II ANTECEDENTES GENERALES DEL MEDIO FISICO Con el fin de comprender los diferentes elementos y procesos actuantes en el área del Proyecto, se describe a continuación los principales antecedentes geográficos físicos de la región.

Geología La ciudad de Antofagasta se ubica en el limite meridional de una extensa plataforma de abrasión y depositación marina que se formó entre los bloques tectónicos de la península de mejillones y la cordillera de la costa, la que desaparece por el sur en el acantilado costero actual del sector de cerro coloso (938 msnm). De esta forma, la urbe ocupa una estrecha franja cuyo ancho fluctúa entre 2,5-2,8 Km. En ella se puede distinguir el escape de un acantilado fósil que domina la parte alta de la ciudad, con una altura de 20m como máximo y otros escarpes menores submeridianos, que eventualmente escalonan la ciudad hasta alcanzar el nivel del mar. Al menos cuatro quebradas importantes la unen con el valle longitudinal de la depresión intermedia, dos de las cuales (quebradas la negra y El Way) llegan prácticamente al mar, las restantes junto a sus numerosos afluentes, tienen sus desembocaduras sobre la ciudad. (Olivares y Pereira, 1997). Las rocas mas antiguas expuestas en el área corresponden a volcanitas jurásicas (Formación La Negra) e intrusivos dioriticos y tonalíticos cuyo conjunto evidencia el emplazamiento del arco magmático y la subducción asociada favoreció el debilitamiento termo tectónico de la corteza y desarrollo fajas de deformación dúctil y frágil desde el jurasico inferior al cretácico inferior, paralelas al margen continental (SFA). Alguna de estas estructuras, durante el jurasico superior-cretácico inferior originaron cuencas extensionales que fueron rellenadas con sedimentos continentales rojos (Formación Caleta Coloso, Kicc). La ausencia de registro geológico en la región, desde el cretácico inferior alto hasta el neógeno, se atribuye, por una parte, a la migración hacia el este del arco magmático y por otra, al desarrollo de un diastrofismo compresivo ocurrido alrededor del limite cretácico inferior-superior, el que habría deformado las formaciones la negra y caleta coloso, y producido un alzamiento generalizado de la cordillera de la costa. Estructuralmente, la zona considerada presenta numerosas fallas y lineamientos, de dirección predominante NNE-SSW, asociado al Sistema de Fallas de Atacama (Segmento Salar del Carmen), que limita por el este el bloque de la cordillera de la costa. En este bloque estructural, los estratos de la formación la negra presentan una inclinación generalizada hacia la ciudad con valores entre 30-60º W. La Cordillera de los Andes en el norte de Chile corresponde a la sección sur de los andes centrales, que ha sido considerada como un ejemplo clásico del desarrollo orogénico a los largo de un contacto de placas convergentes. A comienzos del jurasico, en el borde oeste de Sudamérica, se desarrolló la subducción de una placa oceánica bajo el supercontinente Gondwana, lo que marcó el comienzo del ciclo andino, conformando una estructura de arco cuenca de trasarco. Actualmente el arco magmático jurasico se ubica en la cordillera de la costa y los depósitos marinos-continentales de la cuenca de trasarco en la depresión intermedia y en la cordillera de Domeyko.

Figura 2.1. Modelo digital de terreno (SRTM 90m) del norte de Chile. Desde el jurasico inferior, en el margen continental oeste de Sudamérica, se desarrollaron arcos magmáticos sucesivos. El frente magmático sistemáticamente cambió su posición hacia el oriente con el tiempo, y el cambio de la posición del arco magmático fue seguido de periodos de engrosamiento cortical causados por deformación compresiva, por lo que el tectonismo también migró hacia el este con el tiempo. Básicamente se pueden reconocer dos etapas principales en la evolución de los andes en el norte de chile:

i) desde el jurasico hasta fines del cretácico inferior, cuando el arco magmático estaba flanqueado por el este por una cuenca de trasrco sedimentaria marina desarrollada en un ambiente extensional

ii) desde el cretácico superior al presente, cuando el sistema de arco se desarrollo en un ambiente continental, bajo un marco teutónico principalmente compresivo.

Gran parte de la cordillera de los andes en el norte de chile se desarrollo sobre un basamento de edad paleozoico superior – triásico inferior. Este basamento correspondería a un prisma de acrecion y a un sistema de arco relacionado a subducción pre-existente en el borde del supercontinente Gondwana. El prisma de acrecion y arco magmático del paleozoico superior-triasico inferior fue reemplazado en el triasico medio a superior por una paleografía dominada por cuencas o grabens delimitados por fallas de dirección NW. La formación de estos grabens se cree que estuvo relacionada a tectónica extensional que precedió a la fragmentación del supercontinente Gondwana.

El arco magmático jurásico-cretácico de la cordillera de la costa del norte de Chile, esta cortado longitudinalmente por zonas miloniticas y características de orientación NS, asociadas al sistema de falla de Atacama (SFA), expuestas a lo largo de la cordillera de la costa del norte de chile entre los 22ºS y 29ºS. Este sistema de fallas (SFA) se desarrollo durante el jurasico al cretácico inferior como una estructura regional intra-arco relacionada a la subducción oblicua de la placa aluk (Phoenix) relativo al continente sudamericano y posee una larga historia de deformación hasta el presente, acutando principalmente como un sistema de fallas de rumbo sinestral intra-arco en el jurasico-cretácico inferior.

Figura 2.2. Reconstrucción paleo-geodinámico de la configuración durante el Jurásico-Cretácico

inferior del SE de la placa Pacífico (modificado de Scheuber y González, 1999).

Geología de la Cordillera de la Costa (22-24ºS) Esta cordillera esta formada principalmente por rocas volcánicas de edad jurasica, intuidas por granitoides de composición intermedia emplazados entre el jurasico inferior y el cretácico inferior. El volcanismo activo en el jurasico inferior-media, permitió la depositación de 5-7 km de una pila volcánica, principalmente compuesta de lavas andesitico-basálticas y tobas (Formación La Negra). Intercalaciones marinas de edad bajociano dentro de la secuencia volcánica indica una depositación en una cuenca subsidente y que probablemente no se haya formado una cordillera con altos montañosos. Una topografía de bajos relieves ha sido inferida a partir de la observación de que los sedimentos de la cuenca marina de trasarco, que bordea el arco por el este, recibio solo pequeñas cantidades de detritos provenientes de éste. Ya que el magmatismo en este sector no esta asociado con edificios montañosos y engrosamiento cortical, la actividad ígnea debió haber estado acompañada de una importante extensión cortical. La actividad plutónica, que comenzó cerca de 200 ma permitió la formación de numerosos cuerpos intrusivos de variadas formas y tamaños, desde gabros a granodioritas, la mayoría de los cuales se emplazaron principalmente en la corteza

superior. De acuerdo con la información radioisotopica existente, el plutonismo tuvo su máximo expresión al fin del jurasico principio del cretácico.

Figura 2.3. Mapa geológico esquemático de la Cordillera de la Costa del norte de Chile, donde se muestran los afloramientos de las rocas magmáticas que representan el arco del Jurásico- Cretácico inferior (Modificado de Maksaev y Zentilli, 2002). En la imagen de la derecha se muestra un modelo digital de terreno (SRTM 90m), donde se destacan los rasgos principales del SFA.

A partir del mioceno y hasta el holoceno, el registro geológico es exclusivamente sedimentario. Incluye depósitos marinos litorales y aluviales, que degradan el margen occidental de la cordillera de la costa y depósitos eólicos. Una trasgresión marina iniciada en el mioceno inferior permitió la acumulación de sedimentos marinos litorales a plataformas (Formación La Portada, MPlp), cuya altitud probablemente constituyo el nivel base para depósitos aluviales contemporáneos, los que representan el registro degradacional mas antiguo de la vertiente oeste de la cordillera de la costa en el área (Depósitos de Gravas antiguas, Mg). Un nivel del mar alto en el plioceno permitió la acumulación de sedimentos marino litorales (Depósitos marinos aterrazados, PPlm) y la elaboración de terrazas de abrasión marina, expuestos entre los 80 y 110 msnm actuales. Dicha paleocosta habría sido el nivel base para depósitos aluviales contemporáneos que contienen niveles de cenizas datadas entre 2-3 Ma (Depositos aluviales y coluviales antiguos, MPLA). El descenso relativo y progresivo del nivel del mar, en el lapso Pleistoceno-Holoceno, permitió la construcción de terrazas de abrasión marina y la acumularon de sedimentos litorales asociados (Depositos marinos, PIHm), lo que posibilitó, por una parte, la incisión y progradacion de sistemas aluviales del margen oeste de la cordillera de la costa sobre la llanura costera (Depósitos aluviales y coluviales, PIHa) y, por otra, la erosión eólica de los sedimentos marinos expuestas que dio origen a los depósitos eólicos antiguos (PIe). Finalmente, asociado a anomalías climáticas (eventos ENOS) y durante periodos históricos (1960-1991) se han documentado una serie de eventos aluvionales en el área (Depósitos aluviales históricos, Hh), algunos de los cuales han afectado la infraestructura de la ciudad y causado la pérdida de vidas humanas.

Fig.2.4 Eventos geológicos en la Cordillera de los Andes.

Geomorfología El relieve característico de la II Región presenta una notable variabilidad desde la costa hacia la cordillera de los andes. Comenzando desde la costa, se distingue primero una zona denominada planicie costera, faja de territorio llano y poco escarpado de un ancho medio de unos 4 km. Inmediatamente al este de la planicie costera se ubica la cordillera de la costa, cordón montañoso

Paleozoica

Cenozoica

Mesozoica

cuyas maximas alturas alcanzan los 2500 msnm. La ciudad de antofagastqa se desarrolla en los faldeos occidentales y planicie litoral limitada por la costa. (4 CASOS DE ALUVIONES)

Fig.2.5 Principales unidades geomorfológicas presentes en la Región de Antofagasta. Fuente: La depresión intermedia, área relativamente plana de cerca de 200 km2, entre la cordillera de los andes y la cordillera de la costa, prácticamente desprovista de vegetación y la cordillera de los andes, con amplias a 4000 m de elevación (altiplano o puna), volcanes que superan los 6000 msnm y tres zonas vegetacionales: pre-puna (2700-3100 msnm) con una escasa cubierta de pequeños arbustos espinosos, la puna (3100-3800 msnm) con la mayor abundancia de plantas y los andes (3850-4200 msnm) con pastos y plantas acojinadas. (DESIERTO ATACAMA U ANT.)

Fig. 2.6 Perfil W-E del relieve en la Región de Antofagasta. Fuente: desierto de Atacama, Adaptado de Turistel 1994 Aquí destaca el gran acantilado cuya parte central se encuentra en la portada, donde tiene 52 m. El mar en la actualidad destruye sus propios depósitos, produciendo derrumbes en el acantilado.

Producto de la erosión marina es la portada, el que está formado por una serie de rocas sedimentarias que se sustenta sobre La Negra. Los suelos son delgados y de escaso desarrollo. No hay red hidrográfica ni aguas superficiales. Costa entre 18ºº21’00’’ – 25ºS Se caracteriza la costa del norte grande por la presencia de un gran acantilado continuo sobre una distancia de mas de 700 km y con una altura promedio de 700 m. Al sur de Iquique, el acantilado está muerto (20º13’), ya que una terraza marina se interpone entre él y la orilla del mar. Esta terraza de abrasión, a menudo accidentada por antiguos escollos, generalmente no sobrepasan 50 m de altura y tiene un ancho que puede alcanzar hasta 2 a 3 km. Quebradas que nacen en la cordillera de la costa y llegan hasta el océano construyeron sobre la terraza grandes conos de deyección durante las épocas pluviales del cuaternario. El gran acantilado deriva probablemente de grandes fallas verticales, aparecidas a principio del mioceno, que han retrocedido por efecto de la erosión marina durante una importante transgresión ocurrida en el micoceno superior/pleistoceno inferior. Una plataforma continental estrecha (isobata 200 m se encuentra a menos de 10 km de la orilla) bordea la costa alineada, que tiene en este sector una marcada orientación N-S. La única irregularidad en su trazado corresponde a la peninsula de mejillones de 55 km de largo y de 20 km de ancho. Consiste en un bloque solevantado, limitada por fallas normales y constituido por rocas paleozoicas. Un graben, rellenado por sedimentos depositados por la transgresión del mioceno superior/plioceno inferior, lo separa del gran acantilado costero. Al igual que mas al norte, la plataforma continental sigue estrecha, con menos de 10 km de ancho.

Fig 2.7 Playa Paraíso, ExCarboncillo, Antofagasta.

Fuente: www.elmorrocotudo.cl

Clima La humedad atmosférica y presencia de nublados y nieblas abundantes caracteriza estos sectores litorales. El océano permite homogeneidad térmica, por lo que las temperaturas mínimas no bajan de los 10ºC y las máximas no sobrepasan los 25ºC. A su vez, las aguas frías determinan constantes niveles de inversión, impidiendo con esto que la humedad aumente, manifestándose esto en nublados bajos y camanchacas, cuya presencia es característica en las noches y madrugadas del sector litoral. El promedio de precipitaciones es de 4 mm, aunque las estaciones registran valores bien distintos a éste. Ha habido eventos catastróficos, como el del 18mjunio 1991 cuya precipitación en poco tiempo supero los promedios históricos. Regionalmente, Antofagasta escapa a la caracterización climática, puesto que por latitud le correspondería clima tropical muy lluvioso y calido. Sin embargo, esto cambia debido a la presencia de la corriente fría de Humboldt y la surgencia de aguas profundas, que permite que agua subantártica aflore a la superficie marina, estratifique y estabilice a la atmosfera. Así, no se forma nubosidad, acentuando la presencia del anticiclón. Las aguas subantárticas enfrían el aire, reduciendo fuertemente las temperaturas que por localización latitudinal deberían registrarse. En cuanto a temperaturas, las máximas oscilan entre los 19ºC y 22ºC, las medias entre 16º y 18º. Las mínimas van entre 12,4º y 14ºC. Las precipitaciones en el largo plazo son de 6 mm/año. En tormentas poco frecuentes alcanzan mas de 20mm en 24 hrs. (cuyo periodo de retorno es de 25 años, lo que sucedió el 18 de junio). La humedad relativa nunca es menor al 50%; los meses de mayor variabilidad están generalmente entre abril y octubre, con valores cercanos al 85%. Los valores mas bajos se registran de noviembre a marzo con valores entre 75 y 80%. Los vientos en Antofagasta se han registrado vientos predominantes del S en un 76%, mayormente en primavera y verano. Los vientos que soplan en otras direcciones no tienen representaron, pues a lo mas corresponde a menos del 5% (datos tomados en el sector costero central de la ciudad). La intensidad oscila entre 10 y 15 KT. Sobre la base de 7 años de estudio se estimó una velocidad máxima de 36 KT con un retorno de 20 años. En la costa donde no llueve, las sales marinas llegan por transporte directo del viento al continente; la espuma que cae en la costa se evapora originándose partículas finísimas de sales que son arrastradas junto con el polvo y que pueden migrar una gran distancia de la costa, que quedan posteriormente pegadas por la neblina en el suelo.