INTRODUZIONE La presente tesi

INTRODUZIONE

La presente tesi ha interessato l’area costiera della città di Antofagasta, nel nord del Cile. In particolare, lo studio riguarda il rischio di tsunami a cui la città è esposta, per la sua ubicazione sull'Oceano Pacifico, a pochi chilometri di distanza dalla Fossa Cileno-Peruviana, centro generatore di grandi terremoti tsunamigenetici. La tesi presenta un quadro geografico e geologico della regione, seguito da un'analisi storica dei principali tsunami distruttori nella zona. Infine fornisce l'analisi del rischio di inondazione per la città di Antofagasta illustrando le principali misure di mitigazione messe in atto nella zona. In quanto a ciò Antofagasta è risultata essere all’avanguardia nell’analisi e mitigazione di questo tipo di rischio e una delle città meglio preparate all’evenienza di un evento distruttore nell’intero bacino del Pacifico.

Questa tesi, proposta e sostenuta dal Relatore, alla cui realizzazione ha contribuito anche il sostegno economico dell’Università di Pisa, tramite una borsa di studio che seppur parzialmente ha contribuito alla realizzazione del viaggio, è stata eseguita in collaborazione con il Dipartimento di Scienze Geologiche dell’Universidad Catolica del Norte, di cui la direttrice, Prof.ssa Maria Soledad Bembow ha messo a disposizione le strutture e le competenze necessarie per tutta la durata della permanenza in Cile. Lo studio ha richiesto un periodo di rilevamento sul terreno di tre mesi, effettuato da ottobre a dicembre 2004, a cui si è aggiunta l’analisi di dati digitali mediante GIS nel Laboratorio di Telerilevamento del suddetto dipartimento.

Il materiale raccolto e utilizzato per la seguente tesi comprende:

− carta topografica in scala 1:10.000 della città di Antofagasta, dal settore Caleta Coloso a La Portada, fornita dalla Municipalità di Antofagasta, che ha costituto la base topografica.

− formato digitale della carta geologica in scala 1:100.000, Foglio Antofagasta – Punta Tetas, inedita, proveniente dal Dipartimento di Scienze Geologiche

dell’Universidad Catolica del Norte. Grazie ad essa è stato possibile evidenziare i rapporti tra litologia e morfologia.

− foto aeree in scala 1:30.000, anno 1981, acquistate dal SAF (Servicio Aerofotogrametrico della Forza Aerea del Cile).

− immagini satellitari Landsat ETM 7, 15 m di risoluzione, per avere un supporto visivo globale dell’area.

Per la visualizzazione dei piani della città mi sono avvalsa dell’utilizzo di programmi di elaborazione dei dati digitali, quali Arcview ed Autocad, con i quali è stato possibile effettuare calcoli morfometrici, sulla base di una topografia digitale ottenuta da immagini satellitari ad alta risoluzione, e con cui è stato possibile ottenere una topografia puntuale dettagliata per analizzare separatamente i vari settori.

I dati climatologici provengono dalla Stazione Meteorologica della Universidad Catolica del Norte. Consistono in dati relativi a precipitazioni (dati giornalieri, a partire dal 1968), temperatura (medie mensili dal 1990) e venti locali (medie mensili di velocità, frequenza e direzione dal 1990) e sono aggiornati al 9 novembre 2004.

Data l’estensione dei lineamenti morfologici individuati si sono inoltre raccolte informazioni geografiche e geologiche sulla II Regione del Cile, di cui Antofagasta è capoluogo, per avere un’idea complessiva dei processi che agiscono a livello regionale nel determinare la morfologia.

La tesi è stata da me scelta per la curiosità di conoscere un mondo nuovo e lontano dalle mie consuetudini e per l’interesse di un tema che mi ha permesso di penetrare in quella realtà sconosciuta. La tesi ha poi trovato un motivo in più nell’interesse di un argomento che è tornato di grande attualità in seguito all’evento catastrofico che ha colpito l’Oceano Indiano nel 2004. L’analisi storica ha messo in evidenza che anche se la città è stata interessata nel recente passato da tsunami di lieve entità (non-distruttori), non si esclude per il prossimo futuro la possibilità di un evento di maggior portata nella regione, pertanto è fondamentale ultimare tutte le misure

necessarie volte alla mitigazione del rischio di una possibile inondazione catastrofica.

Si ringrazia il Prof. Jorfe Ramirez dell’Universidad de Antofagasta per il materiale offerto e per i preziosi consigli sull’argomento.

CAPITOLO 1: Aspetti geografici e territoriali della II Regione

1.1 - Localizzazione geografica

La Regione di Antofagasta si localizza nel nord del Cile e si estende tra i 20°56' e 26°05' S e tra i 67°00' W e l’Oceano Pacifico e presenta una superficie di 125.911 Km². Confina al nord con la Regione di Tarapacà, ad est con la Bolivia fino al Cerro Zapateri e da qui con l’Argentina, a sud con la Regione di Atacama e ad ovest con l’Oceano Pacifico.

La caratteristica fondamentale della II Regione è l’ampio dominio del paesaggio desertico, che implica l’insufficienza di risorse idriche superficiali, la carenza di suoli con attitudine agricola e la scarsità di risorse biotiche. Non esiste dunque un’idrografia superficiale organizzata, eccetto per la presenza del Rio Loa che, con i suoi 440 Km, è il fiume più lungo del Cile.

La copertura vegetale della regione è molto scarsa e si presenta con una certa intensità solo nelle oasi dell’interno, soprattutto nella provincia del Loa, grazie all’esistenza di acqua proveniente dalla Cordigliera Andina. Esiste anche una certa manifestazione di vita vegetale nel settore costiero e in alcune valli di maggiore sviluppo dove le specie vegetali sussistono grazie all’umidità portata dalle nebbie costiere (camanchacas). Una fauna poco ricca, di roditori ed erbivori, si associa a questo magro quadro vegetazionale.

L’estesa superficie regionale è costituita da un insieme di forme che hanno avuto origine attraverso diversi processi geologici, geomorfologici e climatici.

Da oriente a ponente le unità fondamentali del rilievo si possono dividere in: Massiccio Andino, Depressione Intermedia, Cordigliera della Costa e Piana Litorale.

CAPITOLO 2 : La costa del nord del Cile

2.1 – Introduzione

La frangia costiera e la parte occidentale della Cordigliera della Costa formano il dominio costiero del nord del Cile. In queste due aree morfologiche separate, in generale, dalla grande Scarpata Costiera (Acantilado Costero) si conservano depositi marini, continentali e di transizione del Cenozoico superiore. La Scarpata Costiera corre lungo la costa per più di 1000 km e svanisce ad Arica, al confine col Perù. Tra Arica (18°29′ S) ed Iquique (20°13′ S), la Scarpata Costiera è molto ripida e si immerge direttamente nel mare, senza terrazzi marini conservati, ma più a sud una stretta pianura costiera si sviluppa ai piedi della scarpata esibendo residui di depositi marini pleistocenici. Tra Iquique ed Antofagasta (23°30′S), l’ampiezza della pianura costiera è tra 1 e 3 km. Immediatamente a nord di Antofagasta la pianura costiera si allarga verso ovest a costituire la parte centrale della Penisola di Mejillones. Questa penisola è un largo e anomalo blocco strutturale tagliato da alcune grandi faglie crostali. Qui numerose piattaforme marine terrazzate e ampie pianure coperte da lunghe sequenze di linee di costa indicano che durante il Cenozoico sono avvenuti forti movimenti verticali. Ampie piattaforme marine visibili nella penisola furono tagliate dai mari pliocenici, come è stato rivelato dal contenuto fossilifero dei depositi associati.

Ad Antofagasta, dove la piana costiera si stringe nuovamente, i terrazzi marini quaternari sono ampiamente erosi e degradati. La più alta piattaforma costiera (il Terrazzo di Antofagasta), ai piedi della Scarpata Costiera, si trova a circa 100 m di altezza ed è stata associata al Pleistocene sulla base di dati paleontologici. Analisi sedimentarie di questo terrazzo hanno rivelato che il deposito costiero che porta faune pleistoceniche ricopre localmente gli strati pliocenici associati con la piattaforma (Ortlieb et al., 1995b). A 15 km a sud di Antofagasta, in località

Coloso, la pianura costiera si assottiglia e scompare, cosicché la Scarpata Costiera raggiunge la linea di costa.

2.2 – Tettonica

La neotettonica di questo dominio costiero (ultimi 20 Ma) è caratterizzata da una deformazione in regime distensivo documentata su larga scala che, a partire dal Pleistocene medio, sembra legata al sollevamento della costa del nord del Cile. Inoltre tale estensione tettonica ha controllato l’evoluzione strutturale del forearc esterno del Nord del Cile, con faglie che si immergono verso est che definiscono una geometria a semi-graben attraverso la Cordigliera della Costa (20°45 – 23°30′). Il regime estensivo a lungo termine può risultare da un piegamento deformativo del margine, che produce un sollevamento progressivo dell’area costiera per mezzo della subduzione della placca oceanica, seguita dal collasso del margine continentale verso la fossa.

Tuttavia sono state rilevate anche strutture legate ad un regime compressivo in corrispondenza della Penisola di Mejillones (Marquardt et al., 2000), ma le condizioni geodinamiche generali non sono ancora state chiarite. Si discute se l’evento tettonico compressivo sia avvenuto a scala regionale o locale, tuttavia appare relegato al Neogene, mentre il Quaternario reca evidenze di soli eventi tettonici distensivi relazionati con il sollevamento della costa.

E’ la stabilità del tasso di tale sollevamento a suggerire che siano coinvolti fenomeni crostali profondi, direttamente legati alla subduzione della placca di Nazca sotto la placca continentale Sudamericana. Forti movimenti di sollevamento sono stati riconosciuti durante tutto il Quaternario mediante l’identificazione, nel Pacifico occidentale, di tratti di barriere emerse del Pleistocene medio-superiore ad un’altezza di centinaia di metri al di sopra dell’attuale livello marino, che indicano

un tasso di sollevamento dell’ordine di alcuni millimetri l’anno per diverse centinaia di migliaia d’anni.

Attualmente valori di sollevamento di più di 0,5 mm/anno sono piuttosto eccezionali e la deformazione verticale dell’area di costa sembra essere molto più debole.

2.3 - La Cordigliera della Costa

Questa unità morfologica si estende di fronte al litorale cileno dal Cerro Camaraca (949 m), 20 km a sud di Arica, I Regione, fino a Cerro Tres Montes (762 m), nella Penisola di Taitao (46º59′ S), XI Regione, per una lunghezza totale di 3.000 km e un’ampiezza media tra 30 e 50 km.

La Cordigliera della Costa iniziò a formarsi nel Cretaceo medio come prodotto dei movimenti tettonici del ciclo andino, e più che un elemento strutturale omogeneo è il prodotto di diversi elementi originatisi attraverso il tempo geologico. A causa di questi e altri fattori è possibile suddividerla in tre settori: nord, centrale e sud. Il settore nord si caratterizza per la presenza di blocchi dislocati prodotti da faglie e movimenti basculanti che danno origine a depressioni interne. In questo settore la Cordigliera della Costa raggiunge un’ampiezza media di 50 km, presentandosi come una catena scoscesa ed in contatto diretto con il mare, con un’altezza massima di 3030 m nella Sierra Vicuña Mackenna (24°30′ S, II Regione di Antofagasta).

Nel settore centrale si estende dalla III Regione di Atacama (26° S) fino al limite nord della VIII Regione del Bio-Bio. È composta di arenarie e ardesie mesozoiche di carattere continentale, su cui si sovrappongono rocce porfiriche. L’altezza in questo settore supera i 2200 m di fronte a Valparaiso e verso sud comincia a diminuire superando occasionalmente i 1000 m. L’aspetto della cordigliera è accidentato, solcato dalle valli dei fiumi andini che raggiungono il mare.

Il settore sud si estende dal fiume Bio-Bio fino alla Penisola del Taitao. È costituito principalmente da rocce metamorfiche paleozoiche e/o precambriane, con alcuni materiali sedimentari marini e continentali del Terziario. L’altezza che a nord può superare i 1000 m, a sud si riduce ancora, tagliata da numerose valli fluviali. Nell’Isola Grande di Chiloé la maggiore altezza si trova nella Cordigliera di Piuchén, che raggiunge appena i 500 m.

2.4 – Geologia della Cordigliera della Costa

La geologia della Cordigliera della Costa si conosce nelle sue grandi linee. In generale affiorano due categorie di rocce: da un lato spessi accumuli vulcanico-sedimentari, marini e continentali d’età Mesozoica, essenzialmente giurassici; dall’altro lato, grandi batoliti granodioritci che datano al Giurassico superiore. È generalmente accettato che questo magmatismo sia dovuto all’attività dell’arco magmatico che all’epoca era localizzato nella presente Cordigliera della Costa. Nel settore considerato, il settore nord, la Cordigliera della Costa è principalmente costituita da lave andesitiche della Formazione La Negra con rocce plutoniche intruse durante lo stesso periodo magmatico. Queste rocce vulcaniche ricoprono il basamento Paleozoico e alcune rocce Triassiche e del Lias inferiore. Resti di un basamento antico affiorano vicino ad Antofagasta (23°40′S), in particolare nella Penisola di Mejillones. Durante le fasi tettoniche successive queste rocce non sono state veramente piegate, ma solamente deformate. Sono state fondamentalmente fagliate. Subito a Sud di Antofagasta la Cordigliera è interessata dalla Zona di Faglia di Atacama che interseca l’area studiata con la Faglia Caleta Coloso, e corre attraverso rocce metamorfiche del Complesso-Bolfin, che da un punto di vista geochimico sono piuttosto simili alle lave La Negra e anche le loro età radiometriche corrispondono. Queste si sono formate a un livello crostale profondo (10-15 km) dell’arco magmatico del Giurassico – Cretaceo inferiore.

Durante il Giurassico superiore e il Cretaceo inferiore, l’area dell’arco fu sottoposta a tettonica transtensionale dovuta a movimenti di scivolamento sinistri paralleli all’arco ed estensioni normali all’arco.

Dalla fine del Cretaceo la Cordigliera ha avuto un’evoluzione continentale. Secondo Mortimer e Saric (1976), una lunga fase di pediplanazione durante il Paleogene ha portato all’elaborazione di un esteso spianamento nella I Regione (Coastal Tarapaca Pediplain).

Nel Miocene una tettonica estensiva di faglie pre-esistenti (Zona di Faglia di Atacama) e nuove, di orientazione nord-sud, deformò la superficie peneplanata causando il sollevamento della Cordigliera della Costa e lo sviluppo della Depressione Centrale mediante un’alternanza di blocchi e di fosse. La deformazione generò inoltre lungo la Cordigliera una geometria a ‘semi-graben’, conche asimmetriche riempite di sedimenti marini lungo la costa e di sedimenti continentali entro la cordigliera. Questa topografia si evolse sotto un clima desertico per le retrocessione dei versanti e il riempimento correlativo delle depressioni. La formazione della moderna topografia della Cordigliera della Costa è terminata durante il Miocene superiore-Pliocene inferiore con il sollevamento nel Quaternario di spiagge Mioceniche e terrazzi marini Quaternari possibilmente collegati alla subduzione del margine di placca oceanica.

La Cordigliera della Costa è attualmente caratterizzata da cime smussate e ampi bacini intermontani. Profondi canyons (quebradas) tagliano la Cordigliera. Il lato ad est della Cordigliera della Costa è una zona di transizione che marca il confine graduale con la Depressione Intermedia, mentre la cima è un’antica superficie di erosione ben conservata e testimonia le condizioni estremamente aride che prevalevano nel Deserto di Atacama fin dal Pliocene inferiore (Hartley e Chong, 2002).

Figura 2 : Carta geologica della Cordigliera della Costa, nei pressi di Antofagasta (modificato dalla carta 1:1.000.000 dell’ Instituto de Investigaciones Geológicas; Rössling,1989).

2.5 - Evoluzione tettonica della Cordigliera della Costa

La Cordigliera della Costa, sotto l’aspetto tettonico, è una struttura morfologica prominente di forearc nel nord del Cile che corre parallela alla fossa.

Pur essendo localizzata oggi in una posizione di forearc, dal Giurassico al Cretaceo inferiore è stata il dominio dell’arco magmatico che attualmente si trova nella Cordigliera delle Ande. Quest’arco magmatico rivela una complessa evoluzione multifase, infatti il Ciclo Andino è caratterizzato da una sistematica migrazione dell’arco magmatico verso l’interno del continente. La Cordigliera della Costa, con un’età di 140 Ma, è più antica della Cordigliera delle Ande.

Esiste un contrasto marcato tra le caratteristiche principali del piegamento Andino e quello originatosi nella Cordigliera della Costa. Il piegamento Andino corrisponde a una struttura molto compressa, quasi imbricata con pieghe acute e

strette, che in alcuni casi si mostrano rovesciate, risalibili al limite Cretaceo-Terziario. Invece nella Cordigliera della Costa si osserva un piegamento più blando e caratterizzato principalmente da una struttura a blocchi fagliati e spostati gli uni rispetto agli altri da notevoli movimenti orizzontali. Si può anche apprezzare chiaramente il tracciato di faglie che in alcuni casi hanno sofferto riattivazioni recenti che si evidenziano nella morfologia attuale.

La Cordigliera della Costa mostra come elemento tettonico principale la Faglia di Atacama e le sue ramificazioni che sono attribuibili a un piano omogeneo di deformazione. La Zona di Faglia di Atacama, tuttora la più importante del forearc Andino centrale, è un set discontinuo di faglie con direzione sub-parallela al margine continentale che può essere seguito per più di 1000 km da Iquique (20°30′) a La Serena (29°45′). Cambiamenti di orientazione di questo sistema di faglie permettono la definizione di 3 segmenti (Naranjo, 1987; Thiele e Pincheira, 1987) che sono da nord a sud: il segmento El Salado, il Paposo e il Salar de Atacama.

L’attività della Zona di Faglia di Atacama è cominciata durante il Mesozoico con l’apertura di strutture (di più di 600 km in lunghezza) dotate di movimenti orizzontali sinistri.

La riattivazione Cenozoica della struttura della Zona di Faglia di Atacama è suggerita dalle prominenti scarpate (dai 30 ai 100 m in altezza) che controllano la topografia a horst a graben della Cordigliera della Costa. Questa morfologia controllata dalla faglia è un’evidenza della riattivazione cenozoica della Zona di Faglia di Atacama in un regime estensivo.

L’attività dal Neogene all’Attuale è ben conservata tra Taltal, Antofagasta, e Mejillones (23° a 24°S). In queste aree la direzione di scivolamento della Zona di Faglia di Atacama è stata prevalentemente verticale durante l’epoca tardo Cenozoica. L’attività di faglia lungo il segmento Paposo ha prodotto il sollevamento del lato ovest della faglia e la chiusura dello scorrimento verso ovest

delle valli dei fiumi. Questa attività estensiva è cominciata nel Miocene inferiore. Un’attività recente di faglia normale nei terrazzi marini è stata riconosciuta più a nord nella Penisola di Mejillones, oltre a movimenti trascorrenti sinistri di faglie parallele alla costa ad est della penisola che hanno determinato uno spostamento del drenaggio. La Cordigliera della Costa ha affrontato una deformazione estensiva E-O dal Pliocene al tardo Pleistocene.

2.6 – La Scarpata Costiera

Tra Arica e Taltal, per più di 800 km, la costa del Nord del Cile si caratterizza per l’esistenza di una scarpata di orientazione N-S, la cui altezza media è dell’ordine di 700 m, che è stata plasmata dal mare.

A sud della foce del Rio Loa, la scarpata costiera conserva il suo aspetto di falesia morta, con un dislivello che varia tra i 500 ei 1200 m. Ma la piattaforma emersa diminuisce nella sua larghezza e mostra coni di deiezione oggi inattivi. Sono stati costruiti da ‘quebradas’ che presentano una forte pendenza nel loro corso inferiore. A partire da Cobija (22°34′ S) la piattaforma si allarga nuovamente. É coperta da depositi marini pliocenici che raggiungono lo spessore maggiore nella Penisola di Mejillones.

A sud di Antofagasta e fino a Caleta El Cobre (24°15′) la scarpata costiera presenta nuovamente l’aspetto di una falesia viva, con un’altezza media di 500 m. Più a sud e fino a Taltal presenta l’aspetto di una falesia morta. È attraversato da numerose quebradas che nascono nella Cordigliera della Costa e arrivano fino all’oceano, costruendo numerosi coni di deiezione. Poiché questi accumuli torrenziali si sono edificati al di sopra di una piattaforma emersa generalmente stretta, il suo fronte è stato attaccato dalle onde e si sono formate scogliere di vari metri di altezza.

Sono state formulate diverse ipotesi sull’origine del grande ‘Acantilado Costero’, nessuna delle quali definitiva. Brüggen, 1950, a causa della sua grande altitudine e

pendenza, stabilì che avesse un’origine tettonica, corrispondendo ad una scarpata di faglia. Questa idea fu ripresa da Armijo & Thiele, (1990) sulla base dell’attività di faglie normali nella Penisola di Mejilliones e nella Zona di Faglia di Atacama. Il problema principale è che non è stata riconosciuta una grande scarpata di faglia nell’acantilado e il tracciato del litorale è molto sinuoso. Un’altra ipotesi sull’origine dell’acantilado fu stabilita da Mortimer & Saric, (1972) che ipotizzarono un’origine esclusivamente erosiva, generata dall’azione meccanica delle onde. L’erosione avvenne nel Pliocene e fu favorita da una subsidenza del litorale, che permise l’erosione basale della scarpata inducendo il collasso gravitazionale e la retrocessione ad est di questa. Una terza ipotesi fu stabilita da Paskoff, 1979, che unendo i criteri anteriori ipotizzò che l’‘Acantilado’ si tratti di una scarpata di faglia che retrocesse per erosione. Tuttavia ancora non esistono evidenze di questa megafaglia normale ad ovest della scarpata costiera. Paskoff (1979) riferisce una retrocessione di almeno 5 km ad est dalla faglia d’origine. Dall’altro lato Mortimer & Saric, (1972) non spiegano la causa ed il meccanismo di subsidenza litorale.

Figura 3: Diversi aspetti della base della Scarpata Costiera nel nord del Cile (da Paskoff, 1979)

A Falesia viva

B Falesia morta. Rasa con scogli

C Falesia morta. Grande cono di deiezione inattivo sopra la rasa

D Falesia morta. Terrazzi quaternari con disposizione a gradini incisi in depositi marini pliocenici

1 Piattaforma di abrasione marina 2 Detrito di falda

3 Deiezione torrenziale 4 Letto della quebrada 5 Depositi marini pliocenici 6 Depositi marini quaternari

CAPITOLO 3 : Caratteristiche dell’area di studio

3.1

La zona di studio si ubica nella Regione di Antofagasta, tra 23°30′S e 23°46′S e tra 70°18′O e 70°28′O (Figura 4). Comprende il versante occidentale della Cordigliera della Costa e racchiude gli sbocchi delle quebradas ubicate tra Quebrada Jorgillo a sud e Quebrada La Chimba a nord. Il limite est è costituito dalla Scarpata Costiera tra il settore Caleta Coloso e La Portada, mentre il limite ovest è costituito dalla linea di costa.

La città di Antofagasta si trova all’interno della zona di studio e ad essa si accede mediante strade che attraversano la Cordigliera della Costa per unire la città alla statale Panamericana. Le più importanti sono la strada che percorre il fondo di Quebrada La Negra, accesso principale al sud di Antofagasta, e quella della Quebrada Salar del Carmen, accesso principale al nord della città.

La città si ubica su una terrazza costiera (piattaforma litorale) limitata dal mare e da una parete montagnosa di forte pendenza e di grande altezza (Cordigliera della Costa). La terrazza di abrasione marina presenta nel settore nord una larghezza superiore ai 3 km e si va stringendo verso sud, fino a scomparire completamente in località Caleta Coloso, 12 km a sud di Antofagasta (Tab. 1). Queste caratteristiche topografiche naturali impediscono la crescita della città sia ad oriente che a ponente. La sua espansione è possibile solo nelle direzioni nord e sud.

Quebrada principale Ampiezza della Fascia Costiera (km) La Chimba 3,0 Rocas 2,5 Las Conchas 2,5 Bonilla 2,8 Farellones 2,0

Salar del Carmen 2,3

La Cadena 2,0 El Ancla 1,8 Baquedano 2,0 Uribe 2,0 El Toro 1,7 Caliche 1,3 La Negra 1,3

Jardines del Sur 0,7

El Huascar 0,5

El Way 0,2

Jorgillo 0,2

Tabella 1: Ampiezza della Fascia Costiera in corrispondenza delle principali quebradas.

3.2 - Inquadramento Geologico

Le unità geologiche su cui si colloca la città di Antofagasta appartengono a due gruppi ben definiti:

• il basamento mesozoico, composto da vulcaniti e vulcanoclastiti della Formazione La Negra (Garcia, 1967), rocce intrusive principalmente dioritiche e una unità di conglomerati e arenarie rosse che appartengono alla Formazione Caleta Coloso (Bruggen, 1950);

• la copertura cenozoica, formata da sedimenti marini e continentali da semi- a non consolidati, originati dalla denudazione delle rocce basali.

3.2.1-Basamento Mesozoico

Formazione La Negra (García, 1967). Durante il Giurassico inferiore-Giurassico

medio, un’attività vulcanica praticamente ininterrotta diede origine a una sequenza di lave andesitiche, prodotto di vulcanismo fessurale di grande estensione aerale i cui affioramenti principali coprono la maggior parte dei rilievi della Cordigliera della Costa che fiancheggiano la città ad oriente. Altri affioramenti della Formazione La Negra sono esposti negli estremi nord e sud della Sierra del Tigre. Nel settore di Antofagasta la sua località tipica si trova in Quebrada La Negra, dove affiora con uno spessore superiore ai 10.000 m in una successione praticamente continua di colate di lave di color grigio scuro, in parte verdognole, in cui dominano le andesiti con pirosseno, le quali presentano varietà tessiturali porfiriche, afanitiche, amigdaloidali e brecciose. L’unità si presenta ben stratificata secondo colate da 3 a 5 m di spessore, che mostrano immersioni da 30° a 70° ad ovest e direzioni che variano tra N-S a NNW-SSE. Vi s’intercalano sporadicamente banchi di brecce porfiriche e arenarie grossolane argillose color rosso, che costituiscono lievi paesaggi di diminuzione dell’attività vulcanica. Tufi cristallini di composizione dacitica affiorano in forma ristretta nella Quebrada La Chimba, dove sono interstratificate con le lave andesitiche. Importanti alterazioni colpiscono sia i plagioclasi sia i clinopiresseni; in particolare, i fenocristalli dei plagioclasi presentano un’alterazione dominante a sericite e argilla. A 4 km a sud di Antofagasta, lungo la costa, sulla parte superiore della Formazione La Negra

giacciono in discordanza angolare i sedimenti rossicci della Formazione Caleta Coloso. Elementi delle lave sottostanti s’incontrano integrati con i conglomerati cretacei ben stratificati, color bruno rossiccio, di carattere nettamente continentale ma senza episodi vulcanici incorporati nella sua sequenza. Una datazione K-Ar in roccia totale, ottenuta nelle lave situate immediatamente sotto la discordanza, permise di datare l’unità minima di questa unità in 143 + 5 Ma. Ciò indica che l’estrusione delle rocce della Formazione La Negra avvenne nel lasso Sinemuriano – Titoniano.

Gabbri stratificati di Cerro Coloso – Morro Moreno (Jigb). Questi gabbri di

grana da media a fine affiorano in un breve tratto dell’area di studio, all’interno della Quebrada Jorgillo, nel versante occidentale di Cerro Coloso. Altri affioramenti si hanno più a sud nei pressi di Cerro Bolfin e nella parte meridionale di Morro Moreno (Penisola di Mejillones). Nel Cerro Coloso i gabbri presentano orizzonti stratificati, organizzati in strati di leucogabbri e melanogabbri da 50 a 20 cm di spessore. Questi corpi presentano un’intima associazione spaziale con i Gabbri Granulitici de los Nidos (Jiggn), ma sembrano avere origine indipendente. In queste rocce Pichowiak (1994) ottenne un’età Rb/Sr in roccia totale di 183 + 4 Ma, mentre Lucassen e Thirwall (1998) ottennero un’età Sm-Nd di 185 + 45 Ma. Queste età sono interpretate come minime e legate a deformazione duttile. Nel settore nord di Morro Moreno, all’estremo sud della Penisola di Mejillones, Damm et al. (1996) datarono queste rocce per mezzo di U-Pb su zircone, ottenendo età di 196 + 6 Ma e 191 + 6 Ma. Questi dati radiometrici suggeriscono un’età Giurassica inferiore per queste unità.

Formazione Caleta Coloso (Ferraris e Di Biase, 1978; Kicc1-2). Di questa unità

sedimentaria continentale di 2000 m di spessore, formata da brecce e conglomerati alluvionali e arenarie rosse fini, si osserva nel bordo costiero, a 1 km a sud della Quebrada La Negra fino alla Quebrada Jorgillo, banchi di conglomerati bruno

rossiccio che si immergono dolcemente verso sudovest. La facies di conglomerati di 600 m di spessore massimo è formata principalmente da conglomerati a matrice sostenuta i cui componenti clastici sono principalmente di tipo andesitico. Il resto della sequenza, che comprende anche una facies di arenarie di 400 m di spessore massimo, si trova nel corso superiore della Quebrada El Way dove lo spessore della formazione è molto variabile considerando che fu depositata su una superficie molto irregolare. Il suo limite inferiore è il piano di discordanza con cui copre le formazioni sottostanti. Nella costa a sud di Antofagasta affiora il contatto discordante tra la Formazione La Negra e la Formazione Caleta Coloso. L’età massima di questa formazione rimane assegnata dall’età delle rocce vulcaniche ubicate nella parte alta della Formazione La Negra la cui età K-Ar in roccia totale è di 145 + 4 Ma. L’età minima della Formazione è assegnata dagli strati Hauteriviani della Formazione El Way, che le giacciono sopra, il che permette di assegnarle al Neocomiano (Cretaceo inferiore).

3.2.2 - Depositi del Pliocene – Quaternario

Formazione La Portada (Ferraris y Di Biase, 1978; Pllp). Sequenza

sedimentaria marina di 40 m di spessore in strati orizzontali composta da ‘coquina’ grossolana (sedimenti poco coerenti di gusci e conchiglie) con stratificazione incrociata, areniti calcaree con stratificazione piana e incrociata e arenarie di grana da media a grossa. La sua base si appoggia in discordanza angolare su rocce andesitiche della formazione La Negra, mentre al tetto giacciono in discordanza erosiva arenarie del Pleistocene medio appartenente ai depositi marini terrazzati (Qm).

Nel settore dello stabilimento balneare La Portada gli strati di questa formazione formano una falesia attiva. Herm (1969), sulla base di macro organismi, Balanus psittacus (ML.), Balanus laevis, laevis (BRUG), Balanus laevis coquimbensiss (DARW.), Balanus tinntinabulum (LIN.); Ostrea transitoria HUPE, Chlamys

vidali (PHIL.), Chlamys calderensis (MÖR), Chama pellucida SOW, Fusinus remondi (PHIL), Chorus blainvillei blainvillei (D’ORB.), Turritella cingulatiformis MOR., determinò un’età pliocenica. I depositi di questa unità rappresentano una sedimentazione in ambiente di piattaforma vicino alla linea della costa.

Figura 5 : Formazione La Portada

Depositi alluvionali e colluviali antichi (Plac). Si tratta di depositi sedimentari

continentali integrati da ghiaie e sabbie grosse con intercalazioni minori di cenere vulcanica bianca, alcune di queste rielaborate. I depositi si presentano regolari e ben stratificati con un basso grado di selezione e parzialmente cementati da sali (cloruri e solfati). Sono in generale di composizione monomittica controllata normalmente dall’area di drenaggio. Si dispongono come riempimento di grandi depressioni, come la depressione della Faglia Salar del Carmen, della Faglia Caleta Coloso e della Faglia del Salar de la Navidad. Questi accumuli presentano spessori minimi di 10 m. Datazioni radiometriche realizzate in biotiti provenienti dagli strati di ceneri hanno dato età comprese tra i 5,2 + 0,5 Ma e 2,9 + 0,5 Ma. Questa unità viene quindi assegnata al Pliocene in senso ampio.

Figura 6: Depositi alluvionali e colluviali antichi con intercalato uno strato di cenere vulcanica bianca

Depositi marini costieri (Qm). Sequenza sedimentaria di spessore variabile,

costituita da conglomerati, coquinas e sabbie bioclastiche che affiorano coprendo terrazzi di origine marina disposti a gradini nel versante occidentale della Cordigliera della Costa. I conglomerati sono formati da frammenti con dimensione di ghiaie, blocchi e ciottoli, fortemente arrotondati, contenuti in una matrice di natura bioclastica. La maggioranza di questi frammenti è di composizione andesitica, proveniente dall’erosione del substrato roccioso formato da rocce della formazione La Negra. Le coquinas sono di color bianco, molto compatte e si presentano con un grado molto basso di cementazione. Le sabbie sono di colore grigio chiaro e si caratterizzano per presentare abbondante materiale bioclastico mescolato con frammenti litici. Nel settore di Caleta Coloso, Radtke (1989) utilizzando il metodo di risonanza dello spin dell’elettrone (ESR) e analisi U/Th ottenne un’età pleistocenica di 125.000 anni per i sedimenti del terrazzo più basso (6 m s.l.m.). Nei sedimenti ubicati nel terrazza più alta (65 m s.l.m.) ottenne un’età pleistocenica di 781.000 anni. I depositi marini che coprono il terrazzo più elevato,

ubicato nella parte alta della città di Antofagasta, si dispongono sopra i depositi alluvionali e colluviali antichi (Plac). In questa terrazza Martinez e Niemeyer (1982) documentarono un’abbondante fauna pliocenica consistente in Chlamys vidali, Fissurrella concolor, Concholepas nodosa, Fusinus remodi, Nucella mirabilis. Nello stesso terrazzo, Ortlieb et al.(1997) descrivono un orizzonte con fauna pleistocenica (Crassilabrum crassilabrum; Crepidula dilatata; Fisurella cf concolor, Thais sp.) che giacciono sopra conglomerati con fauna pliocenica riportata da Martinez e Niemeyer (1982).

Figura 7 : ‘Coquinas’ nei Depositi marini costieri, in località La Portada.

3.2.3 - Depositi quaternari

Depositi eolici (Qe). Attivi: Depositi non consolidati di sabbie da fini a medie,

molto ben selezionate, di colore dal marrone chiaro al giallo, che occupano principalmente il versante occidentale dei cordoni montuosi più prominenti della

Cordigliera della Costa. In alcuni settori si presentano interstratificati con i depositi alluvionali moderni, formando corpi che arrivano fino a 5 m di spessore. Considerando che gran parte degli accumuli eolici sono ancora in fase di formazione si assegnano all’Olocene.

Inattivi: Nelle immediate vicinanze della città di Antofagasta affiorano depositi eolici semiconsolidati che portano una grande quantità di frammenti bioclastici apportati dalla zona litorale. I depositi affiorano nel versante occidentale della Cordigliera della Costa, dove formano corpi a forma di cuneo che raggiungono spessori massimi di 5 metri. In essi si sono riconosciute orme di una forma estinta di cavallo americano di età plio-pleistocenica (Casamiquela, 1975), pertanto li si assegna al Pleistocene in senso ampio.

Figura 8: Depositi eolici inattivi

Depositi alluvionali e fluviali moderni (Qa). Depositi non consolidati di ghiaie e

sabbie di composizione polimittica e monomittica che sono accompagnati in minor proporzione da argille e limi che si trovano come lenti intercalate alle ghiaie.

Costituiscono l’accumulo attuale delle quebradas; al cui sbocco si formano sistemi di ventagli alluvionali coalescenti. La loro origine è legata a flussi di acque intermittenti generati durante piogge intense.

3.3. - Geologia Strutturale

L’area di studio ha sperimentato un innalzamento neotettonico di significato regionale (Ortlieb et al. , 1996) oltre a deformazione locale e attività di faglia. Esso costituisce una risposta passiva dell’estremità del margine continentale al processo di subduzione della placca di Nazca.

Le strutture principali che interessano il macigno roccioso della Cordigliera della Costa e il Terrazzo di Antofagasta corrispondono a ramificazioni della Faglia Salar del Carmen e della Faglia Caleta Coloso a sud, le quali, insieme alla Faglia Bolfin, costituiscono le strutture più notevoli del Sistema di Faglia di Atacama. Queste faglie si caratterizzano per presentare tracce relativamente rette che attraversano tutte le unità dell’area, interessando anche le unità dei Depositi alluvionali e colluviali antichi (Placc). Orizzonti di cenere bianca contenuti nei depositi, datati in 5,2 + 0.5 Ma e 3,0 + 0.2 Ma, mettono in evidenza che le faglie hanno un’attività compressiva almeno post-Pliocene tardivo. Il dominio strutturale della Faglia Salar del Carmen controlla, in un certo grado, l’andamento e il sollevamento della scarpata costiera pleistocenica, mentre la Faglia Caleta Coloso costituisce un importante lineamento morfostrutturale di orientazione NNW-SSE nella regione costiera di Antofagasta. Si estende longitudinalmente dalle vicinanze della Pampa Remiendos a sud verso il settore Caleta Coloso a nord, dove delimita una scarpata che ha un’altezza variabile tra i 200 e 600 m, che appare fortemente erosa e incisa da quebradas di orientazione E-O. Entrambe le faglie, che modellarono la morfologia attuale del bordo costiero della città, si sono formate come espressione superficiale della fatturazione a un livello crostale profondo (10-15 km) dell’arco

magmatico del Giurassico – Cretaceo inferiore. Sebbene durante la loro storia tettonica abbiano sempre presentato movimenti sinistri e normali, attualmente si discute di un recente movimento verso destra, in conformità con la direzione EN dell’asse di avanzamento della Placca di Nazca.

3.4 – Clima di Antofagasta

Analizzando specificatamente il clima di Antofagasta si può evidenziare che esso, come nel resto del deserto, è fortemente influenzato dalla corrente fredda di Humboldt e dall’anticiclone del Pacifico.

La corrente di Humboldt, di origine subpolare, si manifesta nella costa cilena a partire dalla Decima Regione, tra i 39 e i 38 gradi di latitudine Sud. Ha una larghezza fra i 200 e i 900 km e raggiunge una velocità di 2-6 Km/h.

Verso i 4° S, di fronte alla costa dell’Ecuador, devia il suo percorso dirigendosi verso l’Oceania.

Questa corrente raffredda e carica di umidità i venti originati dall’anticiclone del Pacifico, permettendo in questo modo la formazione dell’abbonante nuvolosità che caratterizza la costa antofagastina, essendo il vento predominante nella città, quello che viene dal mare in direzione sud-est a causa delle differenti pressioni rispetto al continente. Questa situazione si produce maggiormente in primavera ed estate. La Cordigliera della Costa impedisce che l’umidità trasportata dai venti oceanici si trasferisca al deserto e questo porta nella frangia litoranea una nuvolosità abbondante e un’oscillazione termica accettabile durante tutto l’anno. Questa nuvolosità è chiamata “camanchacas” e si presenta sottoforma di una nebbia costiera molto densa con caratteristiche dinamiche.

La base di questo strato di nubi si trova a circa 700 metri su Antofagasta e questa situazione ha permesso la formazione lungo i versanti del cordone montuoso di zone con una vegetazione tipica di aree con medie di precipitazioni fra i 500 e i 2000 m.

Figura 10: Formazione delle nebbie ‘camanchacas’.

Secondo la classificazione del climatologo Wilheilm Koppen la fascia litorale dove è situata la città corrisponde al clima desertico costiero con nuvolosità abbondante (fascia climatica BWn) che è caratterizzato dall’assenza quasi totale delle precipitazioni, dall’alta nuvolosità, dalla ridotta variazione termica e dalle grandi percentuali di umidità relativa. In accordo a queste caratteristiche, le precipitazioni nella costa sono scarse e raggiungono una media di 4 mm annuali.

In termini generali si può dire che la temperatura media annuale fluttua fra i 12 e i 18 gradi. Raramente la temperatura discende sotto i 12° e solo in casi estremi sorpassa i 25°. L’oscillazione termica giornaliera è bassa e con valori fra i 5 e gli 8°. L’umidità relativa è alta superando il 75% tutti i mesi dell’anno.

Infine, sebbene come già anticipato, il vento predominante nella città è quello proveniente da sud-est, bisogna precisare che in alcuni momenti dell’anno, soprattutto la mattina, soffia con maggiore intensità il vento proveniente dalle Quebradas della Cordigliera della Costa.

3.5 – Geomorfologia di Antofagasta

Antofagasta si estende per una lunghezza di circa 30 km in direzione nord-sud tra la Cordigliera della Costa e la linea di costa.

La pianura costiera sulla quale è ubicata la città è una stretta frangia da 1 a 2 km di ampiezza che si allarga verso nord fino a raggiungere eccezionalmente 15 km nella Penisola di Mejillones.

Si eleva dalla linea di costa fino ad altitudini inferiori ai 250 m s.l.m. ed in realtà non costituisce una vera e propria pianura, ma piuttosto una serie di superfici a gradini sulle quali si dispongono numerosi coni alluvionali. Queste superfici corrispondono a terrazze di abrasione marina, nella maggior parte dei casi formatesi nel Quaternario.

Figura 11: Schema della situazione geomorfologica della città di Antofagasta nel settore di Quebrada Baquedano (da Vargas et al., 2000)

Nella zona di studio la Cordigliera della Costa ha un’ampiezza che varia da 10 km nella parte nord, alla latitudine della Chimba, a 15-20 km nella parte sud, di fronte a Caletta Coloso. Le sue cime più alte, che in questa zona misurano 900-1000 m s.l.m., costituiscono lo spartiacque. Ad oriente di questa linea, il drenaggio scorre verso la Depressione centrale, mentre ad occidente si riversa direttamente

nell’Oceano Pacifico. Il versante occidentale è delimitato dalla Scarpata Costiera, che si estende in modo continuo da Arica a Taltal.

I processi endogeni che hanno dato origine alle strutture principali dell’area di studio sono già stati trattati nel capitolo geologia.

Fra i processi esogeni naturali che hanno modellato il paesaggio e che tuttora lavorano attivamente modificando la morfologia della zona, si evidenziano per il loro impatto, quelli marini, fluviali ed eolici.

Talvolta è estremamente difficile dire quali processi siano realmente attivi, quali inattivi e quali invece siano solo quiescenti e aspettino solo il ripristinarsi delle condizioni necessarie per il loro esplicarsi.

Ci sono zone, per esempio nel settore nord dell’area di studio, in cui forme eoliche e alluvionali coesistono e, se in alcuni casi, è possibile rilevare una copertura eolica sui coni alluvionali che lascerebbe presupporre l’inattività dei processi di sedimentazione alluvionale, è anche da sottolineare come, soprattutto grazie a sezioni stratigrafiche presenti in alcun punti, sia possibile osservare l’alternanza dei due tipi di processi nel tempo.

In questo caso e in riferimento ai dati climatici e meteorologici disponibili, si potrebbe supporre che nei lunghi periodi asciutti, predominino i processi eolici con la formazione di manti e dune, mentre in occasione di eventi alluvionali di una certa intensità questi sedimenti siano rimaneggiati dalle acque di pioggia che trasportano dalle quebradas della Cordigliera masse detritiche di altra natura.

Figura 12 : Ubicazione della città di Antofagasta con l’indicazione delle principali quebradas (Elaborazione della topografia digitale con Arcview)

3.6 - Sviluppo urbano della città

Lo sviluppo areale della città appare chiaramente condizionato da due fattori: la linea costiera ad ovest e la cordigliera della costa a est. Entrambi i fattori

impediscono l’estensione della città in senso trasversale, incentivando, in tal modo, un accrescimento allungato in direzione nord-sud.

Fra la costa e la cordigliera è localizzata, come abbiamo visto, la pianura litorale costituita da vari livelli di terrazze di abrasione marina, la cui struttura non presenta uno sviluppo omogeneo. Infatti nel settore nord presenta una larghezza superiore a 3 Km e si riduce man mano che si avanza verso sud, in modo tale che in Caletta Coloso, 12 Km a sud di Antofagasta, scompare quasi completamente, esistendo settori dove la cordigliera della costa si presenta come una scogliera viva. Questo fa sì che l’estensione della città possa dirigersi solo verso nord.

In queste zona si trova infatti la maggior disponibilità di terreno e la possibilità di ampliamento dell’infrastruttura urbana.

Altri elementi topografici che alterano lo sviluppo armonico della struttura fisica di Antofagasta e che ostacolano il tracciato delle vie di comunicazione sono:

• Il piede della cordigliera della costa che con la sua pendenza da origine ad aree di difficile abitabilità e accesso ai veicoli motorizzati. Tuttavia a causa della

pressione demografica, questo cordone fu occupato da popolazioni di tipo spontaneo (poblaciones callampas), contravvenendo alla

normativa dei piani regolatori urbani in materia di sicurezza e sanità. • La presenza di piccole valli e gole che interrompono la trama urbana. La città ha uno scarso sviluppo trasversale dovuto alle caratteristiche del materiale mal consolidato che si accumula al piede di tali valli

• La deposizione di sedimenti alluvionali che formano coni di deiezione al contatto fra la cordigliera della costa e la fascia litorale.

• L’affioramento, per erosione differenziale, di masse di rocce intrusive che hanno resistito all’abrasione marina, modellatrice della frangia litoranea in epoca passata.

Questi affioramenti si localizzano isolatamente in differenti punti della città costituendo veri e propri ostacoli per l’ordinamento urbano.

• La linea costiera, la cui topografia presenta numerose irregolarità. Essa definisce la trama urbana del lato ovest della città.

Antofagasta presenta dunque, come si può osservare dalla sua disposizione e struttura, una serie di problemi di carattere urbano prodotti da un accrescimento disordinato e per l’aggregazione che produsse, nel corso del tempo, grandi difficoltà e un serio e progressivo deterioramento della sua struttura.

Inoltre l’attuale sistema di circolazione non obbedisce alle necessità della domanda, creatasi in conseguenza dello straordinario sviluppo della città sulla piana costiera e sui versanti, né all’ineguale distribuzione della popolazione.

3.7 - Distribuzione della popolazione

Antofagasta, in relazione alle caratteristiche della sua struttura fisica, all’utilizzo del suolo e alla distribuzione ben marcata dei suoi quartieri residenziali fra i suoi estremi nord e sud della città, si può dividere in quattro zone ben definite:

1. il settore nord, che concentra il 50% della popolazione urbana, è costituito da unità abitative di livello medio e basso salvo alcune eccezioni di complessi residenziali di miglior livello socio-economico, vicini alla costa e distanti dalla zona industriale. Questa parte della città raggiunge un alto grado di concentrazione e densità urbana fino ad arrivare a condizioni di sovraffollamento in alcune popolazioni marginali.

2. _{il settore centrale alto corrispondente al piede della Cordigliera della Costa,} con livelli di densità simili al precedente. Agglomera circa il 20% della

popolazione in condizioni di insediamento fisico molto più precarie e inaccessibili a causa della forte pendenza e dei terreni molto accidentati. 3. il settore sud, che presenta scarso spazio abitabile per ragioni topografiche e

precisamente per la strettezza della piana litorale. Predominano qui gruppi familiari di livello medio e alto.

Questa zona ha un basso grado di densità urbana, ospitando un 20% della popolazione.

4. per ultimo, il centro urbano primitivo, localizzato geograficamente nel settore centrale costiero della città, raggruppa principalmente le funzioni commerciali, politico-amministrative, finanziarie e di utilità pubblica relegando ad un ruolo molto modesto la funzione residenziale. In questo settore vive infatti solo il 10% della popolazione antofagastina.