UNIVERSIDAD CATLICA DEL NORTE

FACULTAD DE INGENIERA Y CIENCIAS GEOLGICAS

Departamento de Ciencias Geolgicas

ESTILO Y EVOLUCIN DE LA DEFORMACIN PRESENTE EN ROCAS DE LA

FORMACIN PROFETA, ENTRE EL PORTEZUELO DE LA SAL Y LOS 25 DE

LATITUD SUR, CORDILLERA DE DOMEYKO, II REGIN

Memoria para optar al ttulo de Gelogo

ALEJANDRO ANTONIO PERALTA RAMREZ

Profesor Gua: Dr. Rodrigo Gonzlez Tapia

Antofagasta, Chile

2015

ii

RESUMEN

La presente memoria tiene por objetivo determinar la naturaleza de los eventos de

deformacin registrados en las rocas marinas jursicas de la Formacin Profeta, en la

vertiente suroccidental de la Sierra de Varas y que forma parte de la Precordillera del

Norte de Chile. Estudios anteriores han asociado el plegamiento y fallamiento registrado

en las rocas de la Fm. Profeta a dos hiptesis de deformacin: 1) por movimientos

transpresionales sinistrales y/o dextrales, 2) deformacin por compresin EW asociada

a la inversin de cuencas extensionales. Sin embargo, an no se tiene claridad acerca de

la cantidad de eventos asociados a la deformacin, estilo y evolucin.

La investigacin fue realizada sobre la base de un levantamiento geolgico-

estructural a escala 1:50.000 y 3 transectas con orientacin oeste-este transversales a las

estructuras. Se recopilaron un total de 3.160 datos estructurales entre estratificacin (S0),

ejes de pliegues y planos de fallas; adems se recolectaron fsiles para su posterior

determinacin cronolgica. La informacin estructural obtenida fue procesada y analizada

a travs del software Stereonet 8.02 y Faultkin 6.0.

Los resultados obtenidos indican que la Fm. Profeta registra cuatro eventos de

deformacin asociados a distintas fases tectnicas que han afectado a la Precordillera.

En general, se observa un plegamiento NNE-SSW con un buzamiento de entre 06 y 30

asociado a la propagacin de fallas de despegue generadas durante una deformacin del

tipo Thin-skinned ligado directamente a un acortamiento EW producido durante el

Cretcico Superior Paleoceno Inferior correlacionado con el evento KT. Adems se

registra otro plegamiento ENE-ESE con buzamiento de entre 31 y 69, el cual se

encuentra sobreimpuesto al pliegue anterior, y est relacionado con una etapa

transpresiva con movimientos sinistrales en el rumbo asociada al evento Incaico durante

el Eoceno Medio tardo- Oligoceno Inferior. La continua propagacin de fallas sinistrales

con componente inversa a travs de estructuras inversas heredadas de la deformacin

anterior permiti la gnesis de un dplex contraccional (Dplex Profeta) en la zona y la

rotacin de 075 en sentido horario de los ejes de pliegues desarrollados. Posterior al

Mioceno y a la depositacin de las gravas de la Formacin Pampa de Mulas ocurri una

extensin cercana a la NS que gener fallas normales y provoc la rotacin de bloques

en torno a un eje de bajo ngulo. Un nuevo acortamiento EW post-Mioceno permite la

reactivacin inversa de fallas transcurrentes que desplazaron gravas de la Formacin

Pampa de Mulas; esta deformacin gener un alzamiento progresivo hacia el este,

colocando a las gravas en diferentes cotas dentro del rea de estudio. Por otra parte, El

rol que juega la litologa que componen las secuencias de la Formacin Profeta es

fundamental para el registro de la deformacin, la alta plasticidad de las rocas influy en

el desarrollo de estructuras de despegues y la configuracin de la geometra actual que

posee el rea de estudio.

iii

La Marcha de las Cordilleras

i. Y all comenzaron a moverse las montaas

ii. Estremecidas y blancas, ah s blancas son las heladas cumbres de los Andes.

iii. Desligndose unas de otras, igual que heridas que fueran abriendo poco a poco

hasta que ni la nieve las curara.

iv. Y entonces erguidas como si un pensamiento las moviese desde los mismos

nevados, desde las mismas piedras, desde los mismos vacos, comenzaron su

marcha sin ley las impresionantes cordilleras de Chile.

Ral Zurita (Anteparaso, 1982)

A mis padres Leonel y Esdenka

Pilares de mis combates y travesas

A mi fiel compaera Carla

Mi presente y mi futuro

Y a la luz de mis ojos Martn

iv

AGRADECIMIENTOS

En primer lugar, agradezco a los profesores Rodrigo Gonzlez y Hans

Wilke, los cuales me brindaron su absoluta confianza para desarrollar este sublime

tema de investigacin, aportando adems con sus conocimientos al crecimiento

geolgico de mi persona.

Agradezco tambin al proyecto cartografa de la hoja 1:100.000 Hoja Sierra

de Varas, en el cual se enmarc y financi este trabajo. As como tambin a la

Universidad Catlica del Norte, quienes me facilitaron laboratorios y oficinas para

poder desarrollar mi investigacin.

Un sincero agradecimiento a todas las personas que han influenciado en mi

vida, tanto socialmente como profesionalmente. Comenzar agradeciendo a

Lester Olivares, quien fue lejos el mejor ayudante de terreno y el que ms apao

en esta memoria. Tambin agradecer a mis grandes amigos de terreno Rodrigo

Gaturri Alfaro y Claudio Chua Milla, quienes hicieron ms gratas mis noches

de terreno, donde convergamos en una fogata y buena onda. A mis amigos y

compaeros de Universidad; Frijol, Huaso, Pequeo, Solita, Pelayo, Juan Topo,

Primo y Ardilla, gracias a todos ustedes, por esos 8 aos de hermandad.

A mis hermanos Cristian e Ignacio, los que me han regalado amor, risas,

msica y a mi bella sobrina Pa Antonella, en estos 26 aos de vida.

A mi amada Carlota, amor de mi vida y madre de mi hijo, que siempre me

ha apaado en todas y a quien yo siempre apaar.

Finalmente un eterno agradecimiento, a mis padres Leonel Peralta y

Esdenka Ramrez, los cuales han sido un baluarte en mi vida. Dedicarles cada una

de las letras contenidas en esta tesis, porque cada una de ellas lleva su apoyo,

alegra, orgullo, sinceridad, sabidura, valores, viajes, aventuras y su eterno amor

incondicional hacia mi persona. De verdad Gracias Totales.

v

NDICE

RESUMEN II

CAPITULO I: INTRODUCCIN 1

1.1. Presentacin General del Problema 2

1.2. Objetivos 4

1.2.1. Objetivo Principal 4

1.2.2. Objetivos Especficos 4

1.3. Hiptesis de Trabajo 4

1.4. rea de Estudio 4

1.5. Metodologa de Trabajo 6

1.6. Trabajos Anteriores 7

CAPITULO II: MARCO TERICO ESTRUCTURAL 11

2.1. Sistema de Fallas 11

2.1.1. Sistema de fallas Compresionales 11

2.1.2. Sistema de fallas de Rumbo 13

2.2. Descripcin y Clasificacin de Pliegues 17

2.2.1. Pliegues Cilndricos 18

2.2.2. Pliegues no Cilndricos 18

2.2.3. Bandas Kink y Pliegues Chevron 20

2.2.4. Pliegues relacionados a fallas 21

2.2.5. Superposicin del plegamiento 24

vi

CAPITULO III: MARCO TECTONO-ESTRATIGRFICO 26

3.1. Evolucin Tectonoestratigrfica de la Precordillera de

Antofagasta 26

3.1.1. Ciclo Gondwnico 26

3.1.2. Ciclo Pre- Andino 28

3.1.3. Ciclo Andino 29

3.2. Geologa del rea de estudio 33

3.2.1. Basamento Paleozoico 33

3.2.2. Unidades Mesozoicas 35

3.2.3. Cobertura Cenozoica 40

CAPITULO IV: ANLISIS DEL FALLAMIENTO 42

4.1. Introduccin 42

4.2. Sobrescurrimientos 42

4.2.1. Distribucin y descripcin 42

4.2.2. Cinemtica 45

4.2.3. Relaciones de corte y edad relativa 46

4.3. Fallas transcurrentes sinistrales 47

4.3.1. Descripcin y distribucin 47

4.3.2. Cinemtica 48

4.3.3. Relaciones de corte y edad relativa 49

4.4. Fallas normales WNW- ESE 52

4.4.1. Distribucin y descripcin 52

4.4.2. Cinemtica 52

4.4.3. Relaciones de corte y edad relativa 52

vii

4.5. Fallamiento inverso 53

4.5.1. Distribucin y descripcin 53

4.5.2. Cinemtica 53

4.5.3. Relaciones de corte y edad relativa 54

CAPITULO V: ANLISIS ESTRUCTURAL DEL PLEGAMIENTO 56

5.1. Generalidades 56

5.2. Pliegues de decamtricos 56

5.2.1. Anlisis estereogrfico de la transecta Quebrada

Los Cangrejos 57

5.2.2. Anlisis estereogrfico de la transecta Aguada El

Minero 60

5.2.3. Anlisis estereogrfico de la transecta Aguada del

Profeta 63

5.2.4. Orientacin general del plegamiento 64

5.2.5. Variacin del plegamiento con respecto a la

distancia al frente de montaa 68

5.3. Pliegues centrimtricos a mtricos 72

5.3.1. Litologa de las rocas plegadas 73

5.3.2. Anlisis estereogrfico de pliegues centimtricos a

mtricos 74

5.3.3. Variacin de la orientacin con respecto a la

litologa 76

CAPITULO VI: INTERPRETACIN Y DISCUSIN 79

6.1. Plegamiento por acortamiento EW 79

6.2. Transcurrencia Sinistral 81

6.3. Extensin y fallas normales 84

viii

6.4. Reactivacin inversa por acortamiento EW 84

6.5. El rol de las variaciones litolgicas en la deformacin 85

6.6. Significado de las rotaciones 86

6.6.1. Rotacin horaria con eje vertical 86

6.6.2. Rotacin con eje de bajo ngulo EW 88

6.7. Acerca de la edad de los eventos de deformacin 89

6.8. Modelo de evolucin estructural 91

CAPITULO VII: CONCLUSIONES 97

REFERENCIAS 99

NDICE ANEXOS

ANEXO 1: UBICACIN DE LAS ESTACIONES DE MEDICIN. 111

ANEXO 2: TABLA DE DATOS ESTRUCTURALES. 112

ANEXO 3: PUBLICACIN GEOSUR 2013. 230

NDICE DE FIGURAS

CAPITULO I

Figura 1.1: Sistema de Fallas de Domeyko en el norte de Chile. 2

Figura 1.2: Mapa de ubicacin.

5

ix

CAPITULO II

Figura 2.1. Perfil esquemtico caracterstico de zonas de fajas

corridas y plegadas.

12

Figura 2.2: Geometra bsica del sobrescurrimiento. 13

Figura 2.3: Cinemtica y dinmica de una falla de rumbo. 13

Figura 2.4: Variaciones de la traza de una falla de rumbo. 14

Figura 2.5: Geometra de una estructura en Flor Positiva. 15

Figura 2.6: Modelos de cizalle simple y cizalle puro. 16

Figura 2.7: Strain particional en una zona de transpresin. 17

Figura 2.8: Pliegues cilndricos. 18

Figura 2.9: Geometra de un pliegue no cilndrico 19

Figura 2.10: Geometra de un pliegue cnico. 19

Figura 2.11: Modelos de pliegues rectos 21

Figura 2.12: Estereograma de un pliegue de arrastre. 22

Figura 2.13: Pliegue por cambio de manteo. 23

Figura 2.14: Pliegue por propagacin de una falla. 23

Figura 2.15: Pliegue por despegue simple. 24

Figura 2.16: Principales tipos de patrones de interferencia en

pliegues.

25

CAPITULO III

Figura 3.1: Columna estratigrfica generalizada de la Formacin

Profeta para el rea de estudio.

39

CAPITULO IV

Figura 4.1: Mapa Estructural del rea de estudio a escala 1:100.000. 43

x

Figura 4.2: Vista al Norte de rocas del Calloviano-Oxfordiano de Fm.

Profeta en la quebrada Colorada.

44

Figura 4.3: Vista al Suroeste del flanco occidental de los

Afloramientos Profeta en el sector de Quebrada Angostura.

45

Figura 4.4: Anlisis cinemtico de estras de fallas en planos de

estratificacin

46

Figura 4.5: Vista hacia el Noreste del frente montaa ubicado en

Aguada El Minero.

47

Figura 4.6: Zona brechizada en rocas marinas de edad Bajociano en

el flanco occidental limitado por fallas de rumbo.

48

Figura 4.7: Proyeccin equiareal en el hemisferio inferior de los

diedros rectos.

49

Figura 4.8: Fallas transcurrentes sinistrales que controlan el frente

de montaa

49

Figura 4.9: Afloramientos de la Formacin Profeta afectadas por

estructuras transcurrentes sinistrales.

50

Figura 4.10: Anlisis cinemtico en estereograma con proyeccin

equiareal en el hemisferio inferior.

51

Figura 4.11: Vista hacia NNE desde la Quebrada del Minero. 51

Figura 4.12: Vista al sur de los afloramientos Profeta desde

Quebrada Los Cangrejos

54

Figura 4.13: Vista hacia el W de los afloramientos del Profeta desde

la Quebrada del Angostura.

55

CAPITULO V

Figura 5.1: Perfil estructural A-A, Quebrada Los Cangrejos. 59

Figura 5.2: Perfil estructural B-B, Aguada El Minero. 62

Figura 5.3: Perfil estructural C-C, Aguada del Profeta. 65

xi

Figura 5.4: Proyeccin equiareal de los ejes de pliegues

decamtricos obtenidos en el rea de estudio.

66

Figura 5.5: Diagrama de Fleuty (1964). 79

Figura 5.6: Grfico de dispersin de buzamiento vs distancia al

frente de montaa.

70

Figura 5.7: Grfico de dispersin de direccin de buzamiento vs

distancia al frente de montaa.

71

Figura 5.8: Grfico de dispersin entre el ngulo interlimbo y la

distancia al frente de montaa (D.F.M.).

72

Figura 5.9: Pliegues centimtricos a mtricos en la Formacin

Profeta.

73

Figura 5.10: Afloramientos de yeso deformado en el rea de estudio. 74

Figura 5.11: Proyeccin equiareal de los ejes de pliegues

centimtricos a mtricos medidos en el rea de estudio.

75

Figura 5.12: Diagrama de contornos con concentracin de 1% de

rea aplicado a los ejes de pliegues centimtricos a mtricos

medidos en el rea.

76

Figura 5.13: Grfico Box and Whisker Buzamiento vs Litologa. 77

Figura 5.14: Grfico Box and Whisker Direccin de Buzamiento vs

Litologa.

78

CAPITULO VI

Figura 6.1: Relacin entre sobrescurrimiento y plegamiento con eje

de pliegue subhorizontal.

80

Figura 6.2: Relacin entre el plegamiento con eje de pliegue

subvertical y la cinemtica de las fallas sinestrales-inversas.

82

Figura 6.3: Rotacin en sentido horario con eje vertical. 88

Figura 6.4: Rotacin con eje subhorizontal EW de bloques en

sentido sur- norte.

89

xii

Figura 6.5: Modelo esquemtico en perfil mostrando la deformacin

de tipo Thin-Skinned que afect a la cobertura mesozoica en la zona

de estudio.

93

Figura 6.6: Modelo de perfil esquemtico mostrando una geometra

de tipo flor positiva.

95

Figura 6.7: Modelo de evolucin estructural de la zona del Profeta. 96

NDICE DE TABLAS

CAPITULO V

Tabla 5.1: Ejes de pliegues obtenidos en el anlisis estereogrfico

aplicado para cada bloque.

66

Tabla 5.2: Datos de buzamiento, azimut, ngulo interlimbo y

distancia al frente de montaa para cada bloque definido en los

perfiles a) Quebrada Los Cangrejos, b) Aguada El Minero y c)

Aguada del Profeta.

68

1

CAPTULO I

INTRODUCCIN

La Cordillera de Domeyko se encuentra entre el Valle Longitudinal y la

Cordillera Occidental del norte de Chile, elevndose a una cota de entre 3.500 y

4.500 ms.n.m., constituida por una serie de cordones montaosos de basamento

(e.g., Sierra de Varas) separados por un complejo sistema de fallas transcurrentes

e inversas, paralelas al orgeno con orientacin NNE, el cual constituyen el

Sistema de Fallas de Domeyko (SFD; Maksaev y Zentilli, 1988), en donde se

destacan fajas plegadas y corridas de unidades mesozoicas, y el emplazamiento

de prfidos cuprferos (e.g., La Escondida, Chuquicamata, El Abra, Quebrada

Blanca; Figura 1.1).

La presente memoria intenta comprender la naturaleza de los eventos de

deformacin registrados en la Cordillera de Domeyko. As como tambin, la

relacin que existe entre la deformacin en rocas marinas jursicas de la

Formacin Profeta (Chong, 1973) y la cinemtica del Sistema de Fallas de

Domeyko (SFD).

Esta memoria de ttulo forma parte del programa de actualizacin de la Hoja

Sierra de Varas por parte del SERNAGEOMIN, cuyo propsito es realizar la

cartografa geolgica a escala 1:100.000 de la Carta M-311, Sierra de Varas. La

investigacin realizada contribuye al conocimiento de la evolucin geolgica de la

Precordillera del norte de Chile.

2

1.1 Presentacin general del problema

La Cordillera de Domeyko presenta una compleja historia de deformacin,

la cual, ha sido estudiada por diversos autores (e.g., Chong y Reutter, 1985;

Maksaev y Zentilli, 1988; Maksaev, 1990; Reutter et al., 1991; Mpodozis et al.,

1993; McElderry et al. 1996; Reutter et al., 1996; Amilibia, 2002; Amilibia y

Skarmeta, 2003; Amilibia et al., 2008; Niemeyer y Urrutia, 2009). stos han

documentado diferentes estructuras internas, tales como sobrescurrimientos, fallas

transcurrentes dextrales y sinistrales, y adems un plegamiento intenso en

unidades mesozoicas. Estas estructuras han sido explicadas a partir de dos

Figura 1.1: Sistema de Fallas de Domeyko en el norte de Chile. Segn Cornejo y

Mpodozis (1996).

3

hiptesis diferentes; la primera, atribuye la deformacin a movimientos

transpresionales sinistrales y dextrales (Reutter et al., 1991; Mpodozis et al., 1993;

Reutter et al., 1996; McElderry et al., 1998; Niemeyer y Urrutia, 2009)

desarrollados en el Eoceno Superior Oligoceno Inferior durante la Fase Incaica,

asociada a una subduccin oblicua de la placa de Nazca (Pardo-Casas y Molnar,

1987). La segunda hiptesis asocia la principal deformacin a un evento

compresivo EW, generando la inversin de las cuencas extensionales pre-

existentes y una deformacin del tipo Thick-Skinned y Thin-Skinned (Amilibia,

2002; Amilibia y Skarmeta, 2003; Amilibia et al., 2008) desarrollados durante el

Cretcico Superior Paleoceno Inferior, asignado al evento KT (Cornejo et al.,

2003).

En particular, Amilibia (2002) realiz un modelo estructural en el rea de

estudio, especficamente en la Quebrada Angostura; adjudicando la deformacin

en la rocas jursicas de la Fm. Profeta, casi totalmente, a un acortamiento EW. Sin

embargo, como se escribi anteriormente, existen amplias evidencias de

transpresin (sinistral y dextral) en la Cordillera de Domeyko, que no fueron

consideradas en la interpretacin de la deformacin en las rocas jursicas.

Sobre la base de lo anterior, se pueden realizar las siguientes preguntas de

investigacin; Todo el plegamiento existente en las rocas marinas jursicas de la

Formacin Profeta se encuentra asociado nica y exclusivamente al acortamiento

EW del Cretcico Superior Paleoceno Inferior? y Existen registros de la

transcurrencia Incaica en la deformacin de las rocas marinas del Jursico?

4

1.2 Objetivos

1.2.1. Objetivo principal

Determinar la naturaleza de los eventos de deformacin registrados en las

rocas marinas jursicas de la Formacin Profeta, en la vertiente suroccidental de

la Sierra de Varas.

1.2.2. Objetivos especficos

Determinar la distribucin, cinemtica y edad relativa de las fallas.

Establecer la naturaleza de los eventos de plegamiento registrados:

distribucin, orientacin, tipo, cinemtica y edad relativa.

1.3 Hiptesis de trabajo

De acuerdo a los antecedentes recopilados, se propone una naturaleza

polifsica de la deformacin, con un plegamiento temprano de las rocas marinas,

pertenecientes a la Formacin Profeta durante el Cretcico Superior Paleoceno

Inferior; seguido de una etapa posterior con el desarrollo de fallas transcurrentes

que desplazan y deforman pliegues pre-existentes.

1.4 rea de estudio

El rea de estudio se encuentra localizado en la Cordillera de Domeyko,

especficamente en la vertiente suroccidental de la Sierra de Varas, entre el

Portezuelo de la Sal y los 2500 Lat. Sur, distante 180 km al sureste de la ciudad

de Antofagasta, abarcando un rea de aproximadamente 92 km2 (Figura 1.2).

5

Se accede al rea de estudio desde la ciudad de Antofagasta, saliendo por

la ruta B-28, conocida como Ruta de la Minera, recorriendo 13 km hasta la

interseccin con la ruta 5 Norte. Desde este punto se recorren 121 km en direccin

sur, hasta empalmar con el desvo a mina El Soldado (a la altura del Co. Buenos

Aires), recorriendo 16 km hasta alcanzar otro desvo hacia el sureste, desde aqu

se deben recorrer 16 km hasta desviar hacia campamento El Soldado, y recorrer

unos 28 km hasta dar con la conexin del camino a la Aguada de Varas, en donde

se recorrern unos 15 km en direccin Este, hacia los afloramientos de Quebrada

del Profeta.

Figura 1.2: Mapa de ubicacin. rea de estudio, sus rutas y accesos. Simbologa: 1) Camino

pavimentado;2) Ruta; 3) Ciudad; 4) Camino no pavimentado; 5) Principales cerros dentro del

rea; 6) Aguadas; 7) Quebradas principales.

6

1.5 Metodologa de trabajo

Para el presente estudio, inicialmente se recopilaron antecedentes

bibliogrficos disponibles del rea de trabajo. Adems, se realiz una

fotointerpretacin previa de estructuras, utilizando imgenes satelitales LANDSAT

ETM+ y ASTER de la zona UTM 19S de la U.S. Geological Survey (USGS), que

con la ayuda del software Google Earth Plus de Google 2013, permitieron definir

las zonas de inters que luego se visitaron en terreno.

El trabajo de campo consisti en 22 das efectivos de terreno desde

Diciembre de 2012 hasta Mayo de 2013, en los cuales se elabor un

levantamiento geolgico estructural a escala 1:50.000, y se realizaron 3

transectas de corte transversal (Oeste-Este) a los afloramientos del Profeta para

la recoleccin de datos estructurales: planos de estratificacin (So), ejes de

pliegues y datos de fallas. Se obtuvieron un total de 3.160 datos. Adems, se

determinaron relaciones de corte; y se recolectaron muestras paleontolgicas y

litolgicas.

Posteriormente, con la informacin obtenida del levantamiento geolgico-

estructural realizado en terreno se procedi a delimitar cada transecta en bloques,

limitados por las fallas relevantes. Esta separacin de la transecta en bloques

busc tener una mejor representacin estadstica de los datos para el anlisis

estereogrfico (Niemeyer, 2008).

El anlisis estereogrfico de los planos de estratificacin (S0) y la

determinacin de los ejes de pliegues, se realiz a travs del software Stereonet

8.02 (Allmendinger et al., 2012), en una proyeccin equiareal. A partir de las

orientaciones de los planos de estratificacin se realiz un ajuste cilndrico para la

obtencin de los ejes de pliegues correspondiente a cada bloque.

7

El anlisis cinemtico del datum completo de las fallas, se llev a cabo

mediante el software Faultkin 6.0 (Allmendinger et al., 2012), a travs del mtodo

de los diedros rectos (Marret y Allmendinger, 1990).

El anlisis de las variables geomtricas se realiz mediante el programa

Grapher 5, el cual puede generar grficos de tipo dispersin, diagramas de caja y

bigotes e histogramas, entre otros.

Adems, se determinaron variadas especies paleontolgicas sobre la base

de trabajos realizados por Hillebrandt (1977; 1981), Quinzio y Bogdanic (1981),

Bogdanic (1983), Gygi y Hillebrandt (1991), Fernndez-Lpez et al. (1994) y

Hillebrandt y Grschke (1995), con el fin de obtener una edad de los estratos.

Para finalizar se procedi a la interpretacin y discusin de los diferentes

estereogramas, cinemticas de las fallas, grficos de variables y elementos de

pliegues, para la elaboracin y redaccin del presente trabajo.

1.6 Trabajos anteriores

Chong, G. (1973) realiz un levantamiento geolgico a escala 1:100.000

del rea Catalina Sierra de Varas, donde efecta un completo estudio sobre la

estratigrafa del Jursico.

Bogdanic, T. (1983) entreg un esquema bioestratigrfico para el Jursico

entre las coordenadas 24 y 2530 Lat. Sur, sobre la base de perfiles detallados.

Chong, G. y Reutter, K. (1985) realizaron un estudio sobre los fenmenos

de tectnica compresiva que afectaron a las rocas de la Cordillera de Domeyko,

entre la Sierra de Varas y Argomedo, manifestados por el alzamiento de

8

basamento paleozoico y el plegamiento de rocas sedimentarias y volcnicas,

pertenecientes al Mesozoico y Paleoceno.

Reutter et al. (1991) realizaron un estudio para demostrar el

desplazamiento transcurrente de fallas paralelas al orgeno en la Cordillera de

Domeyko. Se basaron en evidencias estructurales, tales como, sets asimtricos de

fallas escalonadas, discontinuidades estratigrficas, pliegues y la fbrica de las

rocas. Sugieren movimientos de cizalle dextrales durante el Eoceno Superior

Oligoceno Inferior.

Mpodozis et al. (1993) efectuaron un estudio geolgico-estructural de la

Cordillera de Domeyko, entre Sierra Limn Verde y Sierra Mariposas. En este

trabajo, contribuyen principalmente al anlisis de estructuras comprendidas entre

La Escondida y Sierra Limn, asignndolas a una arquitectura estructural,

dominada por una ambiente transcurrentes siniestral, originadas durante el

Eoceno.

Ardill, J. (1996) desarroll un estudio de estratigrafa secuencial para la

cuenca de tras-arco mesozoica, en la Cordillera de Domeyko. Describiendo

detalladamente su cronoestratigrafa, facies y variaciones del nivel del mar,

mediante la descripcin de secciones estratigrficas.

McElderry, S. (1998) en su tesis doctoral, estudi el segmento central del

Sistema de Fallas de Domeyko, al sur de los 25 Lat. Sur. Determin la cinemtica

de las fallas, a travs de las formas de los clastos de rocas, los cuales se

encuentran definidos por fracturas secundarias en una zona de falla, junto con la

orientacin de la elipse y el radio de las secciones perpendiculares calcula un

elipsoide representativo. Los resultados indican desplazamientos sinistrales y

movimientos dextrales de menor magnitud en la Falla Sierra de Varas.

9

Amilibia, A. (2002) en su trabajo de investigacin doctoral, realiz un

estudio estructural de la Cordillera de Domeyko entre los 24 y 25 Lat. Sur, sobre

la base de 9 secciones estructurales. En este trabajo indica que la inversin

tectnica desempea un papel importante, sobre la arquitectura de la Cordillera de

Domeyko, asociada a un acortamiento EW, generando una deformacin del tipo

Thin- Skinned y Thick-Skinned.

Amilibia, A. y Skarmeta, J. (2003) relacionaron intrusiones de sistemas

porfdicos de Cu-Mo con la inversin de antiguas fallas extensionales, que se

emplazaron temporal y espacialmente en trampas estructurales, generadas

durante la inversin tectnica, en un rgimen netamente contraccional.

Cornejo et al. (2003) mediante un mapeo regional en detalle, datos

geocronolgicos y geoqumicos en la Depresin Central y Precordillera del norte

de Chile, entre los 24 y 27 Lat. Sur reconocieron un evento regional de

deformacin compresiva durante el Cretcico Superior y Paleoceno Inferior, que

denominaron fase compresiva KT.

Mpodozis et al. (2005) realizaron el estudio detallado de la estratigrafa de

la cuenca del Salar de Atacama, redefinieron sus unidades y la evolucin tectnica

entre el Mesozoico Tardo y el Palegeno. Propusieron que la cuenca del Salar de

Atacama se habra formado como consecuencia del cierre e inversin tectnica de

la cuenca de antepas durante el Cretcico Tardo, y que dio lugar a la proto-

Cordillera de Domeyko.

Soto et al. (2005) estudiaron la actividad Negena en un sector de la

Cordillera de Domeyko, entre los 24 y 25 Lat. Sur mediante marcadores

geomorfologicos. Indican que existen repetidos y pequeos pulsos tectnicos que

reactivaron estructuras previas, como resultado de una compresin EW, posterior

al Mioceno Inferior.

10

Amilibia et al. (2008) realizaron anlisis estructurales en la Cordillera de

Domeyko, entre los 22 y 26 Lat. Sur, sugiriendo que, la mayora de los pliegues

formados por fallas inversas con orientacin N-S, fueron controlados por la

inversin de fallas extensionales mesozoicas pre-existentes.

Niemeyer, H. y Urrutia, C. (2009) efectuaron un estudio cinemtico de la

Falla Sierra de Varas, en el segmento entre Aguada del Hornito y Aguada del

Cerro Alto de Varas, sobre la base del desplazamiento de dos porciones de

Granitoides Foliados del Paleozoico Superior (Plutn Sierra de Varas).

Determinaron un rechazo siniestral-inverso de 16,4 Km, que tuvo lugar durante el

Eoceno Medio Tardo, y un segundo sistema estructural dextral, con

desplazamiento de 0,6 Km durante el Mioceno, que habra sobreimpuesto al

anterior.

11

CAPTULO II

MARCO TERICO ESTRUCTURAL

2.1. Sistemas de Fallas

En el rea de estudio la deformacin frgil se encuentra evidenciada a

travs de fallas, las cuales se pueden asociar principalmente a sistemas

compresivos y sistemas transcurrentes. En el presente captulo se entregan

algunos conceptos tericos acerca de los sistemas de fallas transcurrentes,

compresivas y plegamiento asociado a fallas.

2.1.1. Sistema de fallas compresionales

Las fallas compresionales son causadas por el acortamiento de la corteza y

corresponden a fallas inversas y sobrescurrimientos. Las fallas inversas son ms

inclinadas (> 30) que los sobrescurrimientos (10 - 30) y usualmente no

acumulan largos desplazamientos como en el caso de los sobrescurrimientos,

aunque existe una transicin gradual entre los dos tipos de fallas. Estas

estructuras pueden ocurrir en cualquier escala, desde microescala hasta

cinturones orognicos regionales y zonas de subduccin.

Uno de los arreglos estructurales caractersticos de estos sistemas son las

Fajas Corridas y Plegadas (Figura 2.1), las cuales se pueden desarrollar en

mrgenes convergentes; en zonas de subduccin de tipo andina o en zonas de

colisin continental. Las fajas corridas y plegadas estn fundamentalmente

controladas por fallas inversas y sobrescurrimientos en profundidad, los cuales

poseen una vergencia contraria al manteo de las fallas que indica el sentido del

transporte tectnico. Generalmente, los sobrescurrimientos se unen en

12

profundidad con un detachment de bajo ngulo. Esta zona de movimiento que

separa la estructura deformada del basamento, es denominada dcollement. A

escala cortical, los principales sobrescurrimientos son de una geometra curva y

cortan secuencias estratificadas hacia arriba cuando existe un contraste reolgico

entre los estratos, se genera un perfil escalonado con rampas y rellanos que

siguen horizontes dbiles (e.g. estratificacin; Figura 2.2)

Dahlstrom (1970) sugiere una serie de reglas asociadas a la geometra

bsica de las fajas corridas y plegadas, las que posteriormente fueron modificadas

por Royse et al. (1975): 1) Los sobrescurrimientos cortan estratigrficamente

hacia arriba la secuencia en direccin del movimiento; 2) Los sobrescurrimientos

son, generalmente, paralelos a los estratos incompetentes (sal, lutitas, etc.) y

oblicuos a capas competentes; 3) Los sobrescurrimientos se hacen ms jvenes

en la direccin de movimiento; 4) Los sobrescurrimientos mayores no se traslapan

significativamente, debido a ello, se puede duplicar la secuencia estratigrfica y

alcanzar acortamiento de hasta un 50%. Adems, se puede agregar que se

producen pliegues slo en el bloque colgante (Figura 2.2b), mientras que las rocas

del bloque yacente permanecen no deformadas. Es importante considerar que el

rechazo estratigrfico no constituye un buen indicador de la magnitud del

desplazamiento.

Figura 2.1: Perfil esquemtico caracterstico de zonas de fajas corridas y

plegadas. Se indica la zona de movimiento Dcollement y las Rampas asociadas

al cambio de horizonte., Fossen (2010).

13

2.1.2. Sistemas de fallas de rumbo.

Las fallas de rumbo

corresponden a planos de

ruptura verticales o con una

gran inclinacin en su manteo

los cuales poseen una

direccin de deslizamiento

cercano a la horizontal y

paralelo a la direccin de la falla

(Bates y Jackson, 1987). Estas

fallas poseen un barrido o rake

con ngulos inferiores a 45

(Figura 2.3a) y dinmicamente

tiene 2 vertical, mientras que 1 y 3 son horizontales (Anderson, 1942; Figura

2.3b). Una falla de rumbo puede ser sinistral o dextral, e idealmente no involucra

movimientos verticales de roca, y adems puede acumular grandes

desplazamientos. Generalmente estas estructuras yuxtaponen terrenos de

Figura 2.3: Cinemtica y dinmica de una falla de

rumbo. a) muestra la cinemtica con deslizamientos

horizontales mayor a los verticales y rake

14

diferentes litologas, facies, edad y origen. Tambin truncan rasgos geolgicos

tales como foliacin, pliegues, diques y otras fallas (Sylvester, 1988). Adems es

comn que se presenten como producto de la reactivacin de estructuras

preexistentes, si la reactivacin sucede en sobrescurrimientos, pueden ser de bajo

ngulo.

Tectnicamente las fallas de rumbo pueden ser denominadas como trench-

linked faults cuando son paralelas a la fosa, en un contexto de subduccin y se

localiza dentro o inmediatamente limitando al arco magmtico (Sylvester, 1988).

Estas fallas acomodan slo una parte del desplazamiento total detrs de la fosa en

el lmite de placas convergentes (Woodcock, 1986).

Las fallas de rumbo, se caracterizan por la formacin simultanea de

estructuras de extensin y acortamiento a lo largo de la traza de la misma falla,

debido a traslapes entre sus segmentos. As, segn cul sea el sentido de

movimiento de una falla se

tendrn traslapes

extensionales y traslapes

contraccionales. Dentro de

las variaciones que tiene la

forma de la traza, se tienen

dos traslapes importantes:

(1) los puentes o stepover

(Figura 2.4a), son

espacios que quedan entre

dos extremos traslapados

de dos fallas, y pueden

evolucionar en codos de

falla continuos; (2) los

codos o bends (Figura

2.4b), son una deflexin en la traza de una falla continua, los cuales, pueden ser

Figura 2.4: Variaciones de la traza de una falla de rumbo.

a) Puentes o Stepover; 1 Puente extensional, 2 Puente

contraccional. b) Codos o bends; 3 Codo contraccional, 4

Codo extensional. c) Relieves romboidales; 5 Graben, 6 Horst.

d) Otros rasgos; 7 Caballo o horse, 8 Lente de cizalle, 9

Tajada de la pared o sidewall-ripout. e) Duplex; 10 Abanico

contraccional, 11 Duplex extensional, 12 Duplex contraccional,

13 Abanico extensional. Woodcock y Schubert (1994).

15

extensionales con sectores estructural y topogrficamente deprimidos o

contraccionales con sectores de relieve positivos (tipo push up). Otros rasgos

importantes de mencionar son los relieves romboidales (horst y graben; Figura

2.4c), los caballos o horse, lentes de cizalle y las tajadas de pared o sidewall-

ripout (Figura 2.4d). Tambin se puede observar estructuras de dplex, los cuales

constituyen arreglos geomtricos imbricados de dos o ms caballos o horses,

comprendidos entre dos fallas mayores. Estos se pueden formar en los traslapes

(offset o Stepover) o en los codos (bends). Adems en las terminaciones de las

fallas de rumbo se pueden generar abanicos, que puede tener caractersticas

extensionales y contraccionales, al igual que los dplex. (Figura 2.4e).

La transpresin (Harland, 1971) es

el espectro de la combinacin entre el

deslizamiento en el rumbo y contraccin

pura, es decir, es la combinacin

simultanea de movimientos en el rumbo a

lo largo de una zona de cizalle o falla,

combinada con un acortamiento

perpendicular (Sanderson y Marchini,

1984). Este tipo de estructura involucra un

deslizamiento convergente, donde el

movimiento de rumbo se presenta

acompaado de convergencia en ambos

bloques, generando las siguientes

caractersticas: (1) Desarrollo de pliegues

en-chelon; (2) Presencia de fallas

inversas subparalelas a los ejes de pliegues; (3) fallas inversas con forma de Hoja

de Palma o tambin llamada Flor Positiva (Figura 2.5). En algunas zonas de

cizalle de rumbo, se forman pliegues de planos axial vertical con un clivaje

transecto, el cual no se encuentra contenido en el plano axial de los pliegues. En

Figura 2.5: Geometra de una estructura

en Flor Positiva. Movimientos inversos

oblicuos desarrollados a lo largo de una falla

transpresional sinistral. Segn Harding

(1985).

16

transpresin el ngulo que forma el eje mayor de la elipse de deformacin con el

margen de la zona en transpresin ser menor que en una zona direccional, para

lo cual, las foliaciones, pliegues y fallas inversas se formarn a un ngulo menor

que en los sistemas direccionales. Segn Sanderson y Marchini (1984) la

transpresin se trata de una combinacin de cizalle puro y simple (ver ms

adelante), en donde se produce engrosamiento cortical y alzamiento vertical.

La mecnica de las fallas de rumbo puede ser explicada por dos

mecanismo, basados en relaciones geomtricas y dinmicas. Estos son: (1) cizalle

puro y (2) cizalle simple (Figura 2.6a). El cizalle puro produce sistemas de fallas

direccionales conjugadas, relativamente cortas, que ayudan a acomodar la

componente frgil de la deformacin en contraccin, en donde los pliegues y

cabalgamientos se formarn perpendicularmente al eje de acortamiento. Adems

las fallas de rumbo conjugadas pueden acomodar la deformacin sin rotacin,

siempre que acten simultneamente (Figura 2.6b). El cizalle simple puede tener

una simetra monoclnica del strain debido a que posee rotacin generando

estructuras dispuestas en-chelon a lo largo de zonas relativamente estrechas y

una variedad de estructuras asociadas (Figura 2.6b).

Figura 2.6: Modelos de cizalle simple y cizalle puro. a) Modelo simple de una

transpresin (Sanderson y Marchini, 1984). b) Vista en planta de diferentes relaciones

geomtricas en las estructuras, segn modelos de cizalle puro y cizalle simple, para

una falla vertical de direccin N36W, en donde se observa cizalle puro y cizalle simple

dextral (Sylvester, 1988).

17

Finalmente, las fallas de rumbo transpresionales afectan o deforman

de manera diferente a rocas naturales que tienden a reflejar cierta anisotropa y

heterogeneidad (e.g., areniscas, calizas y lutitas). En general, la componente de

cizalle simple se acomoda fcilmente en capas ms incompetentes, mientras que

el resto de la zona es afectada por la componente de cizalle puro. Es decir, el

strain total es particionado entre capas de diferentes propiedades mecnicas

(Figura 2.7), este strain particional no es ms que la distribucin selectiva de los

componentes de strain dentro de una zona de deformacin total.

2.2. Descripcin y Clasificacin de Pliegues

Los pliegues son el resultado de una deformacin permanente, los cuales,

se generan bajo variadas condiciones de esfuerzos, presin hidrosttica, presin

de poros y temperaturas. Estn asociados a tectonismo, y se desarrollan en zonas

de cizalle ligados a los lmites de mrgenes convergentes y a esfuerzos

compresivos. Por lo anterior, es de gran importancia tener conocimiento terico

Figura 2.7: Strain particional en una zona de transpresin. Algunos bloques experimentan

cizalle simple, mientras que otros cizalle puro (Fossen, 2010).

18

sobre la descripcin y clasificacin de pliegues estudiados por Fleuty (1964),

Ramsay (1967), Wilson (1967), Hudleston (1973), entre otros, como indicadores

de la naturaleza de la deformacin.

2.2.1. Pliegues cilndricos

Un pliegue cilndrico puede ser definido por la propiedad de que los polos

de los planos de estratificacin (S0) se encuentran paralelos al mismo plano,

independiente de la forma del pliegue. Adems, puede ser visto como una parte

parcialmente cilndrica donde el eje del cilindro define el eje del pliegue (Figura

2.8a). Esta propiedad es la base

para encontrar el eje del pliegue;

en un estereograma, los polos de

los planos de estratificacin caen

en un circulo mayor. El polo del

plano de este crculo mayor es el

eje del pliegue (Figura 2.8b),

conocido como el eje (Ramsay

y Huber, 1987). Esto significa que

el eje del pliegue es una lnea

recta, que cuando se mueve

paralela as misma, genera un nico pliegue de la misma generacin (Wilson,

1967).

2.2.2. Pliegues no cilndricos

Los pliegues no cilndricos, no desarrollan una superficie plegada por el

movimiento paralelo de una lnea (Eje del pliegue) en el espacio (Ramsay y Huber,

1987; Figura 2.9).

Figura 2.8: Pliegues cilndricos. a) Geometra

cilndrica de un pliegue. b) Representacin

estereogrfica de los polos de los planos S0 de un

pliegue cilndrico, para hallar la orientacin del eje del

pliegue.

19

La charnela de los pliegues no cilndricos se curva dentro de un plano, y por

tanto, cambia su direccin y buzamiento. En ocasiones se aproximan a una forma

que parecida a un cono matemticamente definido (Figura 2.10a), es decir, a una

superficie generada por una lnea que se mueve a travs de un punto (Wilson,

1967). Los tipos de pliegues no cilndricos ms desordenados son los pliegues

irregulares, que muestran amplias variaciones en la actitud de los planos axiales

y de la charnela de los pliegues (Fleuty, 1964). Otro tipo de pliegues cnicos y/o

no cilndricos son los pliegues en-chelon (Campbell, 1958). En un estereograma,

los polos de estos pliegues, no se concentran alrededor de un punto mximo

(Figura 2.10b) como en un pliegue cilndrico, pero se encuentran sobre una lnea

curva, que define un plano de ajuste cnico (Wilson, 1967).

Figura 2.9: Geometra de un pliegue no

cilndrico. Fossen (2010)

Figura 2.10: Geometra

de un pliegue cnico.

a) Forma de un estrato

plegado cnicamente. b)

Proyeccin estereogrfica

de un pliegue cnico.

20

2.2.3. Bandas Kink y pliegues Chevron

Los pliegues Kink, son pliegues rectos con flancos planos (sin punto de

inflexin), charnelas angulares y marcadamente asimtricos (Suppe, 1985;

Ramsay y Huber, 1987). Se forman en rocas fuertemente anisotrpicas, en que la

anisotropa se encuentra bien desarrollada en finas capas laminadas o en planos

de foliacin en rocas tales como esquistos, filitas y lutitas (Van der Pluijm y

Marshak, 2004). Estos pliegues siempre se localizan entre lados paralelos bien

definidos o en superficies axiales con de forma de lentes elongados, conocidos

como planos Kink (Ramsay y Huber, 1987). Los pliegues Kink se organizan en

bandas denominadas bandas Kink (Figura 2.11a). Las bandas Kink son una

discreta banda que pasa a travs de la roca, en el que las capas han sido rotadas

con respecto a su orientacin fuera de la banda (Suppe, 1985). Se forman

relativamente a bajas temperaturas en materiales regularmente laminados (Suppe,

1985). La deformacin que sufre corresponde a un cizalle simple homogneo

combinado con una rotacin externa (Ragan, 2009). En donde la lnea de

interseccin de dos orientaciones Kink, es aproximadamente paralelo a 2; el

bisector de los pares conjugados es aproximadamente paralelos a las capas

(direccin de acortamiento) y corresponde a 1, mientras que la bisectriz es

aproximadamente perpendicular a la capa es 3 (Suppe, 1985).

Los pliegues tipo Chevron (Figura 2.11b) son simtricos o ligeramente

asimtricos con flancos rectos, charnelas agudas y ngulos interlimbos menos

agudos (Ramsay y Huber, 1987). Puede ser formado por varios mecanismos, uno

de los mecanismos ms importantes ocurre como interferencia de bandas Kink

conjugadas (Paterson y Weiss, 1966). Comnmente estos pliegues ocurren en

multicapas alternadas, competentes e incompentes, por tanto combinan

geometras de pliegues similares y paralelos (Ramsay y Huber, 1985). Fossen

(2010) indica que las diferencias que separan los pliegues Chevron de las bandas

Kink son que los pliegues Chevron se deforman por deslizamiento flexural y se

21

inician con su superficie axial perpendicular a 1, mientras que las bandas Kink

son oblicuas a 1.

2.2.4. Pliegues relacionados a fallas

En mucho casos los pliegues pueden ser el resultado directo del

desplazamiento de bloques de fallas (Suppe, 1985). Los pliegues relacionados a

fallas o fault-related-folds, se pueden dividir en varios grupos de acuerdo a la

geometra de la estructura y a parmetros: cinemticos, dinmicos y reolgicos

(Suppe, 1983; Suppe, 1985; Suppe y Mendwedeff, 1984). Segn Suppe (1985)

existen 4 tipos particularmente importantes: i. Pliegues de arrastre o drag folds; ii.

Pliegues por cambio de manteo o fault-bend folds; iii. Pliegues por propagacin

de falla o fault-propagation folds; iv. Pliegues por despegue simple o

dcollement folds.

i. Pliegues de arrastre (drag folds): Definidos por Suppe (1985) como pliegues

que se encuentran estrechamente localizados cerca de la superficie de fallas y

Figura 2.11: Modelos de pliegues rectos. a) Bandas

Kink. b) Pliegue Chevron.

22

son formados por la fuerza de friccin que acta a travs de la falla. Es decir, su

definicin se centra ms en el mecanismo de formacin, que en la forma de los

pliegues. Muestran orientaciones y asimetras apropiadas a la orientacin y

sentido del deslizamiento de la falla (Suppe, 1985). Si las orientaciones de los

pliegues son ploteados sobre una proyeccin estereogrfica (Figura 2.12), se

podra observar que se encuentran en un plano paralelo a la superficie de la

falla (Suppe, 1985).

ii. Pliegues por cambio de manteo (fault-bend folds): Consisten en pliegues

formados en el bloque colgante de fallas inversas ciegas, presentando

geometras del tipo rellano-rampa-rellano (Figura 2.13; Suppe, 1985). La

geometra del pliegue refleja la geometra de la rampa i.e., rampas angulares

producen pliegues angulares, mientras que rampas curvas generan pliegues

menos angulares (Suppe, 1983).

Figura 2.12: Estereograma de

un pliegue de arrastre.

Muestra los ejes de pliegues de

arrastre describiendo un plano

paralelo a la superficie de la

falla. Suppe (1985).

23

iii. Pliegues por propagacin de falla (Fault-propagation folds): Estos pliegues

representan la deformacin que se produce en el frente de propagacin

progresiva de la terminacin o tip point (Figura 2.14) de una falla inversa

ciega hacia la superficie (Suppe y Medwedeff, 1984). La propagacin de la falla

se realiza gradualmente a medida que se acumula el deslizamiento. Durante la

propagacin, el deslizamiento llega a cero en la terminacin de la falla (tip point)

y es consumido en el plegamiento (Suppe y Medwedeff, 1984; Suppe, 1985).

Figura 2.13: Pliegue por

cambio de manteo. modificado

de Suppe (1985).

Figura 2.14: Pliegue por

propagacin de una falla.

modificado de Suppe (1985)

24

iv. Pliegues por despegue simple (dcollement o detachment folds): Los

pliegues por despegue simple se desarrollan por encima de un detachment

durante un acortamiento (Fossen, 2010; Figura 2.15). Los pliegues afectan a la

cobertura, y generalmente el basamento se mantiene sin deformar. Estos tipos

de pliegues tienden a desarrollarse en capas incompetentes como son lutitas o

evaporitas (Niemeyer, 2008; Fossen, 2010).

2.2.5. Superposicin del plegamiento

Se habla de un plegamiento superpuesto cuando existe una fase de

plegamiento que pliega a otra anterior (Ramsay, 1967). Segn Ramsay y Huber

(1987) existen 3 formas en que pueda ocurrir la superposicin del plegamiento en

una zona: 1) Cuando una combinacin de rocas de basamento, previamente

deformados, estn sujetos a una compresin, desarrollando nuevas estructuras

superpuestas a pliegues anteriores, es decir, intervienen entre episodios

orognicos, siendo controladas por la orientacin y el estilo de la anisotropa antes

de la nueva deformacin; 2) Cuando las direcciones de stress principal cambian

durante el desarrollo de un orgeno, en donde, este tipo de deformacin

superpuesta puede surgir de la actividad de discretos pulsos de acortamiento, que

estn siendo acomodado por rotaciones y traslaciones; y 3) Se produce durante

una nica deformacin progresiva como resultado de suaves y sistemticos

cambios de stress y strain incremental durante la deformacin.

Figura 2.15: Pliegue por

despegue simple. Niemeyer

(2008).

25

Ramsay (1967) distingui 3 patrones de interferencia de pliegues (Figura

2.16) producidos por la superposicin de una segunda fase de deformacin, estas

son: Tipo 1, con estructura clsica de tipo domo-cuenca; Tipo 2, llamados pliegues

tipo boomerang o Y; y Tipo 3, descrito como pliegue en gancho o llamado

replegamiento coaxial. Tambin existe un patrn de Tipo 0 definido por dos

idnticos (Figura 2.16), pero con sistemas de plegamiento temporalmente

separados. El resultado de la interferencia de Tipo 0 es simplemente una

estructura de pliegue ms apretado (Ramsay, 1967).

Figura 2.16: Principales tipos de patrones de interferencia en pliegues.

Segn Ramsay (1967).

26

CAPTULO III

MARCO TECTONO-ESTRATIGRFICO

3.1. Evolucin Tectonoestratigrfica de la Precordillera de Antofagasta

3.1.1. Ciclo Gondwnico

La reconstruccin tectnica y estratigrfica de la historia del Ciclo

Gondwnico involucra tres etapas principalmente; La primera etapa o Etapa

Eohercnica, se registr durante el Devnico Medio hasta el Carbonfero Inferior;

La segunda etapa o Etapa Neohericnica ocurri durante el Carbonfero Superior

y el Prmico Inferior; finalizando con una tercera etapa, registrada durante el

Prmico Inferior Medio (Charrier et al., 2007).

La evolucin tectnica durante la primera etapa, comenz con la colisin

de Chilenia al margen sudamericano, durante el Devnico Inferior a Medio

(Ramos et al., 1986). Luego comienza un magmatismo post-colisin que produjo el

emplazamiento de diversos cuerpos granticos en el lado de Argentina, de forma

previa, al nuevo ciclo de subduccin Devnico Superior Carbonfero Inferior en el

margen pacfico (Coira et al., 1982; Ramos et al., 1984). Contemporneo con el

nuevo ciclo de subduccin, se desarroll en el lado oeste de Argentina el Arco

Puneo (Salfity, 1980), el cual se emplaz entre los 18 y 28 de latitud sur.

Durante el Devnico Superior Carbonfero Inferior, la nueva configuracin

paleogeogrfica en el norte de Chile, permiti el desarrollo y depositacin de

series turbidticas en el lado occidental (Fm. El Toco, Fm. Sierra del Tigre, Fm. Las

Trtolas y Fm. Arrayan), las cuales, debido a la deformacin local y su intenso

cizalle interno, podran estar relacionadas a un complejo de subduccin

(Rebolledo y Charrier, 1994). Coetneamente, se producen eventos de

27

transgresin y regresin en el margen occidental de Gondwana, asociados a un

aumento global del nivel del mar (Bahlburg y Breitkreuz, 1991), este evento

permiti la depositacin de series de plataforma marina en el lado oriental (Fm. El

Lila, Fm. Zorritas y Fm. Argomedo), los cuales, se encontraban flanqueados hacia

el este por el Arco Puneo, que gener un importante aporte de sedimentos de

origen volcnico (Niemeyer et al., 1997). La sedimentacin continu hasta el

Carbonfero Inferior, en donde se registr un evento de deformacin compresiva

hasta el Carbonfero Medio-Superior, asociado probablemente a una actividad

ms intensa del arco magmtico (Bahlburg y Breitkreuz, 1991; Charrier et al.,

2007), lo que provoc el alzamiento y deformacin de los depsitos de plataforma

dispuestos en la cuenca de antearco oriental (Charrier et al., 2007).

La segunda etapa comenz en el Carbonfero Superior, con el aumento de

la tasa de convergencia, as como tambin del movimiento continental (Charrier et

al., 2007). Esto gener un aumento de la actividad magmtica, incrementando el

ancho del arco y permitiendo la depositacin de productos volcnicos en lado

occidental. Estos productos volcnicos (Fm. Collahuasi, Fm. La Tabla y Fm. La

Tuina) se disponen en discordancia angular sobre los depsitos de plataforma

previamente alzados (e.g. Fm. La Tabla y Fm. Argomedo en la Cordillera de

Domeyko; Marinovic et al., 1995). En conjunto con el volcanismo, se produjo el

emplazamiento de variados cuerpos subvolcnicos e intrusivos generados durante

el Carbonfero Superior Prmico Inferior, los cuales segn Marinovic et al. (1995)

poseen firmas con origen cortical, proveniente de un magma calco-alcalino,

asociados a subduccin. Durante el Prmico Inferior se produjo un nuevo evento

tectnico compresivo (Fase Tectnica San Rafael; Polanski, 1970), el que gener

el cierre de la cuenca de antearco (Charrier et al., 2007).

Eventos de transgresin-regresin, tras un importante cambio

paleogeogrfico durante el Permico Inferior (Daz-Martnez et al., 2000; Charrier et

al., 2007), marcaron el inicio de la tercera etapa. En esta etapa comenz la

28

depositacin de sedimentos de plataforma costera (Fm. Juan de Morales, Fm.

Cerro El rbol y Formacin Huentelauqun), cubriendo discordantemente a

depsitos volcnicos anteriormente depositados.

3.1.2. Ciclo Pre-Andino

Durante el Prmico Medio -Superior (ca. 270 230 Ma), luego del

ensamblaje de Gondwana, se produjo la ruptura del slab (Astini et al., 2009), el

cual, podra estar asociado a la colisin de un terreno alctono llamado Terrain

X, coetneo a la Fase San Rafael en el Prmico Inferior tardo, a finales del Ciclo

Gondwnico (Mpodozis y Kay, 1990). El quiebre del slab caus la interrupcin de

la subduccin a lo largo del margen continental, generando nuevas condiciones

tectnica (Charrier et al., 2007) y la pausa del movimiento continental durante el

Prmico Superior (Vilas y Valencio, 1978). Estas condiciones fueron favorables

para la acumulacin de calor en el manto superior, fundiendo la corteza inferior, y

produciendo grandes volmenes de magmas (Berg y Breitkreutz, 1983). Como

consecuencia se produce la extensin y deformacin de la corteza superior,

generando grandes cuencas extensionales (i.e. limitado por fallas normales) con

orientacin NNW-SEE con abundante actividad magmtica (Charrier, 1979).

Segn Ramos (1994) la direccin de estas cuencas est relacionada a zonas de

debilidad asociadas a zonas de sutura de terrenos Paleozoicos acrecionados.

La primera fase de cuencas extensionales, se desarroll durante el Prmico

Superior Trisico Medio (e.g. Cuenca San Flix y Cuenca El Quereo- Los

Molles). Este primer ciclo de rifting, generado por subsidencia tectnica y trmica,

produjo grandes cantidades de depsitos de lavas y rocas piroclsticas (e.g.

formaciones Cas y Peine) con edades ca. 249 Ma (Breitkreuz y Van Schmus,

1996), y que represent un volcanismo transicional entre un magmatismo de arco

e intraplaca. Concomitante con el volcanismo se emplazaron diversos cuerpos

subvolcnicos, ambos relacionados con la parte superior del Grupo Choiyoi en

29

Argentina (Coira et al., 1982; Charrier et al., 2007). Adems, la configuracin de

las cuencas, permiti el ingreso espordico del mar, depositndose sedimentos

marinos entre depsitos volcnicos (Bahlburg y Breitkreuz, 1991; McKie, 1994).

La segundo etapa de rift, comenz durante el Trisico Medio con la

reactivacin de las cuencas desarrollndose ciclos de subsidencia sinrift,

subsidencia termal post-rift y nuevas cuencas (e.g. Cuenca El Profeta La

Ternera; Charrier et al., 2007) facilitando el ascenso de corteza fundida

acumulada, el que genera intercalaciones volcnicas de basaltos y andesitas (e.g.

formaciones Agua Chica, Quebrada del Salitre y La Ternera), adems de

intercalaciones lacustres (e.g. Fm. Sierra de Varas). Desde el Trisico Superior

hasta el Jursico Inferior, ocurri un episodio de transgresin marina sobre rocas

volcnicas y continentales (Coira et al., 1982; McKie, 1994), la cual se encuentra

registrada por potentes depsitos de brechas en la base de los depsitos marinos

(e.g. formaciones Profeta y Pan de Azcar) depositados durante la transgresin

(Charrier et al., 2007).

3.1.3. Ciclo Andino

Durante el Jursico Inferior comienza la actividad de la subduccin,

desarrollndose un arco magmtico paralelo al margen occidental de Gondwana

(Coira et al., 1982; Scheuber et al., 1994). Durante el Sinemuriano-Pliensbachiano

comienza la depositacin de lavas calcoalcalinas, andesticas y baslticas (Fm. La

Negra; Garca, 1967), junto con el emplazamiento de plutones, numerosos diques

y stocks andesticos y dacticos asociados al arco volcnico (Coira et al., 1982).

Se ha sugerido que este volcanismo estuvo relacionado a erupciones de tipo

fisural, durante un rgimen extensional y una fuerte subsidencia en el arco

(Scheuber et al., 1994). Coetneo al desarrollo del arco volcnico, desde el

Jursico Inferior, comienza un episodio de transgresin en la cuenca de trasarco

(Coira et al., 1982; Charrier y Muoz, 1994; Charrier et al., 2007) que gener

30

depsitos de calizas y lutitas, las cuales, indican ambientes profundos (e.g. Fm.

Profeta), concomitantes a la subsidencia de la cuenca. Durante el Oxfordiano-

Kimmeridgiano comienza una etapa de regresin en la cuenca de trasarco, dando

lugar a la depositacin de potentes niveles de yeso (Charrier y Muoz, 1994;

Charrier et al., 2007), este episodio de regresin, puede ser asociado a una fase

de deformacin cortical (Fase Araucana; Charrier y Vicente, 1972) ligada al

desarrollo inicial del Ocano Atlntico (Charrier et al., 2007). Posterior a este ciclo

de regresin, ocurre un cambio gradual de depositacin marina a continental, con

sedimentos depositados en un ambiente de llanura de inundacin hasta el

Cretcico Inferior (Formacin Santa Ana; Naranjo y Puig, 1984), lo que indica una

fuerte subsidencia de la base de la cuenca de trasarco (Charrier y Muoz, 1994).

Desde el Cretcico Medio-Superior, el incremento en la tasa de subduccin

gener la migracin del arco magmtico hacia el oriente (Coira et al., 1982), que

se ubic en las actuales Depresin Intermedia Cordillera de Domeyko; esto

gener depsitos de lavas andesticas, dacticas y depsitos piroclsticos (e.g.

Fm. Quebrada Mala, Fm. Augusta Victoria y Fm. Llanta), los cuales se encuentran

dispuestos en discordancia angular sobre depsitos de trasarco del Cretcico

Inferior, debido a importantes movimientos tectnicos atribuidos a la Fase

Peruana (Steinmann, 1929). Desde el Cretcico Superior comenz la

depositacin de sedimentos producto de la erosin del arco magmtico asociados

al Grupo Purilactis (Mpodozis et al., 2005) en una cuenca en transicin antearco-

antepas, ubicada hacia el este del arco. Contemporneamente en el Cretcico

Superior comienza un episodio de compresin importante, con un acortamiento

normal al orgeno (Scheuber et al., 1994), el cual coincide con un incremento en

la tasa de separacin de los ocanos Atlntico y Pacifico, asociados con la

separacin de Gondwana (Charrier y Muoz, 1994). Adems, se registr un

cambio mayor en la configuracin de las placas en el sureste del pacifico entre los

110 y 70 Ma, en donde se reemplaza la convergencia anterior, por la convergencia

entre la placa de Faralln y la placa Sudamericana (Scheuber et al., 1994). Segn

31

Charrier et al. (2007) este acortamiento gener la inversin tectnica de las

cuencas de tras-arco, el alzamiento y deformacin de unidades pre-existentes, as

como tambin una importante discordancia regional que separa los depsitos

volcnicos del Cretcico Superior de depsitos del Paleoceno Inferior compuesto

por lavas riolticas, tobas cidas e ignimbritas , y prfidos riolticos (e.g. Formacin

Chile-Alemania). Este evento de deformacin es asignado a la Fase KT (Cornejo

et al., 2003). Luego del evento de compresin, durante el Palegeno Inferior se

reanuda la extensin con menor intensidad, asociada a la abundante actividad

volcnica y plutnica en el arco (Blanco et al., 2003), durante periodos de

convergencia bajas y oblicuas entre la placa de Faralln y la Sudamericana

(Pardo-Casas y Molnar, 1987).

Durante el Eoceno Medio se produjo un evento de deformacin

transpresiva, el cual afect principalmente a la Cordillera de Domeyko, con

particin del strain en acortamiento y movimientos de rumbo (Charrier et al., 2007),

el cual estara asociada a la Fase Incaica (Steinmann, 1929). La deformacin

coincide con un peak en la tasa de convergencia asociada con una considerable

reduccin de la oblicuidad de la convergencia ca. 45 Ma (Pilger, 1984; Pardo-

Casas y Molnar, 1987). Coetneamente se produjo el cese de la actividad del arco

magmtico (Coira et al., 1982). Adems, se gener el Sistema de Fallas de

Domeyko, con movimientos de rumbo principalmente sinistrales y

desplazamientos inversos, los cuales representa una zona de debilidad cortical

(Charrier et al., 2007).En esta zona, debido al engrosamiento cortical causado por

la orogenia incaica, se emplazaron prfidos controlados por el Sistema de Fallas

de Domeyko con edades de entre los 42 y los 31 Ma (Maksaev, 1990). En el

Eoceno Superior Oligoceno Inferior, se produjo la incisin y erosin de la

Cordillera Incaica generando los pediplanos de Atacama y de Tarapac (e.g. Fm.

Pampa de Mulas, Gravas de Atacama). Segn Maksaev y Zentilli (1999), durante

la exhumacin (periodo que dur 20 Ma) se erosionaron ca. 4 a 5 Km de corteza.

Entre los 40 Ma y 33 Ma, el vector de convergencia de la placa de Nazca a la

32

latitud de los 22S tena un rumbo de N 57 E y una tasa promedio de

convergencia de 5.8 cm/ao, luego entre los 33 Ma y los 28,3 Ma, el vector de la

placa de Nazca, a la misma latitud, tena un rumbo de N 56 E y una tasa

promedio de convergencia de 6,8 cm/ao (Somoza, 1998). De acuerdo a estas

medidas, la convergencia tuvo una fuerte componente dextral evidenciada con

estructuras sintticas con esta cinemtica, principalmente en la Cordillera de

Domeyko (Charrier y Reutter, 1994).

Durante el Oligoceno termin la fase Incaica y el volcanismo en la

Precordillera, y comienza un periodo amagmtico que dura hasta los 23 Ma,

cuando comienza a formarse el actual arco volcnico (Reutter, 2001). Durante

este periodo, la Depresin Preandina cambi definitivamente el estilo estructural,

pasando a constituir una cuenca de tipo antepas con una fuerte subsidencia. La

deformacin contina activa en la Precordillera (Jolley et al., 1990) y comenz a

migrar hacia el Este entre el Oligoceno y el Mioceno, lo que produce las fallas y

pliegues de la Cordillera de la Sal. En el Mioceno Inferior se reinici la actividad

magmtica, asociada a flujos ignimbrticos que fueron depositados en el flanco

este de la Cordillera de Domeyko (e.g. Ignimbrita Ro Fro), los cuales se

encuentran manteando hacia el este, indicando el alzamiento de la Precordillera

(Charrier et al., 2007). Esta deformacin se encuentra relacionada probablemente

con el incremento de la velocidad de convergencia de las placas a fines del

Oligoceno (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza, 1998). Durante el Mioceno

Inferior tardo, ocurri otro pulso de deformacin, con la depositacin de gravas;

estos depsitos cubren en onlap al flanco occidental de la Cordillera de Domeyko.

A finales del Mioceno, aproximadamente a los 10 Ma, comienza la Fase Tectnica

Quechua (Scheuber et al., 1994), se inicia un episodio de deformacin

compresiva, que es prolongada con pulsos sucesivos hasta finales del Mioceno

(Salfity et al., 1984). Esta deformacin tuvo un efecto regional y caus la

reactivacin de fallas pre-existentes, tanto en los flancos del relieve remanente de

la Cordillera Incaica y el retro-arco, produciendo un rejuvenecimiento del relieve

33

(Soto et al., 2005). Somoza (1998) aport valores de la tasa promedio de

convergencia de la placa de Nazca de 10,9 cm/ao, con una direccin N 79 E,

entre los 10,8 Ma y los 4,9 Ma, asignados al Mioceno Superior. Al finalizar la Fase

Quechua, comenz la eyeccin intermitente de ignimbritas y lavas en la Cordillera

Occidental, durante el Mioceno Superior Plioceno Inferior (Coira et al., 1982).

3.2. Geologa del rea de estudio

En el rea de estudio afloran diversas unidades de rocas sedimentarias e

gneas que abarcan edades desde el Carbonfero hasta el Reciente. Dichas

unidades pueden ser agrupadas en: (1) Basamento Paleozoico, el cual contiene

rocas volcnicas e intrusivas de la Formacin La Tabla (Garca, 1967), Complejo

Plutnico Punta del Viento asignadas al Carbonfero-Prmico (Venegas et al.,

2013) e Intrusivos Hipabisales del Prmico Inferior (Marinovic et al., 1995); (2)

Unidades Mesozoicas, con secuencias volcnicas y marinas, correspondientes a

la Formacin Cerro Guanaco (Gonzlez et al., en prep; Alfaro, 2014) del Trisico y

a la Formacin Profeta (Chong, 1973; Bogdanic, 1983) de edad Trisico Superior

Jursico Superior, respectivamente; (3) Cobertura Cenozoica, la cual agrupa a la

Fm. Aguada Zorro (Chong, 1973) de edad eocena , Fm. Pampa de Mulas (Chong,

1973) de edad oligoceno mioceno y a depsitos aluviales del Negeno

3.2.1. Basamento Paleozoico

Formacin La Tabla (Pzlt)

Esta unidad est constituida por tobas riolticas soldadas con cristales de

cuarzo y, subordinadamente, por aglomerados, andesitas y tobas andesticas, as

como tambin algunas intercalaciones de brechas dacticas. Se estim una

potencia mnima de 800 a 1000 m de espesor, para este sector (Marinovic et al.,

1995). En el rea de estudio, esta unidad se encuentra cubierta en discordancia

34

angular por la Formacin Cerro Guanaco de edad Trisico (Alfaro, 2014), mientras

que su base no aflora. La edad de estas rocas es de ca. 291 y 268 Ma, obtenidas

a travs de dataciones radiomtricas K-Ar en riolitas que afloran en la Sierra

Argomedo (Herv et al., 1991; Marinovic et al., 1995). Esta unidad se desarroll

en un ambiente volcnico continental relacionado al cinturn magmtico del

Paleozoico Superior que afect a Chile y Argentina (Mpodozis y Ramos, 1989), en

un contexto de subduccin (Coira et al., 1982).

Complejo Plutnico Punta del Viento (CPcpv)

Est constituido por un conjunto de plutones leucocrticos: monzogranito de

anfbola y biotita, sienogranito de biotita, granodioritas y tonalitas. En el rea de

estudio se encuentran en discordancia y contacto por falla con rocas trisicas de la

Fm. Cerro Guanaco y en contacto tectnico con rocas de la Fm. Profeta.

Dataciones realizadas por Venegas et al. (2013) entregaron edades ca.

324 y 277 Ma, pertenecientes al Carbonfero Prmico.

Intrusivos Hipabisales

Corresponden a prfidos riolticos a dacticos, los cuales se encuentran

estrechamente relacionados con rocas de la Formacin La Tabla (Marinovic et al.,

1995). Estos afloran a lo largo de la Sierra de Varas, y estn discordantes por

debajo de rocas trisicas de la Fm. Cerro Guanaco, as como tambin de

secuencias marinas trisicas y jursicas de la Fm. Profeta. Alfaro (2014) seala

que rocas trisicas principalmente volcnicas de la Fm. Cerro Guanaco,

sobreyacen en discordancia erosiva a estos intrusivos hipabisales.

Marinovic et al. (1995) determin la edad de estos intrusivos hipabisales en

el sector del Portezuelo de Varas, a travs K-Ar (roca total), y obtuvieron una edad

de 277 8 Ma, correspondiente al Prmico Inferior.

35

3.2.2. Unidades Mesozoicas

Formacin Cerro Guanaco (Trcg)

Esta unidad fue definida como una sucesin de rocas volcnicas,

piroclsticas y volcanosedimentarias (Gonzlez et al., en prep; Alfaro 2014). stas

se pueden dividir en un miembro inferior conformada por andesitas, autobrechas y

depsitos piroclsticos de composicin andestica y dactica, mientras que su

miembro superior est compuesto por brechas tobceas, aglomerados e

intercalaciones de areniscas y conglomerados tobceos hacia techo. Alfaro

(2014) estim una potencia de 750 m para el miembro inferior, mientras que para

el miembro superior indicaron una potencia de 320 m. Anteriormente Marinovic et

al. (1995) estim 700 m de potencia en total, para la unidad informal Estratos

Cerro Guanaco en el sector de Co. Guanaco, al norte del rea de estudio.

La base de la Formacin Cerro Guanaco sobreyace en discordancia

angular y de erosin a tobas de la Formacin La Tabla (Alfaro, 2014) e intrusivos

hipabisales del Prmico Inferior. En el flanco oriental de la Sierra de Varas su

techo se encuentra cubierto concordantemente y transicionalmente por

conglomerados calcreos y calizas coralferas del Trisico Superior,

pertenecientes a la Formacin Profeta (Marinovic et al., 1995; Alfaro, 2014). En el

rea de estudio, se observa un contacto principalmente tectnico de esta unidad

con la Formacin Profeta, as como tambin con el Complejo Plutnico Punta del

Viento y la unidad de Intrusivos Hipabisales. Marinovic et al. (1995) mediante las

relaciones de contacto asigna a esta unidad una edad trisica.

36

Formacin Profeta (TrJp)

La Formacin Profeta fue definida por Chong (1973) como una secuencia

de rocas sedimentarias marinas, con intercalaciones volcnicas en su base y

techo, y evaporitas, hacia la parte alta, las cuales afloran en la quebrada del

Profeta. Posteriormente Bogdanic (1983) subdivide esta unidad en 4 miembros

que van desde el Hettangiano hasta el Tithoniano, los cuales, de base a techo

son: (1) Miembro Areniscas y Lutitas;(2) Miembro Lutitas y Margas;(3) Miembro

Evaporitas (4) Miembro Areniscas Rojas. Marinovic et al. (1995) extiende la base

de la Formacin Profeta hasta el Trisico Superior con una parte basal compuesta

por calizas coralferas, conglomerados y areniscas. Gonzlez et al. (En prep.)

definen cuatro miembros: Miembro 1 (Nrico-Rtico) de conglomerados, calizas

coralferas, areniscas y lutitas; Miembro 2 (Hettangiano Oxfordiano Medio) de

areniscas, lutitas y calizas, Miembro 3 correspondiente a yeso y anhidrita

(Oxfordiano Superior) y Miembro 4 de areniscas y lutitas calcreas pardo

amarillento a pardo rojizo (Kimmeridgiano Tithoniano; Figura 3.1).

Litolgicamente se encuentra compuesto en su base por areniscas,

conglomerados y brechas arcsicas, con intercalaciones calcreas con fsiles

marinos, lentes de tobas cidas y chert pertenecientes al Trisico Superior

Jursico Inferior (Marinovic et al., 1995). Fuenzalida (1986) registra el Trisico

Superior, representado por 50 m de conglomerados brechosos gruesos, mal

seleccionados, interestratificados con calizas con ndulo de chert, con corales

retrabajados. En el rea de estudio se registra una potencia de 70 m para la parte

basal de la Formacin Profeta, asignado al Trisico Superior (Bogdanic y Chong,

1985; Marinovic et al., 1995), mientras que Prinz et al. (1994) registra una potencia

de ca. 40 m. El Miembro de Areniscas y Lutitas, est compuesto por areniscas,

areniscas calcreas, calizas, calcarenitas ftidas, asignadas al Hettanginao

Aaleniano (Bogdanic, 1983; Bogdanic y Chong, 1985), as como tambin arcosas

y conglomerados finos calcreos (Marinovic et al., 1995). Bogdanic y Chong

37

(1985) estimaron una potencia de ca. 522 m para este miembro, mientras que

Prinz et al. (1994) registraron una potencia de 510 m en el sector de Aguada El

Minero. El Miembro Lutitas y Margas contiene principalmente margas con

concreciones, lutitas, calcarenitas y calizas, conteniendo fsiles que van desde el

Bajociano hasta el Oxfordiano (Bogdanic, 1983), con una potencia de

aproximadamente 780 m (Bogdanic y Chong, 1985). Prinz et al. (1994) estimaron,

para este mismo miembro, una potencia de ca. 820 m en el sector de Quebrada

del Profeta. El Miembro Evaporitas est compuesto por yeso y anhidrita

principalmente, con intercalaciones centimtricas de margas, asignadas al

Oxfordiano Superior (Bogdanic, 1983; Marinovic et al., 1995). Finalmente el

Miembro Areniscas Rojas consiste en margas verdes con intercalaciones

centimtricas de calcarenitas, lutitas y areniscas rojas, que van desde el

Kimmeridgiano hasta el Tithoniano, y que poseen una potencia de 100 m

(Bogdanic, 1983; Bogdanic y Chong, 1985; Marinovic et al., 1995). Prinz et al.

(1994) al norte de Quebrada del Profeta, estima una potencia de ca. 50 m para

este miembro. En principios Chong (1973) estim una potencia mnima de ca.

2300 m, para toda la unidad, mientras que Bogdanic (1983), Bogdanic y Chong

(1985) y Marinovic et al. (1995) calculan 70 m de potencia para el Trisico

Superior y 1500 m de potencia desde el Hettangiano al Tithoniano.

La Formacin Profeta sobreyace concordantemente a rocas volcnicas de

la Formacin Cerro Guanaco pertenecientes al Trisico (Gonzlez et al., en prep;

Alfaro, 2014) en el flanco oriental de la Sierra de Varas, mientras que en el resto

del rea se apoya en discordancia de erosin y/o angular sobre intrusivos

hipabisales subvolcnicos del Paleozoico Superior (Marinovic et al., 1995). La

sobreyacen concordantemente y transicionalmente, rocas sedimentarias de la

Formacin Santa Ana (Naranjo y Puig, 1984), Estratos de Quebrada de la Sal

(Gonzlez et al., en prep.) y Estratos de Quebrada del Chaco (Venegas et al.,

2013) asignadas al Neocomiano, as como tambin, con fuerte discordancia

angular y erosin, por gravas de la Fm. Pampa de Mulas. En el rea de estudio la

38

Formacin Profeta, se encuentra en contacto tectnico con la Formacin La Tabla,

la Formacin Cerro Guanaco, Formacin Aguada Zorro e intrusivos del Complejo

Plutnico Punta del Viento y de la unidad de Intrusivos Hipabisales.

La edad de esta unidad ha sido asignada gracias a la variada fauna fsil

que contienen estas rocas, los cuales han sido determinados por variados autores

(e.g., Chong, 1973; Bogdanic, 1983; Bogdanic y Chong, 1985; Bogdanic et al.,

1985; Chong y Hillebrandt, 1985). El Trisico Superior se encuentra representado

principalmente por Thecosmilia sp., Choristoceras cf. Nobile y Minetrigonia sp.; el

Hettangiano por Caloceras, Parapsiloceras, Psiloceras plicatulum y Psiloceras sp.;

en el Sinemuriano existen Arietites (Paracoroniceras) cf., Arnioceras sp.

Coroniceras sp.; Pliensbachiano con Atractites sp., Fanninoceras oxyconum y

Fuciniceras cf. fucini; Toarciano con Lytoceras sp., Dactylioceras sp.; Aaleniano

con Planammatoceras (Pseudaptetoceras) cf. Kochi (PRINZ), Phylloceras cf. y

Puchenquia (Gerthiceras?) sp.; Bajociano con Emileia sp., Sonninia sp.,

Dorsetencia sp., Stephanoceras sp., Stephanoceras (Stephanoceras) chilense,

Teloceras sp., Megasphaeroceras zirkelli (STEIN), Spiroceras cf. y Cadomites sp.;

Bathoniano con Bullatimorphites sp., Choffatia jupiter WAAGEN, Parapatoceras

distans BAUG. y SAUZ., Oxycerites sp., y Choffatia sp.; Calloviano con

Macrocephalites sp., Eurycephalites sp., Reineckeia multicostata STEHN. y

Reineckeia sp.; Oxfordiano con Perisphinctes dunkeri, Perisphinctes sp.,

Euaspidoceras perarmatum, Euaspidoceras sp., Gregoryceras, Rursiceras,

Peltoceras y Mirosphinctes; Finalmente el Kimmeridgiano se encuentra registrado

por Orthoaspidoceras sp. y Aspidoceras sp.

Estos sedimentos han sido depositados en una cuenca de trasarco marina,

debido al incremento relativo del nivel del mar desde el Trisico Superior, con una

profundizacin de la cuenca desde el Pliensbachiano, finalizando con una

regresin desde el Kimmeridgiano (Bogdanic, 1983; Ardill et al., 1998).

39

Figura 3.1. Columna estratigrfica generalizada de la Formacin Profeta para el rea

de estudio, modificado de Bogdanic (1983) y Marinovic et al. (1995).

40

3.2.3. Cobertura Cenozoica

Formacin Aguada Zorro (Eaz)

La Formacin Aguada Zorro fue definida por Chong (1973) como una

secuencia de conglomerados continentales con intercalaciones de rocas

volcnicas , el cual estim una potencia visible minima de 500 m para la unidad.

La base no aparece expuesta y su techo se dispone en discordancia

angular debajo de la Formacin Pampa de Mulas de edad miocena. En base a que

subyace en discordancia angular a la Fm. Pampa de Mulas se puede asignar una

edad pre-miocena a esta unidad (Chong, 1973), adems Gonzlez et al. (En prep.)

estima una edad eocena para la Formacin Aguada Zorro.

Las facies de esta unidad indican una depositacin de ambientes

desrticos, con materiales continentales acarreados por avenidas torrenciales

espordicas (Chong, 1973).

Formacin Pampa de Mulas (OMpm)

Se encuentra constituida por conglomerados, brechas, depsitos de grava y

arena gruesa (Chong, 1973). Marinovic et al. (1995) estim una potencia de 265 m

para esta formacin.

La Fm. Pampa de Mulas sobreyace en discordancia angular y de erosin a

todas las unidades pre- Oligoceno (e.g. Formacin Aguada Zorro) y subyace en

discordancia de erosion a los sedimentos fluvio-aluviales del Cuaternario

(Marinovic et al., 1995). En el rea de estudio cubre en discordancia angular y de

erosin a la Fm. Profeta.

41

La edad de estos depsitos es Oligoceno Mioceno, obtenidos por

dataciones (K-Ar) en intercalaciones de la Ignimbrita Rio Frio, arrojando una edad

de 15.8 0.9 y 19.3 1.0 Ma (Marinovic et al., 1995).

La Fm. Pampa de Mula se deposit en un medio continental, aluvial, con

espordicas corrientes fluviales de alta energa, como resultado de procesos de

alzamiento y erosin (Marinovic et al., 1995).

Depsitos Aluviales Antiguos (PPla)

Corresponde a depsitos de gravas y arenas no consolidadas, polimicticas,

subangulosas a angulosas que se disponen en las vertientes de toda la

Precordillera. En algunos afloramientos exhiben estructuras de conos aluviales

parcialmente erosionados y terrazas adosadas a los canales actualmente activos.

Los sedimentos de esta unidad se encuentran depositados sobre unidades

paleozoicas y mesozoicas y la Fm. Pampa de Mulas. Se encuentran incididas por

canales aluviales activos actualmente y cubiertas por depsitos aluviales

modernos (Pleistoceno-Holoceno) asignndose una edad de Plioceno-Pleistoceno.

El ambiente de formacin corresponde a sistemas aluviales de escorrenta

efmera, en un ambiente hiperrido (Gonzlez et al., En prep.)

42

CAPTULO IV

ANLISIS DEL FALLAMIENTO

4.1. Introduccin

En el rea de estudio, los afloramientos jursicos de la Fm. Profeta se

encuentran afectados por diversas estructuras de carcter frgil:

sobrescurrimientos, fallas inversas y fallas de rumbo con deslizamientos oblicuos.

stas presentan una orientacin principalmente N-S, vergencia predominante

hacia el Oeste y generan discontinuidades estratigrficas de las rocas. Es posible

separar cada una de estas fallas por su geometra, cinemtica, relaciones de corte

y rocas a las que afectan. A continuacin se agrupa y describen los principales

conjuntos de estructuras reconocidas en el rea de estudio (Figura 4.1).

4.2. Sobrescurrimientos

4.2.1 Distribucin y descripcin

Los sobrescurrimientos se observan en gran parte del rea de estudio

(Figura 4.1); tienen rumbos NNW y NNE e inclinaciones que van desde los 20

hasta los 40 hacia el Este. Aprovechan principalmente los planos de

estratificacin de rocas marinas de la Fm. Profeta, con desarrollo de rampas de

deslizamiento y anticlinales en los bloques colgantes, ambos con vergencia hacia

el W. En general, los ngulos de manteo de estas fallas aumentan

progresivamente en direccin al actual frente de montaa (direccin E).

43

Figura 4.1: Mapa Estructural del rea de estudio a escala 1:100.000. Se muestran las

quebradas principales donde se realizaron los perfiles esquemticos y se hizo la recoleccin de

datos, donde: A. Quebrada Los Cangrejos, B. Aguada El Minero y C. Aguada del Profeta.

44

Dentro del rea de estudio se identificaron niveles de despegue que

coinciden espacialmente con estratos de rocas incompetentes intercaladas dentro

de la unidad marina; estas niveles estratigrficos favorables estructuralmente

corresponden a estratos de calcilutitas y margas del Bathoniano-Oxfordiano

Inferior (Miembro 2; Gonzlez et al., En prep.) y a bancos de yeso del Oxfordiano

Superior (Miembro 3; Gonzlez et al., En prep.).

En los sitios donde se identificaron niveles de despegue se pudo observar

plegamiento en el bloque colgante de los sobrescurrimientos (Figura 4.3). Las

fallas inversas ciegas tienen inclinacin hacia el E, con anticlinales de plano axial

subparalelo y con vergencia hacia el W, desarrollados inmediatamente sobre los

tip point de las fallas (Figura 4.2). Esto sugiere un plegamiento por propagacin de

fallas ciegas.

Figura 4.2: Vista al Norte de rocas del Calloviano-Oxfordiano de Fm. Profeta en la

quebrada Colorada. Se observan anticlinales por propagacin de fallas ciegas (A) sobre el tip

point (tp) de los sobrescurrimientos y un sinclinal abierto (S) por cambio de manteo segn

geometra de rampa y rellano.

45

Adems, en algunos sobrescurrimientos se reconocieron cambios en el

manteo de las capas del bloque colgante, con el desarrollo de sinclinales abiertos,

los que pueden ser interpretados como pliegues por cambio de manteo segn una

geometra de rampa y rellano (Figura 4.2).

4.2.2 Cinemtica

En afloramientos ubicados en la Quebrada Los Cangrejos, especficamente

en la Estacin V (Anexo 1) se midi el datum completo de dos fallas inversas

desarrolladas en planos de estratificacin (S0) cuyo anlisis cinemtico muestra un

eje de acortamiento en la direccin este-oeste (Figura 4.4).

Figura 4.3: Vista al Suroeste del flanco occidental de los

Afloramientos Profeta en el sector de Quebrada Angostura. Se puede

observar el sobrescurrimiento en un nivel de despegue de calcilutitas con un

plegamiento monoclinal del bloque colgante.

46

4.2.3 Relaciones de corte y edad relativa

En el rea de estudio, los sobrescurrimientos cortan a rocas paleozoicas de

la Formacin La Tabla y del Complejo Plutnico Punta del Viento, a rocas trisicas

de la Formacin Cerro Guanaco y a rocas calcreas marinas del Trisico Superior-

Jursico Superior de la Formacin Profeta. Estas estructuras se encuentran

cortadas y desplazadas por fallas de rumbo sinistrales posteriores de edad relativa

Eoceno-Oligoceno (Figuras 4.1 y 4.5; ver Captulo 4.3), lo que permite sugerir que

est deformacin tiene una edad relativa Cretcica a pre-Eoceno.

Figura 4.4: Anlisis cinemtico de estras de fallas en planos de estratificacin (S0)

asociados a sobrescurrimientos en niveles incompetentes de estratos de rocas de la Fm. Profeta

(Quebrada Los Cangejos).

S0

47

4.3 Fallas transcurrentes sinistrales

4.3.1 Descripcin y distribucin

Consisten en estructuras con deslizamiento en el rumbo y una componente

oblicua principalmente inversa, las cuales presentan orientaciones N-S a NNE-

SSW con longitudes de ca. 12 km (Figura 4.1). Las trazas de estas fallas son

relativamente rectas y limitan los flancos occidental y oriental de los afloramientos

mesozoicos del rea de estudio. En particular, la Falla El Profeta (Figura 4.1) es

intersectada por la Falla Sierra de Varas al norte del rea de estudio, y sigue una

traza curva desde el Portezuelo de la Sal hacia el sur, disminuyendo

progresivamente su salto vertical (Mpodozis et al., 1993). En el lmite oeste la

traza recta de la falla transcurrente muestra en parte zonas brechizadas en

afloramientos de la Fm. Profeta de edad Bajociano (Figura 4.6) con fracturas

rellenas de yeso secundario fibroso y minerales oxidados de hierro a lo largo de

este flanco.

Figura 4.5: Vista hacia el Noreste del frente montaa ubicado en Aguada El Minero. Se

muestra un sobrescurrimiento que pone en contacto rocas volcnicas de la Formacin Cerro

Guanaco (Trcg) con rocas sedimen