RESUMEN

El área Andacollo-Puerto Aldea, ubicada entre los 30°-30°30'S y 71°00' hasta la línea de costa, incluye numerosos centros poblados entre los cuales destacan Andacollo y Tongoy, cubre un área de aproximadamente 2.800 km2 y comprende varios distritos mineros, en los que se desarrolla una importante actividad de minería de cobre y oro.

Las rocas más antiguas del área afloran en el extremo suroeste y corresponden a metabasitas (MORB), metapelitas y metaturbiditas, agrupadas en la unidad denominada Complejo Metamórfico del Choapa. Son rocas del Devónico-Carbonífero que se interpretan como un Complejo de Subducción. Están intruidas por un complejo plutónico formado por una facies melanocrática y otra leucocrática, principales, y una tercera minoritaria agmatítica, de edad triásica superior (Complejo Plutónico Altos de Talinay). El conjunto de estas rocas, que representarían un complejo de subducción del Devónico-Carbonífero y un arco magmático del Triásico, es interpretado como resultante de la construcción y deformación de un bloque Devónico-Triásico Superior acrecionado al margen continental.

Dos franjas, una de granitoides del Jurásico Medio-Superior y la otra de dioritoides del Jurásico Superior-Cretácico Inferior, orientadas regionalmente en dirección NNW-SSE, se suceden respectivamente hacia el este (Intrusivos Monzodioríticos-Granodioríticos e Intrusivos Dioríticos). La franja occidental tendría un contacto por falla (cubierto), tentativamente en el sector del trazado de la quebrada Pachlngo, con el bloque acrecionado. Ambas franjas intruyen ca. 7.000 m de rocas volcánicas jurásicas y subvolcánicas andesíticas y dacíticas jurásicas con escasas intercalaciones sedimentarias continentales y de rumbo general N15°Wy manteo al este (Complejo Volcánico Agua Salada). Estas rocas presentan contacto a lo largo de la Falla Romeral (FR), con una secuencia andesítico-basáltica con intercalaciones sedimentarias marinas neocomianas (Formación Arqueros, ca. 5.500 m). La Falla Romeral está representada por una franja de milonitas, decamétrica, flanqueada por franjas deca a hectamétricas de cataclasitas y rocas cataclásticas de protollto reconocible. Hacia el este, dicha secuencia presenta un contacto alternado por falla y erosión (fallas de relevo) con ca. 3.700 m de rocas mayormente volcánicas andesíticas continentales, con intercalaciones sedimentarias las que son marinas solo en los niveles inferiores y de edad hauterivlana-albiana temprana (Formación Quebrada Marquesa). El sistema de fallas de relevo (e.g., Falla El Álamo, Falla El Cobre) tiene rumbo NNW-SSE y, en parte, presenta reactivación Inversa. Ambas formaciones presentan una posición general homoclinal inclinada al este, con rumbo N5°-30°W y están intruidas por varias unidades de rocas plutónicas e hipabisales con edades radiométricas entre 79 y 122 Ma. Sobre la Formación Quebrada Marquesa, se apoyan ca. 100 m de ignimbritas subhorizontales de edad maastrichtiana (Estratos de Quebrada Yungay), cuyo origen se atribuye a estructuras de caldera situadas al este del mapa. El registro de actividad magmátlca más reciente dentro del área corresponde a un dique datado en 73 Ma. Diversos yacimientos de cobre, oro y manganeso, principalmente, se asocian a los contactos de las rocas intrusivas y a las trazas de las fallas.

La ausencia de registro geológico desde el Paleoceno al Oligoceno, permitirían interpretarlo como un período mayormente de alzamiento y erosión. En el área, se registra sedimentación importante desde el Mioceno hasta el presente.

En la costa, se tiene un registro de sedimentación marina desde el Mioceno Medio al Pleistoceno Medio (fase transgresiva) y una acumulación de depósitos de paleoplayas en una fase regresiva hasta el reciente (Formación Coquimbo). Hacia el este, las sedimentitas marinas, en algunos sectores, engranan con depósitos decamétricos de areniscas finas, de origen eólico, y delimitados al este por un notorio frente de paleodunas (Depósitos Eólicos de Quebrada El Jardín). En numerosos lugares, hacia el este, las sedimentitas marinas engranan con conglomerados fluviales con intercalaciones de areniscas y en parte con brechas conglomerádicas matriz soportadas (Formación Confluencia). Los conglomerados fluviales presentan gran exposición en los valles y grandes quebradas actuales con espesor de 80-1 OOm sobre los cauces, en cuyas cabeceras engranan con brechas conglomerádicas y brechas matriz soportadas. Los depósitos marinos han sido reconocidos hasta aproximadamente la cota 100 m s.n.m. En esta área, se reconocen al menos dos niveles de terrazas desarrollados en estos depósitos sedimentarios y son atribuidos a un alzamiento tectónico episódico ocurrido durante el Cuaternario.

Recientes investigaciones sismotectónicas, indican la presencia de fallas de intraplaca activas, que han desarrollado un fallamiento normal (extensivo) en la cobertura sedimentaria cenozoica.

ABSTRACT

The Andacollo-Puerto Aldea Sheet, enclosed between coordinates 30°-30°30'S and 71 °00' and the coast line, includes numerous small localities and the towns of Andacollo and Tongoy, comprising an area of approximately 2.800 km2. A number of copper and gold mining districts are enclosed in this region.The oldest rocks outcropping in the area are metabasites (MORB), metapelites and metaturbidites exposed in the southwest corner of the studied area (Choapa Metamorphic Complex). They are Devonian-Carboniferous marine deposits representing a subduction complex. They are intruded by an Upper Triassic plutonic complex, formed by two main facies, one melanocratic and the other leucocratic, and a subordinate agmatitic facies (Altos de Talinay Plutonic Complex). The overall assemblage of these rocks, comprising a Devonian-Carboniferous subduction complex and an UpperTriassic magmatic arc, is interpreted as the result of the construction and subsequent deformation of a Devonian-Late Triassic block accreted to the continental edge.

To the east, two NNW-SSE oriented Middle-Late Jurassic and Late Jurassic to Early Cretaceous plutonic belts occur. The western belt is composed of granitoids (Monzodioritic-Granodioritic Intrusives) and the eastern belt is composed of dioritic rocks (Dioritic Intrusives). The westward belt seems to have a fault contact with the accreted block, located possibly along the Quebrada Pachingo. The rocks of both belts intrude a Jurassic sequence formed by ca. 7.000 m of volcanic and subvolcanic andesitic and dacitic rocks, with scarce continental sedimentary intercalations, bearing a general N15°W strike and dipping to the east (Agua Salada Volcanic Complex). Towards the east this sequence is in contact, along the Romeral Fault (RF), with ca. 5.500 m thick succession of andesitic and basaltic rocks, including Neocomian marine sedimentary beds in the lower stratigraphic levels (Arqueros Formation). The RF is characterized by a central milonitlc decametric band flanked on each side by a deca to hectametric belt formed by cataclasites and cataclastic rocks with an identified protolite. Towards the east, the last sequence is in contact with ayounger stratigraphic unit (Quebrada Marquesa Formation) by means of a relay fault system (e.g., El Alamo Fault, El Cobre Fault) trending NNW-SSE, which shows inverse reactivation on certain segments. The Quebrada Marquesa Formation is formed by ca. 3.700 m of andesitic volcanic and continental sedimentary rocks of Hauterivian-Albian age; some marine sedimentary intercalations are located in the lower stratigraphic levels of this formation. Arqueros and Quebrada Marquesa formations present a general homoclinal attitude trending N5°-30° W and dipping to the east. Both formations are intruded by plutonic and hypabyssal rock units with radiometric dates of 79 to 122 Ma. Quebrada Marquesa Formation is overlain by ca. 100 m of horizontal ignimbrites of Maastrlchtian age (Quebrada Yungay Strata), possibly originated in a caldera structure located to the east of this map. The last record of magmatism in the area corresponds to a dike dated at 73 Ma. A number of mines, mainly of copper, gold and manganese are located on the contacts between stratified and intrusive rocks and along the traces of the faults.

No record of Paleocene through Oligocene sedimentation or magmatism is available in the area. This period is interpreted as one of continuous uplift and erosion of the area. Subsequently, there is a record of sedimentation from the Miocene to the Present.

On the coast, there is a continuous record of marine sedimentation from Middle Miocene to middle Pleistocene (trangressive phase), overlain by paleobeach deposits, product of a regressive phase up to late Pleistocene time (Coquimbo Formation). Towards the east, the marine sedimentites interfinger with decametric deposits of massive fine sandstones, interpreted as eolian and being delimited to the east by an outstanding paleodune front (Eolian Deposits of Quebrada El Jardín). Also, in a number of places towards the east, the marine sedimentites interfinger with fluvial imbricated conglomerates with intercalations of poorly consolidated sandstones, and in some places, with alluvial matrix-supported conglomeratic breccias (Confluencia Formation). The fluvial conglomerates are well exposed in the present day and gullies with a thickness of approximately 80-100 m over the drainage level; in the proximal areas the conglomerates interfinger with alluvial conglomeratic breccias. The marine sedimentites have been observed in outcrops up to 100 m a.s.l. approximately. In the area, at least two levels of terraces developed on these sedimentary deposits are recognized. Those levels are referred to an episodic tectonic rising during the Quaternary.

Recent seismo-tectonic investigations have revealed the presence of active intraplate faults, which have developed normal (extensive) faults in the Cenozoic sedimentary cover in the area.

INTRODUCCIÓN

El área Andacollo-Puerto Aldea, ubicada entre los 30°00'-30°30'S y 71°00'W hasta la línea de costa, incluye numerosos centros poblados entre los cuales destacan Andacollo y Tongoy, cubre un superficie de aproximadamente 2.800 km2 y comprende varios distritos mineros, en los que se desarrolla una importante actividad de minería metálica, con extracción de menas de cobre y oro.Este trabajo forma parte de un proyecto del Servicio Nacional de Geología y Minería (Sernageomin) para actualizar la información geológica y homogeneizar el grado de conocimiento, dentro de la zona comprendida por la hoja La Serena, de la Carta Regular escala 1:250.000del Instituto Geográfico Militar (I.G.M.). Dicha hoja se sitúa entre los 29°30' y 31°00'S y desde los 70°30'W, hasta la línea de costa. Dentro de este proyecto, anteriormente se han publicado los resultados de los estudios efectuados en otras dos áreas: Condoriaco-Rivadavia (Emparan y Pineda, 1999) y La Serena-La Higuera (Emparan y Pineda, 2000). Además, se prepara la publicación de los resultados obtenidos en el área Vicuña-PIchasca (Pineda y Emparan, en edición). Comprende una etapa inicial de publicación de cartas geológicas 1:100.000, como base para un programa de cartas metalogénicas a la misma escala. La etapa final comprende la publicación de una carta de síntesis de escala 1:250.000. Este estudio y los otros del proyecto, han sido financiados con fondos sectoriales del Servicio Nacional de Geología y Minería.

Dentro de la zona indicada, los trabajos previos de geología regional publicados comprendían: un estudio general escala 1:250.000 entre los 30°00' y 31°00'S y desde los 70°30' hasta la línea de costa (Thomas, 1967); un trabajo de escala 1:100.000, en el sector costero comprendido entre los 29°30' y 31°00' (Gana, 1991a); un estudio de escala 1:250.000 que incluye el sector entre 29°30' y 30°00'S, desde los 70e30' hasta la línea de costa (Moscoso et al, 1982); otro también de escala 1:250.000, incluye el sector entre 30°00' y 31°00'S, desde los 70°30' hasta los 70°45'W (Mpodozis y Cornejo, 1988); varios estudios locales de escala 1:50.000, comprendiendo una hoja del Instituto Geográfico Militar (Aguirre y Egert, 1965, 1970; Dediós, 1967, 1978); estudios locales a otras escalas en el sector costero (Godoy, 1976; Irwin et al., 1988).

El área estudiada se sitúa entre las ciudades de Ovalle y Coquimbo, y comprende la línea de costa en ese sector. En dirección norte-sur, está comunicada con otros sectores mediante dos vías pavimentadas: la Ruta 5 Norte y la Carretera de Cuesta Las Cardas; a esta última se conecta la ciudad de Andacollo mediante una ruta pavimentada. Además, hay una red interna de caminos públicos estabilizados y de caminos mineros de suelo natural.

Adyacentes a la ciudad de Andacollo se sitúan los yacimientos de oro (Minera Dayton) y de cobre (Mina Carmen de Andacollo), más importantes del área.

El relieve es principalmente montañoso. En el sector litoral, destaca el cordón montañoso denominado Altos de Talinay que alcanza una cota de 742 m s.n.m. y representa a la Cordillera de la Costa en el área. Entre el cordón citado y el inicio del relieve precordillerano, se desarrollan planicies, que se extienden hacia el este por el valle del río Liman' y hacia el norte a lo largo de una franja costera delimitada por el escarpe que marca el inicio del relieve precordillerano (ubicación de la Ruta 5 Norte). En esta área, los cordones precordilleranos, con orientación transversal (este-oeste) llegan a la cota 1.329 m s.n.m. en el cerro Blanco; sin embargo, en la parte centrooriental del área, son interrumpidos por un alineamiento de valles con dirección norte-sur, cuyos cordones llegan a la cota 1.539 m s.n.m. en el cerro Cantera.

Esta región está sometida a un clima semiárido con reducidas precipitaciones anuales. En el sector costero se desarrolla con frecuencia una nubosidad baja, muy persistente en los meses de invierno, la que aumenta el nivel de humedad derivado de las precipitaciones pluviales y favorece el desarrollo de la vegetación autóctona. Esta nubosidad penetra en parte el sector precordillerano y asciende por valles y quebradas.

El desarrollo del estudio comprendió trabajos de terreno sobre la base topográfica de las cartas 1:50.000 del Instituto Geográfico Militar (Andacollo, Guanaquero, Embalse Recoleta, Tongoy y Puerto Aldea), estudios fotogeologicos en fotos aéreas SAF-CH-60 (escala 1:60.000) de vuelos 1976-77 y 1982, junto con el análisis de imágenes satelitales LANDSAT digitales y en

papel 1:100.000 y 1:250.000, sobre una selección de bandas compiladas en falso color, filtradas y georreferenciadas por el geólogo Claudio Muñoz D. del Servicio Nacional de Geología y Minería. Fue complementado por estudios de factibilidad de datación radiométrica (Lucía Cuitiño G.), dataciones radiométricas K-Ar, 40Ar/39Ar (Carlos Pérez de A. y Steve Matthews) y U-Pb (Dr. Miguel A. S. Basei, U.S.Р., Brasil), y estudios paleontológicos (Ernesto Pérez d'A., Alfonso Rubilar R. y Daniel Frassinetti C), petrográficos (Laura Varas R. y Mauricio Ureta L.).

ESTRATIGRAFÍA

DEVÓNICO-CARBONÍFERO

COMPLEJO METAMÓRFICO DEL CHOAPA Pzch (Devónico-Carbonífero) (Rivano y Sepúlveda, 1991)

Definición y relaciones estratigráficas. Rocas metasedimentarias y metavolcánicas básicas, que comprenden esquistos y filitas, en el área de estudio. Abarca las rocas metamórficas que afloran 'entre la desembocadura del río Liman y Tongoy' incluidas en la unidad informal denominada Pizarras Cristalinas de Mincha por Muñoz (1942), quien les atribuyó una edad 'precambriana' por su grado de metamorfismo.También, han sido aludidas sin denominación específica, pero infiriendo una edad paleozoica o más antigua, fundada en dataciones plomo-alfa obtenidas en las rocas que les intruyen (Thomas, 1967). Sus afloramientos fueron incluidos en el 'Basamento Cristalino Precámbrico' por Aguirre (/nRuiz etal., 1965). Posteriormente, fueron descritas por Godoy (1976) como 'basamento cristalino' citando similitudes con rocas de edad ordovícica-silúrica y devónica. Gana (1991a) asignó dichos afloramientos al Complejo Metamórfico del Choapa, con una edad paleozoica inferior (Cámbrico-Silúrico). Este complejo fue definido por Rivano y Sepúlveda (1991) en la Hoja lllapel, colindante hacia el sur con la Hoja La Serena.

Las rocas en Punta Lengua de Vaca han sido descritas por Aguirre (Ruiz et al., 1965), como esquistos anfibólicos de color verde grisáceo, constituidos por 'agujas' de actinolita y de clorita, orientadas y 'afectadas por intensos micropliegues'. Los mismos afloramientos fueron descritos por Godoy (1976) como esquistos anfibólicos, gneisses cuarcíticos y una alternancia rítmica de metaareniscas y filitas. Estas rocas fueron identificadas como metabasitas, esquistos, cuarcitas, filitas, metaconglomerados y neises, indiferenciados por Gana (1991a, b).Las rocas metamórficas descritas han sido observadas, por diversos autores, en contacto por intrusión con rocas cataclásticas y miloníticas de protolito plutónico (Thomas, 1967; Godoy, 1976; Gana, 1991b), agrupadas en este trabajo en el Complejo Plutónico Altos de Talinay. Relaciones de intrusión bien expuestas se han observado en el sector de Punta Flor. También, en parte, el contacto es por falla entre ambas unidades (Thomas, 1965; Godoy, 1976; Gana, 1991a y este trabajo). La base del complejo metamórfico no aflora. Las características de la deformación observada, fueron correlacionadas con los resultados del estudio de Irwin et al. (1988), efectuado al sur de este mapa.Distribución. En la carta Puerto Aldea, las rocas metamórficas afloran en dos franjas de orientación norte-sur, próximas a la costa; ambas con un ancho menor de 2 km. La más septentrional, entre Punta Lengua de Vaca y Punta Paso Volteado y la otra, entre Punta Totoral y Punta La Flor.Litología. En este complejo se han diferenciado tres facies por el color de los afloramientos, composición, textura y estructuras. Dichas facies se describen a continuación.

(a) Esquistos de actinolita, clorita (clinocloro férrico) y plagioclasa (andesina-labradorita), de color verde claro. Esta facies aflora entre Punta Lengua de Vaca y Punta Paso Volteado.

Presentan textura porfiroblástica formada por -40% de porfiroblastos de plagioclasa, en cristales anhedrales de 1 y 1,5 mm de longitud, zonados, algunos maclados (macla simple), con inclusiones de los minerales formadores de la matriz y otras submicroscópicas alineadas, con distintas orientaciones. La matriz (-60%) es nematoblástica, localmente microplegada, constituida por cristales aciculares y prismáticos de 0,02-0.6 mm, de actinolita y clorita principalmente; minoritariamente se identifica epidota, biotita, magnetita y titanita.

En estas rocas, Godoy (1976), reconoció la presencia de porfiroblastos, con bordes dentados, de albita de hasta 3 mm de diámetro que incluyen cristales de granate.

Estas rocas han sido asignadas a la facies de esquistos verdes e interpretadas como metabasitas con afinidades a los basaltos toleíticos oceánicos, sobre la base de sus asociaciones minerales (Hervé et al, 1976; Godoy, 1979).

Presentan intercalaciones discontinuas, muy lenticulares, de esquistos de muscovita-biotita y esquistos de actinolita-plagioclasa:Esquistos de muscovita y biotita color gris claro, formados por una alternancia de bandas y láminas grises (gris oscuro a gris medio) y blancas, con una posición que varía de 5° a vertical, en general paralela a la foliación de las metabasitas. Al microscopio, se identifican: 1) bandas mayores de hasta 6 mm de ancho en el corte transparente, con textura granoblástica, inequigranulares, constituidas por cristales de cuarzo anhedrales de hasta 0,8 mm de largo, con rasgos de deformación cristaloplástica, además con clorita y serlcita subordinadas; 2) bandas menores de hasta 1,5 mm de ancho, con textura nematolepidoblástica, crenuladas, constituidas por plagioclasa, entre 0,5 y 2,5 mm, (con macla simple y clivajes), moscovita, biotita y magnetita; los cristales de plagioclasa poseen inclusiones de cuarzo, de granate y minerales opacos alineados siguiendo la dirección de la foliación principal; 3) bandas de feldespato alcalino, ortoclasa, de hasta 2 mm de ancho, que cortan la dirección principal de bandeamiento o laminación; los cristales de ortoclasa tienen un tamaño moda de 0,4 mm, muestran signos de deformación cristaloplástica, y se observa un borde y delgadas bandas de recristalización en torno a ellos. Las intercalaciones de esquistos grises se presentan con un espesor máximo de 3 m, en el sector de Punta Lengua de Vaca (similares a los esquistos con expresión cartográfica como facies (b) en este trabajo). Estos esquistos han sido interpretados como metasedimentitas (Godoy, 1976), o metaturbiditas Bell (1984).Esquistos de actinolita y plagioclasa (andesina-labradorita), de color blanco rosáceo cuyo espesor varía de 1-40 cm (Spry, 1969). Al microscopio, se identifican: 1) bandas con textura granoblástica inequigranular, de hasta 3 mm de espesor en el corte transparente, con cristales anhedrales de cuarzo de hasta 0,8 mm de largo, con signos de deformación cristaloplástica y ortoclasa argilizada (esmectitas); 2) bandas con textura nematoblástica de hasta 1 cm de ancho, de plagioclasa (0,5 mm) y actinolita (moda 0,25 mm) orientadas según su eje mayor; los cristales de plagioclasa no presentan maclas y tienen inclusiones de epidota, cuarzo, actinolita y opacos alineadas helicíticas; tienen cristales relictos de feldespatos argilizados (caolinita-illita) y se reconocen cristales de magnetita diseminados en ambas bandas, parcialmente alterados a hematita-limonita.(b) Esquistos de cuarzo, epidota y biotita (escasa), cuyo color de afloramiento varía de gris claro a grisverdoso oscuro. Esta facies aflora en dos franjas noreste-suroeste, entre el curso medio de la quebradaTotoral y las cercanías de la Punta La Flor. Estos esquistos están formados por láminas alternadas deminerales con textura granolepidonematoblástica. Los de color gris claro contienen cuarzo, feldespatos(plagioclasa y ortoclasa) y epidota de color gris verdoso claro, en láminas de 0,5-4 mm de espesor. Los decolor gris oscuro están formados por láminas de cuarzo, biotita, opacos y epidota de color gris oscuro,alternadas con láminas de cuarzo, y feldespatos (plagioclasa y ortoclasa), con 1-12 mm de espesor. Almicroscopio, los cristales de cuarzo se presentan aplastados con un tamaño máximo 0,2 mm de largo y seobservan vetillas polidireccionales de biotita, epidota y/o cuarzo que cruzan las foliación principal.

El protolito de las rocas de esta facies y de la siguiente, ha sido interpretado como sedimentario flyschoide (Godoy, 1976). Posteriormente, Bell (1984) clasificó como turbiditas a las sedimentitas de asociaciones litológicas semejantes a las de este Complejo y que afloran en la costa más al norte (25°30'S-27°S).(c) Filitas de biotita, muscovita, anfíbola, cuarzo y epidota, bandeadas y laminadas de negro y blanco. Seexponen en dos franjas situadas entre la quebrada Totoral y el sector de Punta Farallones. Esta faciescomprende bandas de meta sedimentitas que presentan una estructura interna laminada, determinada porvariaciones en composición, textura y/o granulometría, con espesor de hasta 5 mm en cada lámina. Las capasy láminas negras, con espesor de 1-22 mm, presentan una estructura interna formada por: láminas con texturalepidoblástica ricas en biotita (tamaño moda, 40 u), crenuladas; láminas con textura lepidonematoblásticasricas en biotita, epidota y cuarzo; láminas con textura lepidoblástica ricas en muscovita, crenuladas (tamañomoda 30 u); láminas con textura granonematolepidoblástica formadas esencialmente por anfíbolas sódicas,biotita, epidota y cuarzo. Las bandas y láminas blancas, con espesor de 0,5- 36 mm, presentan una estructurainterna formada por láminas con textura granoblástica de grano muy fino, inequigranular, constituidasesencialmente por cristales anhedrales y aplastados (menores 150 µ), de cuarzo y feldespatos y por láminas con textura granoblástica, de grano más grueso, ricas en cristales subhedrales de cuarzo (moda

100 µ).La relación de contacto entre las franjas de las facies (b) y (c), no fue observada debido a la

discontinuidad de los afloramientos.

Foliación y plegamiento. Las rocas de este Complejo exhiben una marcada foliación en todas susfacies, la cual representaría la fase inicial de deformación (e.g., Twiss y Moores, 1992); se correlaciona con el episodio F1 de Irwin et al. (1988), que representa el primero de los episodios mayores de deformación y está caracterizado por el desarrollo de una foliación y una facies de metamorfismo de anfibolita, de acuerdo a lo expresado por dichos autores. Las intercalaciones metasedimentarias en las metabasitas (Hervé et al., 1976) ayudan a evidenciar un plegamiento recumbente con amplitud métrica y vergencia al oeste; sus ejes tienen una dirección aproximada N10°E; se correlaciona con el episodio F2 de Irwin et al. (1988), al cual asignan un plegamiento recumbente cuya amplitud varía de varios metros a menos de un centímetro y representa una deformación S2. La foliación en las metasedimentitas exhibe un plegamiento de amplitud centimétrica con manteo mayor de 50° de los planos axiales, que ha sido correlacionado con el evento F3de Irwin et al. (1988), al que describen como un plegamiento con amplitud, en parte, de pocos centímetros, con pliegues abiertos a apretados, con tendencia subvertical en el manteo de los planos axiales y buzamiento de alto ángulo; representa la deformación S3 y se interpreta como un efecto de deformación progresiva (e.g., Twiss y Moores, 1992).

Los rasgos estructurales descritos se presentan con las siguientes características en las diversas facies y lugares:(a) Las metabasitas de esta facies exhiben una marcada foliación (S,) con planos suavemente curvadosy con una orientación predominante N18°E con 82°E. Esa foliación presenta una crenulación simétrica (S3)con amplitud de 4-8 mm y orientación de los ejes axiales N72°W y verticales, con un buzamiento de 82° E.

Estas rocas presentan intercalaciones discontinuas, muy lenticulares, de esquistos de muscovita-biotita y esquistos de actinolita-plagioclasa. Exhiben una crenulación (S3) disarmónica de la foliación, con amplitud de 1,5-2,5 cm y buzamiento subparalelo con el manteo de la foliación; las diferencias en la crenulación con las metabasitas se atribuye a distinta competencia de los protolitos. Localmente, se identifican bandas de trituración paralelas a la foliación y un fracturamiento esencialmente transversal a la foliación principal. Otra de estas intercalaciones, con 6 cm de espesor general, muestra un plegamiento (S ) que en un sector es policlinal y en otro es asimétrico, con un plano axial de posición N85°W con 66°S, buzamiento 67°W y amplitud de 30 cm. Estas intercalaciones están cruzadas por numerosa vetas de cuarzo, discordantes con la foliación, y cuyo espesor varía de 1-5 mm, destacándose una cuyo espesor varía de 5-13 cm.

Por otra parte, las intercalaciones de los esquistos de actinolita y plagioclasa, ayudan a evidenciar un plegamiento mayor de los planos de foliación, con amplitud métrica; sus ejes tienen una dirección aproximada N10°E; la exposición de un sinclinal muy apretado en una pared vertical este-oeste, permitió observaren el ala oriental una posición que varía de norte-sur desde 74°E en el piso hasta N17°E con 40°W a 1,7 m de altura; en el ala occidental, las inclinaciones son 68°E en el piso y 80°E a 1,7m de altura. Esa geometría sugiere planos axiales curvos y un plegamiento volcado (S2) con vergencia hacia el oeste. Anteriormente, en los 'esquistos antibélicos' (metabasitas) fueron reconocidos tres episodios de plegamiento (Godoy, 1976).(b) Esta facies aflora en dos franjas noreste-suroeste, alternadas con dos franjas de la facies (c).La franja septentrional de sus afloramientos, entre el curso medio de la quebrada Totoral y lascercanías de la ensenada Tatara, presenta una foliación (SJ predominante N60°E con 58°NW. Lafoliación tiene una crenulación (S3) muy suave, poco perceptible, con pliegues simétricos y amplitudde 5-8 cm. Se observa una intercalación lenticular de filita laminada, de color pardo rosáceo conespesor máximo de 1,2 m y contacto sinuoso con los esquistos; su estratificación S0, discordante dela foliación principal, presenta un plegamiento volcado (S2), de vergencia hacia el oeste, con ejes desimetría paralelos a la laminación, posición N5°W con 65°E y amplitud de 13 a 50 cm, o, tal vez,representaría un plegamiento sinsedimentario.La franja austral de sus afloramientos, entre la Cuchilla de las Mujeres y las cercanías de la Punta La Flor, posee unafoliación (S^ predominante N56°Econ 71 °NW. Esa foliación muestra unacrenulación (S3) asimétrica, con el ala oeste más tendida, amplitud de 6 cm y orientación de los ejes axiales NS con 63°E, y un buzamiento de46°N. En parte, la foliación presenta una orientación N43°W con 70°N, y exhibe dos sistemas de crenulación (S3): una crenulación asimétrica, con el ala oeste más tendida, armónica, amplitud de 10 cm y orientación de los ejes

axiales N35°E y 51 °E, con un buzamiento de 49°N y otra simétrica, armónica, amplitud de 15 cm y orientación de los ejes axiales N11 °E y 83°E, con un buzamiento de 48°N.

En estas rocas, se había reconocido un solo episodio de plegamiento isoclinal de vergencia al SSE (SW en este estudio) (Godoy, 1976).

(c) Las rocas de esta facies se exponen en dos franjas alternadas con los esquistos de la facies (b). La franja septentrional, se sitúa entre las quebradas Totoral y Cachinilla Grande. Presenta una foliación (S,) de rumbo N47°E con un manteo de 40°NW, y es paralela a las bandas lenticulares de cuarzo blanco con 3-25 mm de espesor. En parte, lafoliación tiene una suave y poco perceptible crenulación (S3) con pliegues simétricos muy abiertos y de amplitud centimétrica.

La franja austral se expone entre la Cuchilla de las Mujeres y el sector de Punta Farallones. Presenta una foliación (S,) predominante N62°E con 52°NW, laque es paralela al bandeamiento y laminación de cuarzo blanco. Lafoliación presenta un plegamiento (S2) que forma pliegues asimétricos, disarmónicos, volcados respecto de la laminación, con planos axiales de posición general aproximada N20°W con 45°W, y con amplitud centimétrica.

Edad y Correlaciones. Desde Chañaral al sur (Godoy y Lara, 1998,1999), las rocas metasedimentarias que afloran en la costa, fueron interpretadas como depósitos de sedimentación marina con facies de flysh de edad devónico-carbonífera (Complejo Epimetamórfico Chañaral de Godoy y Lara, 1998). Las rocas metamórficas de la Cordillera de la Costa, han sido agrupadas en una Serie Occidental (franja externa) y otra Serie Oriental (franja interna), (Aguirre etal., 1972). La Serie Occidental se caracteriza por la presencia de rocas metavolcánicas básicas y por la ausencia de batolitos graníticos coetáneos, condiciones de presión Intermedia a alta y una historia polimetamórfica (Aguirre et al., 1972).

De manera más local, las metasedimentitas del Complejo Metamórfico del Choapa, que afloran en el área de estudio, han sido correlacionadas con afloramientos de turbiditas devónicas situados hacia el sur (Formación Arrayán, Godoy, 1976). Rocas metamórficas correlacionables con las del Complejo Metamórfico del Choapa (Formación Las Tórtolas), presentan edad devónica-carbonífera, basada en evidencias paleontológicas (Bell, 1987). Una edad radiométñca de isócrona Rb-Sr de 311 ±89 Ma, fue obtenida en metabasitas del Complejo Metamórfico del Choapa por Irwin et al. (1988); asimismo, señala un rango de 220-126 Ma para 3 fases de deformación y metamorfismo.

En el área de estudio se han obtenido 4 dataciones radiométricas K-Ar en roca total, las que se distribuyen en un rango de 155 a 144 Ma. En la facies (a), se obtuvo una edad de 150±6 Ma (Gana, 1991 a) y en la facies (b) se obtuvo una edad de 155±5 Ma (este trabajo), para un afloramiento que presenta pliegues volcados y se correlaciona con el episodio F2 de Irwin et al. (1988). En la facies (c), se obtuvieron edades de 148±5 Ma (este trabajo, para un afloramiento que presenta pliegues volcados, y se correlaciona con el episodio F2de Irwin etal, 1988) y 144±4 Ma (Gana, 1991a). Estas edades, que pueden clasificarse como mínimas y de deformación según las caracteríticas petrográficas, son correlacionadas con la edad establecida por Irwin et al. (1988), para la segunda fase F2 de deformación. Estos autores, fundamentados en dataciones K-Ar y Rb-Sr, determinaron un rango 163-140 Ma para la segunda fase de deformación de este Complejo, entre las latitudes 30°51' y 31 °00'S; en parte, podrían asociarse a un evento de p\utonismo sintectóníco del Jurásico Superior.

Ambiente depositacional. El basamento esquistoso portador de metabasitas ha sido interpretado como sedimentos marinos con basaltos abisales intercalados que han sido acrecionados al continente sudamericano. Las metabasitas están asociadas a esquistos pelíticos, esquistos cuarzo-feldespáticos y metacherts. El quimismo de las metabasitas es comparable al de los basaltos toleíticos de los fondos oceánicos (Hervé etal, 1976; Godoy, 1979). Son parte de una asociación petrotectónica característica de fondo oceánico, acrecionada a la corteza continental durante el Pérmico-Triásico Inferior (Hervé etal, 1976).

TRIASICO SUPERIOR

COMPLEJO PLUTONICO ALTOS DE TALINAYTrat (213 -207 Ma; Triasico Superior) (nueva unidad)

Def inicion y relaciones de contacto. Esta constituido mayormente por rocas cataclasticas y miloniticas de protolito plutonico, que afloran en el cordon montanoso Altos de Talinay; exhiben

relaciones de contacto intrusivas, tanto internas como con las rocas de caja. Se pueden subdividir en dos facies principales: una fades melanocratica y una facies leucocratica. La facies melanocratica contiene rocas de protolito diorftico y esta intruida por diques leucocraticos. La facies leucocratica esta formada por rocas con protolito de monzo y sienogranito. Ambas presentan contacto por falla y de intrusion con el Complejo Metamorfico del Choapa. Tambien se expone una facies de aspecto agmatitico o brechoso, minoritaria, con relaciones de contacto transicionales con las dos anteriores y por falla con el Complejo Metamorfico del Choapa.

Anteriormente, la mayor parte de la facies melanocratica, parte de la facies leucocratica y la facies brechosa, fueron incluidas en una unidad de rocas metamorficas con predominio de esquistos micaceos, filitas y gneises, de edad paleozoica; fueron reconocidos solo cuerpos pequenos y aislados de 'rocas granfticas' paleozoicas, que intruyen a las rocas metamorficas (Thomas, 1967). Despues, Godoy (1976) reconocio una unidad intrusiva de granodioritas, microdioritas y gabros, con una facies diferenciada de agmatitas y una distribucion de afloramientos semejante a la presentada en este trabajo para el Complejo y propuso una edad jurasica para la unidad intrusiva. Luego, Gana (1991a, 1991b) identified la Unidad Talinay, formada por gabros a dioritas y monzodioritas y la Unidad Tranquilla-Millahue, formada por granitos leucocraticos, ambas de edad triasica superior-jurasica inferior. Reconocio, tambien, la facies agmatitica y observo que la Unidad Tranquilla-Millahue intrufa la Unidad Talinay. En este trabajo se efectuo un muestreo relativamente detallado y aleatorio de ambas unidades y de los diques leucocraticos que intruian la Unidad Talinay, con el objeto de precisar su clasificacion plutonica segun Streckeisen (1976). Sin embargo, el estudio petrografico revelo que en general debfan clasificarse como rocas de falla (Sibson, 1977; Wise ef a i , 1984), mostrando diversos grados de recristalizacion, orientacion, desarrollo de matriz, deformacion de cristales y maclas, recuperacion (recovery), migracion de bordes, desarrollo de microclina y otros (Passchier y Trouw, 1996). Estas caracterfsticas afectaban particularmente la Unidad Talinay y los diques leucocraticos que la intruyen y en menor grado la Unidad Tranquilla-Millahue, dentro del area de estudio. Estos antecedentes motivaron la proposicion de un nombre local y separacion en facies diferenciables en terreno.

Distribucion. Este Complejo constituye el cordon montanoso litoral, Altos de Talinay, que se desarrolla desde la localidad de Puerto Aldea hacia el sur, donde fue reconocida por Villegas y Parada (1993).Litologia. En este complejo se distinguen tres facies reconocibles por las caracteristicas macroscopicas (color y textura) de los afloramientos.

(a) Facies melanocratica (Unidad Talinay de Gana, 1991 a, b), de apariencia textural dioritoide con grano muy fino a grano muy grueso y de color predominantemente gris medio, en algunos sectores gris claro y escasamente gris oscuro. El estudio microscopico de las muestras permite clasificarlas como cataclasitas (41%), milonitas (27%), dioritas y monzodioritas cataclasticas (23%) y dioritas-monzodioritas con cataclasis leve (9%).Las cataclasitas presentan texturas granoblastica fina, lepidoblastica y porfiroclastica media. En la matriz (Spry, 1969; Passchier y Trouw, 1996) se reconoce cuarzo, plagioclasa, biotita, actinolita, prhenita, anffbola y en algunos casos clorita intersticial, con diversas asociaciones de esos minerales. En los porfiroclastos se reconoce plagioclasa y piroxeno, con menor frecuencia anffbola y se presentan escasos de biotita.Las milonitas presentan gradaciones a protomilonita y ortomilonita. Se reconocen texturas nematoblastica, granonematoblastica, granolepidoblastica y granoblastica; las bandas de minerales estan constituidas principalmente por anffbola de neoformacion, plagioclasa y cuarzo y se observan porfiroclastos (Spry, 1969; Passchier y Trouw, 1996) de plagioclasa.Las dioritas y monzodioritas cataclasticas, presentan variedades de anffbola, anffbola-piroxeno, biotita-anffbola y anffbola-biotita. Las plagioclasas muestran sus maclas flectadas y aguzadas interiormente (maclas de crecimiento), o bien, flectadas y trituradas; hay abundante desarrollo de microclina en el feldespato potasico; se observa frecuente migracion de bordes entre cristales de feldespato y cuarzo; las anf íbolas se encuentran actinolitizadas y en algunos lugares deformadas; la biotita se presenta orientada y con sus clivajes suavemente plegados; también hay crecimiento de biotita secundaria.

Las dioritas y monzodioritas con cataclasis leve, tienen variedades de piroxeno-anfíbola y de anfíbola con escasa biotita secundaria; se caracterizan por un porcentaje minoritario de cristales deformados; se observan escasas plagioclasa con sus maclas flectadas; se presenta desarrollo de microclina en algunos cristales del feldespato potásico; se observa, en parte,

migración y recristalización de bordes entre cristales de feldespato y anfíbola y algunas anf íbolas muestran recristalización parcial a actinolita.

Estas dioritas están intruidas por numerosos diques leucocráticos con aspecto de leucogranito de grano muy fino y fino, de color gris amarillento y blanco amarillento; también, de color gris medio. Estos diques varían en espesor de 1-20cm y están carentes de orientación preferencial. También, las intruyen escasos diques con espesor métrico, en los cuales se observan lineamientos de minerales máficos paralelos al rumbo y manteo. Al microscopio, los diques muestran cataclasis. Se reconoce una textura cataclástica (granoblastica) gruesa; formada por porfiroclastos de cuarzo, feldespato alcalino con desarrollo de macla de microclina, plagioclasa, biotita (5%) y anfíbola (2%), de hasta 1,5 mm, con bordes lobados; la matriz varía en algunos sectores de 30-40% con moda 0,2 mm constituida por granos equidimensionales de cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasa, biotita y anfíbola; en parte, se observan plagioclasa y microclina deformadas y cuarzo triturado.

(b) Faciesleucocrática (Unidad Tranquilla-Millahue de Gana, 1991a, b), de apariencia texturalmonzogranito y leucogranito con grano preferentemente grueso, que localmente varía a medio y fino. Su color varía de gris claro amarillento, a veces pardusco, al blanco amarillento. El estudio microscópico de las muestras permite clasificarlas como monzogranito de biotita cataclástico (60%), cataclasitas (30%) y sienogranitos (10%).

Los monzogranitos cataclásticos presentan las siguientes características: en general, la ortoclasa es pertítica y también se presenta desarrollo de macla de microclina; en algunos lugares, hay pertita formando bandas recristalizadas <0,25 mm de ancho; las plagioclasas se muestran flectadas, fracturadas, con bordes triturados y, en algunos casos, parcialmente recristalizadas; la biotita se observa con numerosos cristales flectados y cristales de neoformación < 0,175 mm de largo, que forman cúmulos y rellenan fracturas.

Las cataclasitas, además de biotita, muestran muscovita y anfíbola como minerales máficos. Se identifican texturas cataclástica muy gruesa y granoblastica (cataclástica foliada); se reconoce hasta 60% de porfiroclastos (de 1-3,4 mm) de ortoclasa pertítica y con macla de microclina y plagioclasas flectadas y fracturadas. Presentan 40% de matriz (<0,9 mm), constituida por cuarzo recristalizado y triturado, fragmentos de ortoclasa pertítica y microclina, con núcleos de trituración y recristalización más fina (<0,2 mm), y también forma bandas < 0,5 mm de ancho que presentan cristales de biotita y anfíbola secundarias y fragmentos deformados de biotita primaria; en parte, se observa biotita recristalizada en bandas de hasta 1,0 mm espesor.

Los sienogranitos son de biotita, con textura holocristalina hipidiomorfa granular, formada por cuarzo (43%), ortoclasa (49%) y plagioclasa (18%), la cual presenta sectores granofíricos y otros mirmekíticos. El mineral máfico es biotita (< 0,5%) en cristales primarios de <0,35 mm de largo y también, en pequeños cristales de neoformación. En algunos cristales de plagioclasa se observa gran fracturamiento y recristalización de feldespato potásico. Asimismo, en algunos cristales de cuarzo se presenta deformación lamelar y migración de bordes, acompañados por la presencia de subgranos y cristales de neofomación (policristalino).

En algunos lugares esta facies (b) presenta escasos enclaves magmáticos de color gris oscuro. En el curso inferior de la quebrada Palo Cortado, alcanzan 4 cm de largo; están constituidos por cataclasita de biotita-anfíbola con textura cataclástica gruesa formada por 40% porfiroclastos (2,75-5,4 mm de longitud) de ortoclasa pertítica y plagioclasas flectadas; 60% de matriz (<0,6 mm) formada por cristales triturados de ortoclasa, plagioclasa y cuarzo, con cristales intersticiales de biotita y anfíbola recristalizadas. En la terraza de abrasión marina, en el sector de Puntas de Tomatiaco, se observan enclaves de hasta 12 cm de largo, constituidos por microdiorita de biotita.Esta facies (b), localmente está intruida por diques, ya sea aislados, como en la quebrada Palo Cortado yen la terraza de abrasión marina en el sector de Peñascos Blancos, o constituyendo un enjambre como en Playa Los Lobos (lugar contiguo al anterior). Los diques son de diorita de anfíbola-piroxeno y de clino (augita)y orto(hiperstena) piroxeno de grano fino y también microdioritasde anfíbola-biotita, de color gris oscuro a gris medio, a veces con tonalidad pardusca. En los diques aislados el ancho varía de 4-5 m, con orientación de N10°E a N25°W e inclinación variable de vertical a subhorizontal. En el enjambre de Playa Los Lobos, los diques son sinuosos, multidireccionales, de color gris oscuro a gris pardusco y su ancho varía de 0,3-12 m; los diques con ancho >3m muestran una notoria disminución de tamaño del grano hacia los bordes afaníticos; los diques con ancho <1 m, son microdioríticos de color gris oscuro. A su vez, el enjambre de diques dioríticos y la roca de caja, están intruidos por un conjunto de diques afaníticos negros, finamente bandeados, cuyo ancho varía de 5-60 cm en la facies (b) y de 1-3 cm en los diques dioríticos. Estas afanitas son holocristalinas, con cristales de moda 0,14 mm, en bandas alternadas oscuras y claras, rectilíneas y sigmoidales; las rectilíneas oscuras tienen ancho de 0,3-1,2 mm y las claras 1,5-3 mm; las sigmoidales oscuras, 0,3-1,8 mm y las claras, 0,4-1 mm. Las bandas oscuras están formadas por anfíbola (55%), biotita

(5%), plagioclasa (25%), magnetita (15%) y claras, por anfíbola (20%), biotita (20%), plagioclasa (45%), magnetita (15%). Los cristales de magnetita son aciculares. En los diques, se observó como característica atribuible a una deformación posterior a la recristalización, la presencia de biotita de neoformación (escasa) en las dioritas y en algunas microdioritas, los cristales están orientados en múltiples bandas curvadas de hasta 4 mm de ancho.

(c) Facies agmatítica, está constituida por rocas cataclásticas y dioríticas, (reconocibles en su petrografía, protolito, y/o aspecto) y, en parte, milonitas. Se exponen en 3 lugares del sector costero, con ciertas diferencias en su aspecto textural y petrografía.

Al sur de Punta Totoral, sector del cerro Guanaco, estas rocas presentan textura de brecha formada por un mosaico de enclaves magmáticos negros elongados, en general de <15 cm de longitud, pero pueden alcanzar hasta 35 cm de largo, en una matriz de color gris claro a gris pardusco. La matriz está constituida por una diorita de anfíbola, de grano medio a fino, de textura holocristalina, hipidiomórfica granular, que en parte presenta recristalización de actinolita en los bordes de los cristales de anfíbola. Los enclaves están constituidos por cataclasita de anfíbola compuesta por 55% de porfiroclastos de plagioclasa (90-2.600 micrones), de bordes corroídos, muchos con maclas de periclina y algunos con maclas de crecimiento, y 5% de porfiroclastos de anfíbola (120-220 micrones), anhedrales, en parte formando cúmulos con bordes suturados; 40% de la matriz está formada por (30%) de anfíbola y biotita de neoformación y (10%) de subgranos de plagioclasa.

Al norte de Caleta Totoral, sector de Punta Verdicocho, se presenta como diorita de anfíbola de grano fino y color gris oscuro, que está intruida por numerosos diques multidireccionales agmatíticos, cuyo espesor varía de 2 cm a 5,5 m. La textura brechosa de los diques está formada por enclaves magmáticos negros de <16 cm de largo, angulosos, algunos de los cuales presentan una abertura progresiva desde el borde hacia el centro, y una matriz de color gris claro rosáceo. La matriz está constituida por una diorita de piroxeno-anfíbola, de grano fino, de textura holocristalina, hipidiomórfica granular; los máficos presentan alteración de clorita y epidota; esta matriz se caracteriza por la abundancia de esfeno (1%) con un tamaño de hasta 0,8 mm; también, apatito como accesorio. Los enclaves están constituidos por una cataclasita de anfíbola de protolito diorítico.

Al norte de la localidad anterior, en el sector de Palito Blanco, aflora con el aspecto de una diorita de anfíbola de grano muy fino, de color gris oscuro, intruida por un enjambre de diques de diorita cuarcífera de biotita, de color gris claro, con ancho de 1 -15 cm. Resulta una roca de aspecto abigarrado gris oscuro y gris claro. Sin embargo, el estudio microscópico reveló que ambas rocas son protomilonitas de biotita anfíbola, con distintas concentraciones porcentuales de los máficos.

Estos afloramientos de rocas agmatíticas fueron reconocidos anteriormente por Gana (1991a, b), quien las incluyó en la Unidad Talinay, y por Villegas y Parada (1993), en la unidad Agmatitas Los Loros.

Edad. Para este Complejo se propone una edad triásica superior, con una cristalización cercana al rango 213-207 Ma (edades U/Pb); es compatible con edades obtenidas por Irwin et al. (1988), para la facies (a) isócrona Rb-Sr de 220±20 Ma, K-Ar en hornblenda de 213±4 y 209±4 Ma y para la facies (b) isócrona Rb-Sr de 200±10 Ma.En este estudio y en anteriores (Gana, 1991a, b), se han obtenido las siguientes edades radiométricas: Facies (a). En esta se obtuvo una edad Ar/Ar en anfíbola de 193,8±1,9 Ma; también, cinco edades K-Ar de 150±6 Ma (anfíbola), 144±8 Ma (roca total), 138±3 Ma (biotita), 122±4 Ma (roca total), 122±5 Ma (anfíbola).Todas estas edades se interpretan como edades de deformación, por haber sido obtenidas en rocas con diversos grados de deformación cataclástica y milonítica.Facies (b). En esta se obtuvo edades en 5 muestras con distintos grados de deformación cataclástica. Dos de ellas fueron datadas por los métodos U-Pb y K-Ar, con los siguientes resultados: U-Pb en circón 213±16 Ma y K-Ar en biotita 149±4 Ma. U-Pb en circón 207±2,8 Ma y K-Ar en biotita 163±4 Ma.

Otras tres muestras se dataron por el método K-Ar, obteniéndose los siguientes resultados: 193,4±9 Ma en anfíbola (Gana, 1991a, b), 172±4 Ma en biotita y 146±4 Ma en biotita. Al sur del área de estudio, fue obtenida una edad K-Ar en biotita de 201 ±5 Ma para una cataclasita con protolito de monzogranito (Gana, 1991a, b).

Las edades U-Pb se interpretan como cercanas a la cristalización y las edades K-Ar se interpretan como edades de deformación.

Facies (c). En esta se obtuvo una edad 40Ar/39Ar de 153±2,0 Ma en biotita, para una protomilonita, la que se interpreta como edad de deformación.

En uno de los diques que intruye la facies (a), constituido por una cataclasita-protomilonita de biotita, se obtuvo una edad K-Ar de 144±3 Ma, en biotita, la que se interpreta como edad de deformación.

Las edades interpretadas como edades de deformación, en parte, son concordantes con los episidios de deformación cronometrados por Irwin et al. (1988), al sur del área de estudio en unidades geológicas similares. Estos propusieron tres eventos comprendidos entre 220-200 Ma (contemporáneo con la intrusión de un complejo ígneo), 163-140 Ma y 140-126 Ma. Las edades de 193 Ma obtenidas por Gana (1991a, b) y este estudio, se correlacionan con el episodio F1 de Irwin era/. (1988), las edades entre 172 y 144 Ma, con el episodio F2 y las edades entre 138 y 122 Ma, con el episodio F3.

JURÁSICO

COMPLEJO VOLCÁNICO AGUA SALADA Jas (Jurásico) (Emparan y Pineda, 2000; emend. este trabajo)

Definición y relaciones de contacto. Secuencia de rocas volcánicas y subvolcánicas continentales, andesíticas y dacíticas, con escasas intercalaciones de areniscas y lutitas. Su espesor estimado entre la localidad El Durazno y la loma Divisadero, es de 6.400 m. Está constituida, de base a techo en el sector indicado, por sucesiones (facies a) de lavas y tobas andesíticas con escasas intercalaciones de areniscas (calizas localmente), ignimbritas con intercalación de andesitas fluidales (facies b) y asociaciones subvolcánicas (facies c) de andesitas porfíricas 'ocoíticas', pórfidos dioríticos, pórfidos andesíticos y microdioritas. Se presentan como facies bien estratificadas, cuyo color varía de gris oscuro a ocre; están bien expuestas en el sector sur del mapa con rumbo NNW e inclinación al este. No presenta base ni techo expuestos; sus afloramientos forman una franja de orientación norte-sur. Está delimitada al este por la Falla Romeral (FR) que la pone en contacto con la Formación Arqueros y unidades de rocas plutónicas. Está intruida por las unidades plutónicas Jmg (164-151 Ma), JKd (151-143 Ma), Kig (141-130 Ma) y la unidad hipabisal Kh (96-94 Ma).

En el sector sur del mapa, donde presenta mayor variedad de facies, se observa un cambio general en la posición de la estratificación. En el borde oriental de los afloramientos, adyacente a la FR, la tendencia del rumbo es N15°W y del manteo 57°E; en el borde occidental, la tendencia es N25°W y el manteo 22°E.

Distribución. Este Complejo constituye gran parte de los cordones precordilleranos situados al oeste de la traza de la FR y aflora en sectores separados por afloramientos de rocas plutónicas. El sector de mayor continuidad se extiende a lo largo de la mitad sur de la Carta, desde el Cordón Ñipas al cordón Cerros del Manganeso; estos afloramientos fueron asignados a los Estratos de Tamaya y Estratos del Reloj, del Neocomiano, por Thomas (1967). Otro sector importante se ubica en el extremo norte del mapa desde el cerro Zoraida al Cordón El Alambrado. Fuera de la franja definida por estos y otros afloramientos menores, y al oeste de la franja, afloran aisladamente, en la Península de Tongoy, metatobas que son incorporadas a este Complejo; anteriormente, fueron asignadas a la Formación Algarrobal, del Jurásico, por Thomas (1967) y después denominadas informalmente Lavas de Tongoy (Gana, 1991a).

Litología. En este complejo se distinguen tres asociaciones litológicas, una de las cuales (c) fue identificada al norte de esta Carta (Emparan y Pineda, 2000). La mayor variedad de facies se expone en el sector sur de esta Carta y forman franjas alternadas lenticulares. Las facies reconocidas son las siguientes, de base a techo:

Facies (a). Alternancia de andesitas y tobas, con escasas areniscas intercaladas y localmente calizas con lutitas. Esta facies presenta gran distribución areal en la parte occidental de los afloramientos del Complejo, desde el Cordón Condoriaco (con espesor estimado de 1.670 m para el cerro Lilén) hacia el sur, hasta el cerro Los Leones (con espesor estimado de 2.600 m). En el borde

sur oriental de los afloramientos, constituye el Cordón Cerros del Manganeso (con espesor estimado de 1.300 m). Las andesitas presentan texturas porf fricas y afaníticas de anfíbola-piroxeno, color gris (oscuro, medio, rojizo, morado) y se exponen en estratos de 4-10 m de espesor. Las tobas son líticas y lítico-cineríticas andesítico-dacíticas, cineríticas con líticos andesíticos, vitreas y de cristales, de colores gris pardusco, pardo grisáceo y pardo claro y forman estratos de 1-20 m de espesor. Las areniscas afloran en intercalaciones de hasta 10 m de potencia, formadas por alternancias de estratos de 10-40 cm de espesor; comprenden areniscas muy finas, matriz-soportadas, arcósico-líticas de color gris oscuro y arcósicas de color gris medio y areniscas finas laminadas, grano-soportadas, arcósicas de color gris verdoso bandeado de gris oscuro y con estratificación cruzada. En los niveles básales de las secuencias, se observan areniscas de guijarros finas, matriz-soportadas, lítico-arcósicas, de color gris medio, con guijarros silíceos blancos de hasta 3 mm de largo, paralelos a la estratificación. Las calizas son micrítico-esparíticas, de colores pardo grisáceo y blanco, se exponen alternadas con lutitas pardo rojizas, en estratos delgados (20-25 cm de espesor las calizas y 6-15 cm de espesor las lutitas) y forman secuencias de 6-8 m de potencia; también, se presentan como calizas macizas en estratos de 0,8-2 m de espesor.Facies (b). Constituida principalmente por ignimbritas, con intercalación de andesitas y escasos filones manto andesíticos. Esta facies se expone principalmente en dos franjas. En la parte nororiental, del sector i sur de afloramientos del Complejo, entre los cerros El Pleito y La Florida (con espesor estimado de 1.000 m), y en la parte central desde el cerro El Durazno (con espesor estimado de 650 m) hacia el sur, pasando j por el cerro Tinajón (con espesor estimado de 950 m), hasta la quebrada Talhuén. Las ignimbritas predominantes son de color gris muy claro, medianamente a poco soldadas (e.g. , Streck y Grunder, 1995) I y corresponden a tobas vitreas y de cristales, con líticos andesíticos y dacíticos y presencia de cristales de I cuarzo en la matriz; se exponen algunas ignimbritas reomórficas muy soldadas, bandeadas de rosado y gris I medio, que corresponden a tobas vitreas fluidales muy soldadas, con cristales, que presentan textura I laminada; en parte, son de color pardo claro, poco soldadas, con pómez rosadas y líticos afaníticos, I basálticos, negros; las ignimbritas forman estratos de 6-80 m de espesor. Las andesitas intercaladas son I afaníticas, fluidales de anfíbola de color gris medio y gris oscuro y forman coladas de 5-26 m de espesor, f También se intercalan escasos filones mantos andesíticos porfíricos de color gris pardusco con espesor de I 1,5-7 m.

Facies (c). Intrusivos subvolcánicos, constituidos por andesitas porfíricas (algunas 'ocoíticas'), pórfidos I dioríticos, pórfidos andesíticos y microdioritas, que forman stocks, potentes filones mantos y anchos diques. I Esta facies presenta amplia distribución; constituye los afloramientos de este Complejo en la mitad norte del I mapa (cerro Zoraida al Cordón El Alambrado y quebrada Los Hornitos), y forma dos franjas de dirección NNWI en la mitad sur del mapa; una, discontinua, desde el Cordón Ñipas al sector de Tamaya y la otra adyacente I a la Falla Romeral, desde el sector del cerro El Pleito a la quebrada Talhuén. Como variedades petrográficas I se han reconocido andesitas porfíricas de anfíbola, andesitas porfíricas de anfíbola-piroxeno con grandes I cristales de plagioclasa (hasta 16 mm, 'ocoíticas'), pórfidos dioríticos de anfíbola-piroxeno, pórfidos I andesíticos de anfíbola-piroxeno, andesitas porfíricas de piroxeno y

microdioritas de piroxeno, anfíbola, de color gris (oscuro, pardusco, medio), pardo claro y negro. Estos tipos litológicos presentan variacionesH transicionales y en parte se distiguen diques sinuosos y cuerpos irregulares con dimensiones decaaB hectométricas, pero con complejas relaciones de contacto; el aspecto general es macizo, aunque forman M franjas concordantes con las otras facies de la unidad, con relaciones de contacto de intrusión.

Metatobas y metaporfiritas que se desarrollan en el contacto con las rocas plutónicas. Se exponenH principalmente en el borde occidental de los afloramientos del Complejo, en el contacto con la unidadB

plutonica Jmg. Esto ocurre en sectores del Cordón Colorado, quebrada La Huerta, loma Los Leones y Cordón Los Linderos. Estas rocas son de color gris oscuro, moteado de verde claro, afectadas por silicificación intensa y alteración propilítica y potásica. En parte, se reconocen andesitas córneas (biotitizadas) de textura porfiroblástica.

Las diversas facies de esta unidad están afectadas por dos importantes estructuras tectónicas pertenecientes al Sistema de Fallas Romeral.

Una de esas estructuras, corresponde a una franja NNW-SSE de rocas de falla que se expone desde el sector de la Bahía Guanaqueros hacia el SSE, para coverger con la Falla Romeral en el sector de la Loma Brava. Esta estructura desarrolla en este Complejo rocas de falla indiferenciadas, que se exponen, discontinuamente, en el sector del cerro La Cachorra, en el cerro Negro, y desde el cerro Farellón al portezuelo Placetona. Están constituidas por cataclasitas y protomilonitas, de aspecto bandeado y laminado en colores gris pardusco-gris oscuro, pardo claro-gris verdoso, blanco-negro, y por rocas cataclásticas de protolito volcánico y subvolcánico, de colores gris pardusco y medio, pardo claro y grisáceo y negro.

La otra estructura es la Falla Romeral, la que desarrolla en las rocas de esta unidad milonitas y protomilonitas. Se exponen desde aproximadamente la localidad de El Durazno hasta la quebrada Rincón Grande, pasando por el portezuelo Placetona. Las milonitas son de biotita y de anfíbola, de grano fino, lepidoblásticos, con cuarzo y magnetita, de color gris verdoso a gris amarillento, con marcada foliación (esquistocidad). Las protomilonitas tienen textura porfiroclástica, formada por porfiroclastos de pórfido andesítico de hasta 3,5 cm de largo, en una matriz fina con biotita de neoformación; son de color gris medio y no presentan foliación en el afloramiento. En este tipo de rocas se obtuvo una edad K-Ar en roca total de 101 ±3 Ma, que se interpreta como una edad mínima para el último evento de deformación de la FR en el sector del portezuelo Placetona.

Edad y Correlaciones. Anteriormente, se postuló una edad jurásica fundamentada en una intrusión de ca. 145 Ma (Emparan y Pineda, 2000). En este trabajo, en las cabeceras de la quebrada Potrerillos, al ESE de Tongoy, se obtuvo una edad U-Pb en circón de 162,9±6,7 Ma, para rocas plutónicas que intruyen esta unidad. Sin embargo, al sur de este mapa en ignimbritas de la facies (b), se obtuvo una edad U-Pb (SHRIMP) en circón de c a . 143 Ma (información inédita del autor); con esta información la edad anterior se interpreta representando eventos intrusivos, previos a la culminación de la depositación de los estratos comprendidos en este Complejo; esta interpretación fue sugerida anteriormente para eventos geológicos similares por Oyarzún ef a l . (1996). La información radiométrica presentada, permite proponer una edad jurásica para el Complejo Volcánico Agua Salada (escala de tiempo de Gradstein y Ogg, 1996).

La litología, edad y distribución geográfica de esta unidad, permiten correlacionarla con la Formación La Negra (e.g., Buchelt y Tello, 1988; Marinovic et al., 1995; Grocott et al., 1994).

Ambiente depositacional. Las características litológicas de este Complejo, que comprende rocas subvolcánicas y efusivas, con abundancia de facies piroclásticas, y su espesor, indicarían un ambiente geológico de gran actividad volcánica y tal vez, en parte en un régimen extensivo como sugerirían los niveles de ignimbritas. Las escasas intercalaciones de rocas sedimentarias correspondientes a areniscas finas en estratos delgados, que muestran laminaciones y estratificación cruzada, señalarían precipitaciones moderadas y regulares; los reducidos espesores de calizas y lutitas con intercalación de areniscas muy finas, en estratos delgados

desprovistos de fósiles, sugieren acumulación en pequeñas cuencas efímeras en un clima templado a cálido, más bien árido, considerando la aparente ausencia macroscópica de paleofauna y flora o de trazas fósiles. Se podría considerar que esta unidad se depositó en un ambiente continental de cordones volcánicos con discretos cauces y cuencas sedimentarias intramontanas.

INTRUSIVOS MONZODIORÍTICOS-GRANODIORÍTICOS Jmg (164-151 Ma) (Jurásico Medio-Superior)

Definición y relaciones de contacto. Esta unidad incluye rocas plutónicas de composición variable desde monzodioritas a granodioritas (transicionalmente), con predominio de las monzodioritas cuarcíferas. Como minerales máficos contienen anfíbola, biotita y piroxeno, en diferentes proporciones, con predominio de anfíbola; en algunos contactos de intrusión se exponen restringidamente granodioritas leucocráticas. Son de grano medio a muy grueso y de color gris rosáceo, con tonalidades de gris medio y gris oscuro, pero en la variedad leucocráticaelcoloresblancorosáceo.Su mineralogía se caracteriza por la uralitizacion generalizada de los piroxenos y la abundancia de esteno y circón como accesorios.Intruyen el Complejo Volcánico Agua Salada y está intruida por la unidad Kig (Intrusivos Granitoides) y por diques de granito y felsitas, de color rosado. Por otra parte, está cubierta en discordancia por los depósitos de las formaciones Coquimbo y Confluencia.

Distribución. Se exponen en afloramientos dispersos y en un extenso sector desde el Cordón Colorado a la Loma Pelada, conformando una franja norte-sur, con ancho aproximado de 10-12 km, desde el sector de Guanaquero hacia el sur. Ocupan el borde occidental de la precordillera y parte de la depresión litoral donde se emplazó la cuenca sedimentaria cenozoica.Litología. Las variedades petrográficas identificadas en esta unidad, constituyen una sola facies indiferenciada. En orden de abundancia decreciente, son las siguientes: Monzodiorita cuarcífera de anf íbola-piroxeno-biotita, de grano medio a grueso; generalmente, la anfíbola presenta núcleos de piroxeno (augita) y el cuarzo exhibe texturas gráfica y mirmekítica. Granodiorita de biotita-piroxeno-anfíbola, de grano grueso; presenta ortoclasa pertítica. Granodiorita leucocrática, de grano medio a fino; se caracteriza por un bajo contenido de minerales máficos (1 % de anfíbola) y alto contenido de cuarzo (40%). Estas variedades afloran en la franja oriental de afloramientos que comprende desde el cerro Potrerillo (frente a Guanaquero) hasta la loma Pelada, en el extremo sur del mapa.

La franja occidental de afloramientos presenta amplios sectores con deformación cataclástica (de percepción microscópica), que en los afloramientos se identifica por un aspecto porfírico causado por desarrollo de matriz cataclástica; otros sectores con deformación milonítica son detectables, macroscópicamente, por la lineación de los minerales.

Las rocas cataclásticas se exponen principalmente en tres sectores: el cordón del cerro Guanaquero, frente a este en la ladera oeste del cerro Potrerillo y en el cordón del cerro Pachingo, adyacente a la Ruta 5 Norte, en el extremo sur del mapa. Estas rocas comprenden diversos grados de deformación en sus cristales, desarrollo de matriz y recristalización. En orden de abundancia decreciente, presenta los siguientes tipos petrográficos:

Monzodiorita cuarcífera de anf íbola-biotita-piroxeno, cataclástica, de grano grueso; los cristales de plagioclasa están fracturados y con las maclas flectadas; la ortoclasa presenta maclas de microclina, o bien, poikilítica o pertítica y con extinción ondulosa; la anfíbola se presenta recristalizada y en parte triturada; la biotita se muestra deformada, con bordes desgarrados y parcialmente recristalizada.

- Cataclasita de biotita-anf íbola, de protolito monzodiorito cuarcífera, con textura porf iroclástica; presenta 50% de porfiroclastos de plagioclasa con maclas flectadas, ortoclasa pertítica y con extinción ondulosa, y por piroxeno uralitizado.

- Cataclasita de anfíbola, en la que no se reconoce protolito, de textura cataclástica-granoblástica gruesa.- Granodiorita de biotita-piroxeno-anfíbola, cataclástica; presenta los cristales de plagioclasa

flectados, fracturados, con maclas de crecimiento, bordes irregulares y en parte con textura mirmekítica; la ortoclasa, pertítica y con extinción ondulosa; la biotita, flectada y elongada.

Las rocas miloníticas, afloran en dos sectores: en la Península Guanaquero y en el lado oeste de la quebrada Los Almendros, al sur de Tongoy. Presenta rocas con diversos grados de trituración, recristalización y orientación de los cristales. En orden de abundancia decreciente, presenta los siguientes tipos petrográficos:Protomilonita de biotita y anfíbola, de textura foliada, con los cristales orientados, de

plagioclasa, ortoclasa, cuarzo, biotita, hornblenda y augita uratilizada en núcleos rodeados por homblenda; presenta una matriz intersticial (10%) formada por recristalización de cuarzo, feldespatos y biotita. Milonita de textura granonematoblástica y protolito dioritico de piroxeno (diques?), constituida por plagioclasa recristalizada y piroxeno recristalizado, con anfíbola secundaria intersticial. Edad y correlaciones. En este trabajo, se obtuvo una edad Ar/Ar en anfíbola de 164±7 Ma (edad de plateau), unos 5 km al sur de Tongoy, donde el camino a Puerto Aldea cruza la quebrada Los Almendros; asimismo, se obtuvo una edad U-Pb en circón de 162,9±6,7 Ma, en el sector del Cordón Los Linderos próximo a la Ruta 5 Norte; también se logró una edad 40Ar/39Ar en biotita (plateau) de 150,6±1,0 Ma en el sector de La Viñita, próximo al límite sur del mapa; estas se interpretan como edad de cristalización. Anteriormente, se han obtenido edades K-Ar en biotita de 152±4 Ma en el sector de La Viñita (en cuyo remanente se logró la edad 40Ar/39Ar) y151±4 Ma en el cerro La Fuente (Gana, 1991a), las que se interpretan como edades cercanas a la cristalización. Estos antecedentes sitúan la edad de la unidad en un rango Jurásico Medio tardío a Jurásico Superior temprano.

Por otra parte, en la franja occidental de afloramientos que presenta efectos de deformación tectónica, se han obtenido edades K-Ar de la deformación en minerales de neoformación, que se interpretan asociadas a la intrusión sintectónica de una unidad más joven. .

En la variedad cataclástica, entre Guanaquero y Tongoy, se ha obtenido edades K-Ar en biotita de 148±4 May148±4 Ma (en distintos lugares), 141 ±3 Ma, y 140±3 Ma. Anteriormente, frente al sector indicado, en la ladera oeste del cerro Potrerillo, se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 140±3 Ma (Gana, 1991a). En el cordón del cerro Pachingo, se obtuvo una edad K-Ar en anfíbola de 136±5 Ma, que se podría interpretar como mínima de la deformación. En la variedad milonítica, en la Península Guanaquero, se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 143±4 Ma, la que se interpreta como edad de deformación. En el lado oeste de la quebrada Los Almendros, al sur de Tongoy, se obtuvo una edad K-Ar en roca total de 96±4 Ma, laquees correlacionable con el último evento datado en la Falla Romeral, como una edad mínima de deformación.

En el sector de Guanaquero y otros lugares restringidos, esta unidad concuerda con la Unidad Puerto Oscuro de Gana (1991a); sin embargo, dicha autora incluye una facies diorítica que no está considerada en la presente definición. La misma le otorgó una edad jurásica media.

JURÁSICO SUPERIOR-CRETÁCICO INFERIOR INTRUSIVOS DIORÍTICOS JKd (151-143 Ma)

Definición y relaciones de contacto. Rocas plutónicas de composición diorítica que comprenden monzodioritas cuarcíferas (piroxeno, acompañando a la anfíbola y, en menor grado, a la biotita, o solo), monzodioritas (piroxeno-anfíbola-biotita, en distintas proporciones), principalmente; pero también dioritas cuarcíferas y dioritas de anfíbola, piroxeno y biotita. La presencia de minerales accesorios como el circón, es en general escasa, detectándose solo en la variedad de dos piroxenos. Hay una variación transicional entre los diferentes tipos petrográficos. Son rocas de grano medio a grueso, aunque localmente porfíricas. Los colores predominantes son gris (con tonalidades medias, claras y parduscas) y pardo (con tonalidades claras y anaranjadas); como minoritario se encuentra el rosado oscuro. Constituyen sectores de afloramientos con tamaño que varía de 8 a 150 km2, en los cuales no se han individualizado plutones, lo que se atribuye a su presentación en afloramientos pequeños aislados, debido a sus condiciones de meteorización; sin embargo, la variación de edades y la extensión de los afloramientos indicarían la presencia de varios plutones espaciados en el tiempo.Presenta rocas de falla asociadas a dos estructuras comprendidas en el Sistema de Fallas Romeral.

Esta unidad intruye el Complejo Volcánico Agua Salada. A su vez, está intruida por la unidad Kig (Intrusivos Granitoides) y por diques de monzogranito, de color rosado, y granodioríticos, de color gris pardusco, que podrían estar relacionados con esa unidad. Está en contacto por la

Falla Romeral, FR (Emparan y Pineda, 2000), y con la unidad plutonica Kigd (Intrusivos Graníticos a Dioríticos, del Cretácico Inferior).

Distribución. Aflora en toda la longitud norte-sur del mapa y forma una franja central discontinua con ancho variable de 9 a 12 km. Constituye 3 sectores principales de afloramientos: en el borde costero, desde laPlayaTotoralillo hacia el norte, fuera del límite del mapa (>30 km2); en los cordones precordilleranos, desde las cabeceras de la quebrada El Sauce hasta las cabeceras de la quebrada Las Cardas (122 km2), y desde el Cordón Los Canelos y el Cordón del Quemado, precordilleranos, hacia el sur, fuera del límite del mapa (>70km2). Esta franja está limitada al Este por la FR, y al Oeste, en parte, por la franja de afloramientos de los intrusivos del Jurásico Medio-Superior.Litología. Las variedades petrográficas identificadas en esta unidad, constituyen una sola facies indiferenciada. En orden de abundancia decreciente, son las siguientes: Monzodiorita cuarcífera de anfíbola-piroxeno y de piroxeno-biotita, dos piroxenos (hiperstena y augita), de grano grueso, que presi abundantes circones de hasta 200 pm. Diorita cuarcífera de piroxeno-biotita-anfíbola, de grano gruí Pórfido monzodiorítico cuarcífera de anfíbola-piroxeno-biotita, de textura porfírica, con apatito y esfeno c< minerales accesorios.

Las rocas de esta unidad están afectadas por dos importantes estructuras tectónicas perteneciente Sistema de Fallas Romeral.

Una de esas estructuras, corresponde a una franja NNW-SSE de rocas de falla que se expone de el sector de la bahía Guanaqueros hacia el SSE, para converger con la Falla Romeral en el sector de la le Brava. Dicha franja se interpreta como el resultado de un proceso de intrusión sintectónica, sobre la b de su ubicación en el borde de una corrida de afloramientos y de las edades radiométricas obtenic comprendidas entre 144 y 136 Ma. Esta estructura es más antigua que la Falla Romeral, para la que se I obtenido edades cercanas a 100 Ma, que, aunque mínimas, indicarían un último evento de deformac posterior a la cristalización de esta unidad plutonica.

Las rocas de esta unidad que presentan deformación tectónica se reconocen en los afloramientos modificaciones texturales tales como lineación de los minerales, aspecto 'porfiroclástico' por desarrollo matriz cataclástica, cúmulos de minerales y enrejados de vetillas micro a milimétricas. Estas rocas se I agrupado cartográficamente en las siguientes variedades:

Rocas cataclásticas y miloníticas indiferenciadas, que forman parte de la traza de la Falla Romeral, las reconoce entre las quebradas La Normatita y Aguas Buenas, donde forman una franja de 11,5 km largo, y entre las quebradas El Arrayán y La Verdina, en una longitud de 6 km. Presentan textu granoblastica fina a bandeada y son de colores gris oscuro, gris verdoso y rosado.

Rocas cataclásticas de protolito reconocible y cataclasitas (con un amplio rango de efectos deformación y trituración de cristales, recristalización y desarrollo de matriz). Forman parte de la franja NN SSE de rocas de falla, desde el sector de Piedra La Mona a la quebrada El Arrayán; también se expon en dos sectores adyacentes a la Falla Romeral, el de quebrada El Sauce, por el norte, y el de quebrada Verdiona, por el sur; ambos en continuidad geométrica con la franja anterior. Comprende los siguientes tip petrográficos: Monzodiorita cuarcífera de piroxeno-biotita-anfíbola, monzodiorita cuarcífera de piroxen anfíbola, monzodiorita de anfíbola-piroxeno-biotita y monzodiorita de piroxeno-hornblenda-biotil cataclásticas, de grano grueso, principalmente, y, en menor grado, de grano fino a medio, de colores gi verdoso, gris oscuro, gris claro y gris pardusco; los cristales de plagioclasa presentan las maclas flectada maclas de crecimiento y bordes corroídos; ortoclasa pertítica y con extinción ondulosa, en parte, interstici alterada a esmectita; cuarzo en gran parte con textura gráfica o mirmekítica, con extinción ondulosa, ce migración de bordes y recristalizado intersticial; piroxeno con parcial a fuerte uralitizacion, en núcleo rodeados por homblenda; anfíbola actinolitizada, en parte, con parcial a fuerte alteración a biotfl secundaria; biotita flectada, intensamente recristalizada; como minerales accesorios apatito, esfeno y circói En igual proporción que las anteriores, se exponen cataclasitas de grano muy fino a muy grued (granoblásticas), de colores gris oscuro, gris claro, rosado, verde y pardo anaranjado; los porfiroclastos,a general, están costituidos por plagioclasa con sus maclas flectadas, bordes corroídos, cuarzo con extlnciój ondulosa y anfíbola; la matriz, formada por fragmentos de cristales de plagioclasa, de ortoclasa, c u a d mayormente recristalizado y en parte fragmentos de trituración, biotita fracturada, deformada, anfíbolad neoformación; como minerales accesorios, apatito y circón.

Rocas miloníticas que son parte de la traza principal de la FR. Forman una franja de 9 km de largo ys encuentran entre la quebrada Lagunillasy el sector del cerro El Águila. Comprenden milonitas de biotita™ fina) y protomilonitas de anfíbola; en los afloramientos se presentan como

rocas bandeadas de grisclai amarillento, blanco y gris oscuro, o también con aspecto de grano fino y color gris claro.

Edad. Al norte de este mapa, en la carta La Serena-La Higuera (Emparan y Pineda, 2000), fue lograi una edad U-Pb en circón, para rocas de esta unidad, de 145±4 Ma; también, se obtuvo una edad K-Ari roca total de 143±6 Ma en uno de los bordes de contacto de esta unidad, en el sector de los Llanos de Agí Salada. Ambas se interpretan como edades de cristalización o cercanas a ellas en esos lugares.En este estudio, se obtuvieron edades radiométricas K-Ar en biotita de 151 ±4 Ma, 144±3 Ma, 143±3MÍ y 142±3 Ma. La más antigua fue obtenida entre las quebradas El Arrayán y Las Cardas, sector del PortezuaB Caiceo, de rocas exentas de efectos texturales de deformación tectónica; sin embargo, se sospecha la presencia de exceso de Ar causando algún grado de 'envejecimiento' aparente de la edad; este efecto se ha detectado en algunas edades K-Ar obtenidas en biotita para otras unidades. Las otras edades fueron obtenidas en la franja NNW-SSE de rocas de falla, que forma parte del Sistema de Fallas Romeral. Se interpretan correspondientes aun proceso de intrusión sintectónica y representan la edad de la unidad en esos lugares; aunque la edad más joven se puede interpretar como mínima.

Anteriormente, en la franja NNW-SSE de rocas de falla se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 136±3 Ma (Gana, 1991a), en el sector del Portezuelo Caiceo. Se interpreta como mínima por alteración secundaria del mineral datado, ya que se ubica muy próxima a una edad K-Ar en biotita de 144,0±3 Ma obtenida en este estudio.

Los resultados radiométricos, considerados en un rango amplio de 151 -142 Ma permitirían proponer una edad comprendida entre el Jurásico Superior tardío y el Cretácico Inferior temprano para esta unidad.

Por otra parte, en las rocas miloníticas que forman parte de la Falla Romeral, se obtuvo una edad K-Ar en rocatotal de 99±3 Ma, en la quebrada La Verdina. Se interpreta relacionada con el último evento de actividad de la FR,en el sector.

CRETÁCICO INFERIOR

INTRUSIVOS GRANITOIDES Kig (141 -130 Ma) (Neocomiano) (Emparan y Pineda, 2000)

Definición y relaciones de contacto. Granitoides que comprenden, principalmente, granodioritas de anfíbola-blotita, a veces con piroxeno, de grano medio, con tendencia porfírica en los contactos y sienogranitos de biotita, de grano fino. Forman plutones simples, con tamaño de <1 km2 a 19 km2. También se consideran asociados a esta unidad cúpulas de intrusivos y diques de similar composición, que afloran al oeste de los plutones.

Intruyeel Complejo Volcánico Agua Salada y unidades de rocas plutónicas (Jmg, JKd), del Jurásico-Cretácico.

Distribución. Esta unidad aflora al oeste de la FR, en dos sectores. Al norte, frente a punta Lagunillas y bahía Guanaquero, forma dos plutones: uno de 4 km2 (cerro Chincol) y otro de 19 km2 (cerros Bárrales y Arbolito y cordones al norte), ambos granodioríticos. Estos plutones presentan elongación norte-sur y están alineados en la misma dirección. El plutón menor, está intruido por un conjunto de diques con rumbo general N45°W.

En el otro sector, en la parte sur del mapa, al sur de la quebrada Camarones, esta unidad se expone en tres plutones de composición sienogranítica y con elongación norte-sur. El mayor, con 16 km2 (cerro Colorado, morros y filos al sur y al norte), forma parte del flanco oriental de la cuenca cenozoica. Al oeste del anterior, aflora uno de 2 km2 (cerro El Jote y morros al noreste) y al sureste del último, otro de <1 km2 (entre el cerro Pachingo y la quebrada La Zorra). La disposición geográfica de estos afloramientos, posibilita evaluarlos como exposiciones de un plutón de mayor tamaño.

Litología. Los plutones son de composición relativamente uniforme. De acuerdo a su composición petrográfica, se han agrupado en dos facies:La facies (a) corresponde a los plutones granodioríticos, de color gris rosáceo, predominante. Estos varían de granodiorita de anf íbola-biotita de grano medio-grueso, auna granodiorita de anf íbola-biotita-piroxenode grano medio o a pórfido granodiorítico de biotita-anf íbola. En las granodioritas, la plagioclasa, en parte, presenta moderada alteración de sericita-epidota e illita-

caolinita; la ortoclasa muestra extinción ondulosa, en parte pertítica o con macla de microclina; el cuarzo exhibe extinción ondulosa; la anfíbola con leve actinolitización; la biotita con leve recristalización; el piroxeno, uralitizado, en núcleos relictos dentrode la anfíbola. En el pórfido, losfenocristales son de plagioclasa, biotita y anfíbola y magnetita; la masa fundamental es cuarzo-feldespática de textura aplítica, con ortoclasa fresca y plagioclasa alterada. Restringidamente, se presenta variación a monzonita cuarcífera de biotita-piroxeno-anfíbola de grano medio y color gris medio; algunos cristales de plagioclasa contienen inclusiones de piroxeno y otros presentan alteración de illita-epldota; la ortoclasa es poikilítica, en parte pertítica o con maclí microclina; el cuarzo intersticial y la biotita, con leve recristalización; la anfíbola presenta una cloritización. Apatito y circón se encuentran como minerales accesorios en todas las varieda También se asigna a esta facies una cúpula de pórfido granodiorítico de anf íbola-biotita de color roí pálido que intruye rocas JKd en el sector de Punta Maitencillo.

La facies (b), corresponde a los plutones sienograníticos. Están constituidos por sienogranitos de bi de granó fino, de colores pardo claro rosáceo y gris claro rosáceo; la textura gráfica es común en elle ortoclasa se presenta en cristales anhedrales, con extinción ondulosa, en parte pertítica, con leve alten a esmectitas; las plagioclasas son subhedrales, con leve alteración a sericita, algunas con macla de perii el cuarzo, presenta extinción ondulosa y forma textura gráfica; la biotita presenta cristales subhedra anhedrales; el mineral accesorio más común es el circón. Presentan variaciones composiciona monzogranitos. De manera muy restringida, las rocas de estas facies varían a monzogranito de anfi biotita, de grano fino y color rosado. También se asigna a esta facies un enjambre de diques multidireccio de sienogranito de biotita que intruyen rocas de la unidad Jmg (b) en el sector Playa Tongoy-Quebrad Almendros.Edad. En este trabajo se ha obtenido edades K-Ar en biotita de 141 ±3 Ma y 137±3 Ma; anteriormente se logrado una edad K-Aren biotita de 138±5 Ma (Gana, 1991 a); estas edades corresponden a afloramiento facies (a). Se interpretan como edades de cristalización o cercanas a ellas, sobre la base de las carácter! petrográficas de los materiales datados.

Al norte de este mapa, en la carta La Serena-La Higuera (Emparan y Pineda, 2000), para la facies (a) c unidad se obtuvo edades K-Ar en biotita de 131 ±3 Ma, una en la quebrada La Cachina y la otra de 131 ±31 el sector de Ensenada Poroto (Gana, 1991 a); para la facies (b) se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 130: Se interpretan como edades de cristalización o cercanas a ellas.

Además, se lograron edades K-Ar en biotita de 128±3 Ma, 128±3 Ma en otro lugar, 125±3 Ma, 123: 120±3 Ma (Emparan y Pineda, 2000) y 129±3 Ma (Gana, 1991a); todas estas edades se interpretar mínimas de cristalización, de cataclasis y de alteración , de acuerdo a las características petrográfi los materiales datados.

Con los antecedentes radiométricos expuestos, a esta unidad se le podría asignar tentativamer edad comprendida entre 141 Ma y 130 Ma (Neocomiano, aproximadamente).

FORMACIÓN ARQUEROS Ka (Neocomiano)(Aguirre y Egert, 1962; emend. Emparan y Pineda, 1999).

Definición y relaciones de contacto. Secuencia de rocas volcánicas principalmente and basáltica, de color gris oscuro a pardo oscuro, con intercalaciones sedimentarias marinas, maye calizas, areniscas y lutitas, de colores ocre, pardo anaranjado y verde; de estratificación gruesa (2-¿ espesor cada estrato) y en parte de aspecto macizo. No presenta base expuesta y subyace a la Foi Quebrada Marquesa (de edad hauteriviana-albiana temprana) mediante un sistema de fallas de relé permite observar contacto de erosión en algunos sectores.

Al norte de este mapa, fue observado un contacto concordante entre ambas formaciones (Aguirre 1962, 1965, 1970); sin embargo, esos autores indicaron un contacto por falla entre ambas formack gran parte de esa área. Luego, en el mismo sector, el contacto fue establecido principalmente med sistema escalonado de fallas, Falla La Liga y Falla El Romero, interpretadas como fallas de crecimi tanto al norte de la quebrada San Antonio, se observó un contacto de erosión (Emparan y Pined 2000).

En esta carta, el contacto es por la Falla El Álamo desde la quebrada Cruz de Caña hasta el sector i Ana. Desde ahí hacia el sur, se desarrolla una alternancia de fallas escalonadas y sectores de contacto dc-bien expuestos en la cabecera norte de la quebrada La Caldera (entre

Andacollo y Estación Las Caí se expone un contacto de erosión muy sinuoso, con dirección aproximada N10°W e inclinación variabl 60° E, entre la facies Ka (a2) de la Formación Arqueros, que subyace a la facies Kqm1 (a) de la Formación C Marquesa. Desde all í hacia el sur, el contacto es con la facies Kqm 1 (e) mediante la Falla El Cobre hasta el Recoleta, sector donde se observa contacto de erosión. Las fallas El Álamo y El Cobre ponen en contacto diversos niveles de la Formación Quebrada Marquesa con la Formación Arqueros, por lo cual se interpretan como fallas con reactivación inversa. La base de la Formación Arqueros no está expuesta y está en contacto por falla (FR) con el Complejo Volcánico Agua Salada (Jurásico Inferior-Medio).

La Formación Arqueros está intruida por la unidad plutonica Kigd (122-110 Ma) y la unidad hipabisal Kh (96-94 Ma).

El espesor de la Formación Arqueros al norte de este mapa, ha sido medido en un mínimo variable entre 850 y 1.230 m para el Cuadrángulo Marquesa (Aguirre y Egert, 1965). Posteriormente, se indicó un espesor aproximado de 1.500 m para el área tipo (Aguirre y Egert, 1970). Inmediatamente al sur del área cubierta por este mapa, se ha considerado un espesor de 4.000-5.000 m al este de la ciudad de Ovalle (Thomas, 1967). En la Hoja lllapel, fue estimado un espesor de 3.500-4.000 m (Rivano y Sepúlveda, 1991).

En el área de esta carta, Thomas (1967) calculó un espesor de 2.000-3.000 m para la Formación Arqueros y en este trabajo, el espesor ha sido estimado en 5.400 m, en el sector comprendido entre la quebrada Mala (aproximadamente 4 km al sur del pueblo Tambillo) por el oeste y la quebrada Yeguín por el este.

Distribución. Las rocas de la Formación Arqueros afloran en la mitad oriental del mapa y en casi toda su longitud, interrumpida por intrusión en el sector del curso medio de la quebrada del Ingenio. Forma una franja NNW, cuyo ancho varía de 2 km, en el extremo norte del mapa, a 14 km, en el extremo sur. Constituye la mayor parte de un bloque delimitado al oeste por la Falla Romeral y al este por las fallas El Álamo y El Cobre.

Litología. Constituida principalmente por rocas de depositación submarina: lavas andesítico-basálticas, basaltos, andesitas, calizas, areniscas y por depósitos píroclásticos subaéreos. Esta formación se caracteriza por una gran variación lateral de facies, atributo que había sido señalado con anterioridad: 'hay un paso gradual de depósitos marinos en el norte a continentales en el sur' (Thomas, 1967). Esto involucra diferencias respecto a los perfiles litológicos y asociaciones de facies descritas para esta formación al norte de este mapa (Aguirre y Egert, 1962, 1965, 1970; Emparan y Pineda, 1999, 2000).

En el área de este mapa, se han identificado 6 facies, las cuales fueron reconocidas anteriormente al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 1999, 2000). Su relación de alternancia estratigráfica varía en distintos perfiles, como asimismo los cambios litológicos laterales; sin embargo hay una tendencia a mayor predominio de facies de depositación subaérea en los niveles estratigráficos más altos y hacia el área sur de los afloramientos, lo que sugiere direcciones de somerización en el ambiente de depositación.

Al sur de Tambillo, las facies presentan la siguiente sucesión de base a techo:Facies (a2). Constituida por rocas de depositación subacuática y subaérea. Comprende

basaltos, andesitas basálticas (brechosas, afaníticas), andesitas porfíricas (con intercalaciones escasas de hialoclastitas y peperitas), con intercalaciones de tobas en estratos potentes homogéneos y en estratos delgados. Presenta buena exposición de sus características (para este mapa), en el sector quebrada Las Represas y las cabeceras de la quebrada La Caldera (al este de la Estación y pueblo Las Cardas). Allí se le ha estimado un espesor de 1.400 m, con una posición de estratificación N16°W con 35°E.

Los basaltos son de piroxeno y olivino, con sus fenocristales en igual proporción; los piroxenos, en cristales subhedrales, principalmente clinopiroxeno, en parte como seudomorfos sericitizados y alterados a magnetita; los olívinos, como seudomorfos anhedrales cloritizados y alterados a magnetita; la masa fundamental intergranular, con abundante piroxeno y magnetita.

Las andesitas brechosas, de piroxeno y anfíbola, en parte amigdaloidales, se exponen principalmente en el sector de cabeceras de la quebrada La Caldera. Su color varía entre el gris y el pardo. Afloran en estratos de espesores variables de 4 a 30 m. Su textura es de apariencia brechosa, formada por 'fragmentos' porfíricos y una 'matriz' con menor cantidad de fenocristales de plagioclasa, y en escasos afloramientos afanítica, de la misma composición. La fragmentación aparente comprende, en general, 35-50% de la roca, con un tamaño de los

'fragmentos' de 3-30 cm, pero alcanzan hasta 50 cm de arista; en escasos afloramientos tienen el aspecto de PJB ('prismatic jointed blocks'), con un tamaño de 3-8,5 cm. Presentan mayontanamente textura porfírica formada por fenocristales de plagioclasa, piroxeno y anfíbola. con masa fundamental pilotaxítica.

Las andesitas porfíricas de anfíbola, afloran con frecuencia en los cordones situados al sur del puebloTe Su color es preferentemente gris (con tonalidades oscuras, parduscas y medias). Afloran con esp (macizos) de 5-52 m, y en parte, forman bancos (estratos o coladas) de 1 -2 m de altura. Su textura porfi caracteriza por el bajo porcentaje de fenocristales y su pequeño tamaño. Los fenocristales son de plagi y anfíbola. La masa fundamental es intersertal; algunos estratos exhiben aspecto fluidal y en éstos le fundamental es hialopilítica. Algunas coladas presentan un horizonte superior muy amigdaloidal, con espt hasta 1,2 m; las amígdalas se orientan paralelas a la estratificación, alcanzan un tamaño de hasta 4 cm d y están rellenas con arcillas-calcita-clorita-epidota.

Las rocas piroclásticas se intercalan entre las lavas; sin embargo, son más abundantes en el comprendido entre las cabeceras de la quebrada La Caldera y la quebrada Salto del Agua y forman la de afloramientos adyacente al contacto con la Formación Quebrada Marquesa. Son principalmente cinerítico-líticas brechosas (removilizadas?) de composición andesítica; también se exponen to brechas líticas (decaída aérea); asimismo, la composición varía a andesítico-dacítica. Su color se sitúe el gris (medio, oscuro, claro, pardusco) y el pardo (grisáceo, rojizo). Forman estratos relativaí homogéneos con espesor de 2-10 m. Además, se intercalan entre las lavas como alternancias (subacuát de estratos delgados, de composición preferentemente dacítica, con espesores individuales de 0,25-1 en el contacto superior se observa material piroclástico que rellena intersticios de la lava suprayao

Las hialoclastitas han sido reconocidas en el sector de cabeceras de la quebrada La Caldera. Su es pardo grisáceo oscuro. Se intercalan entre las lavas y muestran contactos transicionales con las and> brechosas subyacentes. Forman estratos con estructuras internas (lentes subhohzontales y subvertii de granulometría homogénea) y espesor de 3-5 m. Presentan textura clástica formada por 30-35 fragmentos de andesita porfírica, angulosos, de 0,5-14 cm (algunos mayores, hasta 17 cm), de cole (pardusco, medio y claro); 'matriz' (65-70%) de andesita porfírica de color pardo rojizo. Se obs concentraciones de fragmentos, tanto subhorizontales, con espesor de 20-60 cm y 70-80% de fragm de 1-9 cm, como subverticales, de 15-20 cm de ancho, con 80-90% de fragmentos de 0,3-3,5 cm.

Las peperitas se han reconocido en las cabeceras de la quebrada Salto del Agua. Son de color [ grisáceo. Se exponen en la base de coladas con espesor de 2-3 m. Presentan textura clástica formad bloques de andesita porfírica, con tamaño de 35-120 cm y de formas irregulares, de color gris medio; la n es de arenisca fina arcósica (matriz soportada), de color pardo rojizo.

Facies (a1). Está constituida principalmente por lavas porfíricas, con grandes fenocristales de plagioi y máficos, que han sido denominadas 'ocoítas' (Aguirre y Egert, 1962, 1965, 1970; Thomas, 1! Comprende andesitas basálticas de piroxeno, basaltos de piroxeno-olivino, andesitas de anfíbola-piro y de anfíbola. En el cerro Infiernillo se le ha estimado un espesor de 900 m, con una posición de estratificé N16°W con 35°E. Poco más al norte, en el cordón adyacente al cerro Carachento (al sur de Tambillo logró una edad 40Ar/39Ar (de plateau) en anfíbola de 129,1 ±3,2 Ma.Las andesitas basálticas de piroxeno, son de color gris oscuro, rojo y pardo claro. Presentan te) porfírica con fenocristales de plagioclasa, con leve a moderada alteración a sericita y esmectita, y piro; subhedral; la masa fundamental es intergranular con abundante piroxeno intersticial y magnetita.

Los basaltos son de piroxeno y olivino, de color pardo, con tonalidades grisáceas y anaranjadas. Prese fenocristales de plagioclasa alterados a sericita y caolinita; piroxenos (princ¡palm< clinopiroxeno), en parte como seudomorfos sericitizados y alterados a magnetita; divinos, como seudomc anhedrales cloritizadosyalteradosamagnetita. Masa fundamental intergranular, con abundante piroxenoymagnf

Las andesitas de anfíbola-piroxeno son de color gris (con tonalidades medias, oscuras y parduscas) textura es porfírica, con fenocristales de plagioclasa, moderadamente alterada a sericita, caoliníl esmectita. Masa fundamental intergranular, con anfíbola (en parte actinolizada) y piroxeno, intersticia

Las andesitas de anfíbola son fluidales y de color gris medio. Presentan textura porfírica con fenocrist: de plagioclasa, parcialmente albitizada, moderadamente alterada a caolinita e ¡Hita; anfíbola subhec moderada a fuertemente actinolitizada. Masa fundamental pilotaxítica formada por microlitos de plagiocl y abundante anfíbola intersticial.Facies (c). Está constituida por rocas sedimentarias marinas, en parte fosilíferas, que localme presentan escasas intercalaciones de tobas. Comprende principalmente calizas y areniscas subordinadas, con intercalación de lutitas y tobas. Al sur de Tambillo, se expone en el lado oriental de los cordones que flanquean la Carretera La Serena-Ovalle; su exposición es discontinua, en parte atribuible a intrusiones y, aparentemente, en parte debido al desarrollo de lenticularidad. Aflora en una angosta franja NNW (<400 m de ancho), y entre la quebrada El Boyen y el cerro Buitre, se ha estimado un espesor de 350 m, con una posición de estratificación N20°W con 51 °E. Para la fauna se han determinado edades paleontológicas hauterivíana-barremiana superior, en dos localidades del sector de cabeceras de la quebrada La Caldera (Pérez y Rubilar, 2002); más al sur, sector de la mina Los Mantos Altos, se ha sugerido una edad probable valanginiana-hauteriviana inferior (Pérez y Reyes, 1998a).

Las calizas son micríticas y en parte biomicríticas, con diseminación de bioclastos de invertebrados enteros yfragmentarios; son de colores gris, ocre y pardo anaranjado. Están constituidas por 87-90% de granos de calcita <10 micrones; 5-7% granos de calcita de 20-140 micrones; 5-7% granos líticos <80 mm, angulosos y subangulosos, correspondientes a granos de cuarzo y granos de plagioclasa; como accesorios presentan <1 % de fragmentos de invertebrados <370 mm y escasas esferulitas silíceas <120 mm. En ciertos lugares exhiben diseminación defragmentos de escorias basálticas, que se interpretan como cercanos a los centros de emisión. Las calizas se presentan en estratos de aspecto macizo con espesores de 10-40 m. En éstas se ha identificado fauna en diversas localidades. En la quebrada Martínez, sector de la mina La Blanca, presentan invertebrados determinados como: Gervillaría? sp., Lucina? sp., Astarte sp., Protocardia sp., Corbula? sp., Períploma? sp., Gastrópodoceritiformeindet., Serpulasp., (Covacevich, 1996). En la cabecera sur de la quebrada La Caldera, sector de la mina Pródiga, se ha identificado: Gervillaría aff. aliator (Imlay) al cual se le asignó una edad hauterivíana-barremiana superior, Pseudodiadematidaeindet., Mytilidaeindet., Lucinidaeindet.,Thaciidae(?) indet.. Chlamys aff. subvacaensis Leanza y Castellaro, Aetostreon sp., con una edad hauterivíana-barremiana superior (Pérez y Rubilar, 2002).

Las areniscas se intercalan en las calizas y forman estratos con espesores de 1 -5 m. Comprenden areniscas de guijarros (guijarros <2,5 cm, dacíticos y andesíticos), areniscas medias, de color verde rojizo, y alternancias de lutitas y de areniscas, de aspecto bandeado; las lutitas son de colores gris medio y gris verdoso, en láminas y estratos de 0,4-12 cm; las areniscas son finas y muy finas, arcósicas, matriz soportadas, en estratos de 1,5-6cm. Haciael sur, gradualmente, predominan las areniscas y sus estratos alcanzan espesores individuales de 20 m. Forman estratos macizos de areniscas finas, arcósicas, matriz-soportadas, con matriz calcárea escasa, de color pardo negruzco; areniscas medias y areniscas finas, arcósicas, granosoportadas, con cemento calcáreo, fosilíferas (invertebrados), de colores verde y pardo anaranjado; en algunos estratos los fósiles se disponen en lineamientos paralelos a la estratificación; en la localidad fosilífera de la mina Los Mantos Altos, se haidentlficado (Pérez y Reyes,1998a): Acanthodiscus(?) sp. de edad hauteriviana inferior, Neocomitinae indet. sp.conafinidadesa Frengue///'cerasde edad probablemente valanginiana, Neocomitinae indet. sp. con afinidades a Thurmannicerasúe edad probablemente berriasiano-valanginiana; las areniscas fosilíferas forman estratos de 3-7mdeespesor. También, en parte, las areniscas constituyen alternancias de areniscas finas y areniscas muy finas, arcósicas, matriz soportadas, con matriz calcárea, en estratos de 1 -5 cm de espesor, algunos laminados y alcanzan una potencia de 20 m.

Las tobas son más notorias haciael sur y en la parte alta de la facies, y están intercaladas en areniscas. Comprenden tobas lítico-cineríticas brechosas y tobas andesítico-dacíticas, de color pardo rojizo; afloran con espesor de hasta 11 m.

Facies (a3). Está constituida por pórfidos andesíticos de pi roxeno-anf íbola y andesitas porfíricas de anfíbola, que forman cuerpos filonianos en contacto lateral (intrusivo) con la facies (c) e intercalados en las facies (a1) y (a2).Sucomposlción,petrografíay textura es similara las

lavas de esas facies; se les interpreta contemporáneos yde ubicación cercana a los centros de emisión. Constituyen cuerpos elongados de más de 1 km de largo y 80 m de espesor, de color pardo claro, variando a pardo grisáceo y gris medio. Esta facies ha sido reconocida en el sector norte de las cabeceras de la quebrada La Caldera.

Los pórfidos andesíticos de piroxeno y anfíbola son de textura porfírica gruesa y en parte glomeroporf írica. Los fenocristales son de plagioclasa en gran parte alterada a sericita, piroxeno en cristales subhedrales individuales y formando cúmulos, y de anfíbola en seudomorfos reemplazados por magnetita. La masa fundamental es intersertal formada por microlitos de plagioclasa arcillizados, piroxeno, magnetita, esmectitas y clorita intersticiales.

Las andesitas de anfíbola son de textura porfírica gruesa y en parte glomeroporf írica. Los fenocristale de plagioclasa con arcillización avanzada y alteración de sericita, y anfíbola en seudomorfos reemplazado magnetita. La masa fundamental es intergranular, formada por plagioclasa con bordes corroídos y magí intersticial.

Facies (b). Está constituida por una alternancia de lavas, rocas sedimentarias y escasas rocas piroclás de depositación submarina. Comprenden andesitas basálticas almohadilladas y brechosas, areniscas, c; y tobas. La mejor exposición de sus características se desarrolla entre la quebrada Salto del Agua (al oes la localidad El Cobre) y el camino que conduce a la Estación Pejerreyes. Allí se le ha estimado un espes 170 m, con una posición de estratificación N2°W con 42°E.

Las lavas son preferentemente almohadilladas y en menor proporción brechosas, de color gris pardusco lavas almohadilladas corresponden a andesitas basálticas de anfíbola-piroxeno-olivino, porfíricas, con i fundamental pilotaxítica; presentan almohadillas de 3-50 cm de diámetro o largo, según su forma, con cont de soldamiento entre ellas; tienen una matriz intersticial, también porfírica. Las lavas brechosas, correspo a andesitas porfíricas de anfíbola con masa fundamental intergranular seriada. Afloran con espesores de m.Las areniscas forman estratos macizos y alternancias de estratos delgados. El primer tipo está consti por areniscas medias a finas, arcósicas, granosoportadas, con cemento calcáreo, laminadas en part color pardo rojizo; localmente se reconocen areniscas gruesas arcósicas, granosoportadas y en alg estratos presentan guijarros. El segundo tipo está formado por areniscas finas y areniscas gruí arcósicas, matriz soportadas, con matriz calcárea, de color pardo oscuro, que constituyen estratos altern de 2-20 cm de espesor. Las areniscas forman intercalaciones con potencia de 6-30 m. Sus cont; inferiores, sobre lavas almohadilladas, son sinuosos y rellenan las irregularidades entre los bloques de

Las calizas comprenden dos tipos: esparíticas con fragmentos líticos, de color pardo moteado de bl y de negro, y esparíticas con bioclastos, de color gris. Las primeras presentan 12-15% de fragmentos lí constituidos por escorias basálticas de color negro y por fragmentos de andesita porfírica de coloi pardusco, de hasta 12 cm de largo; preferentemente forman lineamientos paralelos con la estratifica Las segundas exhiben escasos bioclastos correspondientes a fragmentos de invertebrados, con afinid taxonómicas indeterminables. Forman estratos con espesor de 7-10 m.

Las tobas son andesíticas, cinerítico-líticas, de color pardo medio, de depositación subacuática, li Presentan textura piroclástica formada por 35-40% de líticos andesíticos-basálticos afaníticos y porf (<5 cm), con 60-65% de matriz cinerítica constituida por cristales de plagioclasa y vidrio. Forman est con espesor de 5-35 m, que se intercalan entre areniscas y calizas.

Facies (d). Esta facies, de depositación subaérea, la constituyen rocas piroclásticas con intercalac de lavas, escasas en algunos sectores. Se expone siempre en relación de contacto con la facies Ka en diversos niveles estratigráficos, y marca la transición gradual de la depositación subacuática subaérea. Al este del cerro Infiernillo, se estimó un espesor de 250 m, con una posición de estratific N45°W con 30°NE.

Las rocas piroclásticas presentan variaciones en la composición de los fragmentos líticos di andesítica basáltica-andesítica a dacítica-andesítica. Comprenden tobas y brechas; las tobas, en gen son matriz soportadas, variando de lítico-cineríticas a cinerítico-líticas, de colores pardo claro, gris pard gris medio y rojo; forman estratos de 2-40 m de espesor. Localmente, se exponen tobas líticas (de ca formadas por fragmentos líticos <4 cm, en lentes con espesor <40 cm, intercaladas en las brechas brechas son líticas (de caída, proximales a los centros de emisión), de color gris pardusco y gris os pardusco; están constituidas por fragmentos líticos de

hasta 40 cm de largo, y cuya matriz está formad fragmentos líticos de buena selección con tamaño >0,5 cm y <2 cm; se exponen en estratos de 5-15 n espesor.Las lavas corresponden a andesitas porfíricas de piroxeno, muchas amigdaloidales y, en pj brechosas, de colores gris pardusco, gris oscuro, gris violáceo, y gris medio moteado de pardo ro solamente las brechosas. La textura porfírica está formada por fenocristales de plagioclasa euhedral, algunas, y subhedral en otras, con variable grado de arcillización; en algunas coladas, también piro» subhedral reemplazado por clorita-hematita y con coronas de reacción de hematita; la masa fundamental intergranularo ¡ntergranular seriada, formada por plagioclasa, granulos intersticiales de magnetita y cristalitos de piroxeno reemplazados por clorita-hematita y con coronas de reacción de magnetita; las amígdalas están rellenas con clorita-arcillas-ceolitas. Se exponen en estratos de 4-18 m de espesor y en parte forman bancos de 2 m de altura.

Las rocas de esta formación presentan un extenso sector de rocas córneas, que forman la aureola de contacto con rocas plutónicas entre las estaciones Las Cardas y Pejerreyes; es una franja de 9 km de largo y 0,6-1,2 km de ancho, con intensa silicificación. Las rocas se presentan con aspecto generalmente bandeado, en bandas alternadas de colores pardo medio grisáceo y gris claro amarillento, negro y pardo claro o negro y blanco amarillento, con 0,1 -7 cm de ancho; en las bandas claras, al microscopio se observa una intensa alteración a caolinita y en las negras, una intensa alteración de turmalina. Se alternan con sectores de aspecto macizo, de color pardo rojizo variando a pardo anaranjado y a gris medio. En la parte central del sector, se reconoce al microscopio un probable protolito de tobas.También exhibe una aureola de rocas córneas en el contacto con el plutón del sector de Tambillos.

Por otra parte, se exponen rocas con características de rocas de falla y cornificación, derivadas de una compleja sobreposición de eventos de deformación tectónica (frágil y dúctil) y metamorfismo termal. Han sido reconocidas en el área adyacente a la Falla Romeral del extremo sur de este mapa, en dos sectores; uno, desde la quebrada Panulcillo hacia el sur, el otro, en el costado oriental del cerro La Lucha. Se exponen como rocas andesíticas y rocas carbonatadas.

Las rocas andesíticas comprenden: andesitas porfíricas actinolitizadas cataclásticas, de color gris pardusco y gris medio; cataclasitas de biotita de color pardo claro; andesitas porfíricas de anfíbola, de color pardo claro; andesitas córneas de color gris claro; skarn de granate de color negro moteado de celeste y verde; skarn de granate y diópsido de color pardo claro y pardo anaranjado; microbrecha cataclástica andesítica de color gris claro y gris anaranjado. Las andesitas porfíricas de actinolita presentan fenocristales de plagioclasa en general limpios, algunos fenocristales fracturados y con desplazamiento de sus maclas y actinolita de neoformación, en cúmulos de cristales y en vetillas; la masa fundamental es intergranular formada por plagioclasa, actinolita de neoformación y magnetita en granulos intersticiales y rellenan cavidades de dilución de cristales. Las cataclasitas de biotita exhiben porfiroclastos de plagioclasa, con 60-65 % de matriz formada por fragmentos de plagioclasa, biotita anhedral de neoformación, magnetita en cristales, granulos y cúmulos y, cuarzo intersticial y en cúmulos.

Las rocas carbonatadas corresponden a metacalizas seudoesparíticas (Folk, 1959), de grano grueso, de color pardo claro; presentan abundantes pátinas y cúmulos de oxidados de Cu que alcanzan 10 cm de largo y cúmulos de limonita de hasta 6 cm de diámetro; también hay diseminación de pirita y de cristales de magnetita; se exponen con espesor de 25 m y en longitud de 1 km; en parte, subyacen a rocas andesíticas, o de aspecto andesítico.

Edad y Correlaciones. En la sección inferior de la secuencia expuesta al sur de Tambillo, se obtuvo una edad de plateau 40Ar/39Ar en anfíbola de 129,1 ±3,2 Ma (que se interpreta como cercana a la cristalización); esta edad, estratigráficamente se sitúa en el nivel medio del Hauteriviano(Gradsteiny Ogg, 1996). La muestra datada corresponde a una andesita porfírica ('ocoíta' de facies Ka a1) que aflora en el costado oriental del cerro Carachento.

Por otra parte, en la sección media de la secuencia expuesta al sur de Tambillo y que contiene rocas sedimentarias fosilíferas, se han obtenido edades paleontológicas. El contenido faunístico identificado en lalocalidadfosilíferade la mina Los Mantos Altos, indica una edad probablemente berriasiana-hauteriviana inferior (Pérez y Reyes, 1998a) para los estratos de la Formación Arqueros en ese lugar. La fauna identificada en la localidad del sector de Las Cuñas, presenta un rango de distribución más amplio comprendido entre el Hauterivianoy el Barremiano Superior (Pérez y Rubilar, 2002).

Con estos antecedentes, es posible proponer una edad neocomiana para los afloramientos de la Formación Arqueros en este mapa.

Hacia el norte, originalmente la Formación Arqueros fue correlacionada con las formaciones Nantoco, Totoralillo y Pabellón (Aguirre y Egert, 1965, 1970); posteriormente, se la correlacionó con la parte inferior del Grupo Bandurrias (Moscoso et al., 1982).

En el presente, en la Región de Atacama, en el rango estratigráfico similar y con cierta semejanza ( (Arévalo, 2005b), equivale a la Formación Punta del Cobre con edad paleontológica valanginiana inferió valanginiana inferior tardía, en su sección superior (Mourges in Arévalo, 2005a; Mourgues, 2004) y c radiométrica U-Pb en circón de 131,3±1,4Ma, en su sección inferior (Pop era/., in Arévalo 2005a); ambas similares a la registrada en la Formación Arqueros; asimismo, comprende en el rango a la Formación Abu de edad valanginiana superior (Tavera, Corvalán, Mourgues in Arévalo, 2005b), la cual sol concordantemente a la anterior; por otra parte, también podría considerarse una secuencia de andes oscuras intercaladas con areniscas y brechas volcanoclásticas, cuyos antecedentes cronológicos en Copiapó son intrusiones menores de 123 Ma, las cuales con 230 m de espesor subyacen concordanten brechas verdosas de la Formación Punta del Cobre (Arévalo, 2005b); en conjunto las tres unidades comp un espesor aproximado de 750 m.

Hacia el sur, la Formación Arqueros es correlacionable con la Formación Lo Prado de edad berri; hauteriviana, sedimentaria, marina y volcánica, con una potencia máxima estimada de 5.800 m (Gan: 1996; Wall ef al., 1996); sin embargo, hay diferencias en la composición de las lavas que pre variedades dacíticas, en oposición a los componentes basálticos de la Formación Arqueros; esa diff se acentúa hacia el este (Wall et al., 1999); al sur, en la parte alta de la Formación Lo Prado predc componentes volcánicos piroclásticos dacíticos y andesíticos (Selles y Gana, 2001), de manera simi obsevado en la Formación Arqueros.

Ambiente depositacional. El ambiente de depositación propuesto, inicialmente, para las rocé constituyen la Formación Arqueros ha sido un sistema de rift (Aberg et al., 1984), caracterizado pi importante actividad volcánica basáltica. Estas en los niveles inferiores expuestos tendrían afinidadf el manto (Aberg et al., 1984); posteriormente el magma evolucionó a una presencia gradual de n andesíticos; ese proceso evolutivo gradual de la composición de las extrusiones, permitió un aumei rocas piroclásticas y la participación de componentes dacíticos en los niveles superiores, correspond a un volcanismo más explosivo. El sistema de rift habría estado limitado hacia el oeste por fallí crecimiento y la cuenca, de carácter subsidente, fue capaz de acomodar la rápida erupción de ing volúmenes de basaltos, depositados en un ambiente marino somero sugerido por las características ( rocas sedimentarias intercaladas y su fauna. En esta cuenca (o sistema de cuencas) se habría desarre un paisaje de islas volcánicas asociadas a centros de emisión dispersos (Moscoso eí al., 1982) permitieron la acumulación monótona de lavas distales macizas depositadas en un ambiente subm; y engranan con coladas separadas por distintivos horizontes amigdaloidales y de depositación m profunda, y también, con lavas que presentan intercalaciones de rocas piroclásticas redeposití Gradualmente, en una mayorcercanía con los centros de emisión, se habrían depositado lavas almohadill con intercalaciones de hialoclastitas y tobas de caída, en alternancia con rocas sedimentarias. E corresponden principalmente a calizas y areniscas que contienen fauna de ambiente litoral y somero; espesores y proporción relativa con respecto a las rocas volcánicas, son variables acorde con la dista a los centros de emisión y las variaciones de intensidad en la actividad volcánica. En ciertas localida las calizas se caracterizan por la abundancia y tamaño de las escorias basálticas que contienen; en c están prácticamente ausentes lo cual avala la aseveración anterior. Las areniscas en parte preseí lineamientos de fósiles, que indicarían un ambiente litoral con efectos periódicos de mareas. Tambiér exponen niveles de areniscas laminadas con horizontes negros de 'fierrillo' (concentración de minen pesados) originados por el oleaje intermareal. El cese de la actividad de las fallas del rift, de la subsider de la cuenca contemporánea con la variación del magma a una composición intermedia y acida, hal causado la colmatación de la cuenca mediante un volcanismo explosivo, originado en centros de emis dispersos y con el predominio final de facies subaéreas.

FORMACIÓN QUEBRADA MARQUESA Kqm (Hauteriviano-Albiano temprano) (Aguirre y Egert, 1962; emend. Emparan y Pineda, 1999).

Definición y relaciones de contacto. Secuencia de rocas sedimentarias y volcánicas, principalmer continental, de color pardo medio a pardo rojizo, con inercalación de potentes estratos sedimentarios marinos, de colores claros, en sus niveles estratigráficos inferiores. En parte, sobreyace a las rocas de la Formación Arqueros en contacto de erosión, bien expuesto en la cabecera norte de la quebrada La Caldera; allí se expone un contacto de erosión muy sinuoso, con dirección aproximada N10°W e inclinación variable de34°-60°E, entre la facies Kqm1 (a) de la Formación Quebrada Marquesa, sobreyaciendo a la facies Ka (a2) de la Formación Arqueros. En parte, el contacto con la Formación Arqueros es mediante un sistema de fallas ('fallas de relevo'), del cual forman parte las fallas El Álamo y El Cobre. Como techo, en este mapa, se exponen los Estratos de Quebrada Yungay, a los que esta formación subyace con discordancia angular, en el sector del Portezuelo Leñera, al norte del Embalse Recoleta.

Las rocas de la Formación Quebrada Marquesa están intruidas por las unidades plutónicas Kigd (111-110 Ma, para los plutones que la intruyen) y Kmd (97-95 Ma) y las unidades hipabisales Kih (107-103 Ma) y Kh (96-94 Ma).

Elespesorde la secuencia de rocas que constituyen la Formación Quebrada Marquesa al norte de esta carta, ha sido medido entre 820 y 1.900 m para los cuadrángulos Marquesa y Lambert (Aguirre y Egert, 1965,1970). Al sur de este mapa, en la Hoja lllapel, fue estimado un espesor mínimo de 1.150 m para esta formación (Rivano ySepúlveda, 1991).

En el área de este estudio, Thomas (1967) estimó un espesor de 2.500 m al norte de Andacollo; al este de esa ciudad estimó 1.200 m y al sur, en el sector del Embalse Recoleta, un espesor variable de 2.000 a 3.000 m. En este trabajo, el espesor ha sido estimado en 5.500 m, en el sector comprendido entre el sector de El Manzano y la quebrada El Calabozo Chico (sector del cerro La Campana); aun cuando en este sector y en otros la estimación es incierta debido a la presencia de intrusiones y fallas.

Distribución. Las rocas de la Formación Quebrada Marquesa afloran en el borde oriental del mapa y forman unaanchafranjade 7 a 16 km de ancho, desde la latitud de El Peñón hasta el Embalse Recoleta, respectivamente. Desde El Peñón hacia el norte, se expone en una franja de 1 -3 km de ancho, entre la Falla El Álamo y el plutón que aflora en la hoyada y en los cordones del cerro Blanco.

Litología. Esta formación se caracteriza por una gran variación lateral de espesor, litología y alternancia de las facies. Esto involucra diferencias respecto de los perfiles litológicos y asociaciones de facies descritas para esta formación al ncrte de este mapa (Aguirre y Egert, 1962,1965,1970; Emparan y Pineda, 1999,2000). Este hecho había sido señalado con anterioridad (Thomas, 1967); características similares han sido reconocidas más al norte (Moscoso efaí, 1982) y de igual manera hacia el sur de este mapa (Rivano y Sepúlveda, 1991). En parte, en el contacto con los plutones exhibe importantes aureolas de rocas córneas.

Enel área de este mapa, se han identificado dos miembros. En el miembroinferior(Kqml), se distinguieron 4facies (a. b, c, e), las cuales han sido reconocidas al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 1999,2000); sin embargo, la facies (d), (Emparan y Pineda, 1999,2000) no fue identificada. En el miembro superior (Kqm 2), se distinguieron 2 facies (a, b), las cuales han sido reconocidas al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 1999, 2000). Las facies litológicas de estaformación son mayormente volcánicasy continentales, con excepción de las facies(a)del Miembro 1, que es sedimentaría-continental y la facies (c) que es sedimentaria-marina.

La mejor exposición de esta formación se observa en la latitud media del mapa, al sur de la ciudad de Andacollo. Allí presenta la siguiente sucesión estratigráfica:

Miembro 1

Está constituido por asociaciones de facies sedimentarias (a, c) y volcánicas (b, e). Sus características y orden de sucesión de base a techo en esa latitud son los siguientes:Facies 1 (a). Constituida por brechas epiclásticas gruesas (predominantes), muy gruesas y finas, matriz soportadas, de color pardo rojizo que se exponen en estratos de 25-80 m de potencia. Se exhibe en la quebrada La Caldera; allí se le ha estimado un espesor de 450 m, para una posición de la estratificación N16°Wcon 43°E. En ese sector (al oeste de la escuela), sobreyacen andesitas brechosas de la Formación Arqueros, en un contacto de erosión inclinado al Este, muy sinuoso, con posición aproximada N10°W y 34-60°E. Al norte del cerro

Yeguín, esta facies se expone con un espesor estimado de 500 m, para una posición de la estratificación N32°W con 24°E; allí se presenta constituida por brechas epiclásticas muy gruesas de color pardo rojizo, tanto clastosoportadas como matriz soportadas; la mayoría de los clastos de las brechas son andesíticos-basálticos (incluyendo 'ocoíticos'), otros microdioríticos y dacíticos; alcanzan hasta 250 cm di largo; la matriz, intersticial, es de arenisca gruesa o de arenisca media, granosoportada, que varía de lítica arcósica a arcósica de color gris verdoso, en parte, con laminaciones de arenisca fina de color pardo rojizc afloran y forman estratos de 20-80 m de potencia. Contienen intercalaciones de brechas epiclásticas media (clastos de 7-25 cm de largo) color pardo grisáceo, en estratos de 8-15 m de potencia e intercalaciones d< areniscas de colores rojo, gris verdoso y pardo rojizo, formando estratos y lentes de 0,25-2 m de potencia Estas comprenden areniscas medias a gruesas, en parte heterolíticas, areniscas finas heterolíticas areniscas dé guijarros, arcósicas y matriz soportadas; los guijarros son <1,5 cm, orientados paralelamenti a la estratificación.

Facies 1(c). Está constituida por rocas sedimentarias marinas, en parte fosilíferas, con escasa intercalaciones volcánicas. Los afloramientos se caracterizan, en general, por colores claros gris pardc verde y blanco, con tonalidades verdosas, anaranjadas y amarillentas. Comprende areniscas, calizas, lutita y limolitas; estas dos últimas y areniscas muy finas, con frecuencia forman alternancias rítmicas. En direcciói norte-sur, presenta importantes variaciones en las asociaciones litológicas y en el espesor. Esta facies si caracteriza por contener numerosos sectores mineralizados con cobre, en lugares próximos al contacto di intrusión de cuerpos hipabisales.

La exposición más extensa de esta facies aflora en una depresión y hoyada conocida como La Caldera que está situada al WSW de Andacollo; se le estimó una potencia de 460 m, con una posición de estratificaciói N10°W con 33°E. Allí está constituida por una sección inferior calcárea con estratificación alternada grues; y fina (que comprende los 2/3 inferiores del espesor) y una sección superior heterolítica con estratificaciói gruesa (en el tercio superior del espesor).

La sección inferior (aprox. 300 m) está constituida por calizas macizas, alternancias de limolitas areniscas y de calizas-areniscas, limolitas macizas y areniscas macizas; las calizas macizas son de 3 tipos micrítico-esparíticas negras y pardo claro, micrítico-esparíticas gris oscuro con escasa diseminación di bioclastos fragmentarios e intercalación de horizonte fosilífero de hasta 40 cm de grosor, y bioclásticas gr¡¡ medio, con matriz micrítico-esparítica y abundantes bioclastos (invertebrados enteros) <1 cm, que formar capas de 4-15 m de potencia. En las calizas, en la mina Los Leones y camino de acceso, se ha identificado Chlamys sp., Cerateostreon sp., Lucinidae (?) indet., Gervillaría (?) sp., Serpulidae indet., con una eda probable neocomiana (Rubilar y Pérez, 2001).

La sección superior (aprox. 150 m) está constituida por una alternancia de areniscas heterolíticas y d lutitas heterolíticas, con escasas intercalaciones de alternancias de estratos delgados y de arenisca macizas; las areniscas heterolíticas son finas, arcósico-líticas, granosoportadas, de color ocre, en estratos de 0,3-3 cm de grosor, separados por láminas de limolitas de color pardo amarillento y capas de 10-15 n de potencia; las lutitas heterolíticas de color ocre, presentan laminaciones de arenisca muy fina, ortoarcósica granosoportada, de color gris muy claro, en láminas de 0,5-3 mm de grosor, forman capas de 5-10 m d potencia. Hacia el sur, en el cordón comprendido por la confluencia de las quebradas La Caldera y L Campana, presenta una intercalación de caliza bioclástica con matriz micrítico-esparítica, de 4 m di potencia, color pardo anaranjado, en la que se ha identificado Sarcinella occidentalis y Ceratostreon sp de probable edad neocomiana (Rubilar, 2002); también es fosilífera la arenisca sobre la caliza.

Al norte del sector descrito, en el lado sur de la quebrada Maitencillo, en el cordón que forma la rinconad de Aguaditas (cercana al pueblo El Manzano), esta facies también presenta estratos fosilíferas. En este luga se ha estimado un espesor de 380 m, con una posición de estratificación N330°E con 26°E. En la faunad Aguaditas se ha identificado (Pérez y Reyes, 1998b): Myophorella (Promyophorella) cf. garatei Leana Paulckella cf. progonos, Virgotrigonia sp., Anditrigonia sp., Pterotrigonia sp.; y también (Rubilar, 1991 Aetostreon sp. aff. A. latissimum, Aetostreon sp., a los que se les asignó una edad hauteriviana pors asociación con Rutitrigonia kauffmani Leanza, en otra localidad de la IV Región (Pérez y Reyes, 1998a

Facies 1(e). Está constituida por ignimbritas, tobas de caída y brechas piroclásticas ('block and ash' depósitos removilizados), con escasas intercalaciones de andesitas. Al suroeste de la ciudad de Andacolli en el cordón sur del cerro Los Veneras, sector El Runco, se le ha estimado un espesor de 1100 m, conur posición de la estratificación de N20°W con 24°E.

Las ignimbritas son tobas con variado grado de soldamiento que resulta en texturas eutaxítica y reomóriica. Son de colores pardo (claro a negruzco) y gris (medio, morado, rojizo y pardusco). En general, son vitreas y a veces brechosas; frecuentemente, tienen desde 4 a 20% de pómez ocres <14 cm, pero que alcanzan hasta 30 cm de largo; casi siempre contienen de 5 a 30% de fragmentos líticos <10 cm, los que alcanzan a 37 cm de largo; predominan los fragmentos líticos andesíticos respecto de los dacíticos; las escorias son poco frecuentes. Se presentan en afloramientos macizos con potencia mínima de 20 a 60 m, y como intercalaciones estratificadas entre otras rocas, con potencia de 4 a 10 m.

Las tobas de caída están formadas por una matriz <2mm de 3 componentes (vidrio, cristales y líticos) y fragmentos líticos >2 mm, que en algunos casos comprenden escorias juveniles y bombas. Los fragmentos líticos se caracterizan por su buena selección; en general, predominan los andesíticos sobre los dacíticos; en muchos depósitos se presentan ambos y en algunos casos solo uno de los tipos petrográficos. La variación de proporciones entre la matriz y los fragmentos, como asimismo de los componentes de la matriz, permite reconocer 5 tipos texturales de tobas, (los dos últimos son escasos): cinerítica-lítica, vítrea-cristales, lítica-cinerítica, lítica y cinerítica. Las tobas cinerítica-lítica, en muchos casos brechosas, son de colores rojo (pardusco, grisáceo), pardo (rojizo) y escasamente verde (rojizo) y gris; predominan los fragmentos <12 cm, en proporción de 25 hasta 45%, que, en algunos casos, comprenden escorias juveniles y bombas, y el tamaño alcanza un máximo observado de 70 cm. Las tobas vítrea-cristales son de colores gris (medio, pardusco) y pardo (rosáceo, oscuro); con frecuencia contienen fragmentos líticos andesíticos acompañados por escorias juveniles, en proporción general <15% con máximo de 30% y tamaño <5 cm. Las tobas lítica-cinerítica son de color gris (medio, claro, pardusco); presentan 50-70% de fragmentos líticos con tamaño <16 cm, aunque se observaron mayores con un máximo de 37 cm. Las tobas líticas son escasas, algunas brechosas, y de colores verde claro y gris verdoso; presentan 80-100% (matriz intersticial) de fragmentos líticos tobáceos, andesíticos y dacíticos, <14 cm. Las tobas cineríticas son más escasas aún y de color gris pardusco; están formadas principalmente por líticos <2 mm; contienen contienen 10-15% de fragmentos líticos >2 mm, que alcanzan un máximo de 20 cm. Forman tanto afloramientos macizos con una potencia mínima de 15-40 m, como afloramientos bien estratificados con estratos de 2-8m de potencia; en uno de estos se expone una toba cinerítica laminada, de color rojo, de 0,3 m de potencia que se interpreta como depósito de oleada plroclástica; se intercala en tobas que contienen escorias juveniles.

Las brechas piroclásticas ('block and ash') son de color pardo (rojizo, medio) y escasas moteadas de gris y rojo. Tienen matriz cinerítica y escasas con matriz de toba (depósitos removllizados). Presentan un 50-70% de líticos andesíticos entre 6 y 70 cm de largo. Se expone una variedad aglomerádica cuyos fragmentos líticos son escorias juveniles. Se presentan, en general, en afloramientos macizos con una potencia mínima de 20-60 m; la variedad aglomerádica se presenta con espesor de 1,5 m, intercalada entre una toba y una ignimbrita.

Las andesitas son predominantemente porfíricas de anfíbola y escasas afaníticas fluidales, de colores pardos (grisáceo, negruzco, oscuro) y gris (pardusco, verdoso). Las de textura porfírica presentan 7-17% de fenocristales de plagioclasa con moda 2 mm y 1-2% seudomorfos de anfíbola con moda 0,4 mm; la masa fundamental es pilotaxítica formada por mícrolitos orientados de plagioclasa con abundancia de granulos Intersticiales de magnetita y material deutérico; la plagioclasa, tanto en fenocristales como en microlitos, está alterada a esmectitas-caolinita; en algunos casos los granulos de magnetita están alterados a limonitas; algunas son amigdaloidales, hasta con 20% de amígdalas rellenas con cuarzo-arcillas, que en algunos casos están acompañadas por escasa biotita secundaria. Las afaníticas tienen textura pilotaxítica con los microlitos de plagioclasa parcialmente arcillizados y reemplazados por calcita; también el relleno intersticial está formado por granulos de magnetita y minerales de alteración deutérica; asimismo, presentan amígdalas rellenascon ceolitas-clorita y, en parte, escasa biotita secundaria. Se presentan, en general, en afloramientos macizos con una potencia mínima de 10-30 m, pero también formando bancos de 2-6 m de altura, paralelos a la estratificación y en potencia mínima de 20 m.

Hacia el norte, sector del cerro Yeguín, la facies 1(e) engrana con la facies 1(b).

Facies 1 (b). Comprende una alternancia de andesitas y rocas piroclásticas, con escasas intercalaciones sedimentarias. Son rocas caracterizadas por colores rojo y pardo, o gris y verde con tonalidades rojizas y parduscas. En el sector de Santa Ana, entre el pueblo El Manzano y la ciudad de Andacollo, se estimó un espesor de 290 m, para una posición de la estratificación N328°E con 24°E. Más al norte, en el sector del cerro Las Casas, donde está mejor expuesta esta facies, se estimó un espesor de 1.500 m, para igual posición de la estratificación.

Esta facies aflora en la mitad septentrional del mapa desde su límite norte hasta la Falla Azogue. Su mayor exposición se presenta en el lado norte de la quebrada Maitencillo, y desde el pueblo de Maitencillo hacia el este, en los cordones situados al norte de la quebrada Los Potreros. En este último sector, se ha estimado un espesor de 4.000 m, para una posición de la estratificación N30°W con 35°E. Sin embargo, es una estimación muy incierta, debido a la presencia de numerosas intrusiones hipabisales y fallas con espesor de brecha <1 m, con orientación variable de N66°W a N23°W, con inclinaciones de 56°S a 66°W, difíciles de detectar y cartografiar a la escala de este mapa.Esta facies está constituida por rocas de colores rojo y pardo, o tonalidades rojizas y parduscas. Comprende una alternancia de andesitas y rocas piroclásticas, con escasas intercalaciones sedimentarias.

Las andesitas son porfíricas de anfíbola y de anfíbola-piroxeno, amigdaloidales, algunas brechosas, de colores gris verdoso, pardo rojizo y rojo pardusco. Los fenocristales son de plagioclasa con moderada alteración a esmectita, sericita y caolinita; anfíbola (=5%) en cristales euhedrales cloritizados y en seudomorfos epidotizados y alterados a magnetita; piroxeno, en seudomorfos alterados a goethita y muscovita. La masa fundamental es intersertal e intergranular, con tendencias pilotaxíticas y está formada por plagioclasa con abundante magnetita intersticial. Las amígdalas pueden formar hasta 8% de la roca y alcanzan 4,5 cm de diámetro las circulares y 7,5 cm de largo las elongadas; están rellenas con clorita-arcillas-calcita. Se intercalan escasas andesitas afaníticas. Se presentan con potencia de 4-80 m y en algunos sectores forman bancos de 3-4 m de altura.

Las rocas piroclásticas comprenden mayoritariamente tobas cinerítico-líticas brechosas, andesíticas y andesítico-dacíticas, de colores pardo rojizo, rojo grisáceo y rosado. También, brechas líticas piroclásticas y brechas aglomerádicas líticas piroclásticas, andesíticas y andesítico-dacíticas, de colores rojo oscuro, grl pardusco y pardo medio. Estas rocas exhiben potencia de 6-250 m; en los espesores mayores forman bancos de 6-20 m de altura. Asimismo, se presentan escasas intercalaciones de ignimbritas, corespondientesa tobas soldadas (textura eutaxítica) brechosas, de escorias-pómez-líticos con matriz vitrea y tobas vitreas co pómez; son de colores gris claro y rosado moteado de blanco; afloran como intercalaciones de 0,4-10 m d potencia.Las rocas sedimentarias comprenden areniscas medias, finas, de guijarros y brechas epiclástic medias, de color gris pardusco y pardo medio. Las areniscas son arcósico-líticas, granosoportadas y mat soportadas. Las brechas epiclásticas son, en parte, aglomerádicas, y están compuestas por clast andesíticos <16 cm, con escasa matriz intersticial. Constituyen estratos delgados con 3-50 cm de potencl los estratos se alternan y forman intercalaciones sedimentarias de 6-15 m de espesor.

Miembro 2

Comprende 3 asociaciones de facies continentales. Las dos más importantes son volcánicas, una lávica (a) y la otra es piroclástica (b); la tercera es sedimentaria (c), subordinada. La primera (a), subya parcialmente y engrana con la segunda (b). En algunos sectores ese contacto es sustituido por intercalación de la facies (c). Este miembro tiene buena exposición en el área en que se sitúa la Cuesta Piedra; donde presenta un espesor estimado de 1.900 m. Sus características y distribución son las siguient

Facies 2(a). Está constituida por andesitas de anfíbola-piroxeno y de anfíbola, porfíricas y afaníticas, parte fluidales, amigdaloidales, brechosas, peperíticas, y por basaltos de piroxeno-olivino. En los perfil efectuados, se ha detectado una variación estratigráfica de sus características petrográficas y texturales;e permitió identificar 3 secciones de base a techo:

Sección inferior. Formada por andesitas fluidales de anfíbola y de anfíbola-piroxeno, afaníticas y porfíri de color chocolate (pardo oscuro), y bien expuesta entre el cordón del cerro Infiernillo (donde se obtuvoe K-Ar en roca total 112±4 Ma) y la quebrada Cabrito; aflora con un

espesor aproximado de 540 m. Tambl constituyen todo el filo del cordón en las cabeceras de la quebrada El Barranco y junto al camino de acceso cuesta La Caldera. Las andesitas afaníticas son de anfíbola-piroxeno, muy fluidales, incluso bandeadas, color chocolate (pardo oscuro) preferentemente, y pardo (claro, rojizo); se presentan en afloramientos macizos con espesores mínimos de 15-25 m. Las andesitas porfíricas son de anfíbola (algunas de anfíbola-piroxeno), amigdaloidales, en parte fluidales, de color pardo (oscuro o chocolate, claro, anaranjado); se presentan en afloramientos dipersos con espesor de hasta 20 m y forman bancos de 1,5-3 m de altura, con un horizonte amigdaloidal que comprende los 60-70 cm superiores de cada banco.

Sección media. Formada por andesitas porfíricas de piroxeno-anfíbola, amigdaloidales, en parte brechosas, de color pardo rojizo y pardo medio, con intercalaciones de areniscas y desarrollo de facies peperíticas. Bien expuesta en el cordón divisorio entre la quebrada Azogue (curso inferior) y las cabeceras de la quebrada Honda; aflora con un espesor aproximado de 500 m. También se reconoce en los cordones bajos al este del Llano de Chepiquilla, pero con un color gris morado debido a metamorfismo termal. Las andesitas forman bancos de 2-7 m de altura. Se intercalan areniscas finas a medias, granosoportadas, arcósicas, de color pardo claro; son lenticulares, con espesor variable de 1-2 m; se apoyan sobre el horizonte amigdaloidal de la colada inferior. La colada superior desarrolla un contacto con lóbulos que penetran en la arenisca; bajo los lóbulos, la arenisca contiene fragmentos de la andesita del techo, los que tienen un contorno redondeado y lobulado, con un tamaño de hasta 20 cm; forman la facies peperítica. Sección superior. Formada por basaltos de piroxeno-olivino, bréenosos y amigdaloidales, de colores gris pardusco, gris medio y pardo (rojizo, grisáceo, medio). Expuesta en el sector Cuesta de Piedra-quebrada Las Rivanas; aflora con un espesor aproximado de 400 m. Se presentan en afloramientos dispersos, con espesores de 3,5-20 m.

Facies 2(b). Está constituida por rocas piroclásticas, que de base a techo comprenden: ignimbritas reomórficas, tobas de caída que engranan lateralmente con depósitos piroclásticos removilizados y, en la parte más alta de la secuencia, ignimbritas poco soldadas. Aflora al sur de la ciudad de Andacollo, desde el escarpe oriental de la depresión de La Caldera hacia el Este. En el área de la Cuesta de Piedra se le ha estimado un espesor de 600 m.

Las ignimbritas reomórficas son tobas muy soldadas vitreas con fragmentos líticos y pómez, de colores morado, violeta y pardo rojizo. Presentan textura piroclástica eutaxítica, formada por 5-7% de líticos andesíticos elongados, de hasta 9 cm de largo y color gris oscuro; 2-3% de pómez aplastadas de hasta 5 cm de largo, con una razón de aplastamiento de 2,8 y de color amarillo grisáceo; 90% de matriz vitrea, con numerosos lineamientos de fluidez de color negro, que presenta circones como minerales accesorios. Están bien expuestas en el cordón situado entre el lugar Veintiuna Vueltas y la quebrada Los Molles; en ese sector se estimó un espesor de 280 m. Se obtuvo de las ignimbritas una edad U-Pb en circón de 110,8±1,8 Ma (en la confluencia de dos cabeceras de la quebrada Agua de la Zorra).Las tobas de caída (aérea), se intercalan en diversos niveles estratigráficos y acorde a su posición varían sus características texturales y petrográficas. Se intercalan entre las ignimbritas reomórficas y las andesitas de la facies 2 (a), al oeste de la quebrada Los Molles; allí afloran como tobas líticas, clasto-soportadas, de colorgris rojizo; exhiben espesor de 10 m. También, se intercalan en las ignimbritas reomórficas como tobas vitreas y de cristales, de color rojo pardusco, con espesores <2 m y se presentan en alternancias de tobas ¡nadas y tobas de estratificación muy fina; comprenden tobas vitreas moradas, rojo oscuro y gris oscuro tas de cristales gris medio y pardo rojizo, las que se alternan en estratos de 0,1-3 cm de potencia; en rte, presentan estratificación cruzada y dunas (oleada piroclástica); alcanzan espesores de 0,7 m. Asimismo, están intercaladas entre las ignimbritas reomórficas y las ignimbritas poco soldadas; son tobas cinerítico-líticas, de color pardo (oscuro, grisáceo); forman estratos de hasta 25 m de potencia. Por último, se intercalan en las ignimbritas poco soldadas, como alternancias con espesores de 1,5-2,5 m, de tobas cineríticas de color pardo verdoso, en estratos de 20-40 cm de potencia, y tobas vitreas y de cristales, <0,5 mm, de color gris claro verdoso, en estratos de 2-3 cm de potencia.Las tobas removilizadas están constituidas por tobas lítico-cineríticas brechosas, de color pardo oscuro rojizo; afloran con espesor de 23 m, en el sector medio entre la quebrada Azogue y la Cuesta de Piedra, re el nivel del camino.

Las ignimbritas poco soldadas corresponden a tobas dacíticas, cineríticas, con pómez y líticos en ntidades variables, y tobas lítico-cineríticas, con escorias, de colores pardo (grisáceo, morado, medio) y gris (verdoso, claro, medio). Están bien expuestas en el cordón que desde

los cerros Varillar y Cantera se extiende hacia el sur. En esos cerros, afloran los niveles estratigráficos más altos de la Formación Quebrada Marquesa, en este mapa. Forman estratos de 4-30 m de potencia. Próxima al contacto con la facies 2 (c), se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 109±3 Ma; al este de ese lugar y a una cota mayor (posición estratigráfica más alta) se obtuvo una edad 40Ar/39Ar en biotita de 106,8±1,2 Ma. Por otra parte, en la cercanía de la cumbre del cerro Varillar, se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 107±3 Ma; en la cumbre de ese cerro, se obtuvo una edad U-Pb en circón de 107,0±0,6 Ma, que es el nivel estratigráfico más alto de la formación en este mapa. Estas edades y la obtenida en las ignimbritas reomórficas, son concordantes con su posición estratigráfica.Facies 2(c). Está constituida por sedimentitas continentales, con intercalación de tobas de caída aérea en la parte alta de la secuencia. Comprende brechas epiclásticas, conglomerados, areniscas, calizas y lutitas, que, en gran parte, representan una serie sedimentaria estrato y granodecreciente, de base a techo, que culminacon sedimentitas calcáreas. Su litología y relación con rocas piroclásticas, sugiere similitudes con las sedimentitas intracaldera. Aflora en el camino de Andacollo-Cuesta de Piedra, en el sector de la mina Poquitito, en el cordón al nortedel cerro Varillar donde se aproxima al camino Andacollo-Corral Quemado, con dimensiones cartografiables a la escala de este mapa. También, se expone en el sector de Veintiuna Vueltas y en afloramientos dispersos situados en la quebrada Azogue.

La mejor exposición está en el tramo entre las quebradas Azogue y Honda del camino Andacollo-Cuesta de Piedra; allí se estimó un espesor de 180 m, con una posición de la estratificación de N15°W con 20°E. Está formada por tres secciones caracterizadas por su litología y espesor de los estratos.La sección inferior, mejor expuesta en el sector del cruce de la quebrada Azogue, está constituida por brechas epiclásticas conglomerádicas, conglomerados y areniscas de guijarros, de color general pardo rojizo a rojo pardusco, en estratos alternados de potencia métrica a decamétrica. Las brechas epiclásticas son muy gruesas, matriz soportadas, oligomícticas; los clastos son subangulosos y subredondeados de andesitas porfíricas principalmente (gris medio, rojo, gris oscuro) y escasos dacíticos porf íricos (gris rosáceo y gris claro); presentan bloques de andesita porfírica de hasta 3 m de largo; matriz de arenisca media a fina, matriz soportada, arcósica, de color rojo pardusco; varía desde escasa a abundante de un estrato a otro; forman estratos de 1-8 m de potencia. Los conglomerados son matriz soportados, de color gris pardusco; los clastos son andesíticos porf íricos y afán íticos (gris oscuro) y clastos dacíticos (gris claro), subredondeados y subangulosos; en general son <11 cm, pero hay mayores hasta 35 cm; la matriz de arenisca media a gruesa, matriz soportada, lítica; forman estratos de 10-20 m de potencia. Las areniscas de guijarros, son gruesas a finas, matriz soportadas, arcósicas presentan abundantes guijarros andesíticos, porosos (escorias), <4cm, de color negro; forman estratos de0,6 20 m de potencia.

La sección media, mejor expuesta en el sector del cerro Ladera, está constituida por brechas epiclásticas conglomerádicas medias a finas y areniscas de guijarros. Las brechas epiclásticas son medias a finas, matri, soportadas, de color gris rojizo; los clastos son andesíticos (rojos, gris medio y gris oscuro) y dacíticos (grisl claro), subangulosos y subredondeados, <13 cm; la matriz es arcósica y en algunos estratos es de arenisca fina, matriz soportada, de color rojo pardusco y en otros, de arenisca media a fina granosoportada, de coica gris pardusco, y forman estratos de 0,2-1 m de potencia. Las areniscas de guijarros son arcósicas y varíafl de gruesas a finas, matriz soportadas, a medias y muy finas, laminadas, granosoportadas, de color grisH rosáceo; los guijarros son andesíticos, de color negro; en parte, presentan macroestratificación cruzad! forman estratos de 4-25 cm de potencia.La sección superior, mejor expuesta en el sector del cerro Ladera, está constituida por una alternando de areniscas, lutitas y limolitas, de color general ocre y presenta en su techo una culminación calcárea. Lasfl areniscas, son arcósicas, pero variadas en textura y estructura; muy finas y finas, matriz soportadas, macizasB en estratos de 10-15 cm de potencia; finas a muy finas, laminadas, granosoportadas, gradadas (gradacicíS normal), en estratos de 4-6 cm de potencia; muy finas, en estratos de 1-3 cm de potencia, separados peí láminas de areniscas finas de color blanco pardusco y de 0,2-0,6 mm de potencia. Las lutitas son fisiblesfl en láminas de 5 mm a estratos de 3 cm de potencia. Las limolitas son friables, en estratos de 1-2,5 emefl potencia. En los niveles superiores, se exponen lutitas en estratos de 1-8 cm de potencia, separados pcB lutitas calcáreas en láminas de 0,3-0,9 cm de potencia; presentan grietas de secamiento. La culminaciáH calcárea está constituida por limolitas calcáreas alternadas con areniscas, en los niveles inferiores, y poM calizas con intercalación de tobas en los niveles

superiores; en las calizas se reconocen seudomorfos de mícrofósiles no identif ¡cables. Las limolitas calcáreas constituyen estratos de 0,2-2 m de potencia. Las areniscas son finas, granosoportadas, arcósico-líticas, en estratos de 1-70 cm de potencia. Las calizas son micríticas, algunas laminadas; contienen líticos volcánicos <400m (andesíticos y tobáceos); forman estratos de 0,4-8 m de potencia. Las tobas son vitreas, vitreas y de cristales, y cineríticas con pómez y líticos, en estratos de 0,3-2,5 mde potencia.

Edad y Correlaciones. El contenido faunístico de la facies 1 (c) identificado en la localidad fosilífera de Aguaditas (Pérez y Reyes, 1998b; Rubilar, 1998), indica una edad hauteriviana para los niveles inferiores de la Formación Quebrada Marquesa en ese lugar. Las edades radiométricas obtenidas en rocas de esta formación tienen concordancia con su posición estratigráfica: 112±4 Ma (K-Ar en roca total) obtenida en el cerro Infiernillo para andesitas de la Sección Inferior de la facies 2 (a); 110,8±1,2 Ma (U-Pb en circón) obtenida en las cabeceras de la quebrada Agua de la Zorra, en ignimbritas reomórficas de los niveles inferiores de la facies 2 (b); 109±3 Ma (K-Ar en biotita) obtenida en el sector de la mina Poquitito, en ignimbritas poco soldadas de los niveles inferiores a medios de la facies 2 (b); 106,8±1,2 Ma (40Ar/39Ar en biotita, de isócrona inversa), obtenida al norte de la anterior, en ignimbritas poco soldadas de los niveles medios a superiores de la facies 2 (b); 107±3 (Ma K-Ar en biotita) obtenida en la cercanía de la cumbre del cerro Varillar, en ignimbritas poco soldadas de los niveles superiores de la facies 2 (b); 107,0±0,6 Ma (U-Pb en circón) obtenida en la cumbre del cerro Varillar, en ignimbritas poco soldadas que constituyen los niveles estratigráficos más altos de la Formación Quebrada Marquesa en este mapa. Por otra parte, son concordantes con las edades obtenidas para intrusiones. Para el 'Intrusivo de Tablalalume' (Llaumett era/., 1975), se obtuvieron edades K-Ar en biotita de 111 ±3 Ma al oeste del cerro Grande y de 110±3 Ma en la quebrada Andacollo; el plutón datado intruye las facies 1 (b) y 1 (e), lo que representa eventos intrusivos previos a la culminación de la depositación de los estratos comprendidos en la Formación Quebrada Marquesa, sugerido anteriormente porOyarzún ef a/. (1996). Para la unidad plutonica Kmd, que intruye la facies 1 (b), en el centro del plutón del cerro Blanco, se obtuvo edades de 97,1 ±0,3 Ma (U-Pb en circón), y edades K-Ar en biotita de 97±2 y 96±2 Ma. Para la unidad hlpabisal Kih, que intruye las facies 2 (b) y 2 (c) con filones y stocks de composición similar a las ignimbritas, probablemente contemporáneos, se obtuvo edades de 107±3 Ma (K-Ar en biotita) y 106,8+1,2 Ma (40Ar/39Ar en biotita, de isócrona inversa). Con estos antecedentes, es posible proponer una edad hauteriviana-albiana temprana (Gradstein y Ogg, 1996), en este estudio, para los afloramientos de la Formación Quebrada Marquesa.

Originalmente, la Formación Quebrada Marquesa fue correlacionada hacia el norte, con la parte superior de laformación Bandurriasy hacia el sur, con parte de las formaciones Colimapu y Cristo Redentor (Aguirre y Egert, 1965,1970). Posteriormente, hasido correlacionada con la parte superior del Grupo Bandurrias (Moscoso era/., 1982) ycon la Formación Las Chucas (Rivano y Sepúlveda, 1991).

En el presente, en la Región de Atacama, en el rango estratigráfico similar y con cierta semejanza de facies (Arévalo, 2005b, Carta Copiapó), equivale a la Formación Bandurrias, del Hauterlviano-Aptiano Inferior; la que es volcánica-sedimentaria continental, con intercalaciones marinas someras. Sin embargo, el rango estratigráfico de la Formación Quebrada Marquesa trasciende a los niveles inferiores de la Formación Cerrillos, continental-sedimentaria con intercalaciones volcánicas, de edad albiano-turoniana (Arévalo, 2005b, Carta Copiapó).

Haciael sur, la Formación Quebrada Marquesa es correlacionable con la Formación Veta Negra, volcánica andesítica, con Intercalaciones sedimentarias continentales, del Barremiano?-Aptiano? y con espesor de 3.000 m(Ganaefa/., 1996; Wall ef al., 1996). Esa correlación se mantiene hacia el este en el área de Til Til (Wall et al., 1999). Sin embargo al sur, en el área Talagante-San Francisco de Mostazal, la Formación Veta Negra disminuye su espesor a 800 m; por otra parte, la Formación Las Chucas, suprayacente de la anterior, presenta en sus niveles inferiores también 800 m de lavas andesíticas de tendencia alcalina, lavas dacíticas, domos y tobas riolíticas con edades U-Pb cercanas a 110 Ma (Selles y Gana, 2001). Estos niveles inferiores de la Formación Las Chucas serían correlacionables por litología y edad con los niveles más altos reconocidos en este mapa para la Formación Quebrada Marquesa (Miembro 2, facies 2b).Ambiente depositacional. Las rocas del Miembro 1 de la Formación Quebrada Marquesa, se habrían depositado en una cuenca segmentada de tipo hemigraben, limitada hacia el oeste por un sistema de fallas de relevo, representado en este mapa por las fallas El Álamo y El Cobre. Dichas fallas tendrían el atributo de fallas de crecimiento. Esta idea es compatible con la distribución de las brechas epiclástic; que constituyen los niveles inferiores de la Formación Quebrada Marquesa, y cuyos depósit espesor decreciente hacia el este. Estas brechas contienen clastos 'ocoíticos' de litolog componentes volcánicos que caracterizan los niveles

inferiores de la Formación Arqueros; li un alzamiento de la misma por una inversión de las fallas que limitaron su cuenca por el oeste, de extensión que originó los depósitos de la Formación Quebrada Marquesa. Diferencias er de erosión y la subsidencia de la nueva cuenca (Quebrada Marquesa) adyacente al este, hal la ingresión marina somera registrada en los niveles inferiores de la Formación Quebrad; abundancia y espesor de las brechas epiclásticas matriz soportadas, intercaladas con arenisi angulosos y engranando con los depósitos marinos, revelarían una morfología de abanicos ¡ acceden a una cuenca marina somera. Sobre estos depósitos se expone una potente suceí volcánicos andesíticos gruesos, principalmente piroclásticos, con escasas y delgadas sedimentarias terrígenas, lo que implicaría el emplazamiento de un frente volcánico al este fallas de relevo, con actividad principalmente explosiva y que habría colmatado la cuei Marquesa). La predominancia de características de inmadurez en los depósitos sedimen matriz soportadas, guijarros angulosos en las areniscas, escasez de conglomerados y rocas sugieren un régimen de precipitaciones espaciadas y torrenciales que favorecen los mecan de detritos y una morfología de conos y llanuras de aluvión, con angostos cauces de flujo p presencia de grietas de secamiento y aparente escasez de fauna y flora en sedimentitas lací un clima más bien árido y templado.

Las rocas que constituyen el Miembro 2 se interpretan depositadas en el entorno evolu' calderas volcánicas. El orden de sucesión litológica de los estratos que constituyen el composición y sus relaciones de contacto, sugieren un nuevo desplazamiento del frente vol este y una evolución progresiva de las características de las cámaras magmáticas en I Asimismo, se puede interpretar comparable con los depósitos resultantes del modelo e' calderas volcánicas, propuesto por Lipman et al. (1978). Las lavas andesíticas y basálticas di basal, se interpretan como productos de estrato volcanes precursores de la actividad de cald< descrito por Henry y Price, 1989). Las rocas sedimentarias de la facies 2(c), con componentes e i volcánicas y engranando con estratos volcánicos, se interpretan depósitos de intracaldera, or proceso de colapsos parciales sucesivos (semejante a lo descrito por Giannetti, 2001). Las ig facies 2(b), representarían la culminación de la actividad explosiva del evento de caldera.

INTRUSIVOS GRANÍTICOS A DIORÍTICOS Kigd (122-110 Ma; Cretácico Inferior alto) (Emparan y Pineda, 2000)

Definición y relaciones de contacto. Rocas plutónicas de composición dioritoide a granitoi predominio areal de las primeras. Preferentemente son de textura de grano grueso a medio, porfírica, en los dioritoides y de grano fino en los granitoides. Su color en las primeras es predo pardo con tonalidades rojas a grises, y en las segundas es gris (con tonalidad clara o ros; Comprende dioritas de piroxeno-anfíbola, de piroxeno y de anfíbola; monzodioritas de anfíbola-p y de anfíbola-piroxeno; monzogranito de anfíbola-biotita. Forman plutones compuestos y simp variable de 6-120 km2. También presentan rocas de falla asociadas a la Falla Romeral (Emparan y estas presentan aspecto bandeado, seudoclástico o porfiroclástico y son de color predor anaranjado, con variaciones a gris (claro y medio); se ha establecido una diferenciación cartogr miloníticas y rocas cataclásticas.

Esta unidad intruye a la Formación Arqueros. A su vez, esta unidad plutonica está intruida por c elongados de las unidades hipabisales Kh y Ksih. Está en contacto por falla (traza principal de Complejo Volcánico Agua Salada y con la unidad plutonica JKd que intruye a dicho complejo.Distribución. Aflora en el lado oriental de la FR, desde la quebrada Lagunillas hasta el extreme forma una angosta franja de 2 km de ancho y 28 km de largo, hasta la quebrada El Ganzo, donde SÍ un plutón compuesto de 10 km de ancho y 16 km de largo. También esta unidad se presenta en aflora aisladamente; es un plutón simple que desarrolla un área de metamorfismo de contacto, cercano al pueblo Tambillo, con 2 km x 3 km.

Litología. En esta unidad se han distinguido 3 facies para el área de este estudio, cuyas características se describen acontinuación (cinco facies descritas anteriormente para esta unidad b, c, e, f y g, afloran solo al norte de este mapa; Emparan y Pineda, 2000):

Facies (a). Constituida por dioritas de piroxeno, dioritas de anfíbola y dioritas de piroxeno-anfíbola. Se exponen principalmente entre las quebradas del Ingenio y Los Chuecos-Higuerillas, y forman parte del plutón compuesto del extremo sur del mapa. Son preferentemente de grano grueso y textura porfírica, con cristales tabulares de plagioclasa de hasta 13 mm de largo; las plagioclasas presentan avanzada albitización e intensa alteración de esmectitas-caolinita-clorita-calcita-limonita que les confieren una tonalidad rosácea y apariencia monzodiorítica; los minerales máficos se muestran como seudomorfos reemplazados por los

minerales de alteración. Los afloramientos son de colores rosado pardusco y gris rosáceo, predominantes.

Facies (b) y facies (c), afloran al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 2000).Facies (d). Constituida por monzodioritas de anf íbola-biotita, predominantemente, pero

también variedades de anfíbola-piroxeno-biotita y anfíbola-piroxeno; como mineral accesorio presentan apatito, pero no se ha logrado detectar circón. Afloran en una franja adyacente a la FR, y forman parte del plutón compuesto del extremo sur del mapa. Son rocas de grano medio a grueso y de color pardo claro; la plagioclasa, en cristales subhedrales, en algunos lugares exhibe flexura de sus maclas; la ortoclasa es intersticial, formando textura polkilítica con la plagioclasa en algunos lugares y en otros con textura pertítica; el cuarzo, intersticial; la anfíbola, fresca, en cristales subhedrales o bien actinolitizada, intersticial y en la periferia de cristales de piroxeno; el piroxeno, en cristales subhedrales, con anfíbola en los bordes; la biotita, en cristales subhedrales parcial a totalmente reemplazada por clorita. Para esta facies, en un lugar cercano a la Estación Pejerreyes, para la misma muestra se obtuvo edades mediante dos métodos radiométricos: K-Ar en biotita de 122±3 Ma; "ArPAren biotita de 121,8±0,8 Ma, edad de isócrona.

Facies (e), (f) y (g), afloran al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 2000).Facies (h). Constituida por monzogranito de anfíbola y biotita, de grano fino

predominantemente, con variaciones muy locales a grano medio y grueso, o tendencia porfírica. Forma el cerro El Diablo donde están sus mejores exposiciones. Su color varía de gris rosáceo a rosado y está formada por cristales subhedrales; la ortoclasa, con textura pertítica, exhibe moderada alteración a esmectita; la plagioclasa presenta moderada alteración a esmectita y sericita; la anfíbola, levemente clohtizada y con escaso piroxeno relicto; la biotita, fresca; accesorios, turmalina y escasos circones. Es la facies que caracteriza al pequeño plutón (<7 km2) situado al sureste del pueblo Tambillo; en este lugar, para la misma muestra, se obtuvo edades mediante tres métodos radiométricos: K-Ar en biotita de 122±3 Ma; 40Ar/39Ar en biotita de 120,9±1,1 Ma, edad de plateau, que es concordante con la isócrona inversa para la cual se obtuvo un intercepto atmosférico (Pérez de Arce y Matthews, 2006, com. escrita) y U-Pb en circón de 110,7±5,1 Ma; pero esta última, muestra discordancia en la curva de isócrona y un MSWD de 83, muy alto, por lo cual se consideraron las edades en biotita cercanas a la cristalización (Pérez de Arce y Matthews, 2003, com. escrita).

Las rocas de esta unidad están afectadas por la actividad del Sistema de Fallas Romeral (SFR), que origina la formación de milonitas y una franja de rocas cataclásticas adyacente en el lado oriental de las milonitas. Las rocas de falla de esta unidad se exponen desde la quebrada Lagunillas hasta poco al norte de la Estación Recoleta.

Las rocas miloníticas de la Falla Romeral se exponen entre las quebradas Lagunillas y El Sauce. En los afloramientos, su aspecto general es de afanitas bandeadas de color general pardo anaranjado a rocas porflroclásticas de color gris medio, correspondientes a milonitas y protomilonitas, respectivamente. Las milonitas son de biotita (muy fina), y presentan bandas alternadas blanco anaranjado y gris oscuro o gris muy claro, con ancho de 0,3-2,5 mm; la foliación varía de N8°W con 68°E en el sector norte a N13°W con 86CE en el sector sur. Las protomilonitas son de anfíbola, con aspecto porfiroclástico o también de grano fino ycolorgris claro; varían en textura alternativamente, de 12-15% de porfiroclastos blancos de 0,5-9 mm a 7-10% de porfiroclastos negros de 0,2-2,5 mm; matriz de apariencia afanítica.Las rocas de lafranja cataclástica presentan diversos grados de deformación expresada macroscópicamente en intensofracturamiento, orientación de cristales, bandeamiento y texturas seudoclásticas. Al microscopio, se observan maclas flectadas, maclas de crecimiento, clivajes flectados, cristales deformado: y flectados, desarrollo de matriz portrituración de cristales, recristalización, migración de bon rotación de cristales, texturas micropertitíca y granofírica. Se reconocen principalmente cataclásticas de piroxeno-biotita, de grano medio a grueso, de color pardo claro y gris cataclásticas de anfíbola-piroxeno y de piroxeno-biotita, de grano fino, de colores pare anaranjado, claro) y gris (pardusco,claro); cataclasitas porfiroclásticas de color rosado: bandeadas gris claro y ocre anaranjado, que son escasas y forman franjas de pocos metro: foliación norte-sur y vertical en el cerro Quitallaco), las que son incluidas en esta facies, debid levantamiento; monzodioritas cuarcíferas cataclásticas de anfíbola-piroxeno, de grano rr monzogabro cataclástico de piroxeno-olivino-biotita, de grano grueso, de color pardo anaran frente a Romeralcíllo en el extremo sur del mapa. En una monzodiorita cataclástica de p expuesta en la quebrada La Verdina frente a Panulcillo, para la misma muestra, se obtuvo ec

dos métodos radiométricos: K-Ar en biotita de 124±3 Ma; 40Ar/39Ar en biotita de 115,9±1,2 Ma, e inversa; el intercepto de esta última indica un gran exceso de 40Ar en la biotita (Pérez de Arce y l\ com. escrita), lo que explica la edad más antigua obtenida por el método K-Ar. En el lado norte Panulcillo, se obtuvo una edad 40Ar/39Ar en anfíbola de 115,0±1,4 Ma (isócrona inversa), pa obtenida cerca del límite de la facies; en este caso el intercepto indica un leve exceso de 40fi (Pérez de Arce y Matthews, 2003, com. escrita). En un monzogabro cataclástico de piroxenc frente a Romeralcillo, se obtuvo edad 40Ar/39Ar en biotita de 113,1 ±2,4 Ma, edad de isócrona

Edad. En el plutón compuesto del extremo sur del mapa para la facies (d), en la misma muí edades K-Ar en biotita de 122±3 Ma y 40Ar/39Ar en biotita de 121,8±0,8 Ma, edad de isócrona, plutón simple del sector central del mapa para la facies (h), en la misma muestra, se obtuvo Í biotita de 122±3 Ma y 40Ar/39Ar en biotita de 120,9±1,1 Ma, edad de plateau. Estas edades cercanas a la cristalización.

Por otra parte, en las rocas cataclásticas de esta unidad se han obtenido edades 40Ar/39/ 115,9±1,2 Ma y 113,1 ±2,4 Ma, y en anfíbola de 115,0±1,4 Ma; todas edades de isócrona ii interpretan como la edad de la cataclasis.

Anteriormente, para esta unidad, al norte de este mapa, se obtuvo edades K-Ar en biotita de 122±3,120±7,115±3,111 ±3, y 111 ±3, Ma; edades K-Ar en anfíbola de 110±5 y 110±6 Ma (Emp 2000). La distribución geográfica de las edades señala una tendencia a edades más jóvenes Sin embargo, de acuerdo a la información obtenida en La Verdina, las edades K-Ar en bioti 122 Ma, probablemente reflejan un exceso de 40Ar en la biotita.

De esta manera, las edades radiométricas interpretadas cercanas a la cristalización par se sitúan en el rango 122-110 Ma, que corresponde a un Cretácico Inferior alto.

INTRUSIVOS HIPABISALES DACÍTICOS-ANDESÍTICOS Kih (107-103 Ma; Cretácico Inferior tardíc unidad)

Definición y relaciones de contacto. Rocas hipabísales de composición dacítica y andesítica, preferentemente de textura porfírica. La facies dacítica comprende: pórfidos dacítici biotita y de anfíbola, y dacitas de anfíbola-biotita, y de anfíbola, con variedades porfíricas fluidales; su color varía del pardo claro al gris y al blanco, con tonalidades amarillas y anaranji dacítica se caracterizan por la persistencia de la biotita y los cristales de cuarzo como mineral: del circón como mineral accesorio y de la calcita como alteración. La facies microdiorít comprende: pórfidos microdioríticos de piroxeno y de anfíbola; pórfidos andesíticos de anfíl de piroxeno-anfíbola, y de piroxeno; andesitas porfíricas de piroxeno, y de piroxeno-anfíbol; son gris y pardo, con diversas tonalidades asociadas a la alteración local; esta facies se car; piroxeno y la alteración de hematita. La facies dacítica forma stocks y filones, y la facies i andesítica solo stocks, ambas con diques asociados a esos cuerpos; su tamaño varía de general, cada cuerpo está formado por una sola facies, pero en el sector de los cerros Varillar se emplaza un stock constituido por ambas facies.

Esta unidad intruye a laformación Quebrada Marquesa. A su vez, la unidad está intruida por diques y un stock de la unidad hipabisal Kh. Está en contacto porfalla (Falla El Cobre) con la unidad plutonica Kigd.

Distribución. La unidad aflora al este del sistema de fallas de relevo El Álamo-EI Cobre, preferentemente en el borde oriental del mapa. Los intrusivos de esta unidad se concentran en una franja norte-sur, entre el cerro La Campana (poco al norte de la latitud de Andacollo) y el valle del río Hurtado; en este sector predomina la facies dacítica. Aisladamente, aflora un stock de esta unidad adyacente a la Falla El Cobre (sector El Cobre), equidistante de La Caldera y el Embalse Recoleta, que está constituido por la facies microdiorítica-andesítica.Litología. Las dos facies de esta unidad presentan las siguientes características petrográficas: Facies (a). Constituida principalmente por pórfidos dacíticos de anf íbola-biotita; presentan fenocristalesde plagioclasa subhedral, con moderada a fuerte alteración a sericita y esmectita y caolinita, anfíbola en seudomorfos reemplazados por calcita y hematita-magnetita o euhedral con bordes levemente limonitizados, biotita subhedral con coronas de reacción de magnetita, frecuentemente fresca, y, en parte, con inclusiones de calcita, ceolitas y minerales opacos, cuarzo en cristales preferentemente circulares con embabiamientos; masa fundamental feisítica y microfelsítica, con moderada alteración a esmectita y parcialmente calcitizada. También se

exponen pórfidos dacíticos de anfíbola, dacitas porfíricas de anfíbola-biotita, de anfíbola, y dacitas afaníticas y fluidales. Estas últimas variedades afloran en las facies de borde de los stocks. Para esta facies se obtuvo edades K-Ar en biotita de 107±3 Ma, en cuatro lugares distintos: al norte del cerro Varillar, al oeste del cerro La Cantera, en el camino a la Cuesta de Piedra y en el sector Las Guías. En el stock expuesto en el sector de la mina Poquitito, para una muestra se obtuvo edades por 3 métodos radiométricos: K-Ar en biotita de 110+3 Ma, U-Pb en circón de 103,4±2 Ma y 40Ar/39Ar en anfíbola de 102±3,4 Ma; la edad K-Ar resulta ser un valor'envejecido' por exceso de 40Ar en la biotita (Pérez de Arce y Matthews, 2001, com. escrita). En un pequeño stock al norte de la Cuesta de Piedra, se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 105±3 Ma.

Facies (b). Esta facies presenta una variación de su composición asociada a su distribución areal. En el borde oriental del mapa, se caracteriza por la persistencia de la anfíbola como mineral máfico, acompañada por piroxeno. Está constituida por pórfidos andesíticos de anfíbola-piroxeno, de anfíbola, de piroxeno-anfíbola y pórfido microdiorítico de anfíbola. Estos contienen fenocristales de plagioclasa, con moderada a fuerte alteración a esmectita, caolinita e illita, en parte albitizada y calcitizada, y anfíbola, en seudomorfos reemplazados por limonita, minerales oxidados de Cu y calcita; la masa fundamental es intergranular, formada por plagioclasa, con moderada alteración a esmectita, con limonita, malaquita y crisocola, intersticiales. Esto se observa en la facies andesítica del gran stock situado en el lado oeste del cordón de los cerros Cantera y Varillar y en los cuerpos menores de esa composición, algunos de los cuales presentan cristales de cuarzo. En cambio, el extenso stock que se sitúa aisladamente al oeste, se caracteriza por la presencia de piroxeno como mineral máfico; el stock está constituido por pórfido microdiorítico de piroxeno, andesita porfírica de piroxeno, pórfido andesítico de piroxeno y andesita basáltica glomeroporfírica de piroxeno; las andesitas son del borde del stock. En este stock, se obtuvo una edad K-Ar en roca total de 105+3 Ma.

Edad. Para esta unidad, se han obtenido 7 edades radiométricas consideradas válidas, en los intrusivos de la facies dacítica expuesta en el cordón de los cerros Varillar-Cantera. En el stock situado al norte del cerro Varillar, en dos lugares se obtuvo dataciones K-Ar en biotita con idéntico resultado 107±3 Ma; en el stock ubicado al oeste del cerro Cantera se obtuvo una edad K-Ar en biotita también de 107±3 Ma; en el filón del camino a Cuesta de Piedra, se obtuvo la cuarta edad K-Ar en biotita de 107±3 Ma; en el pequeño stock situado en una hoyada al norte de la Cuesta de Piedra, se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 105±3 Ma; en el stock expuesto en el sector de de la mina Poquitito, para la misma muestra se obtuvo edades U-Pb en circón de 103,4+2 Ma y 40Ar/39Ar en anfíbola de 102±3,4 Ma. Por otra parte, para la facies microdiorítica-andesítica, se obtuvo una edad K-Ar en roca total de 105±3 Ma, en el stock expuesto en el sector de El Cobre.

Los resultados radiométricos, indicarían una edad cretácica inferior tardía (107-103 Ma) para esta unidad.

Correlación. Los intrusivos dacíticos, por composición y edades similares, se correlacionan con las ignimbritas de la facies (b) del miembro 2 de la Formación Quebrada Marquesa. Al menos en parte, representarían eventos contemporáneos.

INTRUSIVO DE TABLALALUME Kit (106-103 Ma; Cretácico Inferior tardío) (Llaumett et al . , 1975)

Definición y relaciones de contacto. Originalmente, fue definido como un 'batolito' que 'consist rocas granodioríticas tonalíticas y dioríticas', expuesto en el sector noreste del distrito minero Andacollc el sector central de este distrito, Llaumett eta l . (1975) reconocieron un pórfido tonalítico denominado 'Pó Andacollo', mineralizado y alterado, que relacionan espacial y genéticamente con el yacimiento de c porfídico de la mina Carmen de Andacollo. Señalan que

al oeste de la falla Andacollo, el 'Pórfido' se pres como apófisis y cuerpos alargados de dirección preferencial NNW. Asimismo, sugieren que el 'Pó Andacollo' puede ser una fase del 'Intrusivo de Tablalalume' (Llaumett et al . , 1975). Consideranc continuidad geográfica y petrográfica de afloramientos, en este estudio se integraron en una unidaí diversos afloramientos intrusivos relacionados por Llaumett ef al . (1975). Se presenta como un pl compuesto, con dos facies principales: a) diorita cuarcífera de anfíbola-biotita y b) granodiorita de anfíl biotita. Esta unidad intruye las rocas de la Formación Quebrada Marquesa y representa un evento intri previo a la culminación de la secuencia estratigráfica comprendida en esa formación; esta relació procesos geológicos fue sugerida anteriormente por Oyarzún et al . (1996).

Distribución. Al norte de la ciudad de Andacollo, se expone como un plutón compuesto, en un aproximada de 4 km x 6 km; en ella, se emplazan minas con explotación aurífera artesanal. Poco al si esa ciudad, exhibe una composición más uniforme y se presenta como un stock de aproximadamente 2 En la periferia de la zona con alteración hidrotermal, se sitúa un conjunto de vetas auríferas de rumbo 60°W (Llaumett eta l . , 1975; Reyes, 1991; Oyarzún etal . , 1996).

Litología. Esta unidad presenta dos facies principales, la primera expuesta tanto al norte como al si Andacollo y la segunda solo al norte.

Facies (a) Constituida por dioritas cuarcíferas de anfíbola y biotita (± biotita), de colores pardo muy y gris claro parduzco. Constituyen la mayor parte del sector compuesto que aflora al norte de Andacollo, i la quebrada Andacollo y los cordones del lado norte de la quebrada Los Potreros. Su textur predominantemente porfírica gruesa, con fenocristales de plagioclasa y anfíbola (con cristales de hasl mm); a aquellos de grano grueso les corresponde una masa fundamental de grano medio que con plagioclasa subhedral, con leve alteración a sericita y esmectita anfíbola subhedral y euhedral, b subhedral, cuarzo y ortoclasa intersticiales, apatito, esfeno y circones; los fenocristales de grano medio 6 acompañados por una masa fundamental de grano fino. En pocos lugares se exponen texturas unifoi de grano fino a medio o de grano fino. En los bordes de intrusión se desarrolla una textura de pe microdiorítico o diorítico con masa fundamental microgranular o de grano muy fino, respectivamente numerosos lugares se presentan vetillas de turmalina con ancho <1 mm, que en parte forman enreja pueden estar acompañadas por cúmulos de minerales oxidados de Cu o más frecuentemente, arsenoi y pirita diseminadas; en otros lugares se exponen vetillas de cuarzo con limonita roja y especularita y diseminada; también se emplazan vetas de calcita bien cristalizada, que asimismo forma cúmulos de h 10 cm de diámetro, con diseminación de cristales de arsenopiñta de hasta 1 cm de arista (e.g. , minas N. 1 y Nancy 2). En todos esos lugares se sitúan minas de nivel artesanal para explotación aurífera. Para facies en la misma muestra, se obtuvo edades 40Ar/39Ar en Anfíbola de 105,7±0,8 Ma y K-Ar en biotita de 1' Ma.

Facies (b). Forma el sector sureste del plutón situado al norte de Andacollo. Como granodiorit anfíbola y biotita, de grano medio, su color es gris claro pardusco y en parte gris claro rosáceo. constituida por plagioclasa subhedral con moderada alteración a sericita, caolinita y leve a esmet Tiene ortoclasa y cuarzo intersticiales, anfíbola, biotita, y abundante magnetita, subhedrales, y esfe apatito como minerales accesorios. En el borde del plutón se presenta como afanita de color ble rosáceo o blanco, y en parte como granodiorita de anfíbola y biotita de grano muy fino y color pardo el en ese sector (cabeceras de la quebrada Chépica), en el contacto con el plutón se desarrolla un áreí intensa silicificación en las rocas de caja. Presenta pátinas de minerales oxidados de Cu y disemina de pirita y calcopirita, en los afloramientos cercanos a la quebrada Andacollo. Alberga un área alteración argílica, situada en las cabeceras de la quebrada Los Sapos; adyacente a esta, presenta la intrusión de una cúpula de pórfido diorítico de anfíbola con 80-100 m de diámetro; diques similares de hasta 30 m de ancho, intruyen esta facies en otros lugares. Dentro de esta facies se sitúan algunas minas de explotación aurífera artesanal. En el lado norte de la quebrada Andacollo, se obtuvo una edad 40Ar/39Ar (de plateau) en biotita de 106,2±0,8 Ma, y en la misma muestra, una edad K-Ar en biotita de 110±3 Ma. En el stock situado al sur de la ciudad de Andacollo, exhibe características cataclásticas, por estar en la franja de deformación de las fallas Andacollo y La Caldera; se presenta como un pórfido granodiorítico cataclástico de biotita, con plagioclasa subhedral, en parte deformada, con moderada alteración a sericita yfracturas rellenas con esmectita y limonita, biotita subhedral fuertemente recristalizada, como fenocristales; masa fundamental de textura sacaroidal, formada por cuarzo recristalizado con biotita secundaria intersticial, vetillas de cuarzo de hasta 1,5 mm de ancho y microvetillas con limonitas; para estas rocas se logró una edad U-Pb en circón de 103,3±0,9 Ma, en el pit de mina Carmen.

Edad. Se obtuvo edades 40Ar/39Ar de 105,7±0,8 Ma, en anfíbola, para la facies (a), y de 106,2±0,8 Ma, en biotita para lafacies (b), que se interpretan como edades cercanas a la cristalización; la edad U-Pb en circón de 103,3±0,9 Ma, lograda para las facies (b), en el pit de mina Carmen se interpreta de cristalización.

COMPLEJO INTRUSIVO CERRO EL CHIVATO Kgac (ca. 103 Ma; Cretácico Inferior tardío) (Emparan y Pineda, 1999)

Definición y relaciones de contacto. Rocas ígneas cuya composición varía de monzón ítica cuarcífera a diorítica-andesítica, principalmente. Su textura varía de grano medio, hipidiomórfica granular, a afanítica, con predominio de las variedades porfíricas; predominan la anfíbola y el piroxeno como minerales máficos. Las variaciones entre los diversos tipos petrográficos y texturas son graduales y se registran en cortas distancias. Se caracterizan por una alteración propilítica que varía de leve a mediana y en ciertos sectores es intensa; clorita y epidota se presentan de manera penetrativa, reemplazan fenocristales, forman cúmulos, pátinas en fracturas, rellenan amígdalas y forman vetillas; con frecuencia están acompañadas por limonita diseminada y como pátinas en fracturas y por calcita reemplazando cristales. Donde la alteración es intensa se presentan pirita yespecularita, diseminados y en vetillas. Sus afloramientos presentan en varios sectores áreas de alteración hidrotermal argílica y tilica, en las cuales se sitúan numerosas minas; en las minas predominan los minerales oxidados de Cu. Las rocas del Complejo son de colores pardo (claro, grisáceo, anaranjado), gris (claro, pardusco, medio, oscuro) y verde. La distribución de sus afloramientos es semejante a un stock compuesto con elongación norte-sur, ancho muy variable y contorno muy irregular, con un tamaño >25 km2.

Esta unidad intruye a la Formación Quebrada Marquesa. A su vez, la unidad está intruida por la unidad plutonica Kmd y por la unidad hipabisal Ksih.

Distribución. La unidad aflora en el borde nororiental del mapa, desde el cerro El Chivato hasta la quebrada La Cortadera. Se expone en longitud de 16 km, con un ancho variable de 1-5 km. Sin embargo, sus afloramientos se continúan fuera de los límites del mapa, hacia el norte en el Área Condoriaco-Rivadavia (Emparan y Pineda, 1999) y hacia el este en el Área Vicuña-Pichasca (Pineda y Emparan, en preparación).

Litología. Este Complejo comprende los siguientes tipos litológicos: monzonitas cuarcíferas de anfíbola-piroxeno, de grano fino a medio, de colores pardo grisáceo y gris pardusco; pórfido andesítico de anfíbola, decolores gris pardusco, pardo rojizo y verde; pórfido diorítico cuarcífera de piroxeno-anfíbola, de colores gris oscuro y pardo claro; dioritas de anfíbola de grano fino a muy fino, de colores gris medio y pardo claro; pórfido andesítico de piroxeno-anfíbola, de colores gris claro, gris pardusco y pardo anaranjado; andesita porfírica de anfíbola, de colores pardo claro, pardo grisáceo y pardo anaranjado; monzodioritas de anfíbola-piroxeno, de grano fino a muy fino, de colores pardo claro, pardo amarillento y rosado pálido; afanitas andesíticas de colores gris oscuro, gris medio y verde grisáceo; diorita de anfíbola-piroxeno-biotita, de grano medio y color gris medio, en la cual se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 103±3 Ma.

Edad. Para esta unidad, se ha obtenido una sola edad radiométrica K-Ar en biotita, de 103±3 Ma, que se interpreta cercana a la cristalización. Esta edad se obtuvo de una diorita de piroxeno, anfíbola y escasa biotita, expuesta en las cabeceras de la quebrada Los Sapitos, en el extremo sur de la franja de afloramientos. Esta edad es concordante con las relaciones de contacto de esta unidad y permite asignar a este Complejo una edad Cretácico Inferior tardío (ca. 103 Ma).

CRETÁCICO INFERIOR-CRETÁCICO SUPERIOR

ESTRATOS DE QUEBRADA LA TOTORA Kqlt (Albiano medio-Cenomaniano) (Emparan y Pineda, 1999)

Definición y relaciones de contacto. Secuencia sedimentaria continental, definida en el Án Rivadavia (Emparan y Pineda, 1999), vecina en el vértice noreste de este mapa. En su localid a los miembros 1 y 2 de la Formación Viñita, sensu Aguirre y Egert (1965); allí está constituida p inferior (facies (a)) formada por conglomerados y areniscas, de color pardo y 500 m de esp sobreyace una sección superior (facies (b)) formada por areniscas calcáreas amarillas, ce espesor, que sirven de base a calizas estromatolíticas, de 10 a 50 m de espesor, lacustres, q

contienen gastrópodos indeterminados (Aguirre y Egert, 1965). En este mapa se expone sol afloramiento de las areniscas amarillas de la facies (b), pero con mayor espesor.

Esta unidad está en contacto por falla con la Formación Quebrada Marquesa, en este map techo expuesto.

Distribución. La unidad aflora en el borde suroriental del mapa, en el lado sur de la quebra El afloramiento tiene una longitud aproximada de 700 m y un ancho máximo de 300 m. Los continúan hacia el oriente, con un desarrollo notable en la hoja adyacente, Vicuña-Picha; Emparan, en edición).

Litología. Los afloramientos en este sector, corresponden a areniscas finas, arcósicas, grar y de color amarillo; su espesor estimado es de 80 m, macizas, sin estructuras internas.

Edad. En el Área Vicuña-Pichasca, adyacente, estos estratos sobreyacen en discordancia a Quebrada Marquesa y subyacen, en aparente concordancia, a una ignimbrita datada en mínima), de la Formación Viñita. Estas relaciones de contacto permiten sugerir una edad en el r medio-Cenomaniano para los Estratos de Quebrada La Totora.

Correlación. Las areniscas de esta unidad se correlacionan con las areniscas amarillas, qui a las capas con manganeso de la Formación Quebrada Marquesa (Thomas, 1967).

CRETÁCICO SUPERIOR

INTRUSIVOS MONZONÍTICOS A DIORÍTICOS Kmd (97-95 Ma; Cretácico Superior temprano) (Emparan y Pineda,1999)

Definición y relaciones de contacto. Rocas plutónicas de composición monzodiorítica. Prefe son de textura de grano grueso; se caracterizan por la persistencia de biotita, anfíbola y ci minerales esenciales y de esfeno como mineral accesorio. Su color en las facies monzodiorítlc gris muy claro al rosado. En los afloramientos de este sector, es común un moteado gris oscí la abundancia de enclaves máficos. Comprende: monzodioritas cuarcíferas de biotita-anfíbolay biotita; diorita cuarcífera de anfíbola-biotita-piroxeno y monzonita de anfíbola. Forman plutones i y simples de tamaño variable de 2-170 km2.

Distribución. Aflora en el sector nororiental del área, desde su borde norte hasta el sector t Chepiquilla, poco al sur de la ciudad de Andacollo. Constituye un plutón compuesto de forma el extremo norte del mapa; este plutón ocupa un área aproximada de 170 km2, que comprende la quebrada Talca y cordones situados al oeste de aquella. También forma un stock con un are en el borde del mapa entre las quebradas Calabozo y Calabozo Chico. En el plutón de la quebrad se sitúan numerosas minas de cuarzo y algunas explotaciones auríferas.

Litología. En esta unidad se han distinguido 3 facies para este estudio, cuyas características S Í a continuación (la facies (c) descrita anteriormente para esta unidad, aflora sólo al noreste de < Emparan y Pineda, 1999):Facies (a). Constituida por monzodioritas cuarcíferas de biotíta-anfíbola y de anfíbola-biotita medio a grueso, cuyo color varía de gris muy claro a rosado. Presenta plagioclasa subhedral fresca, en parte con leve alteración a esmectita y sericita, y localmente con leve deformación de las maclas; ortoclasa intersticial ysubhedral, levemente pertítica, con leve alteración a esmectita; cuarzo intersticial, que localmente alcanzan el límite con las granodioritas; biotita subhedral, con leve cloritización; anfíbola subhedral, con piroxeno relicto; como mineral accesorio esfeno. Sus afloramientos se caracterizan por la abundancia de enclaves máficos de color gris oscuro que alcanzan 20 cm de largo. Localmente, presentan transiciones de carácter muy local, a diorita cuarcífera de biotita-anfíbola-piroxeno, con sus minerales máficos orientados; la plagioclasa subhedral, con fracturamiento y fuerte deformación de las maclas, y leve alteración a sericita y esmectita; cuarzo intersticial, con recristalización; ortoclasa intersticial; biotita subhedral, muy deformada, con prehnita en clivajes y, en parte, cloritizada; anfíbola en cristales subhedrales de moda 2,0 mm, con calcitización y cloritización parcial; anfíbola y piroxeno, subhedrales, con calcitización y cloritización parcial; presenta vetillas micrométricas con clorita, calcita y biotita secundaria; esta variedad no presenta enclaves (sector quebrada Los Sapos). Esta facies se expone sólo en el sector central del plutón de la quebrada de Talca y constituye la mayor parte de él. En una muestra del sector Aguada El Sauce, se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 97±2 Ma, concordante con una edad U-Pb de

97,1 ±0,3 Ma, en circones de la misma. También se obtuvo edades K-Ar en biotita de 96±2 Ma en el cerro Blanco y de 95±2 Ma en el sector Hinojal; en este último, al microscopio se revela cierto grado de deformación cataclástica que podría causar algún gradode pérdida de argón (deformación intracristalina; PasschieryTrouw, 1996; Parry eta l . , 2001) y la última edad se interpreta como mínima.

Facies (b). Constituida por monzonita cuarcífera de anfíbola, con escasa biotita, de grano grueso con tendencia porfírica a grano muy fino. El color predominante es rosado, pero varía a gris oscuro rosáceo en los bordes de transición a la facies de contacto; presenta plagioclasa subhedral, con moderada alteración a esmectita-illita; ortoclasa intersticial y subhedral, con moderada a fuerte alteración a esmectita, en parte con textura gráfica y pertítica; cuarzo intersticial y formando textura gráfica; anfíbola subhedral, actinolitizada y cloritizada; biotita subhedral, cloritizada; abundante magnetita subhedral; como accesorio esfeno. Se expone en un área aproximada de 2 km2, en la cabecera de la quebrada Cruz de Caña, en medio de la aureola de metamorfismo termal del plutón y se interpreta como una ventana de este.

Facies (c) aflora al noreste de este mapa, en el Área Condoriaco-Rivadavia (Emparan y Pineda, 1999).

Facies (d). Constituida por diorita de anfíbola con escaso piroxeno, de grano medio a grueso; su color varía de gris claro pardusco a gris pardusco. Presenta plagioclasa subhedral, con moderada alteración a esmectita y sericita; ortoclasa intersticial, con moderada alteración a esmectita; anfíbola intersticial y subhedral, en parte actinolitizada; piroxeno, parcialmente uralitizado; abundante magnetita subhedral; como accesorio apatito. En los afloramientos, las anf íbolas están cloritizadas; también es común en la roca una alteración penetrativa de clorita que varía de leve a intensa, como asimismo epidota formando pátinas en las fracturas; localmente, la epidota, además, constituye cúmulos de hasta 12 cm de diámetro y vetillas discontinuas de 0,5-1,5 cm de ancho. En los sectores de alteración más intensa, se observa pirita diseminada. En esos lugares se presentan vetas de cuarzo con ancho desde 10-35 cm y hasta 5-25 m; las vetastienen arsenopirita y minerales oxidados de Cu; en las de ancho decimétrico se observa una aureola dearsenopirita diseminada; en los sectores de vetas se emplazan minas de oro. Esta facies constituye el borde oriental del plutón compuesto de la quebrada de Talca. También constituye un stock en el sector de las quebradas El Calabozo y el Calabozo Chico, en el borde oriental del mapa.

El plutón de la quebrada de Talca en el borde occidental y sur, presenta una aureola de metamorfismo termal en el contacto con las rocas de la Formación Quebrada Marquesa. Está constituida por rocas con alteración pervasiva de hematita, clorita y cuarzo (silicificación), en las que se reconoce principalmente pórfido andesítico de anfíbola, andesitas afán íticas, microdiorita, andesita porfírica de piroxeno y anfíbola, con transiciones graduales entre los distintos tipos petrográficos. Esas rocas son de color gris, de oscuro amedio, con tonalidades verdosas y rojizas y, con menor frecuencia, de color verde. En algunas localidades se presentan vetillas de epidota, en otras vetillas de cuarzo y en otras, minerales oxidados de Cu y diseminación de pirita y calcopirita. En estos lugares con mayor alteración se ubican minas, aunque son escasas.

Edad. Para esta unidad, en este estudio todas sus edades han sido obtenidas en la facies (a) del plutón compuesto de la quebrada de Talca. En una muestra del sector Aguada El Sauce, se obtuvo una edad U- Pb de 97,1 ±0,3 Ma, en circones, concordante con una edad K-Ar en biotita de 97±2 Ma de la misma muestr el cerro Blanco se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 96±2 Ma; ésta y las anteriores se interpretan como ed de cristalización.

En el sector Hinojal, se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 95±2 Ma; esta edad se interpreta como mil porque la biotita exhibe cierto grado de deformación cataclástica que pudo haber causado algún grac pérdida de argón.

Anteriormente, para esta unidad, al norte de este mapa se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 93± (Emparan y Pineda, 2000); al noreste de esta área, se obtuvo una edad K-Ar en anfíbola de 96±4 Ma (Emp y Pineda, 1999).

La información radiométrica disponible es concordante con las relaciones de contacto e indicaría esta unidad una edad Cretácico Superior temprano (97-95 Ma), en el área de este estudio.

INTRUSIVOS HIPABISALES ANDESÍTICOS BASÁLTICOS-DIORÍTICOS Kh (96- 94 Ma; Cretácico Superior temprano) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Rocas hipabisales de composición andesítica y andesí basáltica a diorítica porfírica y microdiorítica. Sus características texturales permiten separarla en facies muy distintivas en el terreno: una facies (a) de textura porfírica gruesa ('ocoítica'), caracterizad; la cantidad (25-35%) y tamaño de los fenocristales que alcanza 8-22 mm en las plagioclasa y 2-10 mr los mineralesmáf icos, de color gris pardusco predominante, y una facies (b) porfírica media a afanítica, cristales en general <6 mm, de colores predominantes pardo claro y gris pardusco. La facies (a) 'ocoí forma principalmente filones manto, escasos diques y menor cantidad de stocks; su tamaño varía aproximadamente, 8 m de potencia con 600 m de largo, a 100 m de potencia y 8 km de longitud, en los filo y de 2-3 km 2 en los stocks; algunos, con dimensiones menores, podrían ser filones manto. La facie: porfírica-afanítica, forma principalmente stocks, y también diques; los stocks varían en tamaño de 0,í km 2, con formas irregulares, pero con tendencia a una elongación norte-sur, habiendo pe equidimensionales; los diques presentan una gran variedad de tamaños con ancho de 0,6 a 12 m y taml orientaciones diversas.

En el contacto de estos cuerpos hipabisales con las rocas de caja, frecuentemente se presentan minen oxidados de Cu, limonitas y, en parte, calcopirita; se sitúan numerosas minas en esos lugares de cont; (particularmente con las sedimentitas de la facies Kqm1 c).Esta unidad intruye las formaciones Arqueros y Quebrada Marquesa, la unidad plutonica Kigd y la uní hipabisal Kih. A su vez, la unidad está intruida por diques de la unidad hipabisal Ksih.Distribución. La unidad aflora entre la FR y el meridiano de la ciudad de Andacollo, aproximadame en toda la longitud del mapa. La mayor concentración de afloramientos de esta unidad, se sitúa en una frc centrada en el sistema de fallas de relevo El Álamo-EI Cobre.

Litología. Las dos facies de esta unidad presentan las siguientes características petrográficas:

Facies (a). Tiene como máfico el piroxeno, que en algunos cuerpos está acompañado por olivi petrográficamente, varía de andesítica a andesítica-basáltica, notablemente porfírica ('ocoítica'). Compren andesita porfírica de piroxeno, pórfido andesítico de piroxeno, pórfido andesítico basáltico de piroxe olivino, andesita porfírica basáltica de piroxeno-olivino, basalto de piroxeno-olivino, microdiorita piroxeno. Su color es predominantemente gris pardusco, moteado de blanco por los fenocristales plagioclasa; también, presenta color pardo moteado de blanco, con tonalidades grisáceas, verdosa rojizas. Esta facies presenta las características texturales siguientes: Fenocristales compuestos de 22-2 de plagioclasa de 0,25-22 mm; 3-5% de piroxeno de 0,2-10 mm; 1-2% de olivino. Masa fundamental q en los pórfidos, varía de intergranular e intergranular seriada y en las andesitas porfíricas es pilotaxítica. los filones de mayor potencia, se observa una notoria disminución del tamaño de los fenocristales hacia bordes; también, otros cambios texturales, como el desarrollo de una franja de aspecto brechóse microdiorita de piroxeno en el contacto. Los pórfidos constituyen los filones de mayor tamaño; particularmei los dos mayores; uno, andesítico de piroxeno, bien expuesto en la quebrada Agua del Minero, desde el lado norte de la quebrada Maitencillo hasta el sector de Santa Ana, y el otro, andesítico-basáltico de piroxeno-olivino, expuesto en la base del escarpe de la cuesta Andacollo-La Caldera, desde la quebrada La Caldera hasta la cabecera de la quebrada Yeguín. Las andesitas porfíricas de piroxeno y las andesitas porfíricas basálticas de piroxeno-olivino, constituyen los tres stocks, en las cabeceras de la quebrada Gordiana, en el curso medio de laquebrada La Caldera y en la confluencia de aquella con la quebrada El Cobre. Estas andesitas también forman diques y filones menores. Basalto de piroxeno-olivino, constituye un filón de 3-5 m de potencia que intruye sedimentitas en el lado oriental de la Falla El Álamo, sector norte de La Caldera. Por otra parte, en un filón adyacente al extremo sur de la Falla El Álamo, en el sector de La Caldera, la roca es una cataclasita (seudotaquilita), cuyos fenocristales de plagioclasa muestran fallamiento y flexión de las maclas, trituración y microbrechización de los cristales, con una masa fundamental vitrea (recristalizada), lo que sugiere un movimiento de la falla contemporáneo o posterior a la intrusión.

Facies (b). La facies porfírica-afanítica petrográficamente varía de diorítica a andesítica. Comprende pórfidos dioríticos de anfíbola, piroxeno-anfíbola, piroxeno y anfíbola-piroxeno; pórfidos andesíticos de anfíbola, anfíbola-piroxeno, piroxeno-anfíbola y de piroxeno; dioritas de anfíbola-piroxeno, predominantes, y de piroxeno, que se exponen en el centro de los stocks;

andesitas porfíricas de anfíbola-piroxeno, piroxeno-anfíbola y de anfíbola, como asimismo andesitas afaníticas, que constituyen las facies de contacto de los stocks. Los minerales máficos de esta facies son anfíbola y piroxeno, con mayor frecuencia del primero; en esta facies es común la alteración de hematita y/o magnetita, reemplazando a los minerales máficos y/o de carácter intersticial en la masa fundamental. Los colores predominantes son pardo claro y gris pardusco; también se presentan otras tonalidades de pardo (rosáceo, rojizo, medio) y de gris (medio, claro). Esta facies presenta variaciones texturales asociadas al tamaño de los cuerpos y al lugar de observación dentro de ellos. Enel centro de algunos stocks (cerro Peñón Alto, quebrada Yeguín y quebrada La Campana), se encuentran texturas hipidiomórficas granulares que varían de grano fino a grueso, de composición diorítica; en parte, derivan a textura microgranular. En otros stocks, en el centro, la textura es holocristalina inequigranular, de composición diorítica (cabecera de la quebrada Buenos Aires, cabeceras de la quebrada La Caldera, curso de la misma); esta misma textura se desarrolla hacia el borde de los stocks del grupo anterior. En los mismos cuerpos, la variación del tamaño de los cristales conlleva a una textura porfírica andesítica con masa fundamental intergranular. Enel borde de contacto de los stocks, se encuentran andesitas porfíricas con masa fundamental pilotaxítica y andesitas afaníticas de textura intergranular afieltrada, formada por gruesos microlitos de plagioclasa densamente entrelazados, con granulos intersticiales de magnetita. En algunos lugares, muy localmente, la variación textural semeja la facies 'ocoítica'. Otros stocks muy elongados se caracterizan por el predominio de una textura microgranular, como ocurre en el sector Las Cardas. Dentro de un mismo cuerpo varía la cantidad y proporción relativa de los minerales máficos, anfíbola y piroxeno, pudiendo estarausente, localmente, alguno de ellos. Los diques son predominantemente porf íricos, tanto andesíticos como dioríticos, y pocos presentan textura microgranular (microdiorita); la anchura de estos diques está comprendida entre 2 y 12 m.

Edad. Para esta unidad, se han obtenido edades radiométricas solo en la facies Kh (b), seis de ellas en stocks yunaenundique.Se obtuvo edades K-Ar en roca total de 96±3 Ma (cabecera norte de la quebrada La Caldera), 96±5 Ma, 96±5 Ma (dos lugares en la hoyada superior de la quebrada La Caldera), 95±3 Ma (cabecera norte de laquebrada La Caldera), y 94±2 Ma (sector de Las Cardas). En el sector del cerro La Yegua, se obtuvo una edad 40Ar/39Ar en anfíbola de 93,9±1,0 Ma (edad de plateau). En un dique, se obtuvo una edad K-Ar en anfíbola de 95±3 Ma, en las cabeceras de la quebrada Romeralcillo.

Estas edades son concordantes entre ellas y con sus relaciones de intrusión y fueron obtenidas en cuerpos diferentes, en rocas de variada petrografía (pórfido andesítico de anfíbola-piroxeno, de piroxeno-anfíbola, de anfíbola, andesita afanítica y micromonzodiorita) y distintos materiales datados (roca total y anfíbola). Más aún, las dos edades obtenidas en un mismo cuerpo entregaron el mismo valor. Estas consideraciones sugieren que los valores obtenidos son cercanos a la edad del período de cristalización de los diferentes cuerpos que constituyen esta unidad.

La información radiométrica disponible es concordante con las relaciones de contacto e indicaría para esta unidad una edad del Cretácico Superior temprano (96-94 Ma).

INTRUSIVOS HIPABISALES ANDESITICOS-DACITICOS Ksih (83-73 Ma; Cretacico Superior alto) (Emparan y Pineda, 1999)

Definicion y relaciones decontacto. Rocas hipabisales de composicion andesftica(diorftic con textura porfirica predominante. Como minerales maficos, presentan anffbola, piroxeno caracterizan por la persistencia de la anf ibola, que en algunos af loramientos es el unico mineral ma y en escasos lugares esta ausente. En el area estudiada, estas rocas forman diques principalmen stocks muy elongados. Los diques se orientan con rumbo N84°W a N2°W, aunque predomina un N60°W a N12°W; su inclinacion, en general, es hacia el oeste o vertical, variando de60° a 90°; I afloramiento varfa de 450 m a 3 km. Los cuerpos hipabisales elongados se orientan en direccior N30°W; dos de estos, cercanos a Andacollo, tienen longitud de 3-5 km, con un ancho promedio d cuerpo, al noreste de Andacollo, se expone en longitud de 5 km, con ancho promedio de400 m. En ale se observa limonitas, minerales oxidados de Cu, pirita y calcopirita, asociados a estos cuerpos.! al sureste de Andacollo, a los diques se asocia una densa ubicacion de minas, en un sector de m polimetalica, constituida por mercurio y cobre mayormente, y con oro y plata subordinados (Muller, 1991;Oyarzunefa/., 1996).

Esta unidad intruye la formacion Quebrada Marquesa, la unidad plutonica Kigd, el Complejo in El Chivato y las unidades hipabisales Kih y Ka.Distribucion La unidad aflora en la zona centrooriental de la zona, entre el sistema de fallas Alamo-El Cobrey el Iimite oriental. La mayor densidad de afloramientos se situa desdeel meridianc de Andacollo hacia el este, entre las quebradas La Chupalla y Azogue.

Litologia. Las dos facies de esta unidad presentan las siguientes caracterfsticas petrografic;Facies (a). La facies andesftica-diorftica comprende: porfido dion'tico cuarcifero de anf fbola-

bio porfirica de anffbola, porfido andesi'tico de piroxeno, porfido andesftico de anf fbola-piroxenoy ande: Los afloramientos porfiricos son de colores gris (claro, medio, celeste), bianco (amarillento, pardu (claro, rosaceo); los afloramientos afanfticos son de color verde. Esta facies que es principalmei presenta las caracterfsticas texturales siguientes: Fenocristales compuestos de 15-25% de subhedral en parte poikili'tica con piroxeno epidotizadoy moderada alteracion a sericita, caolinitat 10 mm; 5-10% de anffbola, en seudomorfos subhedrales de moda 1,0 mm, calcitizados, epi cloritizados, en parte levemente biotitizada, de 0,5-9 mm; hasta 3% de piroxeno subhedral en parteci a clorita-esmectita de 0,2-3 mm; hasta 2% de biotita, en parte con calcitizacion parcial de 0,2-1,! fundamental que, en los porfidos, varfa de intergranular (dioriticos) a intersertal (andesfticos) y f intersertal en las andesitas porffricas yafaniticas, estas ultimas, calcitizadas. Una caracterfstica note andesitas porffricas, es la presencia de circones de hasta 70 mm.Facies (b). La facies dacftica comprende riodacita porfirica de anffbola y dacita afanftica. Losaf son de colores gris (anaranjado, verdoso, claro, medio), rosado y bianco rosaceo. Present porffricas y afanfticas, con predominio de la variedad afanftica; el mineral mafico componente es Las plagioclasas, subhedrales, tienen moderada a fuerte alteracion a esmectita y sericita; las £ presentan como seudomorfos reemplazados por calcita; la masa fundamental, felsftica y mi exhibe una moderada a intensa alteracion a esmectita y calcita.

Edad. Para esta unidad, se han obtenido edades radiometricas solo en la facies Ksih (a). Para se han logrado dos edades radiometricas K-Ar; una se obtuvo en biotita, de 79±2 Ma, en el stoc que se expone desde el cerro Los Caletones hacia el norte, al norte de Andacollo; intruye la Quebrada Marquesa y la unidad plutonica Kigd. La otra, en roca total de 73±2 Ma, fue obtenidac en el sector de confluencia de las quebradas Maitencillo y Agua del Minero; alii intruye un filon condicion relativamente fresca, al microscopio de los materiales datados y la concordanc relaciones de intrusion, permitirfan interpretar esas edades como cercanas a la cristalizacion.

En la hoja Condoriaco-Rivadavia (Emparan y Pineda, 1999), se obtuvo cuatro edades K-Ar; tr en roca total de 83±3, 77±3 y 76±3 Ma, interpretadas cercanas a la cristalizacion y una ecte plagioclasa de 73±4 Ma, interpretada como minima. La informacion radiometrica disponible escc con las relaciones de contacto e indicaria para esta unidad una edad del Cretacico Superior alto (83-73-Ma).ESTRATOS DE QUEBRADA YUNGAY Kqy (Maastrichtiano) (Emparan y Pineda, 1999)

Definicion y relaciones de contacto. Secuencia volcanica continental, definida en la hoja Condoriaco-Rivadavia, vecina en el vertice noreste de este mapa. En su localidad tipo, esta constituida por dos facies: (a) formada por ignimbritas de color gris claro, macizas; su espesor es de 250 m; en parte, infrayace y engrana parcialmente con la otra facies. Facies (b), constituida por una alternancia de tobas andesfticas y dacfticas, cineriticas y de Ifticos, con intercalaciones de andesitas basalticas, andesitas y dacitas, cuyo espesor es de 300 m. En este mapa se expone solo un pequeno afloramiento de las ignimbritas de la facies (a).Esta unidad se apoya en contacto de erosion y discordancia angular, sobre la Formacion Quebrada Marquesa y no presenta techo expuesto.

Distribucion. La unidad aflora en el sector suroriental del mapa y ocupa la parte alta del cordon, en el Portezuelo La Lenera. Presenta una extension aproximada de 3 km, tanto en direccion este-oeste como norte-sur.Litologia. Los afloramientos en este mapa, con posicion horizontal, corresponden a tobas soldadas daciticas vitreas y de cristales; algunos flujos, con pomez dacfticas y otros con escorias y Ifticos andesfticos. Su espesor aproximado es de 150 m.

Edad y Correlaciones. En este mapa, no se obtuvo datacion de esta unidad. Su relacion de contacto con la Formacion Quebrada Marquesa permite solo asignar una edad posalbiana temprana. En la hoja Condoriaco-Rivadavia, las ignimbritas de la facies(a), entregaron una edad K-Ar en roca total de 64±2 Ma, que se interpreto como edad minima de enfriamiento. Una edad U-Pb en circon de 70±3 Ma, fue obtenida para una ignimbrita de esta unidad poco al sur de la anterior, en la hoja Vicufia-Pichasca (Emparan y Pineda, 1999; Pineda y Emparan, en edicion). En esa hoja, estos estratos sobreyacen en paraconcordancia a la Formacion Los

Elquinos, de edad campaniana-maastrichtiana (Pineda y Emparan, en edicion) y estan intruidos por un stock hipabisal dacftico de edad eocena media-superior (Emparan y Pineda, 1999). Estas relaciones de contacto y la informacion radiometrica, permiten sugerir una edad maastrichtiana para los Estratos de Quebrada Yungay.Los afloramientos de esta unidad, se correlacionan con la unidad Tv, constituida por '...ignimbritas, en parte brechas blancas, se disponen en forma horizontal...', descrita en la Hoja Ovalle (Thomas, 1967).

Ambiente depositacional. Los depositos de esta unidad se interpretan como ignimbritas extracaldera, originadas en la Caldera Cerro Tololo. Dicha estructura volcanica se situa adyacente a este mapa, dentro de la carta vecina (Pineda y Emparan, en edicion). La caldera podrfa corresponder a la actividad volcanica desarrollada en un evento de extension tectdnica.

MIOCENO-PLEISTOCENO

FORMACION COQUIMBO MPIcq (Mioceno-Pleistoceno) (Darwin, 1846; emend. Emparan y Pineda, 2000)

Definicion y relaciones de contacto. Secuencia sedimentaria marina fosilifera, bien estratificada, con debil litificacion y de color pardo anaranjado, que con 100 m de espesor minimo, aflora en forma discontinua, en una franja de hasta 19 km de ancho, en la zona costera. Presenta facies sedimentarias de ambiente litoral y. en parte, transicional. Presenta numerosas discontinuidades intraformacionales. Se apoya discordantemente sobre rocas plutonicas mesozoicas y engrana con las facies (a) de la Formacion Confluencia y los Depositos Eolicos de Quebrada El Jardi'n.

En el sector de Tongoy, Lopez (1965) estimo un espesor total de 140 m yen un solo perfil midio un espesor de 100 m (ladera oeste de la quebrada Pachingo).

Distribucion. La Formacion Coquimbo aflora discontinuamente en toda la longitud del borde occidental del mapa. Aflora principalmente desde la bahfa Guanaquero hacia el sur y forma una franja con ancho de 19 a 5 km, cuyos depositos han sido denominados la 'Cuenca Cenozoica' (Heinze, 2003). En ese sector, a la formacion se le otorgo la denomination informal de 'Formacion Tongoy' (Lopez, 1965).

Litologia. En esta unidad se han distinguido cuatro asociaciones de facies para este mapa, cuj caracterfsticas se describen a continuation (dos asociaciones de facies descritas anteriormente para e: unidad c y d, afloran solo al norte de este mapa; Emparan y Pineda, 2000):

Facies (a). Areniscas finas limosas de color gris anaranjado y pardo claro, areniscas finas laminadas gris* areniscas amalgamadas finas a gruesas; se intercalan areniscas muy gruesas de guijarros con bioclasto; escasas diatomitas. Espesor minimo de 25m en la canterafrente a la entrada a Puerto Velero. En otros lugan presenta intercalaciones delgadas de diatomitas y de conglomerados fosilfferos, y alcanza un espesor de 80 en la ladera oriental de la quebrada Pachingo (Lopez, 1965). En esta facies, ha sido identificada una abundan fauna de braquiopodos, pelecfpodos, gastropodos, crustaceos, foraminfferos, silicoflagelados y diatomes (Lopez, 1965; Herm, 1969; Martinez, 1979; Martinez y Caro, 1980).

Facies (b). Calizas bioclasticas blancas, matriz soportadas y (bio) clastosoportadas minoritarias; la matri es de areniscas li'ticas finas y gruesas, con guijarros de hasta 10 cm de diametro. Se intercalan arenisca bioclasticas finas a gruesas, de color pardo claro.

Esta facies se presenta en dos modalidades de afloramientos y relaciones de contacto:i) expuesta en los flancos de las quebradas (e.g., 40m de espesor en el lado sur de la quebrad;Lagunillas), con bajo grado de consolidation y contacto por engrane lateral con la facies (a); se interpretacomo parte de un evento transgresivo. Presenta una fauna de braquiopodos, bivalvos, gastropodos ycirripedios, en la que se ha identificado Concholepas sp., 'Magellania' sp., Ostrea ferrarisi, Crassostrea sp,Ostrea transitoria, cf. Anomia alternans, Chlamys hupeanus, Chlamys vidali, Chorus blainvillei, Balanus sp.y a la que se le ha conferido una edad pliocena (Frassinetti y Covacevich, 1997).

ii) constituye una costra cementada de superficies aterrazadas con desarrollo de paleolfneas de playa(e.g., 25 m de espesor frente a entrada a Puerto Velero), y sobreyace a la facies (a) con contacto de erosion;se interpreta como parte de un evento regresivo. Para estos depositos, se ha medido un espesor 'maximo'de 50 m en la ladera oeste de la quebrada Pachingo (Lopez, 1965). Sus caracterfsticas ffsicas con el aspectode una losa dura, han sido atribuidas al cemento que es calcareo; este se ha originado por disolucion dela concha de los organismos que lo forman, produciendo una calcification secundaria (Lopez, 1965). Enestos depositos se ha encontrado fauna de pelecfpodos, gastropodos y crustaceos (Lopez, 1965), comoasimismo bivalvos y cirripedios (Frassinetti, 2001a; Rubilar et al., 2002); se ha identificado Transennellapannosa, Cryptomya californica, Crepipatella dilatata, Trochita trochiformis, Mesodesma donacium, Venusantiqua antiqua, Turritella cingulata, Perumytilus purpuratus, que han permitido conferirle una edadpleistocena media a superior (Frassinetti, 2001b).

Las asociaciones de facies (c) y (d), afloran al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 2000).Facies (e). Depositos indiferenciados, principalmente se situan en sectores agrfcolas y de

desarrollo urbano. Se distribuyen restringidamente en el extremo noroeste del mapa.Edad y Correlaciones. En el area de Tongoy, a los depositos de la Formacion Coquimbo

(=Formaci6n Tongoy), sobre la base de la macrofauna de invertebrados, les fue otorgada inicialmente una edad Plioceno Superior?- actual (Lopez, 1965), enmendada posteriormente a Plioceno-Pleistoceno (Lopez, M.C., 2003, comun. verbal). Luego, tambien basado en el estudio de macrofauna de invertebrados, Herm (1969) les asigno un rango Plioceno-Pleistoceno. A continuation, en los mismos niveles estratigraficos estudiados por Herm (1969), el estudio de foraminfferos permitio a Martinez (1979), conferir una edad Mioceno Medio a dichos niveles. Posteriormente, en esos niveles estratigraficos Martfnez y Caro (1980), estudiaron los microfdsiles silfceos, principalmente diatomeas y concluyeron nuevamente en una edad del Mioceno Medio.Al norte de este mapa, los depositos de la facies (a), presentan una intercalation de tobas de cafda, vftreas y de cristales cuya datacidn K-Ar en biotita indico una edad de 6,0±0,4 Ma. Esta asociacion de facies es portadora de una fauna de invertebrados fosiles que, localmente, forman diversos conjuntos. A uno de esos conjuntos, que sobreyace a la toba, se le confirio una edad pliocena inferior, en tanto que a otro se le otorgd un rango Plioceno-Pleistoceno, pero en otra localidad sin relation con la toba. Tambien al norte de este mapa, en los depositos de la Formacion Coquimbo, Paskoff (1970), identified cinco niveles de terrazas: 5-7,15-20, 35-40, 75-80,120-130 m s.n.m. El estudio de las asociaciones faunfsticas colectadas en el tramo Coquimbo-Pan de Azucar, en la superficie del nivel de terraza superior, un nivel de terraza intermedio 15-20 m s.n.m., y en dos cambios de pendiente aprox. 37 y 55 m s.n.m. observados entre ambos niveles de terrazas, indicaría una edad pleistocena media y algo mas joven para los depositos marinos superficiales (Emparan y Pineda, 2000). En este mapa, son reconocibles el segundo y el quinto (mas alto).

Los antecedentes paleontologicos y radiometricos expuestos, permitin'an proponer una edad en el rango Mioceno-Pleistoceno, para la Formacion Coquimbo.

Esta formacion, hacia el norte, fue reconocida por Moscoso e t a l . (1982) hasta el sector de Punta Herradura (cercana a los 28°S). Mas al norte, se puede correlacionar, parcialmente con la Formacion Bahfa Inglesa (Rojo, 1985; Godoy e t a l . , 2003); hacia el sur, con la Formacion Navidad (Rivano y Sepulveda, 1991; Gana e t a l . , 1996; Wall e t a l . , 1996) y serfa correlacionable, al menos en parte, con las formaciones Ranquil, Cholchol y Hueyusca (Garcia, 1968).

Ambiente depositacional. Los depositos de esta formacion representan un ambiente litoral marino en susdiversas facies. En general, la asociacidn de facies (a) representaria depositos de planicie mareal ('tidal flats', Elliott In Reading Ed., 1986) y de estuarios en regimen macromareal, donde los sedimentos gruesos corresponderfan a depositos de crecidas de

canales de los rfos confluentes. Las areniscas laminadas se interpretan como depositos de playa con los horizontes de 'fierrillo' (concentration de minerales pesados) desarrollados por el oleaje intermareal. La asociacidn de facies (b) se interpreta como depositos de playas dominadas por el oleaje y de canales de erosion. Los depositos de la asociacidn de facies (b), que forman lineas de paleopiayas sobre diversos niveles estratigraficos de esta formacion, se interpretan como regresivos, lo que representa el retiro paulatino del mar, debido a un alzamiento (tectonico) continental, iniciado tentativamente en el Pleistoceno medio (Leonard y Wehmiller, 1992; Frassinetti, 2001b).

DEPOSITOS EOLICOS DE QUEBRADA EL JARDIN MPIj (Mioceno-Pleistoceno) (Emparan y Pineda, 2000).

Definicion y relaciones de contacto. Depositos estabilizados de arenas finas a medias, poco consolidadas, de aspecto macizo y de color pardo anaranjado, que se situan adosados en la base del escarpe posterior de las planicies costeras.

Generalmente, en el lado occidental, los depositos engranan con la Formacion Coquimbo; en el lado oriental, se apoyan de manera partial discordantemente sobre rocas mesozoicas y engranan con las facies (a) de la Formacion Confluencia.

Distribucion. En este mapa se exponen en el sector costero desde la quebrada El Arrayan hacia el norte, principalmente frente a la bahfa Guanaquero.

Litologi'a. Los depositos estan constituidos por arenas arcdsicas, finas a medias; aunque son de aspecto general macizo, localmente presentan pianos de estratificacion interna. Para estos depositos, se ha observado un espesor de 80 m, al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 2000).

Edad y Correlaciones. A esta unidad, se le ha otorgado una edad miocena-pleistocena (Emparan y Pineda, 2000), por la relation de engrane lateral con los depositos de la Formacion Coquimbo. En este trabajo, con el mismo fundamento, se sugiere para los Depositos Eolicos de Quebrada El Jardin, una edad en el rango Mioceno-Pleistoceno.

Se correlacionan con los Depositos Eolicos Antiguos de Thomas (1967).

FORMACION CONFLUENCIA MPIc (Mioceno-Pleistoceno) (Rivano y Sepulveda, 1991; emend. Emparan y Pineda, 2000).

Definicion y relaciones de contacto. Secuencia sedimentaria continental, en parte bien estratificada, condebil litificacion, y de color pardo, que, con altura de hasta 100 m, forma planicies o terrazas en los valles y quebradas principales, coalescentes en sus cursos inferiores o confluencias, y que forma conos en sus cabeceras y flancos de grandes quebradas con laderas muy escarpadas. Comprende: a) facies fluviales, que forman las planicies, constituidas por gravas gruesas bien redondeadas, con intercalaciones de areniscas poco consolidadas y lentes de limos; b) facies aluvionales, que forman los conos de cabeceras, constituidas por brechas muy gruesas con abundante matriz limoarenosa. Las facies fluviales (a) y aluvionales (b) engranan entre si y, en parte, se superponen las facies aluvionales sobre las fluviales.

Esta formacion se apoya discordantemente sobre rocas mesozoicas. Las facies fluviales engranan con los depositos de la Formacion Coquimbo y los Depositos Eolicos de Quebrada El Jardfn.

Distribucion. La Formacion Confluencia se expone con gran continuidad en las quebradas La Caldera-Higuerillas, Talhuen y Camarones y discontinuamente a lo largo de la Quebrada del Ingenio. Se expone extensamente en el valle que se desarrolla desde la Estacion Las Cardas hacia el norte. Tambien presenta amplia distribucion en las planicies costeras que se desarrollan desde la bahia Guanaquero al sur; en este sector forma parte de la denominada la 'Cuenca Cenozoica' (Heinze, 2003), conjuntamente con los depositos de la Formacion Coquimbo y aquf exhibe un sistema de fallamiento normal cenozoico (Heinze, 2003).

Litologia En la Formacion Confluencia, se han distinguido dos asociaciones de facies (Emparan y Pineda, 2000), cuyas caracterfsticas son las siguientes:

Facies (a). Conglomerados medios a muy gruesos, clastosoportados, polioligomfcticos, poco consolidados, de color pardo claro a muy claro. Sus clastos estan bien redondeados, algunos discoidales y con frecuencia imbricados; 30-40% meteorizados, deleznables. Matriz

intersticial de arena muy fina a muy gruesa, de color pardo muy claro. En parte, de aspecto macizo y en parte, se intercalan estratos (0,5 a 3 m de espesor) de conglomerados matriz soportados y de areniscas de guijarros.

Facies (b). Brechas matriz soportadas, gruesas a muy gruesas, oligomfcticas, con mediana a escasa consolidation, de color pardo oscuro. Los clastos son angulosos en parte orientados, y soportados por una matriz que varfa de limoarenosa a areniscas de guijarros (angulosos) finas a gruesas. En parte, se insinua una (mala) estratificacion determinada por variation del porcentaje de matriz y tamaho de los clastos.

Edad y Correlaciones. A la Formacion Confluencia, Rivano y Sepulveda (1991), le otorgaron una edad mioceno-pliocena, por la relation de engrane lateral con los depositos de la Formacion Coquimbo. Posteriormente, con el mismo fundamento, Emparan y Pineda (2000), propusieron una edad miocena-pleistocena. En este mapa ademas de la relation de engrane lateral con la Formacion Coquimbo y los Depositos Eolicos de Quebrada El Jardfn, en el curso inferior de la quebrada La Caldera, se expone una intercalation de toba cinerftica dacitica (de color bianco) con 50 a 60 cm de espesor. Esta se correlaciona con una toba similar intercalada en los depositos marinos de la Formacion Coquimbo y que fue datada en 6,0±0,4 Ma.

Con los antecedentes mencionados, para la Formacion Confluencia se sugiere una edad en el rango Mioceno-Pleistoceno.En el area de estudio, se correlaciona con los Depositos Aluviales de Terrazas (Thomas, 1967) yla formation Limari (Gana, 1991a); hacia el norte, con los Depositos Aluviales Antiguos (Godoy y Lara, 1999; Godoy etal., 2003) y hacia el sur, con los Estratos de Potrero Alto, de edad miocena?-pliocena-pleistocena? (Gana etal., 1996; Wall etal., 1996).

Ambiente depositacional. Los depositos de esta formacion representan un ambiente continental, con precipitaciones suficientes para erosionar, transporter y modelar fragmentos Ifticos muy gruesos. La facies (b) que forma la parte oriental de la unidad, corresponde a los conos de aluvion situados en las cabeceras de los drenajes principales; la incipiente estratificacion observada en algunos lugares, registra altas pendientes. Engranan con la facies (a) que representa los depositos de cauces fluviales con alto gradode retrabajo de los fragmentos Ifticos (redondeamiento); hacia el oeste, presentan en grado creciente intercalaciones de areniscas y progresivamente limolitas, que sugieren rios trenzados y llanuras aluvialeS| con depositos de inundation, particularmente en el sector costero.

CUATERNARIO

DEPOSITOS FLUVIALES Qf (Pleistoceno-Holoceno)

Se exponen en los valles y en el curso medio e inferior de las grandes quebradas. Forman terrazasde 1 a 10 m de altura adyacentes a los cauces actuales y constituyen depositos estabilizados y tambien k>| sedimentos de los cauces, como depositos activos. Estas caracterfsticas permiten separarlos en dos facies1) Antiguos. Gravas gruesas y muy gruesas polimfcticas con abundante matriz de arena, debilmente consolidadas. Presentan intercalaciones de gravas finas arenosas y arenas de guijarros. Forman terrazas.

2) Recientes (Holoceno). Gravas gruesas y muy gruesas polimicticas con abundante matriz de arena, no consolidadas. Presentan clastos orientados y/o imbricados. Constituyen los cauces actuales.

DEPOSITOS ALUVIONALES Qa (Pleistoceno-Holoceno)

Constituyen el relleno de quebradas y forman conos en la salida de ellas. Son depositos originados por flujos turbulentos y breves, con cierta incidencia de procesos de remocion en masa.

Estan constituidos por brechas no consolidadas, polimicticas, con matriz de arena y limo.

DEPOSITOS COLUVIALES Qc (Pleistoceno? Holoceno)

Constituyen depositos inconsolidados, adosados a las laderas. En general, son de aspecto macizo, pero localmente, es posible observar una mala estratificacion, subparalela, de forma cuneiforme que se engrosa al descender en cota.

Estan constituidos por clastos oligo- y monomicticos, angulosos, con matriz de

limo. DEPOSITOS DE PLAYAS MARINAS Qm (Holoceno)

Constituyen depositos litorales cuya granulometria varfa en las distintas playas. Es asf como al norte de este mapa se identificaron depositos de arenas (facies (a), gravas (facies (b)) e indiferenciados (facies (c)), (Emparan y Pineda, 2000). En este mapa se expone solo la facies (a).

a) Constituida por arenas medias a gruesas arcosico-lfticas, no consolidadas, de color gris claro amarillento, con un contenido variable de bioclastos. Se distribuyen principalmente en las playas de las bahias Tongoy y Barnes.

DEPOSITOS EOLICOS Qe (Holoceno)

Constituyen depositos no consolidados, activos, en areas vecinas a las playas marinas actuales.Estan constituidos por arenas finas arcosicas, no consolidadas, de color pardo claro

grisaceo. Se distribuyen principalmente en el sector de la bahfa Tongoy, en el area vecina a la playa y en la ladera posterior de la planicie costera.

DEPOSITOS DE RELLENO ARTIFICIAL Qra (Holoceno)

Son depositos Ifticos originados por actividades mineras extractivas y obras civiles constructivas. Presentan distintas caracterfsticas granulometricas y de selection, de acuerdo a su origen y proposito. Corresponden a 'botaderos' de esteril de minas, 'pilas' de lixiviacion, embalses de relaves abandonados y muros de embalses de regadio.

La textura de los depositos varia desde bloques autosoportados, bloques matriz soportados, estables, a depositos de limos arenosos erosionables.

GEOLOGiA ESTRUCTURAL

El area estudiada se situa en un segmento de subduccion subhorizontal de la placa oceanica de Nazca bajo la placa continental de Sudamerica. La velocidad de convergencia es de aproximadamente 8 cm/aho con direction N78°E (DeMets et al., 1994 in Pardo ef al., 2002). La fosa oceanica se situa a una distancia aproximada de 110 km de la linea de costa (Heinze, 2003). Entre 30-32°S, la placa subductada presenta inflecciones desde la fosa oceanica (aprox. 73°W) hacia el este, con un segmento inicial por unos 200 kn con inclinacion aproximada de 25-30°E y un estado de tensiones compresivo; a continuacion (aprox. 70,51 a 67°W), un segmento subhorizontal desde 200-500 km de la fosa, con un estado tensional extensivo; aid 500 km otra inflexion, que desciende la placa oceanica con inclinacion de 27°E y un estado de tensional compresivo (Pardo et al., 2000, 2002; Gutscher, 2002). Esta geometria tiene por efecto el desplazamieri de la curia astenosferica y el desarrollo de una ancha franja de antearco 'fria', con ausencia de volcanismo; asimismo, un mayor grado de sismicidad (5-10 veces) en la placa continental suprayacente, que en id segmentos adyacentes de inclinacion 'normal', propicia un mayor grado de solidarizacidn de ambas placas y en consecuencia mayor riesgo de sismos interplacas (Gutscher, 2002).El area estudiada se emplaza en el ambito de la placa continental, en el sector en que esta sobreyace el segmento inicial inclinado de la placa oceanica subductada. Las rocas estratificadas de edad comprendida entre el Jurasico Inferior y el Albiano temprano, forman una estructura homoclinal con rumbo general 2" 30°W e inclinacion general de 20-40°E, con variaciones locales de mayor amplitud. Rocas estratificadas edad maastrichtiana presentan

posicion subhorizontal. Las rocas tanto estratificadas como intrusivas, est' fracturadas y desplazadas por dos grupos de fallas principales: uno de rumbo general norte-sur y or noreste-suroeste. El primero esta formado por el Sistema de Fallas Romeral, un sistema de fallas de relevo y fallas aparentemente independientes. El segundo esta formado por un conjunto de fallas de rumbo y fallal oblicuas, principalmente. El Sistema de Fallas Romeral es el mas importante y comprende la Falla Romeral, una franja oriental cataclastica adyacente y una franja occidental cataclastica-protomilonitica convergentEn el primer grupo, norte-sur, la estructura mas importante es la Falla Romeral, FR (Emparan y Pineda, 2000), en el sector central del mapa, constituida por una franja de rocas protomilonfticas-miloniticas. Separa el Dominio Occidental, constituido por rocas cretacicas, del Dominio Costero formado por rocas jurasicas. Esta estructura se reconoce desde el sector de El Sauce hasta el limite sur del mapa. En sus milonitas se ha medido foliacion de norte-sur a 18°W, con inclinaciones que varian de vertical a 55°E, aunque en el sectot de la quebrada Lagunillas se observo inclinacion de 61 °W. En la franja cataclastica asociada en su lado oriental, se han obtenido edades radiometricas 40Ar/39Ar (isocrona inversa), en biotita, de 115,9±1,2 Ma para una monzodiorita de piroxeno-biotita, cataclastica y de 113,1 ±2,4 Ma para un monzogabro cataclastico de piroxeno-olivino-biotita. En la traza de la FR, se obtuvo edades K-Ar, en roca total de 101 ±3,0 Ma, para una cataclasita con matriz biotitizada, y de 99±3,0 Ma, para una protomilonita de anffbola, que representarian la edad del ultimo evento de deformacion de la falla en este sector. Estas edades son concordantes con las obtenidas para esta misma estructura al norte de este mapa, por Emparan y Pineda (2000); alii se obtuvo edades K-Ar, en roca total, de 115±4 Ma, 108±4 Ma y 100±2 Ma; asimismo, edades K-Ar, en biotita de 113a Ma y 108±3 Ma. No se han observado indicadores cinematicos para la FR. Se la correlaciona con la Zona de Falla de Atacama, ZFA, (Arabasz, 1971) o Sistema de Fallas de Atacama, SFA (Brown era/., 1991,1993).] Para la ZFA se ha determinado un movimiento sinistral, con un desplazamiento horizontal de 34 km, entre Paposo y Blanco Encalada; el movimiento esta comprendido en un perfodo de edad inferior a 144 Ma y mayor de 131 Ma, habiendose determinado una edad K-Ar de 139±5 Ma para las milonitas del sector (Herve, 1987a); al sur de Antofagasta, tambien fue identificado un movimiento sinistral en milonitas de Cretacico Inferior (Scheuber y Andriessen, 1990); ademas, fue identificado un movimiento sinistral al sur de Paposo, entre Taltal y quebrada Pan de Azucar. para milonitas con edad l0Ar/39Ar en hornblenda de ca. 126 Ma (Brow et al., 1991, 1993). Sin embargo, se ha observado un movimiento mas joven normal (vertical), tambien en la zona de Paposo, fundamentado en consideraciones morfologicas y su relacion con depositos piroclasticos con edades K-Ar en biotita de 19,0±1,2 Ma y de 5,5±1,0 Ma (Herve, 1987b); tambien, Arabasz (1971) sugirio movimiento vertical en el Mioceno. El origen del movimiento de rumbo de la ZFA, ha sido atribuidoa subduccion oblicua (Scheuber y Andriessen, 1990; Brown et al., 1991, 1993).Al este de la FR, tambien perteneciente al primer grupo norte-sur, se expone un sistema de fallas de relevo, que pone en contacto las formaciones Arqueros (neocomiana) y Quebrada Marquesa (hauteriviana-albiana temprana). Esta constituido por las fallas normales El Alamo y El Cobre, que se exponen practicamente en toda la longitud del mapa; presentan deformacion fragil, con desarrollo de brechas de falla y salbandas. Se caracterizan por una alternancia de tramos de contacto por falla y tramos de contacto de erosion. Para la Falla El Alamo, se ha detectado un evento de inversion, revelado por el contacto de diversos niveles estratigraficos profundos de la Formacion Quebrada Marquesa, con niveles altos de la Formacion Arqueros. Estas fallas estan segmentadas y desplazadas por fallas del grupo noreste-suroeste para el cual se obtuvo una edad de 77 Ma, por lo que se infiere que el evento de inversion seri'a anterior. Al norte de este mapa (Emparan y Pineda, 1999, 2000), el contacto entre ambas formaciones presenta caracteristicas similares; en esas fallas se han observado caracteristicas de fallas de crecimiento, por lo que su edad seri'a similar a los niveles inferiores de la Formacion Quebrada Marquesa; en consecuencia, se podrfa considerar cierta contemporaneidad entre este sistema de fallas de relevo y laactividad sinistral de la ZFA.Al este del sistema anterior, tambien del grupo norte-sur, se situa la Falla Andacollo, adyacente a la ciudad del mismo nombre; esta descrita como una falla 'extensiva' (Llaumett et al., 1975; Reyes, 1991; Oyarzun et al., 1996). Se le ha asignado una actividad posenriquecimiento supergeno del porfido cuprifero de Andacollo (Llaumett et al., 1975). Sin embargo, las caracteristicas actuales de los trabajos mineros en el sector impidieron otras observaciones.

Al oeste de la FR, tambien del primer grupo, norte-sur, se ha inferido la ubicacion de la Falla Pachingo, FP, en el trazado rectilineo de la quebrada del mismo nombre. Constituye el limite

entre el Dominio Costero formado por rocas jurasicas y el Dominio Marginal formado por rocas devonicas (?)-triasicas «adosadas» alborde continental (Irwin et al., 1988). Para tal efecto, se consideraron los resultados del estudio sfsmico de Meinardus (1961); para la roca fundamental que subyace a los sedimentos de la quebrada Pachingo, determino una velocidad de 4.300±300 m/seg para la velocidad de propagacion de las ondas sismicas; esta contrasta con la velocidad de 5.030±300 m/seg, determinada para las rocas que afloran en el sector de Puerto Aldea; ademas, determino una pendiente hacia el este para las rocas de basamento que subyacen los depositos sedimentarios de la Cuenca Cenozoica, en el lado oriental de los Altos de Talinay; por otra parte, la maxima profundida del basamento en el sector de Puerto Aldea, fue determinada en 360 m, en las vecindades de la quebrada Pachingo. Las rocas devonicas (?)-triasicas forman el cordon Altos de Talinay que representa la cordillera de la costa en el sector. El flanco occidental del cordon esta modelado por 4 niveles de terrazas de abrasion marina, suavemente inclinadas al oeste, con alturas aproximadas de 10, 50, 100 y 200 m s.n.m. (Paskoff, 1970); aunque el alto grado de erosion de sus escarpes dificulta la representacion cartografica.

El flanco oriental del cordon presenta laderas relativamente abruptas pero irregulares, que delimitan planicies constituidas por las formaciones Coquimbo y Confluencia, que engranan entre si, constrefiidas al este por cordones de la precordillera. El area cubierta por los depositos de estas formaciones ha sido denominada como la Cuenca Cenozoica por Heinze (2003), anteriormente referida como la Gran Planicie (Paskoff, 1970). Como limite occidental de la Cuenca Cenozoica, Heinze (2003), basado en la interpretacion de informacion geoffsica, propuso una falla normal siguiendo el contorno de los afloramientos de las rocas devonicas (?)-triasicas, a la cual denomino Falla Puerto Aldea, FPA; la identified como una falla normal, intraplaca, inclinada al este, con una componente de movimiento sinistral. Le atribuyo una inclinacion de 75° en el segmento mas alto, con una geometrfa listrica en profundidad; su movimiento habrfa sido normal-oblicuo, con caracteristicas de falla de crecimiento. Para la Cuenca Cenozoica habrfa desarrollado un espesor de 550 m de sedimentitas adyacentes al piano de la falla, acuhandose hacia el este. La FPA tendria una actividad pliopleistocena relacionada con los mecanismos de subduccion; esta actividad desarrollo un sistema de fallas normales en la Cuenca Cenozoica.

Las fallas de rumbo noreste-suroeste, se han observado principalmente al este de la FR. Al oeste de la FR, se han observado solo en el Dominio Marginal. Al este de la FR, se distinguen fallas de rumbo y fallas inclinadas, es decir, con componentes de rumbo y componentes normales. Las fallas de rumbo, que comprenden la Falla Lechuza y la Falla La Caldera, presentan orientacion variable de N50°E a N75°E; esta ultima esconcordante con direccion de convergencia de la placa de Nazca (N78°E). En estas fallas se ha observado deformacion ductil; en las milonitas de la Falla Lechuza se midio una posicion N66°E con 56°N. Para esas milonitas (de anf ibola) se obtuvo una edad K-Ar en roca total de 77±4 Ma, que se interpreta como edad aproximada de la ultima actividad de la falla. Estas fallas desplazan a aquellas del sistema de fallas de relevo. Las fallas inclinadas tienen un rumbo que vari'a de N37°E a N45°E, de las cuales la principal es la Falla Azogue. En estas fallas se ha observado deformacion fragil, que en la Falla Azogue se presenta asociada a elementos de deformacion ductil; en este caso, la brecha de falla es clastosoportada, formada por bloques de tobas (75-78%), algunos de los cuales muestran estrias de deslizamiento inclinadas con 47°E, bloques de pdrfido dacftico (18-20%) de hasta 70 cm de arista y bloques de lutitas (5%) de hasta30 cm; el material intersticial esta constituido porfragmentos <2 mm, de composicion similar a las tobas. Los bloques de lutita se muestran deformados plasticamente, que rellenan espacios entre bloques de otraj composicion. Asimismo, seobserva insertaen la brecha unacuhadearenitaarcosicade posicion vertical, acuhandose hacia arriba, con aspecto silicificado y desarrollando un bandeamiento negro y bianco pardusco de actitud N70°E con 14°SE.

En el Dominio Marginal, las fallas de rumbo noreste-suroeste se presentan como fallas inclinadas, cuyo rumbo van'a de N27°E a N33°E. De estas la principal es la Falla Palo Cortado, en la que se ha observado deformacion ductil con orientacidn N42°E con 78°NW; para esta falla se obtuvo una edad K-Ar de 13 Ma, en biotita que se presenta en pliegues con ruptura; la edad se interpreta asociada a ese evento de deformacion.

GEOLOGIA ECONOMICA

En el area estudiada, se conoce la presencia de yacimientos y ocurrencias metaliferas de cobre, oro, mercurio, cobalto y manganeso (Blanc, 1966; Thomas, 1967; Narvaez, 1974; Llaumett et al , 1975; Muller, 1986; Reyes, 1991; Oyarzun etal . , 1996; Sugaki eta l , 2000) y depositos de recursos minerales industrials como carbonato de calcio (coquinas y calizas), fosfatos (apatita y fosforita), diatomita, baritina, caoh'n y cuarzo (Blanc, 1966; Guarachi Ingenieros Ltda.-lntendencia Regional IV Region, 1995; Gajardo y Lopez, 2004),

El deposito metalico de mayor importancia en el area, es el explotado en la mina Carmen de Andacollo; corresponde a un yacimiento tipo cobre porfidico, con una cubicacion inicial de 300.000.000 t de 0,7% Cu (Llaumett et al , 1975). El yacimiento esta hospedado en rocas volcanicas de la Formacion Quebrada Marquesa y en un porfido granodioritico de biotita (facies (b) del Intrusivo Tablalalume, con edad de 10| a 103 Ma), muy fracturadas. Los minerales hipogenos de mena corresponden a pirita-calcopirita, contenidoa en un 'stockwork' de cuarzo y diseminados en la roca huesped, con cantidades variables de hematita yj molibdenita subordinada; presenta una zona de enriquecimiento supergeno formada por calcosina, qua reemplaza a pirita y calcopirita. Las rocas con alteracion hidrotermal que constituyen el yacimiento, presentan una zonificacion con una zona interior de biotita-feldespato potasico, marginal a esta una asociacion feldespato potasico-cuarzo-sericita y, rodeando a la anterior, una asociacion cuarzo-sericilaf (Llaumett eta l , 1975).

En la periferia del porfido cuprffero, se ubica un importante distrito minero con yacimientos de oroyj cobre-oro. Consiste en yacimientos vetiformes que presentan zonacion desde el porfido hacia el exterior, comprende vetas aun'feras de pirita-blenda y pirita-calcopirita, cercanas al porfido y vetas polimetalicasj con leyes altas de mercurio en la periferia externa (Muller, 1986). En la zona interna, las vetas contienenj pirita portadora de oro, galena, calcopirita, esfalerita y hematita; en la zona intermedia expuesta al norte; y sureste del porfido, se reconoce la presencia de oro y calcopirita con esfalerita y galena subordinadaa las vetas de la zona periferica, expuestas al sur y sureste del porfido, se caracterizan por la presenciadej mercurio y cobre, con oro y plata subordinados y esta representada por cinabrio, pirita calcopirita, bornita, galena y tenantita (Reyes, 1991). Al oeste y norte del porfido, la roca huesped corresponde principalmente a rocas piroclasticas (de la Formacion Quebrada Marquesa), en las que se desarrollan tambien depositos aurfferos de tipo manto con mineralizacion aurffera diseminada, representada por pirita portadora de oro, esfalerita y trazas de calcopirita (Reyes, 1991). Al este del porfido, la roca huesped corresponde a andesitas de la Formacion Quebrada Marquesa y la mena aurffera esta ubicada en el contacto de diques de pdrfido diorftico, que en este trabajo han sido asignados a la unidad hipabisal Ksih, de edaj campaniana.Mineralizacion aurffera tambien se presenta en otros sectores. En el sector situado entre las quebradas La Arenilla y Los Sapos, al norte de Andacollo, en numerosos lugares se presentan vetillas de turmalina con ancho <1 mm, que en parte forman enrejados; pueden estar acompahadas por cumulos de minerales oxidados deCu, o mas frecuentemente, arsenopirita y pirita; en otros lugares se exponen vetillas de cuarzo con limonita rojay especularitay pirita diseminada; tambien, se emplazan vetas de calcita bien cristalizada, que asimismo forma cumulos de hasta 10 cm de diametro, con diseminacidn de cristales de arsenopirita de hasta 1 cm de arista (e.g., minas Nancy 1 y Nancy 2). En todos esos lugares se situan minas de nivel artesanal para explotacion aurffera. En la facies (b), se emplazan dioritas cuarcfferas, de las rocas plutonicas Kigd; para esta facies se obtuvo una edad K-Ar en biotita de 111 ±3 Ma. Tambien al noreste de Andacollo, en el sector comprendido entre lasquebradas Mai Paso y La Cortadera, se presentan vetas auriferas asociadas al cobre, en rocas del Complejo IntrusivoCerro El Chivato (ca. 103 Ma); las rocas se caracterizan por una persistente alteracidn propilfticaque van'a de leve a mediana y en ciertos sectores es intensa; clorita y epidota se presentan de manera penetrativa, reemplazando fenocristales, formando cumulos, patinas en f racturas, rellenando amfgdalas y formando vetillas; con frecuencia estan acompanadas por limonita diseminada y como patinas en fracturas, y por calcita que reemplaza cristales de plagioclasa. Donde la alteracidn es intensa se presentan pirita y especularita, diseminadas yen vetillas. Las rocas del Complejo Intrusivo Cerro El Chivato estan afectadas en varias

localidades por alteracidn hidrotermal argflicay f ilica, en las cuales se situan numerosas minas (e.g., El Rubio, Farellon, El Jardi'n, La Litre); en las minas predominan los minerales oxidados de Cu. Asimismo, hay presencia de yacimientos auriferos en rocas de la unidad plutonica Kmd, con edad de ca. 97 Ma, a unos 20 km al noreste de Andacollo en el sector de los cerros El Fraile (mina Huancara) y Los Tres Picos (mina La Monja) y a unos 18 km al norte de Andacollo en el sector del cerro Blanco (minas El Quemado, Ivan, La Mollaquita). La erosion de los yacimientos deoro ha originado la formacion de placeres auriferos {e.g., sectores Eliana en la quebrada Andacollo y Los Maitenes y Las Loicas en la quebrada Talca).

En el sector de La Caldera, al ESE de Andacollo, se situan numerosas minas que han explotado depositos de cobre tipo manto. Estos se emplazan en sedimentitas de la facies (c) de la Formacion Quebrada Marquesa. Los yacimientos se ubican en el contacto con cuerpos de la unidad de intrusivos hipabisales Kh, de edad 96-94 Ma. Los minerales de menacorresponden a oxidados de Cu, limonitasy, en parte, calcopirita y pirita.

Depositos de cobre de tipo skarn se conocen en el sector del poblado Panulcillo. Se emplazan en rocas carbonatadas de la facies (g) de la Formacion Arqueros, correspondiente a la zona cataclastica de la FR. Es un skarn de granate y flogopita, con presencia subordinada de clintonita, hornblenda, actinolita, pumpellita, clorita, cuarzo y calcita. La asociacion de minerales de mena incluye calcopirita, pirrotina, esfalerita, y magnetita, con galena minoritaria; localmente, se presentan marcasita, hematita y covelina secundarias (Sugaki efa/.,2000).

En el distrito de Tambillo, tambien se situan depositos de cobre y de cobre-cobalto de tipo skarn. Se emplazan en sedimentitas de la facies (c) de la Formacion Arqueros; forman skarns ('tactitas') de granate y de anfibola. Los mantos al norte de El Pehon son de cobre (minas Verde, San Cristobal) y contienen pirita y calcopirita, con escasa bornita (Cubillos, 1965). Al sur de Tambillo los mantos son de cobre-cobalto (minas Florida, Buitre=C6ndor, Minilla); los minerales primarios de mena se presentan diseminados y corresponden acalcopirita, acompahada por magnetita, arsenopirita, marcasita, pirita, blenda, con escasa galena y cobaltita; en ciertas zonas, hay abundante arsenopirita cobalti'fera reemplazando a la calcopirita (Munchmeyer, 1967; Narvaez, 1974). Entre El Pehon y Tambillo, la mineralizacion se presenta en vetas emplazadas en rocas de la unidad de intrusivos hipabisales Kh y en andesitas (a1) de la Formacion Arqueros (minas El Chivato, Mercedes, Filomena, Socorro, Yelcho, Pepita); la asociacion de minerales de mena corresponde a pirita y calcopirita, acompahada por magnetita (Benftez, 1930). En este distrito, al oeste de las sedimentitas, la mineralizacion se presenta en vetas de cobre-apatita (mina San Felipe) emplazadas en monzogranito de la unidad plutonica Kigd; la mineralizacion es de apatita con calcopirita y escasa bornita (Bustamante, 1961). Al este de las sedimentitas, la mineralizacion se presenta en vetas de cobre (minas Culebra, Bollencito, Alta, Bollen) emplazadas en ocoitas (a1) de la Formacion Arqueros; la mineralizacion es de sulfuros: calcosina, calcopirita y pirita (Narvaez, 1973).En el distrito de El Cobre, los depositos de cobre se presentan en vetas (Pizarro, 1933; Kaiser, 1947; Delgado, 1962; Perez, 1969; Olivares, 1972). Las vetas estan ubicadas en el area de contacto entre tobas delafacies (1 e) de la Formacion Quebrada Marquesa y un stock de la unidad de intrusivos hipabisales Kih, datado en 105 Ma; las vetas estan albergadas tanto en las metatobas como en el intrusive El princi mineral primario de mena es bornita acompahada por calcopirita, cuya proporcion vari'a localmentei minoritaria a mayoritaria (minas San Lorenzo ex Serena, Caly, Altamira, Las Violetas).

Los depositos de manganeso se situan cercanos al poblado de El Manzano, en el sector de El Romero.! el lado oriental de la Falla El Alamo, hay dos minas que han explotado manganeso emplazado en metaarenisa rojas de lafacies (c) de la Formacion Quebrada Marquesa. En estos depositos, los principales minerales de men son pirolusita y braunita, acompahados minoritariamente por psilomelano y magnetita (Blanc, 1966).

Por otra parte, en el sector situado entre El Pehon y Tambillo, se exponen vetas de magnetita, apatita actinolita, acompahadas minoritariamente por pirita, calcopirita, oxidados de cobre y, localmente, arsenopirit molibdenita, bornita, emplazadas en rocas de la unidad de intrusivos hipabisales Kh y en andesitas (a1)de Formacion Arqueros (Cuadra, 1979).

Los recursos no metalicos mas explotados en el area han sido los carbonatos; comprenden caliz bioclasticas (coquinas) de la facies (b) de la Formacion Coquimbo, expuestas en el sector litoral desde quebrada Las Estacas por el norte, a la quebrada Pachingo, por el sur. Asimismo, carbonato en grande cristales ('espejuelo'), constituye vetas emplazadas en rocas de la unidad de intrusivos hipabisales Khy< rocas volcanicas de la facies (a2) de la Formacion Arqueros; estas han sido explotadas en una corrida( minas situadas en un sector adyacente a la Falla El Cobre, entre las quebradas La Campana y Salto del Agu Como recurso pueden considerarse las calizas micri'tico-espari'ticas de la facies (c) de la Formacid Arqueros, expuestas

principalmente entre las quebradas Cruz de Caha y Martinez, frente a la carreteral Serena-Ovalle, por Las Cardas.

El cuarzo ha sido explotado en numerosas minas emplazadas en el plutdn Kmd expuesto en la hoyai la quebrada Talca.

Los depositos de apatita (fosfatos) forman vetas que se conocen en varios lugares: cabecera norte( la quebrada Barrales (Reserva 1-10), emplazadas en rocas del Complejo Volcanico Agua Saladaenuj sector adyacente a la FR; lado sur de la quebrada El Sauce (Sauce Poniente), emplazadas en lafaca cataclastica de protolito plutonico JKd (b) de la FR; en la localidad Los Fosiles de Apatitas, cercanoaj interseccidn del canal Bellavista y la carretera La Serena-Ovalle (Grupo Fosiles), emplazadas en roca] volcanicas de la Formacion Arqueros; quebrada El Toro, del sector Tambillo (Omega 1-4), emplazadaj en andesitas de la facies (a1)de la Formacion Arqueros; ademas, las leyes de P205 varfan de21,83-28,001 (Guarachi Ingenieros Ltda.-lntendencia Regional IV Region, 1995).

Por otra parte, se ha detectado la presencia de mantos de fosfatos de origen sedimentario (fosforita).eJ el area de la Cuenca Cenozoica situada desde Tongoy hacia el sur; los mantos se emplazan en la facia (a) de la Formacion Coquimbo; en los divesos mantos se han obtenido leyes que varfan de 3,95-21,9%d| P205 (Guarachi Ingenieros Ltda.-lntendencia Regional IV Region, 1995).

La baritina se presenta en vetas, en dos areas de la parte suroriental del mapa (Guarachi Ingenieros LtdaJ Intendencia Regional IV Region, 1995). Principalmente en el area del Embalse Recoleta; en el sector<■ Laguna Verde las vetas estan hospedadas en rocas de la unidad de intrusivos hipabisales Kih; en el sectJ de Bulrreme se hospedan en rocas piroclasticas de la facies 1 (e) de la Formacion Quebrada Marquesas el sector de Estacion Recoleta se hospedan en andesitas de la facies (a2) de la Formacion Arqueros; end area de la Cuesta de Piedra las vetas se hospedan en rocas andesi'tico-basalticas de la facies 2 (a) del Formacion Quebrada Marquesa.

Otros recursos no metalicos como la diatomita y el caoli'n, son conocidos en el area estudiada con uri distribucion mas restringida que los anteriores (Guarachi Ingenieros Ltda.-lntendencia Regional IV Region 1995). Estos recursos se situan en el area de la Cuenca Cenozoica cercana a Puerto Aldea. La diatomilj ha sido explotada en dos minas (Plegaria y Tongoy) situadas en el lado oriental de la quebrada Los Litre! sector de la Loma de Piedra; los mantos estan emplazados en la facies (a) de la Formacion Coquimbo. 8 caoli'n se ha informado en el lado oriental de la quebrada Pachingo, en dos lugares: uno frente a Guayana y el otro en la cabecera sur de la quebrada Los Pocitos; los depositos estan albergados en la facies (a)d| la Formacion Coquimbo.

SINTESIS GEOLOGICA

La evolucion geologica de la region donde se situa el area estudiada, estuvo dominada, durante el Devdnico-Carboni'fero(Aguirre etal, 1972; Vicente, 1975), por el desarrollo decuencas marinas deantearco con depositacion de pelitas, turbiditas y volcanitas submarinas (Complejo Metamorfico del Choapa). En el Triasico las secuencias marinas fueron intruidas por plutones (Complejo Plutonico-Metamorfico Altos de Talinay), contemporaneos con un proceso de subduccion acrecionario dirigido hacia el este, el cual no tuvo queser necesariamente continuo (Irwin etal., 1988; Parra y Yahez, 1988); este proceso habria iniciado la deformacion de ambos complejos. En el Jurasico se desarrollo un arco magmatico con facies intrusivas (Intrusivos Monzodiori'ticos-Granodioriticos Jmg) y extrusivas (Complejo Volcanico Agua Salada); en el trasarco se desarrollo una plataforma sedimentaria, Plataforma Aconcagua, hacia el este (Mpodozis y Ramos, 1989). En el Cretacico temprano, por adelgazamiento y estiramiento de lacortezacontinental, dicha cuenca evoluciono a una 'cuenca marginal abortada' (Aberg etal., 1984); se caracterizo por la erupcion de enormes volumenesdeandesitas-basalticas, basaltosy andesitas (Formacion Arqueros), perosin llegara formar corteza oceanica. En el Hauterivianose reactivoo intensified el proceso de estiramiento o extension de la corteza continental, desarrollandose un sistema de fallas de relevo en la 'cuenca marginal', que comprendio fallas de crecimiento, provoco un intenso proceso de erosion, sedimentacion y posterior volcanismo (Formacion Quebrada Marquesa), y rellend la 'cuenca marginal'. En el Aptiano-Albiano, tal vez porun cambio en la direccion se subduccion, se desarrollo un sistema de fallas con movimiento de rumbo, Falla Romeral y Falla de Pachingo (Scheuber y Andriessen, 1990; Brown etal., 1991,1993); este evento fue contemporaneo con el desplazamiento del arco magmatico hacia el este (unidad de Intrusivos Grani'ticos a Diorfticos Kigd) y un evento de mineralizacion de fierro-apatita (Veliz, 1994; Vivallo etal., 1994), cobre-oro (Reyes, 1991). En el Albiano-Cenomaniano, se registro otro evento importante de extension, tal vez coincidente con la apertura del Atlantico (Parra y Yahez, 1988) e involucro otro proceso de intensa erosion y depositacion sedimentaria (Estratos de Quebrada La Totora).

En el Cenomaniano, ocurrio un evento magmatico que conllevo mineralizacion cupn'fera. En el Turoniano-Santoniano, habria ocurrido un proceso de reversa en el sistema de fallas de relevo del que forman parte las fallas El Alamo y El Cobre, y que ocasiono inversion tectonica y el cierre de las cuencas de trasarco (Parra y Yahez, 1988). En el Campaniano, se habria producido un evento de compresion en la placa continental, con desarrollo de un sistema de fallas de rumbo e inclinadas, con una orientacion coincidente con la direccion de convergencia actual de la placa de Nazca; este nuevo sistema, segmento al sistema de fallas de relevo y estuvo acompahado por un evento magmatico hipabisal (Intrusivos Hipabisales Andesfticos-Daci'ticos). En el Maastrichtiano, se habrfa desarrolladoun evento de extension, quefavorecio la formacion decalderasy la erupcion de importantes volumenes de ignombritas (Estratos de Quebrada Yungay). En el inicio del Mioceno (Kay y Abruzzi, 1996; Kay y Mpodozis, 2002), ocurrio un importante cambio en el regimen de subduccion; se inicio la horizontalizacion del segmento 28°S-33°S (Pardo etal., 2002) de la placa de Nazca donde se ubica la zona de estudio. Como consecuencia se habria iniciado la exhumacidn del terreno constitutivo de los Altos de Talinay, porque el cambio de inclinacion de la placa subductada uno de los mecanismos que favorecen la exhumacidn (Hasebe y Tagami, 2001). Dichas rocas sirvieron de basamento a una somera cuenca de antearco, la Cuenca Cenozoica desarrollada por la actividad de la Falla Puerto Aldea (Heinze, 2003), con depositacion marina litoral (Formacion Coquimbo) y continental fluvial (Formacion Confluencia). El proceso de exhumacidn origino superficies de abrasion marina con inclinaciones al oeste, suroeste y sur, degran altitud actual, hasta 480 m s.n.m. (Chavez in Thomas, 1967). En el Pleistoceno, el proceso de alzamientocontinental conllevo la exhumacidn de los depositos de la Cuenca Cenozoica, con un desarrollo episodico que origino diversos niveles de terrazas (Paskoff, 1970), con depositacion marina regresiva. Frentealabahfa de Tongoy se han determinado velocidades de alzamientode 0,1-0,3 m k a \ mediante edades radiocarbono (Ota y Paskoff, 1993) y en los Altos de Talinay 0,4-0,5 m ka \ por correlacidn de terrazas (Heinze, 2003).

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a numerosas personas que han contribuido al logro de los resultados de esl trabajo: La geologa L. Cuitiho otorgo una permanente supervision en la identificacion petrografica, factibilidi radiometrica e interpretacion de resultados radiometricos. La geologa P. Gana entrego todo el materialqi utilizo para su trabajo de antecedente (Gana, 1991 a): mapas de terreno, cortes transparentes y coordenada C. Perez de Arcey S. Matthews, en la ejecucione interpretacion analfticade lasdataciones K-Ary^r/39/ E. Perez d'Angelo y A. Rubilar, en las descripciones taxondmicas y datacion paleontoldgica. L. Varas.i las descripciones petrograficas. L. Southerland, en la preparacion de borradores de los mapas. M. Faria X. Andradee I. Lazo, en ladigitalizacion. C. Morales, en lapresentacion. L. Gimenez, en el apoyo logistic A los colegas que revisaron los borradores, P. Cornejo, E. Godoy y N. Marinovic, por su important contribucion, dedicacion y paciencia. A loseditores N. Marinovic yW. Vivallo, por el incrementodecalida claridad y coordinacion de la informacion presentada. J. Soto, J. Espinozay M. Martinez, en el desplazamien en el terreno, acceso a los lugares de interes y muestreo. G. Verdugo, en la obtencion de las referencii bibliograficas y documentos de actualizacion. C. Saez, en el manejo de las muestras en bodega. R. Berrioi en el logro de caracteristicas especiales en los cortes transparentes. S. Moraga, en las separacionesa minerales. M. Acevedo, en el cumplimientode los requerimientosy formalidadesadministrativas.TodostJ SERNAGEOMIN. Al Profesor D. Frassineti (Museo Nacional de Historia Natural), en los estudio paleontoldgicos de su especialidad. Al doctor M. Bassei, en las facilidades de acceso y ejecucion deli dataciones radiometricas U-Pb, en el Instituto de Geociencias, Universidade de Sao Paulo, Brasil. Porl facilidades de acceso a sus predios, a los sehores G. Villa de Agricola Lagunillas S.A., T. Cuevas, J. Bonil A. Baldonado y A. Campos de la Sociedad Agricola y Ganadera El Tangue, C. Ramirez de la Haciend Pachingo y L. Ramos del Fundo Las Torcazas.

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* Documento inedito, disponible en la Biblioteca del Servicio Nacional de Geologia y Mineria, Santiago.

ANEXOS

I DATACIONES RADIOMETRICASTabla 1. Edades radiometricasTabla 2. Datos anali'ticos K-Ar de este trabajoTabla 3. Resumen de los datos anali'ticos 40Ar/39Ar de este trabajoTabla 4. Resumen de los datos anali'ticos U-Pb de este trabajo

II FOSILESTabla5. Localidadesfosili'feras

III YACIMIENTOSTabla 6. Yacimientos metalicosTabla 7. Yacimientos de rocas y minerales industriales

ANEXOIDATACIONES RADIOMETRIC AS Procedimiento anah'tico y condiciones instrumentales

Las condiciones analfticas de las dataciones realizadas durante este trabajo son las siguientes: Metodo K-Ar

Las dataciones por metodo K-Ar fueron efectuadas en el Laboratorio de Geocronologfa del Servicio Nacional de Geologia y Mineria (Santiago de Chile). El material utilizado tiene, en el caso de los minerales, una pureza cercana al 100%; en el caso de roca total, el material es tamizado en malla 60/80. En ambas circunstancias, el material es pasado por un cuarteador y las fracciones son analizadas por K y por Ar radiogenico. El analisis qufmicode Kse realiza, portriplicado, en un espectrometro deabsorcionatomica, en modo emision, con estandar de Litio. Para el analisis de Ar la muestra es introducida en un crisol de molibdeno ycolgada dentro de una linea de ultra alto vaci'o de vidrio Pyrex, la cual es calentada a una temperatura de 300°C, por un periodo de 13 a 15 horas, obteniendo finalmente un nivel de vacio adecuado (10 8

Torrs). Posteriormente, la muestra es fundida en un homo de induccion de radiofrecuencia y los gases purificados mediante ceolitas, Cu, oxido de Cu y Ti. El volumen de Ar se determino por dilucion isotopica, con trazador enriquecido en 3SAr; las lecturas de razones isotopicas se realizaron en un espectrometro de masas AE1, modelo MS-1 OS. Las constantes utilizadas corresponden a las adoptadas en el Congreso Internacional de Geologia No. 25 (1976), Sydney, Australia y posteriormente publicadas por Steigery Jager (1977).

a.(40K8)= 0,581 x 10~10 ahos-\ X(40K(3)= 4,962 x 10~10 ahos\abundancia isotopica 40K = 0,01167 atomo%, razdn atmosferica 40Ar/36Ar = 295,5.

Metodo "Ar/^Ar

Las dataciones por el metodo 40Ar/39Ar fueron efectuadas por Carlos Perez de Arce y Steve Matthews en la Seccidn Geocronologia del Laboratorio de SERNAGEOMIN.

Los minerales que seran datados son seleccionados en forma manual bajo lupa binocular con luz reflejada y trasmitida. Posteriormente, son colocados en un disco de aluminio de alta pureza. En cada orificio, ademas de la muestra que sera datada, se coloca un grano de monitor, normalmente se utiliza la sanidina de la toba 'Fish Canyon' (28,03±0,18 Ma; Renne et al., 1994). El disco completo es sellado y enviado al reactor nuclear de la Comision Chilena de Energfa Nuclear (Herald de 5 MW de potencia).

Una vez recibidas las muestras de vuelta del reactor, y luego de un tiempo de espera ('enfriamiento'), se analiza los monitores mediante fusion total para determinar el valor de 'J' para cada orificio. Estos valores seprocesaron en un programa de estadfstica, que permitio la construccion de un piano de irradiacion el cual leasigna a cada una de las muestras el valor de 'J' correspondiente al orificio (Perez de Arce et a/2003).

Para su analisis, las muestras se introducen en un disco de Cu con capacidad para diez diferentes muestras. Este se cubre con un disco transparente de bromuro de potasio y se introduce en una camara unida a una linea de UHV y cubierta por una ventana de Zn-Se, la que es permeable al paso del laser. El laser es de tipo C02con un maximo de 30 W de potencia. Las muestras son analizadas por calentamientos sucesivos con incrementos de temperatura mediante variaciones de potencia en el laser. Normalmente cada tres pasos se analizan muestras del bianco de la linea.

Los gases nobles se purifican mediante el uso de trampa de frio a -133°C ('cool finger') y 'getters' ST101 operados a 2,2 A. Los gases limpios son introducidos en un espectrometro de masas de alta resolucidn MAP 215-50 (Perez de Arce et al., 2000) utilizandose en su configuracion de multiplicador de electrones.

Los diagramas de espectro de edad de las muestras procesadas por 'step heating' corresponden a la edad aparente obtenida para el paso de calentamiento, graficada contra la fraccion de 39Ar liberada en el pasoy tomada como un porcentaje del total de 39Ar liberado en la suma de los pasos.

Metodo U-Pb

Las dataciones por metodo U-Pb fueron efectuadas por Miguel Bassei, en el Instituto de Geocieciasdela Universidade de Sao Paulo (Brasil). El procedimiento utilizado fue el siguiente:

Los fragmentos que constituyen la muestra son reducidos a un tamaho de 100-200 mallas en un molinode discos. Parte del material es cuarteado, pulverizado y usado para analisis de

roca total. El material restantees seleccionado en una Mesa de Wilfley; la parte rica en minerales pesados es tratada con bromoformo (d=2,89gi cm3). El concentrado de minerales pesados es procesado en un Separador Magnetico de Frantz a 0,5 A. La fraccion no magnetica es tratada con yoduro de metileno (d=3,3 g/cm3), y la fraccion conteniendo los minerales pesados es nuevamente procesada en un Separador Magnetico de Frantz a 1,0 y 1,5 A. Cuando es necesario, se procedea lavarcon acido ni'trico para eliminar los sulfuros. Despuesdel lavado, el material es nuevamente procesado en el Separador Magnetico de Frantz y dividido en varias fracciones magneticas ricas en circones.

La purificacion final de cada fraccion (preferiblemente lo menos magnetica), es efectuada mediante selection manual en una lupa binocular. En esta etapa, se procede a efectuar una abrasion con aire de una pequeha cantidad de los cristales de circones, utilizando la misma cantidad de pirita cada 15 minutos; el objetivo es remover el plomo comunmente adsorbido sobre la superf icie de los cristales. Entonces, la fraccion tratada es lavadacon acido ni'trico caliente (al 50%) y luego en un aparato de ultrasonido con agua, para remover la pirita.

El peso de cada fraccion de circones se obtiene despues de evaluar el volumen de cristales bajo la lupa binocular; el peso final de la fraccion se calcula usando la razon volumen/densidad. Despues de pesar, se procede a lavar con acido ni'trico (al 50%) y en un aparato de ultrasonido con agua, para remover el material organico.

La disolucion de los cristales de circon es efectuada con la adicion de HF y HN0 3 en microprobetas de teflon. Tambien, se agrega un trazador de 205Pb/235U. Un conjunto de 15 probetas dispuestas en un contenedor de metal, es dejado en un homo a 200°C por 3 dfas. Entonces, el HF se evapora y se agrega HCI (6N). Las microprobetas quedan en el homo por 24 horas. Despues de la evaporacidn del HCI (6N), el residuo es disuelto en HCI (3N).

El U y el Pb son concentrados y purificados haciendo pasar la solucion a traves de una columna de resina de intercambio anionico. A la solucion, enriquecida en U y Pb, se le agrega acido fosforico y se deja evaporar hasta que se forman microgotas. La muestra es depositada en un filamento de renio y la composicion isotopica es determinada con un espectrometro de masa Finnigan MAT 262, de fuente solida. Despues de resumir los datos (PBDAT), los resultados son dibujados en diagramas apropiados, usando el programa ISOPLOT/EX (Ludwig, 1998).