ORIGEN DEL ALTIPLANO

 

La formación de una cadena de montañas como los Andes es un proceso muy complejo y su comprensión cabal es prácticamente imposible. Explicar, además, en algún sector de ella la existencia de una masa elevada de la magnitud del Altiplano es aún más difícil. Significa comprender una serie de situaciones presentes y pasadas. Por un lado, es necesario conocer una serte de acontecimientos ocurridos en el transcurso de las últimas decenas de millones de años y, por otra parte, conocer la masa del Altiplano, o sea, las variaciones de densidad en la horizontal y en la vertical, el espesor de la corteza en la región, las variaciones de gravedad, temperaturas, el régimen de fuerzas que está actuando, velocidad del acercamiento entre la placa de Nazca y América del Sur, ángulo con que se hunde la Placa de Nazca bajo el continente (ángulo de subducción).

HISTORIA GEOLÓGICA DE LA REGIÓN ALTIPLÁNICA CHILENA

A continuación se presenta una resumida y simplificada relación de la evolución geológica de la región en que hoy en día se

Fig. 1. Distribución de las principales placas de la corteza terrestre, de las dorsales oceánicas y de las regiones de convergencia o colisión de placas. En las zonas de convergencia entre placas oceánicas y placas continentales se indica la actividad volcánica asociada. 1. Volcanes activos, 2. Zona de convergencia de placas, 3. Dorsales oceánicas con indicación del sentido de la expansión, 4. Movimiento relativo del las placas.
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Fig. 2. Mapa de ubicación del Altiplano en América del Sur y distribución de las unidades orográficas o morfoestructurales del sector arqueado de los Andes. CC. Cordillera de la Costa, DC Depresión Central, PC. Precordillera, PD. Depresión Preandina, A. Altiplano, CO. Cordillera Occidental volcánica, CE. Cordillera Oriental, SS. Sierras Subandinas. 1. Volcanes, 2. Salames, 3. Lagos, 4. Zona de subducción. En el recuadro se Indica el área de América del Sur representada en detalle.
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encuentra el Altiplano chileno, basada principalmente en los estudios regionales de MONTECINOS (1963), SALAS et al. (1966) y MUÑOZ (en prep.), haciendo énfasis en los acontecimientos más recientes que, desde nuestro punto de vista, pueden ser relevantes para explicar su origen.

Las rocas que constituyen la corteza terrestre son para los geólogos los testigos de lo que aconteció en el pasado en nuestro planeta. Las rocas conforman, por lo tanto, una suerte de registro de los acontecimientos pretéritos, de tal modo que mientras más amplió y completo sea el registro geológico de una región, mejor podremos interpretar los acontecimientos sucedidos y conocer las vicisitudes de la evolución geológica.

En la región altiplánica se conocen rocas que cubren un rango de edad de 1.000 millones de años (PACCI et aL, 1980), lo cual casi triplica el rango cubierto por las rocas presentes en otros sectores de los Andes Centrales. Lamentablemente el registro geológico en este caso, si bien es amplio, no es muy completo para los periodos más antiguos de la historia.

Las rocas más antiguas de esta región corresponden a esquistos y gneisses, o sea, a rocas metamórficas. Son éstas, rocas que originalmente fueron sedimentos o rocas volcánicas y que posteriormente han sufrido intensos procesos de deformación asociados a fuertes calentamientos, que las transformaron completamente. La edad obtenida en Chile para estas rocas, agrupadas bajo el nombre de Esquistos o Complejo Metamórfico de Belén, es de 1.000 millones de años (MONTECINOS,1963; PACCI et al., 1980).

La presencia de estas rocas en la región presenta un gran problema. No se ha podido precisar aún si pertenecen al borde del núcleo antiguo del continente Sudamericano o si forman parte de un bloque alóctono de corteza, ajeno al continente, que colisionó en un pasado muy lejano con América del Sur.

No existen en esta región rocas de edades intermedias entre 1.000 millones de años, o lo que los geólogos denominamos el Precámbrico, y rocas paleozoicas, o sea, de menos de 600 millones de años.

Las rocas paleozoicas conocidas en la región permiten deducir la existencia de una amplia cuenca sedimentaria marina, pero no es posible aún afirmar cuáles fueron sus relaciones con el continente americano y con las rocas precámbricas. Esto es precisamente lo que impide determinar si las rocas precámbricas forman un bloque alóctono o son una parte del borde del núcleo continental.

Las rocas mesozoicas, correspondientes a la Era inmediatamente posterior al Paleozoico, se desarrollaron en un típico ambiente de margen continental convergente, o sea, como explicaba anteriormente, en una región donde se encuentran y chocan una placa de corteza oceánica con una de corteza continental.

Durante todo el Jurásico, e incluso desde fines del Triásico, hasta la mitad del Cretácico, es decir, durante un periodo de tiempo de unos 140 millones de años, se desarrolló paralelamente al borde de América del Sur en la región aquí considerada un extenso cordón magmático, con una importante actividad volcánica superficial, y una amplia cuenca de sedimentación hacia el Este del cordón (HARAMBOUR, 1990; MUÑOZ et al., 1988).

La actividad magmática mencionada produjo fuertes alteraciones en las rocas preexistentes causando la formación de una serie de yacimientos minerales, conocidos a lo largo de la actual región costera.

En la cuenca de sedimentación se acumularon varios miles de metros de sedimentos (HARAMBOUR, 1990; MUÑOZ et al., 1988), los que registraron las variaciones del nivel relativo del mar y el continente. Se conocen en ella depósitos que en un comienzo fueron sedimentados en un ambiente continental y posteriormente en un ambiente marino, para terminar nuevamente en un ambiente continental. Estas fluctuaciones reflejan, en un comienzo, tendencias de descenso o hundimiento del continente acompañado con un ingreso del mar hacia esta cuenca y posteriormente tendencias de ascenso o alzamiento del continente con retiro gradual del mar. El grano de los sedimentos allí acumulados presenta diferente grosor, desde materiales finísimos hasta materiales muy gruesos. Esto nos permite deducir la energía de los agentes que los transportaron y concluir como evolucionó la topografía o relieve de esa época. Las estructuras conservadas en esos sedimentos permiten conocer si el ambiente era frío o cálido, continental o marino, y en este último caso si era profundo o somero, de aguas cálidas o frías e incluso limpias o turbias, es decir, las características paleogeográficas de la cuenca.

Las condiciones ambientales de esta cuenca permitieron un desarrollo importante de actividad orgánica, la cual, bajo condiciones apropiadas de presión y temperatura durante el enterramiento o recubrimiento de los sedimentos de la cuenca a medida que proseguía la sedimentación, permitió la generación de hidrocarburos. Estos, al ir desarrollándose o madurando, migraron hasta los reservorios definitivos a través de las rocas más permeables.

El término de esta cuenca y de la actividad del condón volcánico se debió a un fuerte aumento en la velocidad de separación en las dorsales oceánicas que produjo un aumento en la velocidad de convergencia entre la placa oceánica y el continente. Esta mayor velocidad de convergencia habría generado una enorme compresión del borde continental causando la deformación de las rocas del cordón volcánico y de los depósitos acumulados en la cuenca adyacente. Estos últimos se doblaron o plegaron y se fracturaron o fallaron, permitiendo un fuerte acortamiento de todo el dominio afectado. Las rocas permeables plegadas y falladas pasaron a constituir cuerpos susceptibles de almacenar los hidrocarburos generados en la cuenca, o sea, trampas de petróleo.

Después de este evento compresivo no volverá a ingresar el mar en la región donde se desarrolló la cuenca del Jurásico-Cretácico Inferior.

En el Cretácico Medio a Superior se desarrolló un nuevo cordón volcánico en una ubicación más al este que el anterior sobre las rocas sedimentarias deformadas de la cuenca del Jurásico y del Cretácico Inferior. Esta actividad volcánica pudo provocar una sobremaduración de los hidrocarburos contenidos en las rocas cercanas al cordón volcánico.

En el sector altiplánico mismo las rocas de este nuevo cordón magmático (volcánico) no están expuestas. Se las conoce en los contrafuertes cordilleranos al pié occidental del Altiplano en la quebrada Tarapacá, al interior de Iquique (HARAMBOUR, 1990) y más al Sur en el sector entre Antofagasta y Calama (MUÑOZ et al., 1989).

En el Terciario, posiblemente Inferior, se desarrolló aparentemente un nuevo sistema de arco volcánico con una cuenca de sedimentación a su lado oriental. Este par paleogeográfico de arco y cuenca de trasarco se desarrolló en una posición aún más al Este que los anteriores, mostrando una migración de los cordones volcánicos y de las cuencas asociadas, similar a la que se conoce para otros sectores andinos.

Los depósitos de este periodo, descritos por (SALAS et al., 1966; MUÑOZ, 1991), alcanzan espesores de más de 1.000 m y corresponden a cuencas subsidentes de carácter esencialmente fluvio-lacustre (Formación Chucal) en las que hubo un fuerte desarrollo de actividad orgánica. En ellos se han encontrado restos fósiles de vertebrados (CHARRIER et al., 1994). Contemporáneamente con estos depósitos se inició una actividad volcánica ácida y explosiva en la región altiplánica. Estos depósitos fueron probablemente deformados por un nuevo episodio compresivo hace aproximadamente 24 millones de años y que parece corresponder al inicio del alzamiento del Altiplano.

En efecto, con aproximadamente la misma edad, se conoce para el borde oriental del Altiplano en Bolivia el inicio de un largo y casi continuo proceso de deformación que hace cabalgar la masa altiplánica sobre rocas sedimentarias ubicadas a su lado oriental (HERAIL et al., 1990; SEMPERE et al., 1990).

Gigantescas explosiones volcánicas dieron origen a un grueso y extenso manto de cenizas volcánicas que recubrieron a todos los depósitos anteriores (Formación Oxaya, MONTECINOS, 1963; SALAS et al., 1966; Formación Altos de Pica, GALLI, 1957, 1968; GALLI y DINGMAN, 1962), cuyas edades están comprendidas entre 23 y 15 millones de años (GALLI, 1957, 1968; GALLI y DINGMAN, 1962; LAHSEN, 1982; MUÑOZ, en preparación). Depósitos similares y de la misma edad se conocen en el Sur del Perú.

Sobre estos depósitos volcánicos se desarrollaron, ahora en el Terciario Superior (Mioceno), nuevos depósitos sedimentarios continentales de carácter esencialmente fluvial (Formación Lupica).

En el sector chileno se continuó el proceso de deformación con el desarrollo de fallas inversas que afectaron a los depósitos volcánicos y fluviales suprayacentes y que permitieron el montamiento del bloque altiplánico hacia el Oeste sobre las rocas adyacentes (MUÑOZ y SEPULVEDA, 1992; MUÑOZ y CHARRIER,1996; CHARRIER y MUÑOZ, este volumen). La existencia de dos sistemas de fallas inversas con inclinaciones que convergen bajo el Altiplano ubicados en ambos bordes del bloque altiplánico, pone en evidencia que este elemento orográfico es una estructura compresiva, es decir, un bloque de corteza elevado por fuerzas compresivas a lo largo de fracturas de cizalle o fallas (Fig. 3).

Los volcanes antiguos, erosionados e inactivos, y los volcanes recientes, con escasa o sin erosión y activos, algunos con abundantes manifestaciones fumarólicas como el volcán Guallatire, que forman la denominada Cordillera Occidental, se desarrollaron en la superficie del Altiplano por encima de la cubierta de cenizas mencionada.

Sobre esa cubierta se desarrolló también la cuenca que alojó a los 300 m de sedimentos de la Formación Laca y las cuencas endorreicas denominadas salares, donde se acumularon gruesos espesores de depósitos evaporíticos.

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