9ba~ riolíticas -ªel Ter ciario con un espeso:.. ele varios cientos de metr_Qs. Sobre ellas se elevan los innumerables volcanes . La Puna empieza a presentarse en esta forma ya al interior de Copiapó . Debido a su cubierta volcánica terciaria y a las efusiones más nuevas, los afloramientos de rocas fundamentales son bastante escasos y de una extensión restringida. S!lparada de la Pnna por el Valle Longitudinal del Salar de Atacama, , está la ~_pomeyk_o, fot!}1ada or rocas fund'amentales; se extiende d'esae el interior de Chañaral ~Calama. En gran extensión no constituye una verdadera cordillera, sino solamente 1::l borde de extensas mesetas que caen al Valle de Atac_ama con el gigantesco precipicio de la falla del "Bordo". Hacia el oeste, la meseta d'esciende suavemente. con la inclinación normal que tienen los suelos de r elleno desértico. El verdadero Valle Longitudinal, corres:pondi~nte al de la parte central de Chile, se encuentra más al oeste, al pie de la cadena mencionada. Empieza con una gran cuenca aislada al interior de Chañaral, que está interrumpid'a en la latitud de Taltal por una zona de cerros irregulares. Sólo al N . E. de Antofagasta se desarrolla el gran Valle Longitudinal denomi.nado Pampa del Tamarugal, que se puede seguir hasta Arica donde llega a la costa. La Cordillera d'e la Costa cambia relativamente poco su carácter . El acantilado de forma de muralla, con que cae al mar, es más p.ronunciado que en el Norte Chico, Se debe esto, por una parte, al poco desarrollo de las terrazas marinas y p_or otra, al menor número de valles que lo atraviesan . Desde la desembocadura del Loa hasta Pisagua, o sea, en una longitud d'e doscientos kilómetros, la co~dillera no está atravesada por ningún valle y la mayoría de los que bajan de la Cordillera de la Costa terminan como valles susp endroos a cuatrocientos metros de altura. A consecuencia de la falta de lluvias los productos de descomposición de las rocas no son transportados al mar sino que se d'epositan en las cuencas, de modo que solamente las cumbres más altas sobresalen de los Bolsones rellenos con escombros. Estos Bolsones influyen esp.ecialmente en la forma de los paisajes del Norte, aún en la Alta Cordillera. Las altas cadenas parecen constituir solamente los bordes de estas cuencas o se presentan en el interior de dichas cuencas como elevaciones aisladas que parecen ahogarse d'ebajo de las enormes cantidades de escombros.

11.- LA GEOLOGIA A.-

LAS ROCAS FUNDAMENTALES PRETERCIARIAS 1). Las pizarras cristalinas y el paleozoico

Las rocas más antiguas que se encuentran en el país, son gneises, piza-. rras mieaceas, filitas poco metamorfoseadas y cuarcitas, fas que tienen su mayor propagación en la Cordillera de la Costa del centro y sur de Chile. C-0m ·myen una zona continua de 25 a 50 kilómetros de ancho desde la Pe:,.,illl_a de Taitao (47°) hasfa Cañete (38°), continuando después con un an~· o de solamente 10 kilómetros hasta el Bío Bío. De pués "de cortas interrupciones por intrusiones granodíoríticas, r eaparecen como faja de cuatro a veinte kilómetros de ancho, desde el río Itata hasta Pichilemu, siempre en la vecindad inmediata de la costa. ).Iás al sur del Golfo de Penas, el gran batolito patagónico compone la mayor parte de la costa del Pacífico quedando solamente las islas más occidentales como p. ej. : las Evangelistas, pertenecientes a la zona de pizarras !:! e tam orlas. La pizarras parecen constituir también las islas occidentales entre el _ Golfo de P enas y el Estrecho de Magallanes. En dos puntos encierran mantos calcáreos. Coppinger encontró en el Canal Trinidad (509 ) pizarras arcillosas y calizas sin fósiles. Más importantes son los depósitos de mármoles de la Isla Diego de Almagro (Cambrigde) situada a 511!2º LS. Existe sobre este yacimiento un detallado estud90 geológico hecho por el Dr. Biese, del cual hemos extractado la descripción siguiente. La parte oriental de la isla consiste en la granodiorita del gran batolite patagónico, que ha hecho contacto con la formación de pizarras que constituye la parte occidental de la .isla alargada en dirección NLS. Las pizarras que alternan con bancos de areniscas tienen una potencia de miles de metros, que se deberá probablemente a repetición en forma de escamas tectónicas. Su rumbo general es N. 55-60° W. y el. manteo de 60-65° W . Entre estas pizarras de edad indeteoninada y l¡:¡. granodiorita se halla una serie de calizas y pizarras con el perfil siguiente:

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1.600 m 60 - 80 " 150-170 " 400 " 50 "

Pizarra superior, formada por alteración de pizarras y areniscas Caliza superior, de color gris, sin estratifi cación. Pizarra media, igual a la superi or. Caliza inferior, igual a la caliza superio·r. Capas basales fo r madas por mármol gris obscuro y cuarcitas b ien estrat ificadas.

Toda l a formación presenta un metamorfismo· regional fuera del metamorfismos de contacto, al cual está ligado el depósito de mármol, que se halla en el interior del Seno Abraham. La longitud del d:epósito es de uno y medio kilómetro, mientras que los mantos calcáreos, formados por una caliza gris y muy compacta, aflor an en una longitud de 15 kilómetros. La formación sedimentaria está atr avesada por filones ele granofiros, queratofiros cuarcíferos y diabasas, que son anterior es al metamorfismo. La edad: ele la formación es considerada por Biese como mesozoica. Tal edad es muy probable también, porque conocemos capas _calizas de mayor espesor y pureza solamente en el mesozoico de la cordillera, pero no en for maciones más ant iguas . En tal caso, debemos consider ar también una gr an parte de la formación de pizarras como mesozoicas, especiaimente por que las pizarras indeterminadas en parte son la continuación d'e las pizarras supe-· r iores. En vista de la gran distancia, no puede sorprender, si presentan una facie distinta de la qu e tiene el mesozoico en la falda oriental de la cordiller a p~tagónica. Desde la Península de Taitao hacia el norte, tod'as las islas situadas al oeste del Canal Moraleda y su continuación al I stmo Ofqui consisten en pizarras cristalinas. Más allá del Golfo de Corcovado las mismas pjzarras componen la Cordillera de la Costa en la I sla de Chiloé y en general la base ...'J)lotan en los cerros detrás del puerto. En forma:. parecida hay una mayor intrusión granodirítica entre las minas de Gatico y Michilla. También en la Península de Mejillones hay mayor extensión de granito y de p;izarras micáceas; el aspecto es distinto del d'e las granod.iorita¡,;: normales y pue·de ser que se trate de granitos antiguos. Al sur de Antofagasta, el gran Cerro Coloso es una intrusión granodiorítica que ha penetrado a las areniscas coloradas y calizas de la quebrada del Way. En la continuación de estas calizas del cretáceo inferior encontré un fragmento sedimentario fuertemente metamorfoseado dentro del granito. A medio camino entre Antofagasta y Taltal se halla un macizo granítico, con el cual se relacionan las minas de Paposo. A veinte kilómetros al Este y a 40 kilómetros al sureste de Taltal hay dos macizos de 20 kilómetros de diámetro, que han penetrado a las porfiritas, mesozoicas. Un poco más al sur, al NE. de la Caleta Pan de Azúcar, principian los· extensos macizos granodioríticos que son tan característicos para la Cordillera de la Costa. Una ramificación de este gran b~itolito es probablemen, te la pequeña intrusión en las pizarras antiguas, que se halla al sur de Chañaral, en el puerto de Barquitos. En la latitud de Copiapó, según Bailey Willis, Kuntz (3) y otros geólogos, el límite entre los granitos antiguos y gneises de la zona costanera, con el Mesozoico andino, pasa al este de dicha ciudad y atraviesa el valle de Coµia:pó más arriba de la desembocadura de la Quebrad'a de Paipote. Cerca de Punta del Cobre, a veinte kilómetros de Copiapó, según Kuntz, las calizas cretáceas, con algunos cientos de metros de espesor, descansall' sobre un pórfido paleozoico al cual considera como facie marginal de los antiguos granitos d'e la costa.

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23

FCXDAMENTOS DE GEOLOGIA.

~ ::--=2.liiad.. Se trafa de un manto intrusivo de porfirita intercalado en """""""""_,,,. . ..... " ;i:i:r!teros dos a tres metros superiores de la porfirita con- • :nclusiones de las calizas del p endiente, que han caído · - ~- o. En el pendiente, hasta una distancia de ocho metros _.... - .,.....,.,. :r ...!'ecen piedras córneas metamorfas amarillas y verdes, soc.:; • E:5 en 50 metros de calizas, esquistos, areniscas y conglome~ - s en capas alternadas y después varios cientos de metros de • . E t.as calizas pertenecen al Cretáceo inferior. Más al sur,. el valle de Copiapó y continúan hacia el famoso distrito mi- arcillo. Tanto las inclusiones que lleva la porfirita, como e1 ;211!!!.1::::::::ti~o de contacto del pendiente comprueban la edad más mod'erna La ausencia de vetas de cobre dentro de las calizas indujo a

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Fig. 1.- Perfil por el valle de1 rlo CopiapÓ en Tierra AmariMa. (Longitud aproximada 15 Km.) .

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= granod1orlta.

= gneis de contacto.

= contacto ext erior.

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porfirita de Pta. del Cobre.

= calizas cretáceas.

Xuntz, a atribuír-les t ambién edad paleozoica. a las vetas. En r ealidad, se -explica su ausencia porque no se extiend'en hasta la región donde se han conservado las calizas. El verdadero límite entre el mesozoico y las granodioritas se encuentra ..algunos kilómetros más al oeste, como puede verse en el p erfil de la Fig. l . La porfirita de Punta del Cobre 'forma un manto intrusivo con 50 a 100 metros de potencia, que en el valle de Copiapó presenta un anticlinal suave y que se hunde en la lad'era poniente. Sobre la porfirita sigue un banco de roca de granate de 50 metros ·d e espesor, , que a primera vista tiene la apariencia de una porfirita, pero al golpearlo se pueden reconocer en los .:fragmentos algunos cristales perf~ctos de granate. Después vienen 200 300

,ª

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DR. JUAN BRÜGGEN.

metros de pizarras córneas metamorfas epidotizadas, dispuestas en bancos delgados, que en las superficies d'escompuestas permiten reconocer todavía su estructura original de areniscas y calizas. En ellas aparecen dos pequeñas intrusiones eruptivas, que a juzgar por los rodados al pie del cerro concuerdan con las granodioritas del Cerro Buitre. Estas intrusiones no aparecen en el p erfil de la Fig. l. El gran batolito aparece más abajo en el valle, primeramente en forma de dos pequeñas cúpulas, bajo las rocas metamorfas. En la vecindad' inmediata al contacto, la roca eruptiva se presenta en form·a de aplitas clara,; con estructura en parte porfírica y -en parte gneísica. Aún a gran distancia del contacto se pueden observar caracteres extraños en la granodiorita; ella presenta capas alternadas de 112 a 1 m. de espesor, que se diferencian por el tamaño del grano: las de grano fino son también más claras y ácidas y están atravesadas por numerosos diques aplíticos horizontales y verticales. A los tres o cuatro kilómetros del contacto se ve la granodiorita normal de estructura granular sin orientación. La misma distribución en 'capas se puede observar más lejos hacia el oeste, en los cerros Buitre y Ojancos .. Los bancos más duros llevan granodiorita normal de grano fino mientras que los más blandos son más básicos. y tienen granos de mayor tamaño . .Abundantes son los fenómenos de resorbción magmática y se observan muy variadas especies de migmatitas. En la mina Lázaro de Ojancos Viejo, se presental! en la granodiorita calizas fuertemente metamorfoseadas, que se pueden seguir por varios kilómetros. Estas calizas se presentan mineralizadas y silicificadas, dando origen a la formación de mayores cantidades de epid'ota y granate. En medio de estas rocas consideradas hasta ahora como gránitos y gneises antiguos, aparecen a menudo macizos d'e mayores o menores dimensiones, formados por una granodiorita clara semejante a la tonalita. Ellas en parte· pueden correspond'er a intrusiónes magmáticas posteriures, pero en su ma-yoría pertenecen al magma normal que no ha sido contaminado por los sedimentos. Como• se ve en el perfil de la Fig. 1, 1el límite entre el supuesto granito• antiguo y el _gneis es un contacto típico de intrusión y no se puede pensar· t:n una transgresión posterior del mesozoico. Para aceptarlo así, hay también otras razones geológicas, especialmente la falta de las capas inferiores del mesozoico, que en lugares cercanos tienen un gran desarrollo. Así porejemplo, en el valle del Huasco, el Triásico Superior tiene un espesor de1.500 metros; en .Amolanas, a una distancia de solamente 60 kilómetros las capas porfiríticas del -Lías y Dogger tienen un espesor de más de dos mil metros. A consecuencia de hallarse sobre el gran batolito, estas capas inferioreshan experimentado una fuerte asimilación y en parte, habrán vuelto al es-

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

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solidificándose después con estructura holocristalina. Los , eá- claros, con grano fino, pueden corresponder al magma inyecta-

... - planos d'e estratificación mientras que lors obscuros, representan antiguas metamorfoseadas. A consecuencia de la preponderancia _!ale porfiríticos, después de la r efusión han resultado otra vez romposición diorítica.

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Fig. 2.-El Jurásico de Amolanas y Manflas . .A.--(:;

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geológico.

por el contacto occidental de la granodiorita de Jorquera.

: -?e~ desde el cerro IgleSlia hacia el 9este. :

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s 500 m. areniscas rojas de la mina Amolanas. 00 m. calizas fosiliferas del Liásico. u:ios 800 m. conglomerados gruesos de po.r firita. unos 100 m. sedimentos finamente estratificados. onos 800 m. melafiros, al!mendrtllos y conglomerados porfiríticos atravesados por filones. granodiorita del Cerro Iglesia. granodiorita de Juntas y J orquera.

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A veces se encuentran restos de las rocas primitivas en un estado de, conservación más o menos perfecto, que permiten juzgar sobre sus caracte-rísticas originales. Así, a medio camino entre Copiapó y Ojancos, entre el'. camino y los yacimientos ae Lazulita, aparecen porfiritas labradorítie.as elT medio de las pizarras fuertemeute metamorfoseadas. Los poros de gas que· s~ conservan, demuestran que se trata de una lava superficial y no de un manto intrusivp que posteriormente habría atravesado a las rocas metamorfas .. Las rocas situadas al oeste de Copiapó, consideradas hasta ahora como· gneises y granitos antiguos, son en realidad, rocas mesozoicas mezcladas ron. magma granodiorítico y se pueden designar .como migmatitas granodioríticas o gneises de contacto. En todo caso, la e~lad de la granodiorita es más: moderna que el Cretáceo ,Inferior. También es moderno el granito de J orquera, en la confluencia de los: ríqs Pulido y Jorquera, que Bailey Willis lo ha descrito como granito antiguo. Se trata de un apófisis de granod'i.orita encajado en los conglomeradosporfiríticos del Jura. El metamorfismo de contacto, que ha exp~rimentado, el conglomerado, es relativamente insignificante lo que se explica por la· escasa extensión del eruptivo. Como se trata de una comarca algo apartada,. citada con frecueñcia en la literatura, puede ser de interés el bosquejo geológico y perfil de la l!"ig. 2 que observé durante un corto viaje a ese lugar. Algo más al sur, al N. E. d:e Vallenar, está el pequeño macizo aioríticodel cerro ~ehueque, cuya edad m~derna se puede ~educir del -~uerte ~e; a· morfismo de°"c~acto g,µe ha provocado en las calizas mesozoicas vecmas. En una pequeña faIIacl.e translación horizontal de sólo pocos metros, el betúmen de la caliza se ha segregad:o en forma de una pequeña veta de grafito. La zona de contacto, es de especial interés, pues a pesar de tratarse de up.a granodiorita indudablemente moderna, presenta fenómenos de fuerte refusión que comúnmente aparecen solamente en los antiguos granitos precam brianos. La Fig. 3 representa e.l perfil esquemático de este paraje.

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6rt:1nodiorito Fig. 3.- Perfil por el pie occidental del Cerro Chehuequé. g a

= caliza grafitica.

=

filones aplí ticos.

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= conglomerados

porfiriticos.

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

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En la ladera poniente del cerro forman las calizas y areniscas meso;;: -~ un anticlinal estrecho y se inclinan por último hacia la granoctiorita. a~crcarnos al contacto, observamos, primero, piedras córneas y cuarcitas, - · = "da aparecen filones aplíticas hasta con 30 centímetros de espesor, las _= ,__ - -en en número y potencia de modo que la roca metamórfica dismi- = a: importancia al lado de las aplitas. La roca de contacto constituye - :;t11COS con 2-8 metros de espesor, atravesados por numerosos filones ----""'·"'S, que en parte se componen de verdadera granodiorita. E!l la roca magmática yacen a menudo grand'es trozos de las capas - ... oicas que presentan todos los estados de la r esorbción magmática. Los ..:..;:omerados porfiríticos y las porfiritas han resistido mejor al metamor• =.o y aparecen en forma de bancos duros dentro del intrusivo, a bastante .-:.ancia del contacto (p. de la Fig. 3). El mineral de contacto más impor ::....:: e es la epíd:ota, como en todas las zonas de _contacto de la Formación Porl:irítica, que aparece en manchas irregulares de color verde amarillento o en guías finas. En la vecindad inmediata a la granodiorita se observan todas las transiciones del metamorfismo, desde la r ed irregular de guías aplí.cas. finísimas, hasta la r esorbción .completa de los bloques hundidos en la diorita. En el valle principal que baja del cerro Chehueque, cuatro kilómetros al sur de la mina Brillantina de grafito, a cuya región pertenece el perfil anteriormente descrito, las relacfones son algo diferentes. Aquí la zona de contacto comienza también con rocas córneas y rocas de granate. Después sigue una zona de pizarras sericíticas verdes que mantean al este, con inter calaciones paralelas de fjlones aplíticos y de cuarzo. _En seguida vienen gneises obscuros con un ancho de más o menos 500 metros que en su contorno exterior muestran la típica estructura migmática, pero hacia el este toman estructura granítica. Estos gneises llevan también algunos bancos de pizarras sericíticas. Las -aplitas se presentan a menudo en forma de masas lenticulares en posición horizontal. Al avanzar más hacia el este, se encuentra finalmente la diorita clara normal. Desgraciadamente el tiempo no me f)ermitió estudiar sus relaciones con el gneis. · Lo que se observa en el cerro Chehueque demuestra que aún un macizo pequeño de granodiÓrita puede producir un extenso contacto interior con formación d'e gneises y migmatitas, que con un aspecto idéntico aparecen en los granitos de la Cordillera de la Costa, donde se han considerado hasta ahora como rocas paleozoicas o aún más- antiguas. Como vimos más arriba, un poco al norte de Chañaral principia un gran macizo granodiorítico, cuyo contacto oriental h emos estudiado en la región de Punta de Cobre. Con un ancho de 20 a 60 kilómetros continúa este macizo hacia el sur, atravesand'o los valles de los ríos Copiapó, Huasco, Elqui y 0

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Limarí, terminati8.o superficialmente ál sur d'e Illapel, en Salamanca y Caimanes. Su longitud es de 6° latitud. Una parte de este batolito está for mada por el macizo granítico de Algarrobo, llamado así, según el gran depósito de fierro de este nombre. Bailey· Willis en su estudio sobre el terremoto de Vallenar, le atribuye edad paleo· zoica. Como puede verse en el cróquis geológico y perfil de las figuras 4 y 5, la granodiorita ha p.enetrado a la Formación Porfirítica y por lo tanto, es. más moderna que ella. Las calizas intercaladas en los conglomerados porfir íticos desgraciadamente no tenían fósiles en los puntos que investigué, tanto en la Quebrada Verraco como en el contacto a1 norte de la estación Domeyko.

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Fig. 4.-Perfil por ell macizo granodiorítlco de Algarrobo. a

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form' "ón porfirítica.

= la nysma, metamorfoseada c = granodiorita.

b

en el contacto.

= gneises de contacto. · = aplita. = apliita de fierro y kersantita, en forma esquemática. = vetas de epidota y mineral de fierro. Fe = cuerpos de fierro de Mgarrobo en forma esquemática. d

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El perfil corresponde

a la

línea A - B de la Fig. 5.

Las calizas del contacto oriental continúan en las antiguas minas ére· plata de Vizcachitas y en las minas de plomo de Las Cañas, donde llevan fósiles cretáceos. En el oeste pude observar el contacto de la granodiorita solamente eri· el valle d'e la Arboleda. Allí: la porfirita está -llena de manchas de epidota de color verde amarillento. La epidotización se extiende hasta gran distancia . .A.sí, por ejemplo, en el mineral de El Morado aparecen varias vetas deepidota. Un poco mejor pude estudiar el contacto oriental al norte de Domeyko,. en la Quebrada de Estan cilla. Se observa aquí, lo mismo que en el oeste, un_

/

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

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::nen e enderezamiento de las capas . En el contacto fuerlemente inclinado-rán las porfiritas intensamente epidotizadas y transformadas en r ocas muy dura , que sobresalen como far ellones . A unos 20 metros de distancia d'el nta cto aparece la epidota en parte como agreg ados irregulares y en parte en , etas hasta con dos metros de espesor, las que forman un verdadero en,;ambre. También en las calizas impuras, a la distancia de algunos cientos • e metros del contacto, se ob¡¡erva una fuerte epidotización. L a r elación ele la epidota con grietas se ve claramente en una pequeña . , da de rumbo este-oeste, que lleva carbonatos de cobre, y desde l a cual la ·a adyacente se ha transformado en epidota hasta varios metros de discia ; en otros puntos la roca se transformó en hematita. En las porfiritas aparece la h ematita como mineral compacto. y en las . ilizas se presenta también en forma de hermosas rosetas de cristales. L as: ja- duras de epidota y minerales ele fi erro se presentan en parte paralelas a la estratificación; en partes tienen posición· vertical y atraviesan oblicu a.:::iente a las capas. Las calizas impuras, que en la sup erficie descompuesta · enen el aspecto de areniscas, presentan en la vecindad del contacto estru c-tura de mármol. De esp ecial interés es P.l bloque de sedimentos que se hundió en la gra_ocliorita y con el cual se relaciona el yacimiento de Algarrobo. Las bre- . ~has porfirílticas -d'e esta zcna sedimentaria no dejan ninguna duda sobre la roca 1o mismo que la presencia de· conglomerados porfiríticos en la que-rada Algarrobo, al oeste del edificio de la administración. Ellos llevan un eemento sílico-ferruginoso, d e color r ojo intenso, análogo al que presentan · - conglomerados mesozoicos en la parte superior de la Quebrada El Ve- ~ co. También existen en la inclusión sedimentaria de Algarr obo las calizas ; , la quebrad'a El Verraco, cuya superficie descompuesta lleva fajas car ac- -::... ~:-icas debidas. a las capas de piedra córnea; en el Algarrobo estas faja¡;; ~ _ nsibles a pesar de la intensa silicificación. El carbonato de calcio su~ :-:anta do d e . esta manera ha emigr ado a las porfiritas vecinas donde se · ;,:-esenta en forma de guías y nidos irregulares. · Debid'o a su situación en el techó del batolito las capas han sufrido f u er- · • - - disloe:aciones . La estr atificación muy poco perfecta de las porfiritas y · .. r .os conglomerados permiten solamente en pocos puntos una determina- · ~ ·:: del rumbo e inclinación; sin embargo, parece predomin ar el rumbo · _- 35 grados E . e inclinación fuerte al oeste . Se puede distinguir una zona orien al de con glomer ados y brechas porfiríticas que se extienden desde el · erro Retamilla h acia las faldas norte y este del cerr o Algarrobo. Hacia el e -i!rne una zona de porfirita con grandes plag-ioclasas (porfirita de la- radorita ) r d'espué~ calizas fuertemente h·ansformadas, las que .aparecen·.

DR. JUAN BRÜGGEN.

,no sólo al este de los vetarrones de fierro, sino también entre ellos y al oeste, -en la Quebrad'a Algarrobo. Como fenómeno de contacto en la inclusióu sedimentaria se ve, fuera -de la silicificación de las calizas, uua fuerte e_pidotización de las porfiritas .:y sus conglomerados. Además se formó cuarzo en manchas irregulares y se . silicificaron algunas partes completamente, las que sobresalen en forma de farellones. Numerosas son también las pequeñas vetas de fierro oligisto. ,Cerca de la base de las porfiritas y brechas existe una red irregular de ve• tillas d'e feldespatos rojos, y aún más lejos, haci,a el yacimiento, aparecen ·gneises, especialmente a ambos lados de la Quebrada de Puquios, en la ve,cindad de la desembocadura de la Quebrada de Algarrobo. Los límites oriental y occidental _de la granodiorita pued'en determinar·se fácilmente p.o r el desarrollo normal del contacto en la Formación Porfi·rítica. No ocurre lo mismo en el límite sur, mientras se sigue considerando .:a los gneises, que constituyen también la base del bloque sediment ario de Algarrobo, como rocas paleozoicas y aún más antiguas. Donde desemboca la Quebrada de Puquios en la de Chañaral a.parecen 1;ales gneises en una gran extens¡ión, los que muestran tod'.as las fases de la asimilación magmática, como arterita, gneis _foliado, formado por capas al•i ernadas de algunos centímetros de espesor, compuestas de aplitas y pizarras .-sericíticas verdes además hay brechas .eruptivas con fragmentos de rocas an·-tiguas encerrados en 'la roca eruptiva, habiéndose producido la asimÜación -de los fragmentos en mayor o menor grad'o. Estas rocas siguen hacia arriba por la Quebrada de Puquios; más o memos a medio camino a Alg:arrobo aparecen mayor número de intrusiones granodioríticas en los gneises. A veces se cree haber llegado al macizo granodiorítico, pero en la p.ró..xima curva de la quebrada vuelve a aparecer el gneis. Así encontramos nue·vamente el gneis en la base del bloque sedimentario d'el Algarrobo y espe•.cialmente en sus prolongaciones norte y sur. De un modo análogo se pre.senta el gneis desde Ojos de Agua hasta la vecindad del río Huasco, y por ,el este hasta la Estación Romero. La transición paulatina de los gneises a las porfiritas atravesadas por Ja red de guías feldespáticas d'el bloque de Algarrobo, demuestra que los gneises • son productos del metamorfismo de contacto de las porfiritas que forman las capas cobertizas del macizo granodiorítico. El alto grado de me•tamorfismo se explica por la situación encima del gran batolito que se abrid su cami.1,o hacia arriba por "overhead'.-stoping ", desprendiéndose bloques ~el pendiente, los que se r efundieron en el magma. En este proceso, las enor·-mes cantidades de gas~s provenientes de la desgasificación penetraron a tia base de los sedimentos donde causaron el metamorfismo intenso.

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FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

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Fig. 5.

= granodiorita. = formación porfirltica.

l:achurado horizontal Hachurado diagonal

E l poco desarr.ollo que presenta el contacto en los límites este y oeste,. se explica por la fuerte inclinación del límite de la granodiorita; en estecaso no se produjo ninguna asimilación de rocas antiguas. Además, los gases provenientes del magma escaparon por las grietas verticales que ex1s-

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ten siempre en la vecindad del contacto, penetrando muy poco later almente a las rocas sedimentarias. Si comparamos el extenso batolito de Algarrobo con el pequeño macizo d e Chehueque, llama la atención que el c·ontaeto exterior, a lo menos en el límite oeste d'el últiµ10, se ha desarrollado con mayor intensidad que alrededor del de Algarrobo; se explica esto porque el magma de Chehueque ha sido inyecta~o desde abajo a las capas inclinadas hacia el gr anito. En cambio, el batolito grande ha subido rompiendo la cubierta sedimentaria en el eonta cto exterior. Si se considera la extensa propagación d'el ~atolito y las dimensiones de los bloques de sedimentos que se refundieron, se comprende que el magma haya experimentado fuertes diferenciaciones y que el macizo intrusivo -esté formado de rocas muy diferentes. Como tipo normal se puede tomar la ,granodiorita d'e colores claros en la que predominan las plagioclasas y hornblenda ; la hornblen,da está a menudo substituída en· mayor o menor grado por biotita. Junto con fas plagioclasas, que con frecuencia muestran una h ermosa estructura zonar, aparece cierta cantidad variable de ortoclasa lo ' que demuestra que existen transiciones al verdadero granito, que se puede observar en Algarrobo, al E. de la Quebr ada de Puquios. El cuarzo aparece casi siempr e en cantidades variables. Muy intensas son las diferenciaciones magmáticas en la vecindad de los diferentes contactos, donde a veces han dado lugar a anchas facies· margina· ..les . Al oeste, en el nacimiento á.e la Quebrada d'e Arboleda, se encuentra una zona de un kilómetro de ancho ocupada por una r oca semejante a un gabro obscuro que pasa gr aduahnent~ a 11:]. cliorita clara normal. · Tam?ién deben su origen a las difcre!l,ciaciones. magmáticas • algunos .cuerpos g.e cuar zo lenticulares, que por su resistencia a la ctescomposicio11 aparecen sobresaliendo en las faldas y que provocan angosturas en las que_bradas en ]as que ]_as aguas subterráneas se estancan hasta la superficie. . No son r aros lo;; filones apdíticos ; prevalecen rocas de color r@jizo, jaspeadas con granos claros de cuarzo. El cuarzo es primario y más antiguo que 1~ turma_lina que se encuentra reemplazando a los feldespatos, y quti contiene los mismos granos !edondos de cuarzo que los feldespatos. En vista de las pocas excursiones que hice por la r egión, no me ha sido posible r epresentar en el cróqQs de la Fig. 5 la relación entre la granodiorita pura y las rocas migmatíticas. Todo el área que aparece como granodiorita, seguramente lleva propor.ciones iguales de ambas r ocas. Verdad'era granodiorita existe al oeste de Algarrobo y hasta el límite ; sin embargo, ~e observan en la p enillanura del . cerro Perdices, que está a 1.400 metros de altura (Fig. 4), intercalaciones· ..de migmatitas, 19 que demuestra que el límite inferior de la cubierta .sedi~entaria no estaba mucho más arriQa de esta superficie. Granod.i oritas nor-

FONDAMENTOS DE GEOLOGIA.

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ca: - ex.i

ten en la Quebrada de la .Arena., 6 a 8 kilómetros al norte de la ión A.gua Amarga . A este punto se refiere la fotografía d'el supuesto ~ o paleozoico de Bailey" Willis. Más al norte, frente al kilómetro 675 dei f a-'Til y cuatro kilómetros al sur de la Estación RomerQ, exist en en la par.e !Ilferior del valle gneises en los cuales se puede reconocer la estructura -_=-:tl de los conglomerados porfiríticos. Hacia el sur, los gneises de contacto de la Quebrada de Chañaral, si- a la Quebrada de Carrizalillo pasando al oeste d'e Cristales. En seguida _,i a encontrarlos en los yacimientos de fierro del Tofo, situados unos 60 - ,!metros al sur de la Quebrada de Chañaral. Estos depósitos encajan en - ::firitas metamorfoseadas que apenas permiten reconocer su estructura -:iginal. Entre El Tofo y la costa que dista siete kilómetros, aparecen grano-dioritas .migmatíticas, que en la Ca:leta Cruz Grande, toman la estructura granulad'a sin orientación de las granodioritas normales. En las minas de cobre rle La Higuera, situadas a ocho kilómetros al este de El Tofo, existen los gneises al pie de los cerros, mientras que su parte principal está formada or granodi?ritas, que continúan por La Serena y Coquimbo, hasta Ovalle e Illapel. De Vallenar al sur la granodiorita ocupa una extensión ininterrumida dP. 3 a 4 grados dP. latitud. La propagación de estas rocas en dirección este-oeste es en parte ·reducid a . .Así, al oriente de las terrazas costaneras de Coquimbo se levantan los cerros de .Andacollo, formados por porfiritas mesozoicas, las que cerca de Peñón muestran un fuerte metamorfismo de contacto. No he visto el contacto mismo que aparece algo más al sur, cerca de la mina de Tambillos; . sin embargo por el hecho de no existir otros macizos eruptivos y por la disminución d'e la intensidad del metamorfismo hacia el este, se debe atribuir la zona de contacto al gran macizo granodiorítico de Coquimbo, lo que demuestra también su edad mesozoica moderna . .Al sur del río Limarí, la granodiorita luego vuelve a l a costa, de la cual quedó separada por una faja de diez kilómetros d'e ancho formada por pizarras crista:linas que se extiend'en desde la Punta Lengua de Vaca (30° 10') hasta los .Altos de Talinai (~1°). El batolito compone la costa prácticamente hasta Los Vilos (32°), si hacemos abstracción d'e algunos pequeños bloques formados por rocas antiguas. Desde Puerto Obscuro (31 112º), el batolito se ensancha fuertement~· hacia el SE.., pasando por Illapel, de donde sigue como faja estrecha a lo largo del antiguo trazado del Ferrocarril Longitudinal hasta te_rminar definitivamente en Petorca. Desde la confh~encia de los ríos Illapel y Choapa, sale otro ramo del batolito hacia el SW, que se acerca luego a la costa en Los Vilos y de allá con.L,-:a

F. G. 3.

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tinúa hacia el sur hasta el río La Ligua, quedando separado de la costa por una faja de a lo más diez kolómetros de ancho formada por las rocas pa-· leozoicas que hemos estudiado más arriba. Un poco más al sur, entre Papudo y Zapallar (32 1!2º), prevalecen ro. cas migmatíticas, cuyo contacto oriental se halla en la Cuesta del Melón, a, unos 20 kilómetros de la costa. Pero hacia el sur, e~te contacto avanza luego· hacia el oeste, d e modo que en Quintero su distancia es de solamente 7-8· kilómetros. Es ésta Ja misma r egión, donde en las caleras de la hacienda Melón, se observan fuertes fallas de desplazamiento horizontal con el mis-· mo sentido de botamiento. Al sur de Valparaíso, cerca de Casablanca, la zona granítica tiene una anchura de 50 kilómetros sin que se p.uedan distinguir límites entre diversas-. intrusiones. Ocupan gran extensión. las granodioritas de colores claros, pero, vuelven a encontrarse lugares con rocas migmatíticas y gneis de granito . El contacto oriental corre al pie occidental de Jas mesetas de dos mil metrosde altura, como el cerro Vizcachas1 que forman el borde oriental d:e la Cor-· dillera de la Costa . El perfil mejor se puede observar en el valle superior deL río Puangue, cerca de Carén en una quebracTa afluen te de él (Fig. 6) .

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Flg. 6.- Perfil por el contacto oriental del batolito de la costa de vai;paraiso.

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a granodionita. b .= gneis de contacto.

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= contacto exterior.

= formación porfiritica.

La granodiorita n_ormal termina aproximadamente en la conflueneia rle· ambos esteros y sigue después una zona, de más o menos ocho kilómetros. de ancho, de gneis de contacto y migmatitas, semejantes .a las rocas del contacto de Chehueque. Después siguen las capas de la formación porfirítica. que presentan un fuerte metamorfismo en forma de epidotización en una anchura de cuatro kilómetros. Esta formación consiste en porfiritas, tobas,. areniscas, brechas, congl omerados, etc. .A.l otro lado del estero de Lampa,, que pertenece a la cuenca de Santiago, siguen las p.o rfiritas en el cerro ChC'·· pe y en seguida las calizas fosilíferas de Batuco.

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iso de1 Valle L ongitudinal se halla a ·unos 100 metros él.'e altura sobre el mar ; está· rellenado p.of un gran· espesor de sédimentos cuaternarios . Por esto él piso rocoso, que corresponderá a la su perficie d·e denud'a ción t erciaria, se hallaní debajo d el actual nivei del mar, és dec·i r, t end'ríamos allí un huntli'miento.absoluto de la zona de la gran fosa. Para Santiago es dudoso si los serlimentos descienden 'hasta el nivel d el niar. En el norte, la étepres1ón- de ·la~ Pampa del Tamarugal subió a fines d el plioi;euo junto con el bloque de la~

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,costa en unos 600 metros, como se puede deducir de la altura de las terra.zas marinas de Mejillones . Allá hubo un hundimiento r elativo sólo en el lado oriental, hacia la Cordillera d e los Andes . En el centro de Chile muchos de los ríos provenientes de los Andes Jian utilizado fosas transversales para atravesar la Cordillera de la Costa, -como· el l\faipo y parcialmente el Cachapoal y otros. Sólo pocos, como el .l\faule y el Itata, han excavado sus cursos epigenéticamente en el bloque ,de esa cordillera. En el norte desérti~o los ríos han perdido en gran p arte su curso infe. ·rior, como los situados entre El Loa y la región d e Zapiga. Mientras en el centro y sur de Chile existe un único Valle Longitudinal, ·en el norte ilay _var ios ; uno al lado del otro, como por ejemplo, en el distrito ·de El Loa, donde fuera de las depresiones continentales aparece también 1a profunda fosa submarina de Atacama. 7) El desarrollo de los Andes del norte de Chile después de su solevantamiento terciario.

a ) La. edad del solevant a.miento y la formación de los valles andinos Como hei:nos visto en el párrafo anterior, los Andes han subido a su ,altura actual después de la erupción d e las riolitas, o sea, en el plioceno. El problema de la edad del solevantamiento de la altiplanicie boliviana iha sido muy discutido . Los defensores de una edad aún más moderna del -solevantamiento se apoyan en dos hechos: en la existencia d e grandes ani-males mamíferos en el plioceno y cuaternario y en ia antigua cultura de "Tiahuanaco .. Ambos h echos hablarían en fav or de un clima mucho m ejor que el actual, pt1.esto que· el clima actual de la altiplanicie' sería demasiado -rudo para hacer posible la existencia de los grandes mamíferos, y dé la an·tigua civilización. En lo que se r efier e al segundo punto, J. Imbelloni ha demostrado que · 1as orillas ·del lago Titicaca tiel)en aún hoy día la mayor d en sidad de población de tod'a la altiplanicie boliviana, por lo tanto, bien P.Odrían haber formado el centro de una alta civilización antigua . Contr! la fantástica supo. sición de que Tiahuanaco hubiera florecido, cuando tuvo pocos metros o ·p ocos cientos de metros de a'1tura sobre el · nivel del mar, están las estrías gla ciales, que he observado en uno de los grandes bloques de los antiguos -mon umentos y la extensión de la glaciación c11aternaria de la Cordillera 'Real al este de La Paz. Si esta cadena de cerros hubier a t enido en el cuaternario una altura mucho lmenor, sus cumbres no habrían alcan zado la un.ea de las nieves eternas de aquella época, y su glaciación en el cuaterna:rio habría sido menor que la actual .

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La suposic1on de que los grandes mamíferos extinguidos hubieran ne-cesitado una vegetación tropical rica para su existencia ha sido ya rechaza-da por Darwin, quien demostró que tales animales prefieren hoy día las es·tepas cubiertas por pasto y vegetación baja. Diñcilmente habrá existido -tal vegetación tropical en los _puntos de la Patagonia donde se encuentran los .restos de mamíferos. Una vegetación baja no falta en la actual altiplanicie ,de Bolivia, como tampoco en la Pampa del Tamarugal, donde se han encon·trado también mamíferos cuaternarios. En el Valle Longitudinal norte dt, ·Chile existen no solamente extensas zonas con bosques de tamarugos y algarrobos, sino que hay grandes extensiones de espesa vegetación de matorrales en el fondo de las quebradas de Tana, etc. Antes de la entrada de ·1os hombres, especialmente antes de la llegada de los españoles, estos bos.ques y zonas, cubiertas de matorrales deben haber tenido una extensión mu-cho mayor, como se deduce de los frecuentes hallazgos de madera subfósil ,qu e todavía hoy se desentierra para utilizarla como combustible. 'La vege·tación no indica una mayor riqueza · en lh1vias, pues aún ñoy ' día e'lla exis-te en una zona absolutamente exenta de ellas, debiendo su existencia a la --poca profundidad del agua subterránea. Durante las épocas glaciales, la alta cordillera debe haber recibido pre·cipita¿iones atmosféricas mucho más abundantes; como puede deducirse · de ·1as terrazas que se observan en las depresiones sin desagüe. Así en el Salar -del Ruasco, donde existen hoy Únas lagunitas insignificantes de agua sala·d'a en medio de la extensa p.lanicie cubierta por la costra de sal, cMontré una terraza de abrasión situada a 30 metros sobre el piso del valle, con sólo ·2-3 metroi:: de ancho, cortada en las riolitas de la falda oriental de los .Altos de Pica. En esta terraza y hacia atrás de ella la falda está cubierta por ·-costras de toba calcárea, que representa el sedimento químico d:el antigut· 1ago. También la altura más baja de la línea de nieves en el cuaternario in-dica la existencia de mayores precipitaciones en la época glacial: ella y 1a. extensión de la glaciación cuaté'rnaria en T arapacá corresponden ·apro:ximadamente a las condiciones actuales de los Andes de Coquimbo. Según ,esto, durante la época glacial, en la Alta Cordillera de Tarapacá, deben haber caído precipitaciones semejantes a las que caen actu! lmente en la ,misma zona de Coquimbo. Después del solevantamiento de la altiplanicie de Bolivia, la morfolo·gía del norte de Chile ha experimentado sólo p.equeñas variaciones, si pres,cindimos del volcanismo, que en el plioceno y cuaternario construyó los volcanes de la Puna. A la acumulación de estos cerros se deben no sólo las numerosas depresiones sin desagüe situadas en medio de la zona volcálllica, sino que también la falta de desagüe de una gran parte de la altiplani-

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cie boliviana, que probablemente tenía antes una o más salidas al OcéanoPacífico, o a la Pampa del 'l'amarugal. , Especialmente lµ. serie de salares que se encuentran a lo largo del F errocarril de Antofagasta a Bolivia, como los de Ascotán, Ollagüe y Chiguana, tienen por su forma alargada todo el aspecto de un antiguo valle· d'e río. El salar de Chiguana, que aún está en comunicación con la altiplanicie boliviana, tiene también una situaciórl. bastante baja, como se podría esperar al tratarse de un, antiguo valle de desagüe. Su altura es sólo de 3.658 metros contra 3.680 metros para la gran estepa d·e sal de Uyuni. Pero, aún algunas altur~s más grandes del antiguo valle, como ·1a altura de Ascotán con. 3.730 metros no contradicen esta suposición, puesto que en la inme~ diata vecindad' de los volcanes ha habido una fuerte acumulación en el piso del valle. Queda dudoso si debemos buscar la continuación de este valle bajo el volcán San Pedro, hacia El Loa superior, o si el valle ha conservado primero la dirección N-S, como en el Salar de Ascotán, continuando bajo los volcanes Lailai y Paniri hasta el curso superior d'el río Salado. Las cantidades: no despreciables de rodados gruesos que he observado al oeste de Caspana, sobre la Formación Riolítica, pueden corresponder a la continuación indicada, al oriente del cerro de Aiquina. Entonces la unión con El Loa habría.· tenido lugar en las vecind'ades de Calama. Fuera de la zona volcáni ca de los Andes, la morfología sufrió sólo pequeños variaciones después del plioceno. Los ríos cortaron sus profundos, valles en el gran plano inclinado de la Formación Riolítica, formándose los hondos y escarpados cañones de las quebradas que descienden a la Pampa del Tamarugal. Con esta r ~ vación de la erosión se han desarrollado nuevos sistema~. hidrográficos en el gran plano inclinado hacia el oeste. Al observar el map: •. de · Tarapacá llaman la atención las numerosas quebradas paralelas de direl~ ción este-oeste que corren hacia el Valle Longitud'inal. Al norte de Pica, . donde el pie de la Cordillera cambia de dirección S-N a N. N. W., varía · también algo la dirección de las quebradas. J La formación de los valles nuevos que principiaron su trabajo erosivo.. arriba en el plano inclinado de la Formación Riolítica, que ta,aba comple- . tamente las serranías del Terciario inferior, d'ió origen a quebradas profundas de dimensiones gigantescas. D entro de la Formación Riolítica, donde la alternación de capas duras y blandas facilitaba la erosión, se formaron va- . lles normales con uña profundidad de hasta 1.500 metros. Pero rlonde en su profundizamiento, el río encontró un antiguo cordón de rocas fundamen tales, el · agua sólo podía cortar en ellas un angosto cañón.

FUNDAMENTOS BE GEOLOGIA.

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Fig. 42.-Croquls de las angosturas de Mocha, Tarapaca. El hachurado ancho indica la Inclinación de la formación rioll tica hacia el oeste. Ha.; :=hurado cruzado rocas fundamentales porfirlticas en que se hallan las angosturas.

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A poca distancia aguas arriba de Mocha, la quebrada de Tarapacá cru.za tal cordón de rocas fundamentales, en el que excavó un profundo cañón ,de varios cientos de metros de hondura y cuyo fondo alcanza apenas cinco metr os de ancho, como se ve en la fotografía ?\·.0 4. Valle abajo, la quebra,d'a vuelve a la Formación. Riolítica y se ensancha bastante en la región de -Mocha (fotografía 1\1\o. 3). Pero, ya en el borde izquierdo de la misma fotografía se ve que el río vuelve a entrar a una quebrada angosta cortada -en la · roca fundamental. Más a la. derecha (ID .la ~otografía p.uede observar se ·como el cerro obscuro, compuesto de porfiritas, desaparece bajo las capas "horizontales claras de la F'ormación Riolítica. Muy atrás, en e1 borde iz.quierdo, se ve la superficie inclinada de las r iolitas. El desfiladero situado ,abajo de Mocha es intransitable; por esto el pequeño sen~ ero que une Mo,cha con la parte inferior de fa quebrad'a sube en varios zig-zags :parados ,hasta el lomo formado por la roca fundamental,.

b) El gran lago salado de Soledad El solevantamiento que sufrió el continent e en el plioceno no ha sido ·igual en toda la extensión de la P ampa del Tamarugal; era mucho ma_yor en el norte que en el sur, como puede- deducirse de las alturas actuale9

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del bolsón. , lVIás tarde, eu las rocas fundamentales duras la erosión se ha retardado mucho más .

e) Los sedimentos recientes y el agua subterránea en la Pampa del , Tamarugal (1) Más arriba hemos visto que d~ben distinguirse dos zonas distintas en la Pampa del Tamarugal. De Zapiga hacia el N. la superficie del Uano está for mada por capas terciarias contemporáneas con la formación riolítica. Pero hacia el sur de Zapiga, esta antigua superficie desaparece lentamente debajo de los sedimentos nuevos d'epositados por las quebradas andinas g!1~ no aléanzan el mar, sino terminan en el Valle Longítudinal. • Como puede verse en el cróquis morfológico de la Fig. 44, la superficid terciaria correspondiente a la formación riolítica, queda separada de la Col'dillera de la Costa por una zona de sedimentos modernos que principia en Zapiga como una faj l.l estrecha de pocos kilómetros de ancho. En esta faja casi la mitad del ancll"o está ocupada por una delgada costra de sal sucia que penetra en una larga depresión a los cerros de la costa, constituyendo ,el llamado Salar del Obispo . En Dolores y Catalina, el suelo de sedimentos recientes ya alcanza unos 5 a 7 kiló!Iletros de ancho, pero todavía no alcanza La mitad del ancho del Valle Longitudinal. La superficie terciaria se levanta como lma baja meseta, ligeramente ondulada y de unos 10 a 20 metros de altura encima de los sediment os modernos. Sólo desde los conos de dey?.cción de las quebradas de Soga y Aroma, hacia el sur aumenta el ancho del relleno moderno, d'ebajo del cual se levanta paül atinam·ente ~l p lano Ülclinado de la Cor diller a de los An des. No eE siempre fácil determim,r el límite entre las dos superficies, ya qu" la superficie terciaria se extiende también al oeste de la flexura que constit uye el pie de la alta cordillera y que tampoco está siempre bien desarrollada. Probablemente el característico más llamati,'.o d'e la superficie terciaria son las innumerables placas de sulfato de calcio, los llamados '' panqueques" que cubren la pampa al NE de Zapiga. lVIás al sur, en el camino de Pozo A l.monte a Mamiña, quedan substituídos por sulfatos más terrosos y en parte enteramente pulverulentos. La flexura esTá bien desarrollada solamente en el sur, en la región entre Puquio Núñez, Matilla y la quebrada de Tambillos . Entre las quebradas d"e Tarapacá y Aroma no existe y el plano inclinado de la formación riolítica desciende desde los 4.000 metros de altura basta perderse lentamente debajo de 1os sedimentos modernos. Más al norte, en la quebrada de Camiña-Tana y Suca r eaparece una flexura muy pr ommciada, como se ve en el perfil de la figura No. 38 . (1) Mayores detáJes véase Brüggen N.o 32.

CROQUIS MO.RFOLOG/CO DE TARAPACA

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.s .. ,.. , u Tlouro 1u• con,t,tuy • •I f · tiene 1,5 a 1,9 grs. d'e sal,.... por litro. . . Las condiciones hidrológicas cambian mucho .al llegar a la ·región de· los salares de Pintados y Bella-yista, en los cuales el agua, en gran extensión, está mny cerca de la superficie. Los salares ocupan una gran dep:ues1ón· situada entre la saliente del cordón Cachango-Cerro Gordo por el sur y el! cono de deyección depositado por la quebrada Tarapacá en el norte. La depresión debe su origen a la falta de valles de primer orden entrP· la quebrada de Tarapacá y la quebrada de Huatacondo, de modo que el relleno de la Pampa ha sido muy escaso. Todas las quebradas intermedias,. como Juan lVIora:les, Tambillos, Ohintaguay, etc., nacen en el primer cordón,_ alto de la cordillera, pero no tienen hoyas hidrográficas ·que se extienden hasta la frontera con Boiivia1• . La poca hondura del agua subterránea .ª la ~ual se deben los extensos: bosques de algarrobos se explica en parte por la poca altura del suelo de la depresión, pero en primera línea a que la corriente de agua subterránea 1;e estanca delante d'el cordón Cachango-Cerr'o Gordo que avanza desde la_ Cordillera de la Costa hacia el este . En la misma región, se halla antepues-to a la alta cordillera· el cerro Challacollo, de modo que e esulta una angostura bastante ·pronunciada en el valle longitudinal. El salar de Pintados es la única r egión en la Pampa del Tamarugal, don- de hay verd'aderas poblaciones agrícolas en que se aprovecha la poca hon.. dura del. agua subterránea . Un interés especial merece la explotación agrí-cola en forma de '' canchones' ', que son fosas de unos ~O metros de largo y de tres a cuatro metros de ancho, en las cuales se ha sacado la costra superficial de sal que se amontona a los lados. Debajo de la costra hay tierra. vegetal dulce y húmed'a , en la cual SE: plantan melones, alfalfa, etc., que ere--

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cen gracias a la humedad capilar que sube desde el nivel del agua subterránea. Esta agua es dulce o ligeramente salobre; pero después de algunos ..años se seca el canchón o se cubre de nuevas eflorefcencias salinas de modo que debe abandonarse . Se excavan enton ces nuevos cinchones en la vecin-dad. En forma parecida a estas eflorescencias nuevas, se habrá formado también la costra d el salar por evaporación del agua subterránea que subió =a la superficie por capilaridad. El agua dulce debajo de los salares ele Pintados y Bellavista no puedtl .provenir de los esteros d e la alta cordillera porque éstos tienen aguas mu •cho mái; salobres, sino se tratará de aguas provenientes de la misma corriente que alimenta t ambién las vertientes de Pica . Se trata de corrientes profundas que se mueven en las cap.as terciarias cuya r elación con el agua .superior puede verse en el perfil B de la figura 46. E st_e perfil muy esqu emático se ha trazado de la r egión de Pozo Almonte hasta el pueblo d e Tarapa·cá situado en· el fondo d e la quebrada del miiuo nombre. Vemos que las ,capas t erciarias de la Formación Riolítica han sido disl-ocad'as por la fle. • .xura del pie de la cordiller a. Hacia el oeste, el material permeable formad o ·por ripio y arena 'Se substituye por arcilla. P ero, en vista de que en el 'l'er -ciario medio, un ancho valle pasó por la r egión de los Altos de Pica, podemos ·suponer que en el fondo a·e este valle existían arenas filtrantes que se ex·t endieron hasta su desembocadura en el mar. No sabemos por donde este -valle atravesó a la zona actual de la Cordillera de la Costa. Puede ser por la serie d e Pampas situadas a l noroeste de Bellavista o también por la gran ·d'epresión larga ocupada. por las Pampas ·Pissis y Perdíz que se extiende 'dés· ·d e Pozo Almonte hacia el noroeste (véase figura 14). Hoy clfa, la Pampa Perdíz termina en el oeste en una falla. Pn que se solevantó un cordón situa· .do muy cer ca de la costa. El agua dulce contenida en las capas t er ciarias qued'a estancada y en -parte busca una salida hacia arriba, hacia las capas permeables recientes, perdiéndose al fin en el Salar d'e Pintados donde se evapora.

2) .- La edad del relieve de los cerros del Norte de Chile y la denudación en el clima desértico.

•

D el desarrollo morfológico del norte de Chile que acabamos de h acer , ,se puede deducir una serie de interesantes conclusiones sobre la denudación ~n el clima desértico. Hemos visto que la F ormación Riolítica del Terciario .medio ha cubierto ' extensas superficies de antiguas serranías f u ertemente denud'adas . Investigando los 'puntos, en los cuales la Formación Riolítica o su equivalente, la coba, se ponen sobre las faldas inferiores d e cerros que sobr esalen como isJas encima d e las riolitas y dor..de la superficie de contacto ha :Sido suficientemente expuesta por la erosión, notamos que el r elieve cubierto,

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,por la riolita continúa exactamente en los cerros que sobresalen por sobre la Formación Riolítica. No se puede observar ningún ángulo notable de la superfi cie de his rocas fundamentales ni nn aplanamiento de su fald'a situada so- . ·ore la rio1ita. Esto indica que después d e la s~imentacióu de la riolita, es decir, después del Terciario Medio, no ha existido.., una denu,dación importante. 'l'ambién la p-equeña cantidad de escombros que cubre la Formación Riolítica al pie de las penetraciones de roca fundamental indica que no h a ocurrido ninguna d enudación de importancia; igual ·cosa puede deducirse de la oonservación casi perfecta de la Formación RioLítica, sea en Conchi , Chiuchiu o en El Toco. Ha habido erosión sólo donde -el r ío Loa, formado en un clima más rico en lluv ias, cortó su profundo lecho, pero ya no hubo . erosión en el borde superior de su escarpado cañ.ón. Aím ·donde existen lech os secos qu e v ienen de los lejanos cerros de la Cordiiler a ·de la Costa y que traen agua sólo ocasionalmente, la erosión se r edue,e a l os -0.os o tres kilómetros inferiores contados rlesde su desembocad'ura en el Loa. Si no existiera este río, los afluentes no habrían profundizado su lecho, ·s ino se hubieran dedicado a la sedimentación . No estoy de acuerdo con Mortensen (Página 68 y F'.oto 10) cuando habla de grandes aplanamientos por denudación en ef Llano de la Pacien cia :y otras partes de l Toco y si consider a a l9s cerro~ islas del llano como ,cerros que han escapado a la denudación . El llano es una de las llanuras dt! acumula~ión tan características de los desi~rtos del norte que se ha formado -en el Terciario meuio y que desde entonces ha crecido muy poco- por sedimentación. La enor~e cubierta de escombros de los.. cerros del norte· Chile, cuya edad antigua se reconoce por las t obas riol_íticas intercaladas, puede reconocerse dond·e los esteros ··provenientes de la Alta Co.rdille_ra han cor tado valles profundos, c?mo por ejem~lo, en las quebradas de Tarapacá o en ,el Río Salado al interior d'e Chañaral entre Pueblo Hundido y Potrerillos. En estos puntos se obser van espesores de escombros y rodados de más de -500 metrqs. También el corte del río Loa en Chacance muestra solamente se·dimentos terciarios, calizas del Loa y rodados. La falta de denud ación la t enemos solamente en la zona entr e la costa ;y los 3.000 metros de altura . .A mayores alturas caen anualmente precipitaciones r egulares qu e bajo condiciones favorables, como suba.1elo poco con-sistente, especialmente en las arcillas salinas rojas de San Pedro de .Atacama, ,producen efectos de denudación intensos, como por ejemplo, el espléndido -paisaje de Badland (paisaje malo) cerca de San P edro . En rocas duras, -sea en la roca fundamental o en las riolitas, se observa una fuerte erosión sólo en las quebradas, por las cuales corren enormes cantidades de agua des¡més de una fuerte lluvia .

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F . G. 11.
ortancia. Dunas mayores $e observan en la costa, donde sus arenas provienen de· las arenas marinas de la terraza principal. En el interior de la Cordillera de la Costa las dunas faltan casi por completo. Allí casi toda la superficie está protegida contra el vi~nto por costras de sal o costras formadas por Un -empedrado de piedras chicas y grandes, debajo del cual se halla a menudo· ·un polvillo fino o arena . Esta particularidad ha sido aprovechada por los aborígenes para sus , grandes dibujos, como en los Cerros Pintados. En estos cerros han retirado ' la cubierta superficial de piedras obscuras, hacientl'o dibujos geométricos o de animales como llamas. El polvillo claro que sal a la superficie al retirar ias piedras, se cubre de una delgada costra al humedecerse " resiste durante-· siglos al ataque de los vientos . Otro método emplearon los aborígenes en la quebrada Tiliviche doncle hicieron los dibujos juntando las piedras. En el suelo ele sedimentación de la Pampa del Tamarugal aumenta un. poco el número de dunas; su ar~na provi ene. de los sedimentos que depositan. las quebr ad'.1s andinas en sus avenidas. Frecuentes son pequeñas dunas ele, fornia redonda que se han acumulado alrededor de pequeños arbustos secos~n forma de monton·citos de un metro de altura. Se ven en el camino de Ruara a Tarapacá y en el de Pozo Almonte a Mamiña. Bonitos b~rjanes o. aunas de arco se. observan al noreste de las quebradas de Tarapacá y Tambillos, donde éstas recién han salid o del pla11¡0 inclinado de la Cordillera, de los Andes. Una importante zona de dunas se halla al norte de Pica: tiene dirección WSW-ENE, paralela a la dirección del viento pre'd'orninante; su ancho, es de dos kilómetros, su longitud de 10 kilómetros . Sube por varios cientos de metros de altura desde el borde de ~a Pampa del Tamarugal a la falda de · los Altos dP. Pica, cruzando varias . quebradas pequeñas. Las arenas provienen dP. los SP.dimentos de la qu rbracla de Chintaguay . Exceptuando esta zona, la arena no está en reposo en el plano "1clinado · de la cordillera, cuyo pie está cubierto por una ii;ruesa capa de arena . P ero, • ·1a arena que cae a una de las quebradas profundas, se acumula en su fonéto· ' ihasta varios metros de altura . · En l as avenidas, que se producen cada 20 a 30 años, es lavada hacia el valle longitudinal. Mucho mayor extensión tienen las dunas como lo indica Mortensen, en· el borde del d'e sierto de Copiapó, p.ero la suposición que se trate de arena J proveniente de las zonas del desierto situadas más al n or te, no me. par ece~orrecta. L os vientos predominantes soplan diariamente de S. W. a ]\11, E .;::

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.por Jo tanto P.S imp,osiblP. gue l as dunas provengan del norte. Lo mismo que -en la Pampa dP.l Tamarugal, se trata de arenas fluviales que en parte provienen d'P.l río Copiapó, P.n parte de otras qu ebradas secas, donde fueron depositadas por inun1daciones ocasionales y en seguida -arrastradas por el viento. Por P.Sta razón las µrincipales formaciones de duna:;¡ se encuentran al norte-del río Copiapó. En parte, la arena ha sido transportada directamente desde ,su vall P. hacia el N. E. y acarreacla hacia arriba hasta los portez1:relos que conducen al norte .. En parte, ella proYendrá de la costa, como la faja de unos -dos kilómetros de ancho por 10 kilómetros de largo qne cubre el ancho foudo dP.l curso supP.rior de la quP.brada Corralill o. Los aislados arbustos ver·des y las manchas dP. plantas que crecen ~n mec'l.io de las dunas, ind'icau nn. ·movimiento muy lP.nto de la arena . En la costa dP.l nortP.. las dunas son más frecuentes ~ue en el interior· -del desierto ; pr.ro siP.mpre son poco importantes si s" les compara con la~ -dunas costaneras dr. Chilr. central. Esto indica qne las arena:5 d'e las dunas -eost'aneras provienP.n en primera lín ea de las arenas acarreadas por los ríos .Y sólo r.n proporción muy reducida dr.l trabajo erosivo del mar, a no ser que,se tratr. dP. costas compur.stas por sedimentos glaciales que se destruyen fá -eilmente . La arr.na de las dunas del precipicio de la costa entre !quique y el río Loa provi1mr. en su mayor parte dt~ las arenas superficiales de la t erraza ·principal. Se trata principalmente de dunas depositadas al abrigo del viento, ·como por ejemplo., delante del precipicio de la costa, como la dµna grande al lad'o dP.l camino d e ! quique al ind rior (Fig. 48). Estas "dunas avan.zadas" están ligadas a la existencia del obstáculo y po; consig·uiente, care ,cen casi siempre de movimiento. En la Chimba, al norte de Antofagasta, .aparecen las dunas como p equeñas acumulaciones d(\ arena arriba en la te,rraza d'e 40 metros al lado del barranco escarpado de la costa. También éstas son inmóviles, pues están situadas en el ángulo muerto de la corriente .de aire ascendente que sube en el acantilado. Comparando los desiertos del norte de Chile con los de otros confinen·tes, como por ejemplo, el Sahara, llama la atención la escasa importancia .del desierto de arena . Este hecho se explica no sóln p.or la escasez extraordi.naria de lluvias en el norte de Chile, sino también por' el matePial rocoso -del subsuelo. En el Sahara, gran parte de la superficie está. compuesta por areniscas, que por insolación fácilmente vuelven al estado de arenas; mien:tPas que en los desiertos del norte de Chile predominan las J'O!'firitas com• -pactas; ni son frecuentes allí las rocas granodioríticas que se transfo-rman -fácilmente en maicillo. También las areniscas porfiríticas son tan compacta~ .que por los cambios de temperatura puede.n separarse astillas, pero no sEt .descomp.onen en arena . Además .las sales, que abundan en todo el desierto0

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del norte constituyen con frecuencia un cemento superficial que impide la. formación de arena, suelta. El desierto del ,norte de Chile tiene pocas de l as .formas pintor escas que· han sido reproducidas en numerosas fotografías en 1~ c~ra de Walther sobre l¡ '' Formación de' los Desiertos''. Rocas de hongos, wadis, cerros testigos.. etc., faltan absoluta.mente en el centro del desierto; ellas son más frecuen· tes en las zonas semidesérticas y aparecen especialmente en las estepas de· la Alta Cordillera. Estas formas no solamente están r elacionadas con otrasc~ndiciones de clima sino que también con determinadas clases de rocas; para su formación se necesitan rocas esjpttificadas de diferentes durezas como existen en las cap'as de fa Formación Riolítica. Especialmente para la formación de los wad'is, " ,cerros lenguas" y "cerros t estigos" se necesita una accion erosiva m&y fuerte del agua y no la acción del viento como supone· W:alther, como explicaremos en l as líneas siguientes. · Los wadis 'tienen un representante típico en las quebradas de Qu.isma y Chintaguay al sur de Pica. J\'l·uy hermo,, .... es la forma de semicírculo del cierre del valle, en el llamado Salto de Chintaguay, en el cual la pared ,ro· cosa tiene una altura de mios 80 metros; arriba sigue el vallt> con pendieÍftlls. más suaves; pero después se trarn,forma en una angosta garganta que ti~ne en el fondo apenas cinco metros de ancho. Poco despv~s de la: tmión de l os dos na cimientos principales se encuentran otros cierres de valle con desarrollo semejantP. ·y sobre ellas siguen de nuevo fa ldas suaves. También el valledel 'Wadi Ben Hur descrito por Walther, sigue encima del cierr~ semicü;cu• lar presentando faldas ·más suav't!s, como puede verse en la fotografía daúa. por el autor citado . Lo mismo val e de las quebradas lateraies del wadi Hof· del plano d'e Schweinfurth r eproducido por Waltrher . En los supuestos t érm~nos de anfiteatr o de las quebl'adas se trata simplemente de las paredes. en forma d'e semicírculo de un salto de agua en una quebrada seca. Si suponemos que en el salto del Niágara desaparezca el agua, tendremos. también una quebrada de paredes verticales, que valle arriba terminaría en una pared vertica} en forma de semicírculo, más allá de la cual la quebrada continuaría con faÍdeos más suaves . Por lo demás, estas formas no· indican un clima anterior más lluvioso sino que se explican perfectamente· con las a-Venidas que bajan de tiempo en tiempo por las quebradas secas. Tampoco sen obra del viento l os "cerros testigos" ni los de forma de "lengua" que se observan especialmente en la Formación Riolítica, entre· Calama y Chiuchiu, sino estas formas Re deben a la erosión de esteros que disect an el borde de una altiplanicie . Las observamos también en climas lluviosos. como en el bord'e norte de la " Schwabische Alb" en Alemania, sólo que ahí la v~getación dificulta el traba.jo erosivo del a.gua corriente; pues los es• combros que se deslizan por .Jas faldas, borran en parte las pendientes fuer-

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tes, cu ya caída en forma d'e peldaños es una cararterística especial de lo~ cerros testigos. La mayor frecuencia de los cerros testigos en los climas semiáridos se explica por la ~ntermitencia de los esteros y ríos que, en contrap.o sición a los que tienen una corriente constante, tienden a trasla:lar lateralmente su lecho, pues en las primeras horas de sus avenidas se asemejan más a una corriente de barro que a un estero. Las avenidas de la quebrada de Quisma m e :fueron d'escritas por el cura Frjiedrl:ch de Pica en la forma siguiente: Cuando la quebradJl de Quisma baja después de un intervalo de 1-2 decenios, durante los primeros días desciende una corrJ t.e de barro formada por agua y arena. En el angosto lecho de la quebrada de Chintaguay, como se llama el curso inferior, este barro arenoso cubre las plantaciones con muchos metros de arena; en los días siguientes, la misma arena recién depositada es arrastrada por el agua limpia hacia la Pampa del Tamarugal, que. dando el fondo rocoso en descubillrto y los habitantes tie~en que acarrear la tierra en carretas para arregl:¡.r sus plantacionei. Tegadas con las vertien. tes calientes. El relleno con cantidádes tan grand:es de sedimentos facilita natural m ente los cambios del lecho d el río o una fuerte erosión lateral . Así en e] salto d Chintaguay hay un curso antiguo del valle al lado del actual. También Walther da la fotografía de un pequeño cerro testigo, formado por cam· bio lateral de un estero . Los cerros testigos son restos de una m eseta que casualmente no han sido alcanzados por los ríos en sus cambios laterales, como los de Sang-Uti en el Turquestán chino (1) . . Formas de verdad'era erosión eólica tienen el aspecto presentado por las fotografías de Erich Kayser, de la Namib (2). Fotografías de formas muy características, las publicó Bosworth ; las observó en los desiertos de la costa d~l norte del P erú. En rocas arcillosas poco consistentes las he encontrado también e.n las costas del centro de Chile, en Matanzas. Además, abun· dan en ciertos suelos de arcH}a de la región salitrera . También las grandes depresiones de los oásis del norte de Africa serían según Walther el resultado d e ,la acción del viento; sin embargo, el mismo indica la. existencia de grietas d'e fallas. La fotografía prese~tada por él de la caída de la Ramada de Libia al gran oásis, da toda la impresión de una falla. Creo más bien que la existencia de depresiones sin. desagüe, y especialmenttl Jas de grand·es dimensiones se deben a procesos tectónicos; por el otro lado, la conservación de estas depresiones se explica por la escasa importan cia de la denudación en el desierto . (1) E. Kayser. Lehrbuch des Geologie. Tomo l. p. 317.7 u 8. Edición. (2) ibidem p. 319.

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Para comprobar la aseveración anterior, podemos citar numerosos ejemplos de la Cordillera de la Costa del norte, que es zona ct·e desierto en que prácticamente las lluvias faltan por completo. En la figura 47, tene- · mos varios grandes bolsones· o sea, depresiones sin desagü e y también fallas. de diferentes edades. Una falla n~rnva se lialla cerca del borde sur d'el mapa; corre de C poi' A a D. Se puede reconocer por el fuerte declive y por su trazado casi rectlín eo_. Típico para ella es también que tiene su mayor salto en su 'parte media en A, mientras que en los dos extremos, en C y D, el salto desciende basta cero. En contra de la opinión, que se trate del caso de la erosión retrógrada de una plani{lie de piedmont, qu() discutiremos más abajo, habla el he cho que la pequeña corrida de lomas, que se extiende al oeste de la linea B-A, contmúa hacia el sur en el Cerro Central, !)ero solevantado en unos 200 metros por la falla. Se ve en el plano y aún mejor en la natur aleza que el plano de la"' f~lla no ha sido atacado por la. erosión no habiendo nin guna quebrada que surque la falla. También la línea A-B, 'la falda oriental del _pequeño cord'ón de lomas, es una falla, pero de edad mucho mayor, porque está destruida por varias ·quebradas qm~ escienden del _cordón y que se pueden reconocer por las partes entrantes éte las curvas ele nivel. Debe ser una falla de edad del Terciario inferior, contemporánea a la falla que constituye el borde oriental de la Cordillera de la Costa del norte. Delante de esta falla se halla la larga d epr esión de la Pampa Central, debajo de cuyo suelo de .acarreo se levánta lentamente el terreno rocoso _'1acia el NE formando otro cordón ele dirección N -S, que termina en otra f ; lla que corre a lo largo d el borde oriental del mapa y que presenta el mismo estado ele erosión. También h acia el oeste se observa una estructrira parecida. Al oeste de la loma A-B se ha~lan: las fosas de las depresiones sin desagüe 901 y 949, después sigue otro cord'ó n de lomas, rodeado por la curva de 1.000 me,tros y limitado a ambos lados por fallas antiguas. Viene después _la depresión aprovechada por el f errocarríl y al fin ·una larg&, falla, en gran parte r eciente a cuyo pie pasa la línea d'el ferrocarril al N. ele la estación Huemul. 'rodas estas fosas van descendiendo desde el norte y terminan hoy al pie de la falla transversal C-D, a la cual las depresiones deben su falta de desagüe ., E s esta una explicación muy sencilla, de moclo que no hay lugar para la idea de Wialther que solamente por la erosión eólica pueden explicarse tales depresiones sin desagüe, porque sólo el viento es capaz· de transportar los productos d e destrucción de las rocas por através de los bord'es altos de la depresión . Al contrario, la . conservación de las depresiones se · . debe a que en el desierto sin lluvia, no hay erosión y por esto tampoco hay sedimentación que habría hecho desaparecer las depresiones.

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Origen parecido lo tienen la.s pampas de Huemul, Perdiz y Las Carpas. En ellas se trata del solevantamiento de cerros de forma irregular, que pertenecen a las dislocaciones del tipo Sagami que estudiaremos en el párrafo sobre sismología. En los párrafos anteriores hemos visto que también las grandes depresiones sin d'esagüe, como el Salar de Ata.cama y otros más d eben su falta de desagüe al solevantamiento de la Cordillera Domeyko . En la Puna de Atacama han contribuído los volcanes a que muchas depresiones anchas hayan perdido su desagüe por la acumulación de un volcán o por el simplé escurrimiento de una gran corriente de lava . Pequeñas depresiones pued'en formarse también a consecuencia de las r.ondiciones particulares de sedimentación en el desierto, como parece haber sido el caso en la Pampa del Soronal, al sureste de !quique. Las avenidas cargadas de arena y barr'o que provien en· de los cerros ~ecinos depositan grandes cantidades de sedimentos en la llanura en la cual cambian a menudo de curso. ~ este modo ~e forman fácilmente rincones m:uertos que no vuelven a ser alcanzados por avenidas posteriores y quedan por lo tanto sin relleno. En otros puntos de la Pampa del Soronal, como ·en la estación del mismo nombre, donde aparece la· coba en la depresión, parece tratarse de quebradas antiguas que han excavado un cauce ancho y \!hato en la arcilla y cuyo curso inferior ha ' :do tapado por los rodados provenientes de lo~ cerros alejados; el curso superior que no ha sido cubierto por sedimentos. perdió su desagüe. Valles largos, formados bajo otras condicion es r.limatérir.as, pueden ser obstn1ídas por corrientes de barro provenientes d e quebra· das cortas vecinas, perdiendo en ésta forma su desagi.i.e. Típic~s depresiones de origen eólico se observan en el camino de Zapiga al norte en la superficie terciaria de la Pampa del Tamarugal. Son depresiones de l j2 a 1 metro de hondura y de forma irregularmente elíptica, con diám etro de 5 a 20 metros. Existen en gran número irregularmente r epartidas en la superficie ondulada. Al principio me hicieron la impresión de p.e queñas excavaciones hechas para obtener material para el camino. Se pueden reconocer desde lejos por la arena gruesa negra que se ha concentrado en el fondo de las depresiones y que contrasta con el color claro de las placas de anhidritina que cubren la superficie no destruída. Parece tratarse d. partes en que faltaba la cubierta de 'placas de arihidritina lo que facilitó el trabajo del viento. En las arcillas y arenas sueltas r ecientes, que forman la superficie do la Pampa del Tamarugal, donde d'iariamente se producen innumerables pe· qneñas trombas, no se ven indicios de depresiones, salvo las huellas bastante profundas de los caminos muy transitados.; Al humedecerse la superficie de la arcilla por la n eblina y al perders& l)Osteriormente la humedad' por evaporación, la tierra suelta arcillosa ~e cu

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bre con la " costra de polvo" descrita por Mortensen . Esta costra petrific; todas las huellas de carretas, de modo que se conservan durante mucho~ años . La excavación de grandes depr~siones por el viento es poco probablo debido a la manera como actúa este elemento atacando siempre mayores su perficies. En contraposición con el agua, el viento no concentra su fu erza en algunos puntos o líneas en las cuales pudiera producir una erosión ip.á, fuerte. En el caso del descenso de la meseta del desierto de Libia al 'gran oásis, el.viento actuará con más intensid'ad en la-meseta misma .que abajo en la depresión, especialmente más que en el pie cl'e la faÍda, donde según Walther debería esperarse la mayor acción. En el caso de una acción fuerto de la denudación eólica debería destruirse más la falda superior que el pio y el piso "de la depresión, de maner a que una depresión t ectónica no podría permanecer mucho tiempo con sus paredes escarpadas . La permanencia db estas paredes hasta hoy día se debe precisamente al escaso efecto de la denudación en el d'e sierto. La gran claridad con qne se presentan en los desiertos del norte do Chile las diversas formas morfológica,s, p ermite explicar también oti·o fe. ' geógrafoi, nómeno, los llamados "escalones de piedmont" que según varios se. deberían a la erosión retrógrada d"e una "superficie rocos,a de piedmont '· en una serranía. Esta planicie avanzaría contra el pie de la serranía en for. ma parecida a la plataforma de abrasión mar ina. Es un proceso inexplicable porque significaría que en la superficie plana, que avanza hacia la serranía, la denudación debería ser mil veces más fuerte que -en las quebra. das que vienen de los cerros, con fuerte pendiente, en las cuales toda la fuP.r· za de erosión del ag1,1a se concentra en u11a línea angosta. En los escal_ones de piedmont por el contrario se reparte la fuerza de erosión en· varias. anchas planicies. También la conservación de pequ eños restos de terrazas que se observa11 a menudo en l as faldas de los cerros, muestra que la erosión se limita casi exclusivamente a las quebradas y faldeos, pero no se extiende a las partes _planas . Los llamados "escalones de flaneos o pieJ.mout" en el norte de Chil.l} no son sino la antigua superficie que en las fl exuras o fallas ha bajado o subido en forma de escalones.. Esta clase de dislocaciones se puede reconocer fácilmente donde las riolitas forman la superficie de como ocurre en Pica o en el interior de Calama, en el camino a Turi. (Compárese perfil figura 40) . L o mismo se pÜede decir con respecto a los e~ormes precipicios en el interior a·e Arica en cuya pared escarpada termina el banco de riolita superficial , que continúa a menudo a muchos cientos de metros más abajo donde forma de nuevo la superfieie del escalón infer-ior. También otra particuJaridad tiene ltna .e xplicación sencilla : En el nor te de Chile el escalón inferior está en todas partes muy bien conservado, por lo

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que Mortensen aunque con r eserva, lo considera de edad más moderna . En los escalones superiores, por el contrario, se observa una mayor destrucción por la erosión. Esta diferencia no tiene nada que ver con la edad, sino que en los escalon es superiores a 2. 500 metros, caen anualm_ente lluvias reg11lares de modo que en ellos se forman nume.r osas quebr adas y quebraditas: los escalones inferiores quedan en zona sin lluvias y por este motivo son atravesados solamente por pocas quebradas provenientes de la unión de numerosas quebradas existentes en la altura. En la parte baja no se forman nuevas quebrad~.s a consecu encia dt> la falta de lluvias . El origen t ectónico por fallas -escalonadas queda comprobado también por el camhio de ·nivel que. sufr.en las superficies de los esg~lon~s en dirección del rumbo, esto es, en dirección N-S. En los escalones de flancos mencionados hasta· aquí, se trata de una superficie que se ha formado por d epositació_n de lavas riolítica:, o calizas o areniseas que cubren las riolitas. En contraposición con Mortensen, no creo que sea muy fre;cuente la existencia d e "planicies rocosas de piedmont" o "pedhnent" en. el sentido de Bryan, que cortan con discordanci a a las rocas del subsuelo. Muchas de las superficies considera.das ·por él como tales, por ej emplo, la d el desierto de · la Paciencia en Antofagasta, son superficies de aqumulación cuyos cerros islas son las cumbres más altas que sobresalen ele los !:Odados . Como verdadera planicie ro1.;osa conozco en primer lugar, la terraza de rocas de los campos salitreros situada. en el pie oriental de la Cordiller a de la Costa; pero ésta está cubierta en gr an extensión por arénas y rodados, y en muchas partes pasa,, insen!-iblernente a los grandes bolsones situados más al oeste. Donde se compone de rocas con poca cubierta, hace la impresión de que se trate de la p eniplanicie terciaria que se ha hundido. Mejor desarrolladas aparecen las planicies d e rocas en la zona semi.desértica de las estepas del sur de Vallenar, donde existen anchas d epre-. siones semejantes al Valle L ongitudinal entre la Cordillei:a de los .Andes y los cerros de la costa. Ellas corresponden más o menos a la d escripción de Waibel (p. 81 ) . El curso r ecto de· 1as faldas con que las cordilleras desciend en a la: planicie y el hecho de estar situada ésta entre ambas cordilleras indican su origen como fosa t ectónica. !Ja planicie d e rocas situada al sur de Vallen ar.' está atravesada por numerosas qu ebradas provenientes d'e la .Alta Cordillera, lás que alcanzan hasta 40 metros y más de profundidad y que dejan entre sí r estos de la llanura de muchos cientos de metros de anchura; la planicie lleva una capa superficial muy delgada de escombros . .Al observar la zona desde una altura, se tiene 'inme.iiatamente la impresión -de que la superficie rocosa corresponde a la peniplanicie de la cordillera que se ha hundido ea la fosa t ect ónica del Valle Longitudinal y que

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su continuación se encuentra en los cerros de la Corfüllera de la Costa a unos l. 000 a l. 400 metros de altura. De ella sobresalen las altas cumbres como lomas anchas o como altos cerros en forma de islas. Según esto, la superficje rocosa del Valle Longitudinal no puede haber sido cortada posteriormente en los flancos de los cerros vecinos. Es muy difícil imaginarse que avance una superficie rocosa hacia una serranía, haciendo retroceder Ía falda abrupta por muchos cientos de ~etros. Aún más sorprendente sería que la falda en retroceso tenga casi siempre un largo trazado r ectilíneo . Habría que esperar que la destrucción se produzca más intensamente en las rocas blandas que en las duras, de modo que luego se .formaría una falda de trazado bastanh: irregular. La tr ansformación que sufre una falda rectilínea de falla puede observarse muy bien en- la falda occidental de los cer ros Puril~ctis; en el camino de Calama a San Pedro, se ve que la falda está atravesada por numerosas quebradas nuevas ; s9lamente entremedio de estas quebradas se ha conservado t.odavía la falda r ectilínea. •rambién en Arizona existen varias depresiones que, según W aib.e l tienen caricter de fosas te~tónicas encerradas entre siHas te.c tónicas ele faldeos rectilíneos. Parece que la explicación que en.con tramos para Chile, vale t. , su. origen má'S JÜ interior. En el" Cbl"te del camino clel fundo Bucalemu sepuede ver el euaterriatio marino, que empieza con 50 cms . de conglomerado~ basal, formado por rodados d e 10-20 cms. de diámetro; sigue después un IDPtro de areniscas p,oco consistentes, con conchas mal conservadas, y más arriba otros dos metros de rodados. Sobre esta primera terraza se levanta, en un sólo escalón, otra terrazar que comiénza a 260 metros de altura y que se extiende hasta el Valle Longitudinal. En La Cueva, localidad descrita más arriba, contiene una fauna del Plioceno superior. El borje de esta terraza está bastante disectado por la erosión a causa de la poca dureza del subsuelo. Al comparar las formas de la costa situada al sur del Aconcagua con las del Norte Chico, llama la at ención que en el sur no se observa el fuertehundimiento de la costa producido durante· el Plioceno, que originó el fuerte relleno correspondiente a la terraza principal que en los ríos Huasco, Elqui, etc., puede seguirse bastante ríe arriba. El valle fluvial más austral que tiene tal terraza bien desarrollada es ~l del Aconcagua, e~ que los restos dela terraza se conservan hasta Quillota. Continúan más arr_iba, pero ·quedan cubier.tas por los rqdados recientes del río, como se observó en la captación del agua potable de Valparaíso en Las Vegas. En lugar d'e las terrazas principales d ~ los valles, se presentan las extensas altiplanicies de la Corrlillera de la Costa . Estas se han formado tal vez durante un hundimiento paulatino de ~a costa en el .Plioceno, en 'partepor la abrasión marina en las blandas capas del piso de Navidad. En parte:son restos de la peniplanicie terciaria.

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El cambio de las formas coincide con el comienzo del Valle Longitudi- · nal en cuya depresión han sido retenidas enormes cantidad'es de seq.imentos provenientes de la destrucción de la Cqrdillera de los Andes . En Chile central continúa el fuerte destrozamiento de ciertas partes de la costa, como lo observamos en las bahías de Colip.mo, Talcahuano y Arauco . Pero también pequeñas bahías, como la de Topocalma, presentan .fuertes dislQcaciones como se ve en el croquis de la figura 59. Muy típico para una ialla es la bifurcación del acantilado de la costa, el que proviene desde el norte. La parte inferior conti~úa como acantilado curvado al sur de} "Puertecillo" mientras que la parte superior continúa derecho hacia el sn:r terminando en otra falla transversal. La .falla que se dirige desde la región del tranque hacia el NW. puede reconocerse por poner el piso de Navidad (en el lado 1'."E) al lado del granito.

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deseta qu:e termina en- el sur ..en -la· ancha depresión ocup.ada por el lago de Cucao que atraviesa todo el eje de la isla. Más al sur siguen mesetas más cortas que al fin doblan hacia: el este, de modo que la Cordillera de 1a Costa encuentra su término en· la alta isla San Pedro; situada en . el S. E. de la isla grande Chiloé. Esta isla está encajada en la parte S. E. de la isla principal y alcanza 975 metros de altura . Se compone de pizarras mis -cáceas, lo mismo que toda la Cordillera 'de la Costa situada al sur del Bío-Bío. La forma d'el c;lescenso en faldeos largos inclinados suavemente hacia el sur :y de declive abrupto hacia el N., indica el origen tectónico del ancho golfo

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de Huafo, nombre que tiene la salida del Golfo Corcovado hacia el océano. Los largos faldeos parecen corresponder a la antigua peniplanic!e que cles- ciende hacia el mar. La isla San Pedro ofreee ya todos los caracteres de la erosión glacial _ que se observa en los archipiélagos más australes, en las Guaitecas; y el. pequeño canal que la separa de la isla principal ya no se distingue de l.oscanales patagónicos. Debido a la dobladura de la Cordillera de la Costa hacia el este, apa-rece una ancha planicie o meseta· ·-antepuesta a ella en el oeste, que por su situación tiene algo de p¡µ-ecido con la provin': o . . a · o ºº . · . .. e o()¡, D. · · ª· • • ~ '·• • •,' ' ' •• · • .• · .: •do O º· · .' .. ... . . .. . ·~ t · . · . o -> • ·• .·

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Fig. 63 b.- Capas glaciales en el Km: 150 del Fer.r ocarril a Salta.

:3:. arena arcillosa con piedras pequeñas hasta 10 cm. b. acumu!!acñón de grandes bloques de 1ava. tobas· blancas de piedra pómez. ·

Flg. 64.--..PeTfil por ras morrenas postglaclales de Portillo. I a · I°V los dqferentes cordones morrénicos. m morrena de bloques. r . f. rocas fundamentales.

f. fango de ·lagunas r eillenadas. a. s . !!,gua subterránea.

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El número de tres cordones morrénicos se repite también en otras partes con morrenas postglaciales, como en el valle andino del.río Laja y en la.. orilla occid'e ntal d el lago Llanquihue. . En la hoya de Santiago, existen morrenas antiguas en el valle andino· del río Colina, un afluente septentrional del río Mapocho, en el lugar d enominado Huinganes. Ellas forman una altiplanicie ondulada, de 1.500 me-tros de altura, situada a 100 metros encima del río . D espués del retroceso· de los hielos, el río no :volvió a su antiguo lecho que había sido rfülenado· totalmente y cortó en la roca dura un valle estrecho de 100 metros de profundidad _. En vista del importante trabajo llevado a cabo por la erosión,. después del retroceso del hieio, . debe tratarse de la morrena de la penúltima o segunda época glacial . Debido a que esta glaciación fué más importanteque la última, se comprende la posición bastante baja del t érmino del glaciarr que sorprende en vista de la escasa altura que tienen los cerros de la hova bid'rográfica de los que pocos se elevan sobre 3.500 metros .. El lími~e. de ias: nieves de la última época glacial debe haberse encontrado bajo 3.000 me-· trbs. Aunque no conozco morrenas· terminales de la última época glacial, susglaciares seguramente han descendido hasta 2.000 metros como se puerle deducir de las ;ocas aborregadas...frescas. Las morrenas terminales d"el glaciar del Mapoch·o, .correspondientes a. la última o tercera época glacial, se hallan en su salida al valle longitudinaL En la parte central quedan cubiertas por el gran cono de rodados, pero se han conservado en bastante extensión en la gran uepresión tectónica de La Dehesa, donde constituyen varios cordones cubiertos por numerosos bloques erráticos. 'i'ambién al sur del río, en la región de .Apoquindo se han conservado las morrenas. En la quebrada, a poca distancia del hotel de los Baños se observan numerosos ~loques erráticos que sobresalen de la arcilla glacial de la loma que se extiende d esde los baños -hacia el norte. Estas morrenas o el glaciar mismo del Mapocho estancaron en el cuaternario al estero proveniente desde . el sureste, desde· el cerro de Ramón; se formó un pequeño lago y el estero se abrió un camino hacia los baños deApoquindo excavando una angosta que,br¡tda en la roca . .Al este del desfiladero se reconoce todavía el antiguo y ancho valle situado detrás d'e las morrenas y que corre directamente hacia el norte, hasta el Mapocho . En el corte de la pequeña caída de agua de. un canal,' aparecen arenas finas y arcillas que son los sedimentos del p equeño 'lago estancado que desapareció eon el retroceso d:el hielo . El valle andino d el Mapocho presenta arcillas glaciales en varios puntos de su curso inferior. Debido a la fuerte pendiente, él río ha profundizado, considerablemente su lecho después del ret:r;oceso del hielo, de modo que las formas glaciales no aparecen muy claras a la vista. Contribuye , también a

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esto el_ gran desarrollo de los escombros de falda que descienden desde los altos cerr os vecinos hasta el fondo del valle. Muy imponente debe haber sido la vista df! glaciar del Maipo en la última o tercera épqca glacial cuando depositaba el anfiteatro morrénico de -Puente Alto. Las morrenas se presentan como un lomaje irregular, pero en ·parte están cubiertas por los grandes conos de roda.oº

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-sivamente a la línea d'ivisoria de las aguas . Un glaciar que bajando de uno de estos cerros, se alejó del cordón fronterizo, recibió sólo excepcional mente otros afluentes, de modo que no podía alcanzar mucha longitud. Ade·más, en las partes centrales de las cordill eras septentrionales, los valles tienen escasa inclinación. La consecuencia de ambas causas es que los glaciares cuaternarios no descendían a alturas mucho menores que las d'e sns actuales sucesores. Aún el glaciar del valle superior de Elqui que tenía 50 kilómetros d'e longitud, bajó solamente hasta 3.rno metros. En Chile central, también los cerros más distantes del cordón divisoriq ,se elevar¡;m en la época glacial encima de la línea de las nieves y mancla t·on numerosos afluentes al glaciar que d'e scendía por el valle pri11cipal de modo que este glaciar podía a·lcanzar una longitud considerable, porque aumentó ·continuamente en masa o porque los aflu entes,, a lo m enos, eran capaces de ·substituir el hielo que se perdía por la ablación. Además, los glaciares encon traron en el valle longitudinal d~ Chile central una depresión rnuy baja _situad.a cer ca de su nacimiento, que permitía al hielo vencer en curso rápido ·una diferencia considerable de alturas; en realidad en Santiago, el borde de] ·valle longitudinal se halla Pn línea recta a solamente 60 kilómetl'os del cor·dón divisorio. Las observaciones anteriores permiten obtener también a:-lgunas d educ,ciones de carácter general sobre las épocas glaciales y sus causas clima;téricas. · En su investigación sobre la glaciación de los Alpes, Penck y Brueckner ,Llegan a la conclusión de que l os diferentes avances de los glaciares alpinos .son causados en primera ·línea por un de,scenso d:e la -temperatura ele vera.no, debido a lo cual la ablación de los glaciares ha sido mucho m enor. Que .las precipitaciones atmosféricas no han sidó muclío más abundantes, lo deducen de la observación de que la cantidad de nieve existente eh los neva.a.os no ha sido mayor que actualmente . Para el sur y centro de Chile pueden valer estas ideas porque allá las ;iordilleras tienen abundantes precipitaciones atmosféricas .· Pero en la zo,na seca del norte debemos supotler un fuerte aumento d:e las lluvias, no obstante las dimensiones r educidas de los glaciares cuaternarios. Las terrazas ,de antiguos lagos cu depl'esioues hoy cubiertas por salares, especialmente los grandes lagos cuaternarios de la altiplanicie de Bolivia y de San Pedro ,d'.e Atacama indican tal aumento considerable de -las precipitac:iones atmos,f éricas, porque serían imposibles con un exceso de evaporación d e 1.5 metr os, tal como se observan hoy en Collahuasi, punto que con su altura ele 4.800 me·tros se halla cerca de la· línea de las nieves del cuaternario. Muy n'otable es la enorme g-laciación actual de los .Andes del sur de ·Chile. En Ofqui, situado a ·la misma latitud que Ginebra y Bozen, existe a 1..000 metros de altura una extensa capa d e hielo continental que envía nn-

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merosos glaciares hasta el nivel del mar. Según O. Nordenskjo1d estas condiciones anormales son oc~sionadas por tres facto:r:es: Primero, por l as temperaturas muy bajas de verano, que son iguales a las del Cabo Norte de Euro-· pa; segundo, por la ca.ntidacl extraordinaria de precipitaciones, que sobrepasan en promedio los cinco metros al nivel d'el mar; y tercero, por la exis- · ten(}ia de una alta serranía en la cual hay extensas superficies que se levant.a n encima de la línea ele nieves eternas. Estos mismos tres factores produjeron también la fuerte glaciación de· la cordillera de Chile central durante la época glacial. En Santiago; cuya latitud geográfica corresponde a la de Gibraltar, los glaciares de la tercera época glacial . termfoaban a 509 metros sobre el nivel del mar y en la segunda ép~ca glacial casi al nivel del mar. L a altura muy reducida hasta la cual descendieron los glaciares se ex-plica por la ext~aorclinaria extensión que tuvo la zona del nevado en la épo ca glacial. En término med'io la línea de las nieves eternas del Cuaternario, debe haberse hallad'o en esta zona a 3.0Q9 me tros de .altura. Según Broekman las alturas mayores de 3.000 metros ocupan en el valle andino del Maipo una su.perficie "de más o menos 2.700 kilómetros cuadrados . Esto· significa• que la región de alim entación del glaciar cuaternario del Maipo, era más o· menos tres veces m~yor que· el campo de hielo d·e -Juste:dal, en Noruega . Sí además se"toma en consideración que todo el exceso de nieve, que se acumu-· laba en esta enorm,e zona, tenía como úni ca salida el valle del l\faipo, se comprende la situación tan baja que ocupó el término del glaciar en el Cuaternario. A esto debe agregarse la cantidad considerable de precipitaciones. que caen aun hoy día en la cordillera de Santiago y que en la mina del Teniente, a solamente 2.100 metros de altura, alcanza ya a un metro. 10).-La Cronología de las Epocas Glaciales de Chile.

Uno de los problemas más interesantes es la paralelización de las dife-· rentes épocas glaciales que se conocen en los ~os hemisferios de la tierra. Para poder hacer esta compar ación debemos conocer primero la cronología cuaternar_~a de Europa, que ha sido tratada con_ todos d etalles, por J. Bayer, Director de la Sección Prehistórica d'el lVIus~o de Historia Natural de Viena, en su importante obFa sobre el "Hombre Cuaternario ". Mientras que al principio, la geología había servido para determinar la edad de las culturas prehistóricas, Bayer sigue el camino opuesto; emplea -las culturas paleolíti-cas para obtener la cronología del cuaternario,. . . El r esultado más importante de sus estudi~s es la reducción de las cuatros épocas glaciales de Penck y Brückner a tres, suprimiéndose la primera, que es 1·a de Günz, manteniéndose solamente las épocas de Mindel, Riss yWfum. Pero, según Bayer, estas tres glaciaciones no son de la misma im:..

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

253

portancia, como p.uede verse en la figura 77, en que la curva gruesa representa la situación de la línea de las nieves eternas durante el cuaternario . La línea delgada horizontal corresponde a la situación actual de la m isma. línea . Vemos que en el plioceno y también en la época interglacial, el dima era más caliente que el actual, porque la línea d'e las nieves se hallaba a varios cientos de metros encima d e la línea actual. Pero, en las épocas glaciales. de Mindel (M ), Riss (R ) y Würm (W), la lín_ea de las nieves descendió fuertemente, en más ele mil metros, de modo que muchos cerros, que hoy· carecen de 11ieve en verano, quedaron cubiertos por n evados y glaciares. Ant1quu:, ·rounu mridior,.-F.

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-:-tudiar con más detalles és el · grupo de los Nevados ·de Chillán (1). En el croquis de la figura 82 vemos qt1e en una recta de dirección NW-SE. se hallan varios centros volcánicos, entre ellos dos ·volcanes p;inci !Jlles..: en...eLN\\T. eJ Cerro Blanco de !,!_80 metros y en el SE. -el Volcán Viejo. Entremedio de ellos se encuentra el Volcán Nuevo que nació "en 190( en la ; o~ del terremoto de Valparaíso. Arlemás existen varios i~ueño·s cráteres indicados con los signos Cl-3 que en parte se hallan en ·medio del campo de hielo. Al fin hay varios morros de lava de los cuale& .;; han desprendido grandes corrientes de lava de bloques . A ellos pertenecerá probablemente también la gran corriente que hizo erupción en_l 861. Todos estos volc~nes recientes se levantan encima de un ancho zócalo ·-de lavas antiguaSJque aparece en el cróquis con hachurado distanciado quu indj~ ~escenso lento hacia los profundos_ valles glaciales del Renegado (/J""". ~ (1) Mayores detalles en BrÜggen (17).

284 y otros ríos.

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,! esta erupción antigua pertenecen tarobién_v:ru:ia.s_w.esetas in-

clinadas que terminan con fuerte declive hacia la zona volcánica y que descienden suavemente hacia afuera Son los cerros Negro y Colorado. Parec(t tratarse de los restos de una enorme caldera volcánica p,erteneciente a la pr imera erupción gr nde conque pr incipiól a actividad en eí ter ciario superior o cuaternario inferior. Desde este gran centro de erupc1on salieron las enormes corrien.tes de lava qy.e se exten__dieron hasta el valle longitllilinal donde desaparecen debajo del relleno cuaternario. Constituyen altas· mesetas de falda abrupta situad'as ~ l oeste del valle del Renegado. Después de una larga interriwción, las erupciones modernas J?rinci:12.ia· ron en el cuaternario su eri · aJ.onnac.i.óruleLCe:cro.J3lanco y del Vol· ~án Viejo. El primero es un gran cono volcánico algo atacado por la erosi6~ de los glaciares que descienden por sus faldas . El cráter es grande, de u~ diámetro de un kilómetro. gacia el SE se hall~- anj;filillesto, p_ero casi unido otro cráter, el Cerro Bfanco Chico. El Volcán Viejo se levanta sobre un zó. calo ás alt de Jnodo q):!e su altura relati~ es de sólo unos 300 metr-o!L.._]fil diámetro de su cráter es un poco inferior al del Cerro Blanco . En el sur, el cono P.Stá dP.struía o por Ün gran circo glacial. ~ A uno de e; tos volcanes deberá atribuirse la fuerte erupción del año 1751 men cionada por varios cronistas. El 2 de agosto de 1861, se formó una nueva boca al pie noroeste del Cerro Blanco que procluJo una gran corriente de lava que descendió basta e} \ valle Santa Gertrudis, estancando temporalmente sus aguas que más tarde descendieron con una fuerte avenida p or el río :&uble. Despu és de 12 a 14 meses se apagó la activida, ~

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onens, Dryopteris seymourensis y antarctica, Polypodium aemulans y Noathorsti, tienen parentesco con formas subtropicales. Capas terciarias se hallan también en la isla Cockburn en forma de una

son menos frecuentes, pero abundan los filones eruptivos . Se conocen solament e basa"ltos d e olivina .

FUNDAMENTOS DE GEOL dGI A.

Croquis geológ.ico de la Titrra de O'lti99in s {1e9un O. Nordtnskjold

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Puntiagudo, etc) . Más modernas parecen ser el volcán_ de l a isla Paulet y probablemente también el del Nunatak de Focas. Otra zona de vo-lcanismo r eciente se encuentr a al lado norte del Estrecho, de Bransfield. La isla Bridgman consiste en capas de tobas atravesadas por aislados filones de diabasa de olivina .. En la Bahía del Almirantazgo, en la, costa sur de l a isla Rey Jorge, hay también rocas volcánicas, una andesita de· hiperstena y una toba obscura muy d'escompuesta. · Perfectamente conservado se presenta el cráter de la isla Decepción, al cual el mar entró en forma de una gran bahía. Numer osas fumarollj.s y vertientes calientes son indicios de una actividad volcánica muy reciente, que· cualquier día puede reanudarse. Hurnberto Barrera escribe que encontró nu merosas lagunas calientes de 429 C en la superficie. También la temperatura del agua d'e la bahía es muy superior a -las temperatur as en el mar que rod ea la isla. Debido a las exhalaciones calientes, ta_mbién grandes terrenos de· la isla se prese1:1tan sin cubierta de hielo. La cubierta de la nieve con arenas obscuras, que se observa también en -la parte exterior del cono volcánico, se deberá a la arena arrastrada de los. terrenos descubiertos por l os fue·rtes temporales. Este' volcán r eciente correspond'ería a los volcanes de Patagonia occidental, como el Ca'itu co, Huequén, Monte Bürney y otros. · · · Contempor áneos con la actividad volcánica son probablemente fos hundimientos de las fosas tectónicas, lo mismo que los canal es patagónicos que· constituyen la continuación del valle longitudinal del sur de Chil e, como er canal Moraleda, etc. L a fosa más importante es el Estrecho de Bransfield ·" El desarrollo del clima

La flora del jm;ásico tiene relaciones es trechas con las floras contempor áneas de India Oriental y de Inglaterra, lo que prueba que todavía no había diferencias climatológicas de mayor importancia. Lo mismo vale también para el cretáceo superior cuya fauna tiene un carácter in dopacífico. Al final del cretáceo se produjo una regresión del mar y el mar volviósólo en el t er ciario inferior, en el oligoceno. La fauna ind'ica nn. clima templado hasta templado caliente . .Sobrevino fa época de las erupciones t erciarias y las formaciones de extensas cap.as de tobas y lavas en la zona oriental. Cuando al tin del terciario, debido ~ un hundimiento, se depos~tó el conglomerado marino de la isla Cockburn, ya se había producido un consider able enfriamiento del clima, de· manera que este conglomerado con formas que viven hoy en l as is-las Kergur.Ién , indica probablemente el acercamiento de la primera época glacial. La época glacial que perdura hasta hoy dí&, cau só una extensión del hie,lo tan gran de como no se conoce en el hemisferio norte .

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA.

347

Según O. Nordenskjold, la línea de las nieves "teórica" se halla en el nivel del mar, ya a varios grados latitu d al norte del círculo polar. Si observamos tierras libres d'e hielo, se debe esto a los fuertes vientos que barren en ciertos puntos toda la nieve caída, a los fuertes precipicios y a emanaciones de gases volcánicas. Durante ·l as épocas glaciales, la extensión de los hielos era mucho mayor . Esto queda comprobado por la existencia de grande~ bloques erráticos en los nunatacs hoy día libres de hielo y también por la situación de morr·enas y r ocas pulidas en las faldas de l os cerros. Según Arctowski y J . G. Andersson, el canal Gerlache, de 625 metros de hondura, estuvo ocupado antes por un glaciar enorme q.ue cubrió también ·l as islas de 200 metros de altura. O. Nordenskjold cree que no existen indicios seguros acerca de cambios Ím})ortantes de la extensión del hielo en la actualidad', aunque puedan produ ·cirse ' pequeñas variaciones de avances y retrocesos. No existen observaciones acerca de 1a existencia d'e épocas inter glaciales de un clima más caliente. La conexión entr e los Andes Patagónicos y Antárticos Desde mucho tiempo_se supone que la conexión entre ambos ramos de la Cordillera debe buscarse en la gran curva formada por la Isla de los Estados, el Banco Burdwooét, las islas Georgia del Sur, Sandwich del Su1·, ,donde dobla hacia atrás, hacia el este, pasando por las Oreadas del Sur hasta entrar al fin a las islas Shetland del Sur y la Tierra de O 'Higgins . Por su .semejanza con el arco que constituye la Cord'illera de los Andes en Centro.américa, pasando por el sur de Cuba, Haití, Puerto Rico, etc., y, después por las AntiUas Menores, se le dió el nombre de "Antillas del Sur". En 1920, F. Kühn trató de desechar la idea que la Cordillera dé los An,des misma pasara por estas islas. So.lamente la Isla -d e los Estados podría considerarse' como continuación de la Cordillera .. En el Banco de Burdwood se han encontrado solamente piedras volc.ánicas, p,or lo cu al será probablemente un equivalente d'e las mes\! tas patagónicas formadas por la misma clase de rocas. Pero la isla de Georgia del Sur, formada por rocas metamorfas, fi.litas y porfiroides y rocas mesozoicas fuertemente plegadas, donde tampoco faltan rocas dioríticas y graníticas, bien puede considerarse como. fragmento del ·cor dón de la Cordillera de los Andes . También la tectónica, una serranía con pliegues oblícuos que indican una presión hacia el norte, coincide con -la tectónica andina. Las islas Sandwich del Sur tienen una semejanza sorprendente con l as Antillas Menores. Son volcánicas y, en ambas re~iones, pare~en cicatrizar 1Ja ·curvatura extrema del arco. Da isla. más septentrional, la i-sla Zawadowski.

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