Captulo 6Contrastando la evolucin del Paisaje y desarrollo del enriquecimiento supergno en el Porfido cuprifero El Salvador y los distritos de Cu-Au de Potrerillos-El Hueso de Cu-Au, en el Norte de Chile.THOMAS BISSIG,* AND RODRIGO RIQUELMEDepto. Ciencias Geolgicas, Universidad Catlica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, ChileAbstractoEl paisaje desde la Depresin Central a la Precordillera Oriental en el sur del desierto de Atacama, el norte de Chile (lat. 26 -27 S), est dominado por mltiples pediplanos que se formaron a partir de finales del Oligoceno hasta el Mioceno medio, seguido por la incisin del can en el Mioceno tardo. Estas superficies planas ms antiguas se observan en la Precordillera oriental y estn representadas por la Sierra Checos del Cobre del Oligoceno tardo y por la superficie Asientos (17.5 Ma). El deposito epitermal diseminado de Au El Hueso y el prfido de Au-Cu La Coya estn alojados debajo de la superficie Sierra Checos del Cobre. En la Precordillera occidental y adyacente Depresin Central, la forma plana del relieve terrestre formada a lo largo del Mioceno medio en varias etapas, dieron lugar al pediplano de Atacama. El prfido Cu El Salvador y la mineralizacin extica asociada se encuentra en la parte posterior del pediplano de Atacama.La actividad supergnica en El Salvador se produjo desde finales del Eoceno tardo al Mioceno medio, pero lo ms importante fue de ~ 25 a ~ 19 y ~ 15 a ~ 12.5 Ma. Las multiples evolucines del paisaje y etapas de actividad supergnica relacionada a El Salvador a finales del Oligoceno y Mioceno medio fue favorable para la eficiencia de enriquecimiento supergnico y mineralizacin extico, pero la desecacin climtica despus de los 13 Ma condujo a la suspensin de los procesos supergnicos. En contraste, El Hueso, La Coya, y Potrerillos se encuentra por debajo de un paisaje relativamente estable durante la mayor parte del Mioceno. Las edades publicadas de alunita del El Hueso indican que la actividad supergnica se llev a cabo a finales del Oligoceno y Mioceno tardo pero estuvo ausente durante la mayor parte del mioceno temprano y medio. Los procesos supergnicos del Mioceno Tardo coincidieron con un momento en que la Precordillera fue elevada y alcanzo una altura suficiente para capturar el aument orogrfico controlado por la precipitacin. Este aumento en las precipitaciones llev a la incisin de los caones de El Salado y Asientos, que, combinado con el aumento de la disponibilidad de agua meterica, expone una nueva mineralizacin hipgena a la oxidacin en el Mioceno tardo, cuando en la actividad supergnica El Salvador haban cesado.IntroduccinEL SUR del Desierto de Atacama en el norte de Chile constituye parte de la regin ms seca del mundo y alberga una serie de prfidos de cobre de tamao intermedio y depsitos epitermales (Fig. 1). Est situado en un margen continental activo y es un rea para estudiar la interaccin del clima, los procesos de construccin de montaa, la erosin y el proceso mineralizador mineral a profundidades superficiales de la corteza (por ejemplo, Bissig et al., 2002). En este trabajo se discute la evolucin del paisaje, las implicaciones climticas y cmo estos factores pueden haber influido en la metalogenia supergnica de la zona de El Salvador y Potrerillos (Fig. 1) en aprox lat. 26 a 27 S. La regin alberga los depsitos de prfidos de cobre de propiedad de Codelco en El Salvador y Potrerillos. Estos depsitos han sido sometidos a todas las oxidacines supergnicas importantes, pero el enriquecimiento dupergenico de Cu y la mineralizacin extica de Cu es ms importante en El Salvador. Discutimos fundamental diferencias en la configuracin geomorfolgica entre El Salvador y los dems depsitos y las perspectivas mencionadas anteriormente.La evolucin del paisaje del sur de desierto de Atacama ha sido objeto de estudios en la dcada de 1960 y 1970 (ver ms abajo: Clark et al, 1967; Galli-Olivier, 1967; Sillitoe et al, 1968; Mortimer, 1973), pero el anlisis morfolgico detallado (Riquelme et al., 2003, 2007, 2008) y las nuevas tcnicas analticas tales como la datacin radiogenica de la exposicin del (Nishiizumi et al., 2005) ha proporcionado nuevas restricciones en los ltimos aos. Sin embargo, la mayor parte de la investigacin se llev a cabo a partir de la Precordillera (tambin conocido como Cordillera de Domeyko) al oeste y la discusin de los depsitos de mineral dentro de su marco geomorfolgico es restringida. En este trabajo, tambin se presentan tres nuevas edades, 40Ar-39r, en unidades de piroclstos depositados en superficies planas al este de la Precordillera. Se discuten los datos publicados sobre la alteracin supergnica y la mineralizacin de los depsitos de El Hueso y El Salvador dentro de su contexto geomorfolgico.Proponemos que el paisaje y la evolucin del clima est estrechamente reflejado por la historia de la oxidacin supergnica de los depsitos de mineral y es la clave para entender las diferencias en la evolucin supergnica y los estilos de la mineralizacin y alteracin entre El Salvador y Potrerillos, El Hueso, y las ares cercanas.Fig. 1. Mapa de la regin de estudio (descrito). Las lneas de puntos indican lmites fisiogrficos de Riquelme et al. (2007). El color amarillo en el mapa de Chile representa la extensin del desierto de Atacama en el norte de Chile. Abreviaturas: CC = Cordillera de la Costa, CD = Depresin Central, PC = Precordillera, PD = precordillera Depresin, WC = occidental de la Cordillera. Los principales depsitos de mineral son 1 = Escondida, 2 = El Salvador, 3 = Potrerillos, 4 = La Coipa.

Fore-Arc Regin del norte de ChileLa configuracin geomorfolgica actual del antearco de la regin del norte de Chile (18 -28 S) es el resultado de la interaccin entre la evolucin climtica y tectnica durante el Cenozoico tardio (por ejemplo, Mortimer, 1973; Rieu, 1975; Lamb y Davis, 2003; Riquelme, 2003; Dunai et al., 2005). El paisaje del desierto en el sur de Per y norte de Chile est dominado por elementos del paisaje subplanar; Darwin (1845) sospecha que estos no han experimentado una erosin significativa de periodos largos de tiempo. La relevante investigacin sobre la evolucin del paisaje del norte de Chile y el sur del Per se llev a cabo durante los aos 1960 a 1970 (por ejemplo, Hollingworth, 1964; Galli-Olivier, 1967; Clark et al., 1967; Sillitoe et al., 1968; Mortimer, 1973; Mortimer y Saric- Rendic, 1975; Tosdal et al., 1984). La gran escala de la evolucin del paisaje se ha establecido sobre la base de erosin subplanar remanente de las superficies a diferentes alturas. Estas superficies de peniplanacion (por ejemplo, el de Atacama pediplain Sillitoe et al., 1968, o el pediplain Tarapac de Mortimer et al., 1974) han sido erosionadas en respuesta directa a los pulsos del levantamiento andino; Por lo tanto, la superficie ms alta corresponde al primer levantamiento andino y al evento de erosin (Sillitoe et al., 1968).Evolucin morfo-tectnica del sur Desierto de Atacama a 26 a 27 S y Accidentes geogrficos actuales Se ha documentado, en el area de Potrerillos, el plegamiento y empuje en la Precordillera durante la orogenia Incaica en el Eoceno tardo (Tomlinson et al., 1994; Niemeyer y Muni - Zaga, 2008). El engrosamiento de la corteza por debajo de la Precordillera en la regin de El Salvador durante este tiempo se sugiere por fraccionamiento indicativo REE por un granate que es residuo de las rocas magmticas de la corteza en el Eoceno y el Oligoceno temprano (Matthews et al., 2000). En el Oligoceno, la foco de deformacin se desplaz al este y se ha documentado desde el borde occidental de la Cordillera Occidental (Cordillera Claudio Gay: Mpodozis y Clavero, 2002). Como lo demuestra Eoceno tardo al Oligoceno temprano, los diques de prfidos corte la mayora de las estructuras incaicas, engrosamiento cortical post-incaico y la elevacin en la Precordillera no ha sido acomodado por el plegamiento y empuje cerca de Potrerillos (Tomlinson et al., 1994; Niemeyer y Munizaga, 2008). Asi, el Oligoceno y los accidentes geogrficos ms jvenes de la vertiente occidental andina son en gran parte un resultado del levantamiento y erosin con slo efectos marginales de fallamiento y plegamiento en el paisaje (Mortimer, 1973; Riquelme et al., 2007).Los depsitos sedimentarios negenos cubren la regin antero-arco (las gravas Atacama; Sillitoe et al., 1968), y la extensa ladera suavemente inclinada hacia el oeste en relieve de arco interno de la regin de Copiap a El Salvador (Atacama pediplain; Mortimer, 1973; Fig. 2), son el resultado de la progresiva la inclinacin de la vertiente occidental andina (Clark et al., 1967; Sillitoe et al., 1968; Mortimer, 1973). Dentro de este esquema, la superficie ms antigua y la ms alta que se describe es la superficie de Sierra Checo del Cobre, propuesta por Mortimer (1973). Su distribucin y edad son un tanto inciertas, pero probablemente se form en el Oligoceno tardo o Mioceno temprano (Mortimer, 1973). Se identificaron elementos remanentes del paisaje de esta fase por Mortimer (1973) a lo largo de la Cordillera de la Costa y la Precordillera en la zona de Copiap.La erosin del Mioceno y los eventos deposicionales dominan la topografa de la actualidad (. Figs 2, 3). Un sistema de drenaje profundo se cort en la superficie de Sierra Checo del Cobre (Mortimer, 1973, Riquelme et al., 2007), los que posteriormente fueron rellenados por 800 m de una serie de depsitos de grava (Fig. 3), las gravas de atacama (Sillitoe et al., 1968). Edades K-Ar de capas de toba en los depsitos de las gravas de Atacama oscilan desde 17 hasta 15 Ma en el Precordillera occidental (Cornejo y Mpodozis, 1996) a 9 a 10 Ma en la Depresin Central (K-Ar:. Clark et al, 1967; Cornejo et al., 1993; 40Ar-39Ar:. Riquelme et al, 2007). Una mnima edad de ~ 17 Ma para la base de las gravas de Atacama es dado por los antiguos depsitos de toba dentro de la secuencia de grava que tambin pone restricciones de edad mnima en la superficie de Sierra Checos del Cobre. Las gravas se interpretan para marcar una evolucin desde agradaciones verticales seguidas por un valle en retiro lateral (por ejemplo, Riquelme et al., 2003). La secuencia de depsitos de grava registrado una disminucin general de los volmenes de sedimentos durante el Mioceno medio, ha sido interpretada para representar la desecacin del clima (Vernon et al, 2005;.. Riquelme et al, 2007).El pediplano de Atacama (Sillitoe et al., 1968) corresponde a la parte superior de las gravas de Atacama, en la Depresin Central y la Precordillera, es decir, la superficie del relleno aluvial de abanico aluvial, e incluye una contraparte degradational de un pedimento (~grava fina que cubre la superficie). Observaciones alrededor de El Salvador, situado en la parte posterior del escarpe del pediplano de Atacama, revelan que el pediplano de Atacama en realidad fue formado durante varias fases de pedimentacion superpuesta, (. Figuras 2-4). Por lo tanto, lo que ahora se conoce como el pediplano de Atacama probablemente se form durante un perodo prolongado de tiempo, momento en el que se llev a cabo la mayora de la mineralizacin extica de cobre en El Salvador (vase ms adelante; Mote et al., 2001). Una extensa ignimbrita, la Ignimbrita de San Andrs, cubre la superficie de la roca desnuda y la superficie aluvial del pediplano de Atacama, en el Precordillera occidental. Estaba datada en aproximadamente 11 a 9 Ma (K-Ar:.. Clark et al, 1967, Cornejo et al, 1993; 40Ar-39Ar: Riquelme et al., 2007), lo que indica que la pedimentacion ceso antes del Mioceno tardo. Citas sobre el nucleido cosmognico sobre los cobbles del pediplano de Atacama produjo la exposicin de edades de hasta 9 Ma (Nishiizumi et al., 2005), lo que concuerda bien con las limitaciones de edad establecidos con anterioridad. La pedimentacion del Mioceno medio al tardio contrasta marcadamente con la incisin vertical subsecuente del Mioceno tardo que se muestra en la actualidad en los caones de El Salado y Asientos, que corta a travs de los rellenos del Mioceno temprano-medio y localmente a travs del sustrato pre-Negeno. El estudio realizado por Nishiizumi et al. (2005) revela que el pediplano de Atacama es una forma de relieve relicto, menos afectada por la erosin ms joven que por los flancos de la montaas y caones. Tasas de denudacin de largo plazo para la cuenca de drenaje de El Salado se han calculado en 13,59 1,9 m / ma por los ultimos 10 M.Y. (Riquelme et al., 2008) aunque esta erosin puede haberse concentrado en el Mioceno tardo o Plioceno desde que el clima que se observa actualmente en la zona sugiere considerablemente tasas de denudacin inferiores (Riquelme et al., 2008).MtodosElementos del Mioceno y del paisaje ms antiguo han sido mapeados sobre la base de las observaciones de campo con la ayuda de paisaje digital de anlisis utilizando la Misin Topogrfica Radar Shuttle (SRTM) y otros modelos de elevacin digital con una resolucin horizontal de 90 m y mejor. Las correlaciones y las restricciones de edad se basan en las relaciones directas erosivas, elevaciones, y absoluta restricciones de edad.Nuevos edades mnimas para superficies planas son proporcionados por geocronologa 40Ar-39Ar en biotita de dos depsitos de ignimbritas dacticas y en sanidina de una ceniza-toba rioltica (ver Fig. 2 para las ubicaciones). Los cristales de biotita eran euhedrales tabulares y macroscpicamente marrn a plido rojizo-marrn en color. Como se ha indicado por su color, las biotitas probablemente han sido ligeramente alteradas por procesos de meteorizacin debido a su extensa tiempo de exposicin en la superficie.Las muestras fueron analizadas en el Laboratorio Noble Gas, Pacific Centre for Isotopic y Geochemical Research de la Universidad de la Columbia Britnica, Vancouver, BC, Canad. Para ms detalles en los procedimientos analticos consulte Bissig et al. (2008). Los datos analticos se incluyen en el Apndice

Fig. 4. Fotografa de campo que muestra la naturaleza compuesta del pediplano de Atacama, al sur de El Salvador.

Fig. 2. Mapa de los elementos principales del paisaje mencionados en el texto. Restricciones de edad de importancia se indican para la interpretacin del paisaje. En los escarpes del pedimento se muestran los cambios litolgicos y las fallas pueden excluirse como origen. Correlacin entre los restos individuales se basa en las limitaciones de edad directos y elevacines. Vea la Figura 3 para la seccin transversal. A-A

Fig. 3. Seccin transversal de Cerros Bravos a El Salvador (ver Fig. 2 para dejar rastro). Restricciones de edad se muestran como en la figura 2. Blow up en la parte central de la figura representa el relleno de grava de un can del Oligoceno. Edad de tobas intercaladas se muestran (Cornejo et al., 1993). SCF = falla de Sierra Castillo.Elementos del paisaje en la Precordillera OrientalAnteriormente indocumentados o mal documentados elementos planares del paisaje se han identificado entre las reas del Cerro El Hueso y el complejo volcnico del Oligoceno superior de Cerros Bravos (en adelante denominado el este de la Precordillera), as como en los tramos superiores del sistema de drenaje de El Salado (Figs 2, 3, 5). Estos elementos del paisaje planar se interpretan como relictos de superficies de pediplanacion muy parecidos a los originalmente descritos por Mortimer (1973). Por lo tanto, cuando sea posible, la nomenclatura de Mortimer se aplica.El Hueso y La Coya se alojan debajo de una superficie de erosion subplanar en una elevacin de hoy en da entre aproximadamente 3.800 y 4.000 msnm. Esta superficie no es cubierta por depsitos de grava y se interpreta como un pedimento relicto ya que presenta un escarpe en el flanco este del Cerro El Hueso (Fig. 5). Este ltimo consta de una intrusin granodioritica del Oligoceno temprano datado aproximadamente a 32 Ma (K-Ar:. Cornejo y otros, 1993) y define la edad mxima de este pedimento, que en este documento se correlaciona con la superficie de Sierra Checos del Cobre. En una elevacin menos de 100 a 200 m, una superficie plana de erosin (en adelante, superficie Asientos), cubierta por ca. 100 m de grava y depsitos volcaniclsticos, aparece para ser cortado en esta vieja superficie relicta (Fig. 5). La superficie Asientos se sumerge suavemente hacia el norte y se observa mejor en el flanco noroeste del complejo volcnico Cerros Bravos y una edad mnima de 17.7 0.5 Ma est dada por una biotita 40Ar-39Ar, edad de una toba dacita (muestra CTB32) depositado en la parte superior de la cubierta de grava de esta superficie (Fig. 6). La edad de los espectro muestra pruebas para la prdida de Ar posiblemente debido a la intemperie (Fig. 6), pero los ltimos tres pasos proporcionan una edad razonable.Una superficie orientada suavemente al este se reconoce a unos 35 km al nordeste de El Hueso, en el borde occidental del Salar de Pedernales y alrededor de los tramos superiores de la de El Salado Canyon (Fig. 7). Esta superficie tiene localmente un escarpe conservado al oeste, por lo que se interpreta como un pedimento. Est sustentada por una toba cristalina dacitica no soldada (muestra PTB37), que probablemente ha sido depositada en una superficie planar (Fig. 7). Esta toba es petrogrficamente similar a la muestra CTB32 y tambin arroj una edad similar a la biotita 40Ar-39Ar de 17.45 0.26 Ma. Una toba de ceniza riolitica consolidada se deposit inmediatamente por encima de la toba dactica, sellando la superficie plana. La meseta de sanidina arroj una edad de 9,15 0,08 Ma, que es ligeramente ms joven que la ignimbrita de San Andrs (Clark et al, 1968;.. Cornejo y otros, 1993), que cubre el pediplano de Atacama en el rea de El Salvador. Las observaciones del paisaje y las nuevas edades de 40Ar-39Ar indican que en la Precordillera oriental, una superficie plana de edad posterior a la superficie Sierra Checos del Cobre ha estado al menos desde principios del Mioceno. Entre la deposicin de las tobas del Mioceno, inferior y superior, no hay una erosin significativa o una deposicin de grava afecto la superficie del pedimento, lo que sugiere que un paisaje excepcionalmente estable en el borde occidental del Salar de Pedernales existi durante ms de 7 M.A. durante la mitad Mioceno. La incisin del Can diseccion esta superficie en el Mioceno tardo hasta la actualidad.

Fig. 5. El campo que muestra la fotografa es el relicto de Sierra Checos del Cobre (SCS) y superficies Asientos (AS). La ubicacin del depsito El Hueso y La Coya perspectiva se indican.Mineralizacion hipgena y supergna en los distritos El Salvador y Potrerillos-El Hueso El distrito mineral El Salvador (Fig. 2) est bien estudiado (por ejemplo, Gustafson y Hunt, 1975; Cornejo et al, 1993., 1997; Gustafson et al, 2001, Mote et al., 2001.; Rivera et al., 2004) y se compone de varios centros mineralizados discretos distribuidos en ms de 15 km2. El Salvador representa la ms meridional de los distritos de prfidos de cobre gigantes del desierto de Atacama. El depsito est situado a 10 km al oeste de la falla de Sierra del Castillo, una de las principales estructuras del sistema de fallas de Domeyko, y est alojada por unidades volcnicas de edad Paleocena. La mineralizacin de Cu-Mo est genticamente relacionado con Stocks dacticos del Eoceno (Cornejo y otros, 1997;.. Gustafson et al, 2001). La mineralizacin hipgena se emplaza entre 44,5 y 41 Ma (Cornejo et al, 1997;.. Gustafson et al, 2001).El deposito de xido de cobre est representada principalmente por dos depositos exticos, Damiana y Quebrada Turquesa (Fig. 2, Mote et. al, 2001). En el flanco sureste del Cerro Indio Muerto, que alberga la mineralizacin del prfido, los mismos autores reportaron una edad de 19.4 Ma para la alunita. Mote et al. (2001) tambin informo edades del cobre de los depsitos exticos que van desde 35,35-11,05 Ma, pero sobre la base de todas las edades supergnicas, la actividad supergna al parecer ha sido ms intensa entre ca. 25 y 19 y 15 y 12.5 Ma. Sin embargo, Hartley y Rice (2005) compil los datos de edad de todo el norte de Chile y sealaron que los datos actualmente disponibles no reflejen el rango o la intensidad de la actividad supergenica completa en la regin.El depsito de Potrerillos, situado a 33 km al sureste de El Salvador, ha sido extrado a partir de 1927 hasta 1959 y desde entonces ha sido el centro de los programas de exploracin (Camus, 2003). La mineralizacin de Cu-Mo en Potrerillos est presente en una secuencia del Jursico al Cretcico Inferior marina y volcnica y se relaciona con la intrusion del porfido de cobre del Eoceno tardo (36-35 Ma) (Marsh et al., 1997). El depsito est situado a 12 kilmetros al este de la Falla Sierra del Castillo y est situado en el bloque colgante del eoceno con vergencia al este de la Mina de Potrerillos. Cornejo y otros. (1993), Tomlinson et al. (1994), y Niemeyer y Munizaga (2008) presentan evidencia de emplazamiento sintectnico del depsito de Potrerillos. La oxidacin supergnica era importante y cubre una zona vertical de hasta 300 m (Camus, 2003). La mineraloga de xido de cobre est dominada por malaquita y azurita en y alrededor el stock de Porfido Cobre y contiene principalmente sulfatos donde la mineralizacin est alojada por estratos sedimentarios siliciclsticos (Camus, 2003). La mineralizacin Hipgena en Potrerillos coincidi con la actividad supergnica ms temprana en El Salvador, lo que indica que las reas al oeste de la falla de Sierra Castillo tienen han sido exhumadas ms temprano que las del este. La Coya subyace un relicto alto, de superficie relativamente plana de ~ a 3,800- 3,900 m de altitud asignado a la superficie Sierra Checos del Cobre. La alteracion cerca de esa superficie est dominada por un conjunto de alteracin arglica y flica, mientras que la alteracin biottica slo se observa por debajo de ~ 3.700 m, donde los caones fueron erosionados en el paisaje relicto. Por lo tanto, la alteracin hidrotermal y accidentes geogrficos indican que la erosin alrededor de La Coya se ha limitado desde finales del Eoceno.Adems de los depsitos de prfidos de Cu-Au, dos importantes depsitos ricos en oro estan alojados por rocas volcnicas y sedimentarias estn en el rea de Potrerillos. El deposito epitermal de oro diseminado de El Hueso, situado a slo 3 por 4 km al este de Potrerillos en el bloque colgante de la mina de Potrerillos, fue fechado en 40,2-40,8 Ma (Marsh et al., 1997) y no esta directamente relacionado con Potrerillos que se form aproximadamente 4 M.Y. ms tarde. La alteracin en El Hueso est dominada por ensamblajes arglicos y arglicos avanzados (Marsh et al., 1997) y la erosin probablemente no super un par de cientos de metros en la zona. Las restricciones en la actividad supergnica son, aparte de El Salvador, slo disponible desde El Hueso donde es limitada en K-Ar y Datos Ar-Ar en alunita supergnica y jarosita indican que la actividad supergnica se llev a cabo en alrededor de 25, 12, 9.1 y 6.4 Ma (Marsh et al., 1997). El Hueso, as como La Coyais subyace la superficie Sierra Checos del Cobre.

discusinLos procesos de mineralizacin supergnicos no slo se controlan por el entorno fsico en el que tienen lugar, sino son tambin fuertemente influenciados por una variedad de procesos geolgicos. La interrelacin entre los procesos supergnicos, episodios tectonicos, el clima, la erosin y la deposicin de grava en la regin de estudio se ilustra en la Figura 8.En El Salvador, la actividad supergnica en el Oligoceno tardo y Mioceno temprano (Mote et al., 2001) coincide con limitaciones de edad en la formacin del pediplano de Sierra Checos del Cobre (Mortimer, 1973; Cornejo y Mpodozis, 1996), mientras que en el Mioceno medio, la mineralizacin exotica de cobre coincide con las etapas iniciales de la formacin del pediplano de Atacama (Riquelme et al., 2007). La oxidacin y mineralizacin extica probablemente se mejor por el levantamiento y la incisin posterior del pedimento al igual que como se describe desde el sur de Per (Quang et al., 2005). En El Salvador, diferentes etapas de la formacin del pediplano de Atacama puede estar relacionada con la mineralizacin en especficos depsitos exticos. De este modo, la superficie de la tierra por encima de Damiana es menos disecado y ms joven que en la Quebrada Turquesa. Correspondientemente, la mineralizacin extica en Damiana super los depositos de mineral en la Quebrada Turquesa (Mote et al., 2001). El cese de la actividad supergnica se ha atribuido al clima (desecacin) en el Mioceno medio (Alpers y Brimhall, 1988; Mote et al., 2001, Rech et al., 2006).En El Hueso, situado en las alturas de hasta 4.000 m y por debajo del relieve El Salvador, las edades supergnicas se limitan al Oligoceno superior y a la parte superior Mioceno (Fig. 8). Por otra parte, las relaciones geolgicas y extensos conjuntos de alteracin arcillosa y silciceas en el Hueso y La Coya (Marsh et al., 1997, Thompson et al., 2004, Rivera et al., 2004) indican que la erosin desde finales Eoceno ha sido limitado en la zona. En el oligoceno superior, la actividad supergnica probablemente coincidi con la incisin de la superficie de SierraChecos del Cobre, mientras que a finales del Mioceno la actividad supergnica coincidi con la incisin de los caones de El Salado y Quebrada Asientos (Fig. 8). A diferencia de El Salvador, la actividad supergnica en Potrerillos se restringi a lo largo de la mayor parte del Mioceno, pero se reanud a finales del Mioceno, en momentos en que, paradjicamente, en El Salvador y en otros lugares de el norte de Chile, la actividad supergnica haba cesado (Mote et al., 2001; Hartley y Rice, 2005). Este cese generalizado de la actividad supergenica en los depsitos de cobre del norte de chile es ampliamente tomado como evidencia de la aparicin de condiciones hiperridas (Alpers y Brimhall, 1988; Mote et al., 2001). El aparente contraste entre El Hueso y El Salvador y otros depsitos de prfidos de cobre de Chile se pueden explicar por la evolucin del paisaje. Caones profundos se cortaron en la Precordillera en la lat. 26 a 27 S. durante el Oligoceno (Riquelme et al., 2007). Valles formados en ese momento eran de profundidad como de 2 km por debajo de las cumbres ms altas vecinas, lo que indica que la Precordillera ya fue elevada y alcanz altitudes de ms de 2000 m a. s. l. Los valles profundamente incisos del Oligoceno se llenaron de sedimentos clsticos continentales en el Mioceno temprano-medio. El relleno es el resultado de la aridez progresiva del clima durante este perodo y el levantamiento de la Cordillera de la Costa, acomodado por el sistema de fallas de Atacama (Riquelme et al., 2003, 2007).La llenura del sistema de drenaje temprano estuvo acompaado por formacin de un pedimento en el interior del pas como el representada porla superficie de Sierra Checo del Cobre del Oligoceno tardio al Mioceno temprano (Mortimer, 1973). La deformacin compresiva de la Cordillera de Claudio Gay en el Mioceno temprano condujo a la generacin de la depresin preandina que aloja el Salar de Pedernales. La superficie Asientos probablemente se form en equilibrio con este nivel de base. La suspensin de los procesos supergnicos El Hueso en este momento puede ser un resultado de la adveccin reducida de humedad desde el este de la Precordillera oriental.Ms tarde la evolucin del paisaje fue controlado por elevacin acomodado por la inclinacin a gran escala de la Precordillera y de la depresin central que comenz en el Mioceno medio e indujo la erosin y la formacin de las primeras etapas del pediplano de Atacama en la Depresin Central. La aridificacin y una tasa de inclinacin relativamente baja result en el relleno alubial del mioceno medio-tardo del abanico aluvial en la Depresin Central y la formacin del pediplano de Atacama, en el oeste de la Precordillera. En la Precordillera oriental por el contrario, el preexistente paisaje plano se mantuvo en gran parte no afectada por erosin ms al oeste. El clima en la vertiente occidental de los Andes se convirti en hiperrido alrededor de entre los 15 a 13 Ma, debido al aumento de los efectos de lluvia y el enfriamiento del clima relacionado con la acumulacin decapas de hielo de la Antrtida (Alpers y Brimhall de 1988, Cordero y Davis, 2003; Rech et al., 2006). En el Mioceno tardo, acelerando la inclinacin, dio lugar a la elevacin de la Precordillera (sugerimos 3,500-4,000 m snm), que permite capturar la precipitacin orografica. La aumento de las tasas de precipitacin result en una mayor disponibilidad de agua meterica en el rea de El Hueso y Potrerillos, pero tambien coincidi con la posible aparicin de un episodio de clima ligeramente ms hmedo, lo que se sugiere que se ha producido alrededor de 9 a 8 Ma sobre la base del registro de roca sedimentaria de la depresin preandina en la lat. 22 a 23 S (Hartley y Chong, 2002) y la exposicin de las edades de la superficie en la cordillera de la costa en la lat. 19.5 S (Dunai et al., 2005). Esto aument la disponibilidad de agua, combinado con la incisin de caones de El Salado y Asientos, dieron lugar a la reanudacin de la oxidacin supergnica en El Hueso y Potrerillos durante el Mioceno tardo. La oxidacin supergnica de El Hueso termino alrededor de los 6,4 Ma, probablemente debido a las condiciones climticas cada vez ms acomo, en el base de la evolucin del paisaje, tambin documentada desde el cinturn El Indio-Pascua en la Cordillera Occidental (lat 29 -30 S.: Bissig et al., 2002).Observaciones finalesModificaciones supergnicas y mejoras de depsitos de prfidos de cobre estn ntimamente relacionada con la geomorfolgica y evolucin climtica, que a su vez depende del marco tectnico. El Salvador est situado en en escarpe del pediplano de Atacama y ha sido objeto de una prolongada historia de enriquecimiento supergnico y mineralizacion extica. Esta evolucin puede estar ligada a mltiples etapas de incisin del pedimento dando lugar al pediplano de Atacama durante la mitad Mioceno, pero la erosin planar influyo en la formacin de depsitos supergnicos que tuvo lugar desde el Eoceno tardo. En contraste, El Hueso, Potrerillos y La Coya estn alojados debajo de un relieve plano relicto del Oligoceno tardo que experimento solo una modificacin hasta finales del Mioceno y, en consecuencia, la oxidacin de supergena de estos depsitos fue restringido entre el Oligoceno tardo y el Mioceno temprano. La mineralizacin supergnica en El Salvador ceso alrededor de loa 13 Ma y puede estar relacionado con la disecacin del clima que afceta gran parte de la vertiente andina occidental de hoy en da en el norte de Chile. Los procesos supergnicos de El Hueso tuvieron lugar despus de la desecacin climtica de mediados del Mioceno en la regin. Se explica por la elevacin de la Precordillera a elevaciones suficiente para la captura orogrfica de las precipitaciones controladas del Mioceno tardio.

Fig 8. Grfico de la integracin de la cronologa del paisaje, episodios tectnicos, las edades de los minerales supergnicos, y el clima. Abreviaturas: A1 = en fase inicial de Atacama pediplain, A2 = principal etapa de Atacama pediplain, A3 = fase tarda de Atacama pediplain, AS = Asientos superficie, SC = superficie Sierra Checos del Cobre, WP = Precordillera occidental, EP = oriental Precordillera. Las edades son supergnica trazado individualmente (barras negras) o como grupos de edades (cajas, el nmero de fechas que se indican). Las referencias de la siguiente manera: Frontn formacin: Mortimer (1973), Sillitoe et al. (1968), y este estudio; can incisin: Riquelme et al. (2003, 2007); grava la deposicin: Riquelme et al. (2007); las edades de las capas de toba: Clark et al. (1967), Cornejo y otros. (1993), Riquelme et al. (2007), este estudiar; edad nucleido cosmognico: Nishiizumi et al. (2005); episodios tectnicos: Tomlinson et al. (1994), Mpodozis y Clavero (2002), Riquelme et al. (2003, 2007); edades supergnicos de El Hueso: Marsh et al. (1997); edades supergnicos de El Salvador: Mote et al. (2001); limitaciones climticas: Alpers y Brimhall (1988), Hartley y Chong (2002), Dunai et al. (2005), Rech et al. (2006), Riquelme et al. (2008), este estudio (Precordillera oriental).