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GEOLOGIA DE LAS HOJAS QUILLOTA Y PORTILLO .
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Sergio Rivano G.
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SERVICIO NACIONAL DE GEOLOGIA Y MINERIA
SUBDIRECCION NACIONAL DE GEOLOGIA
1996
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Resumen Abstract Introducción Ubicación y acceso Relieve Drenaje Clima y vegetación Método de trabajo
9 10 13
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.13 13
15 15 16 Trabajos anteriores ...17 Paleozoico 21 Unidad Cochoa 21 Definición, distribución y litologia 21 Edad y correlaciones 22 Mesozoico 23 Introducción 23 El Triásico-Jurásico 23 Introducción .23 El Triásico-Jurásico del sector occidental (Hoja Quillota) 23 23 Formación Pichidangui Formación La Ligua 29 Significado geotectónico-paleogeográf ico de las unidades volcánicas del Triásico Superior del sector occidental 32 34 Formación Los Molles . 38 Formación Quebrada del Pobre . .43 Grupo Melón .. 43 Formación Ajial . Formación Cerro Calera 48 51 . Formación Horqueta 57 El Jurásico del sector Oriental (Hoja Portillo) . .57 Introducción 58 Formación Tordillo 61 Formación Rio Damas 62 . El Yeso principal 62 Consideraciones paleogeográf icas del Triásico-Jurásico 64 El Cretácico Inferior 64 .. Introducción El Cretácico Inferior del sector Occidental (Hoja Quillota) 64 Formación Lo Prado .64 69 Formación Veta Negra Litologia del miembro Purehue 70 Litologia del miembro Ocoa .. .70 72 Formación Las Chilcas El Cretácico inferior del sector Oriental (Hoja Portillo) 80 80 . Estratos Rio Alitre 81 . Formación San José 91 . Formación Cristo Redentor 94 Formación Pelambres 100 Conclusión general del Cretácico Inferior 101 El Cretácico Superior . 101 Introducción . 101 Formación Salamanca 107 Conclusión del Cretácico Superior . 109 Meógeno 109 Introducción
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Formación Farellones
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Formación Caleta Horcón Formación Confluencia
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Conclusión del Neógeno Cuaternario
Introducción
121 122 122
122 Sedimentos eólicos antiguos Terrazas de Depósitos marinos, en parte sin sedimentos ....123 123 Terrazas continentales, en parte sin sedimentos 124 Sedimentos cuaternarios no consolidados 128 Rocas intrusivas del Meso-Cenozoico Introducción 128 Intrusivos de la franja jurásica 128 Superunidad Mincha 128 Unidad Puerto Oscuro 128 Subunidad Cuarzodioritas de Cachagua 130 Subunidad Gabro de Las Cujas 130 Subunidad Cuarzodioritas de La Laguna 131 Unidad Tranquilla 133 134 Unidad Cavilolén . 135 Rocas intrusivas asociadas a la Superunidad Mincha 135 Granitos de Punta Sanfuentes . . 136 Filones dioriticos Intrusivos de la franja cretácica 136 Superunidad Illapel 136 Unidad La Campana 138 138 Unidad Chalinga . Unidad Quebrada Herrera 140 Unidad Chagres 141 Intrusivos de la franja cretácica-paleogena 142 142 Unidad san Lorenzo . . Unidad Fredes 144 Intrusivos de la franja neógena .145 Unidad Rio Cerro Blanco . 145 Unidad Portezuelo del Azufre 147 148 . Unidad Tambillos Intrusivos de la franja Transversal Oligoceno-Mioceno de Montenegro-Cerro Manquehue 149 151 Quimismo de . la rocas intrusivas Meso-Cenozoicas . Estructura y Tectónica 157 . Introducción 157 . 157 El Dominio Costero . El Dominio Central . . . ....159 El Dominio Cordillerano 160 . Sistemas de Fallas ..166 . . Discordancias 169 . . Recursos Naturales 172 Geología Económica 172
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Introducción
Yacimientos metálicos
Yacimientos no-metálicos Recursos hidricos Agradecimientos Referencias
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172 186 190 190 191
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LISTA DE FIGURAS
Figura 1. Toponimia cartográfica, principales accesos y . .12 localidades del área de estudio Figura 2. Elementos geográficos principales de las Hojas 14 Quillota y Portillo Figura 3. Distribución del Paleozoico {Unidad Cochoa) en las Hojas Quillota- Portillo 20 Figura 4. Distribución de las unidades triásicas y jurásicas en las Hogas Quillota-Portillo 24 Figura 5. Columnas estratigráf icas generalizadas de la . 26 Formación Pichidangui 31 Figura 6. Columna estratigráf ica de la Formación La Ligua Figura 7. Esquemas de los probables dispositivos paleogeográf icos y estructurales del área de 33 La Ligua-Los Molles durante el Triásico Superior Figura 8. Columna estratigráf ica de la Formación .....40 Quebrada del Pobre Figura 9. Diagrama de A1203 vs. Plagioclasa normativa y diagrama AFM para discriminar entre volcanitas de afinidades calcoalcalinas y toleiticas en la Formación
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Ajial . .46 . Figura 10. Diagrama álcalis vs. Si02 para las vocanitas de la Formación Ajial ...47 Figura 11. Diagrama TÍ02-K20-P205 para discriminar entre basaltos oceánicos y no oceánicos para las volcanitas . 47 de la Formación Ajial . Figura 12. Funciones discriminantes de ambientes geoquímicos ...47 . para las lavas de la Formación Ajial Figura 13. Modelo de dispositivo paleogeográf ico-estructural para el sector de La Ligua-Los Molles durante el 48 . Jurásico Medio. Figura 14. Columna estratigráf ica de la Formación Cerro 50 . Calera 54 Figura 15. Columna estratigráf ica de la Formación Horqueta Figura 16. Diagrama de A1203 vs. Plagioclasa normativa y diagrama AFM para discriminar entre volcanitas de afinidades calcoalcalinas y toleiticas en la Formación 56 Horqueta . Figura 17. Diagrama Ti02-K20-P205 para discriminar entre basaltos oceánicos y no oceánicos para las volcanitas . ....56 de la Formación Horqueta... Figura 18. Diagrama de discriminación petroquímica de BAILEY (1981) para muestras basálticas y andesiticas ..56 de la Formación Horqueta Figura 19. Columna Litoestratigráf ica generalizada del .59 Jurásico de la Cordillera Principal de Argentina. Figura 20. distribución de las unidades del Cretácico Inferior en las hojas Quillota-Portillo ....65 Figura 21. Columnas litoestratigráf icas de la Formación Lo Prado entre La Ligua y el valle del Aconcagua... .66 Figura 22. Esquema estructural explicativo de la foto 12 75 Figura 23. Perfil litoestratigráf ico de la sección basal 78 de el morro del Gato (Formación Las Chilcas) Figura 24. Esquema explicativo de la foto 17........ ...83 Figura 25. Columna litoestratigráf ica de la parte superior de la Formación San José en la vertiente occidental del estero San José..... ......85
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Figura 26. Equivalencias litoestratigráf icas entre la Formación . 89 San José y el Grupo Mendoza Figura 27. Esquema del probable dispositivo paleogeográf ico99 estructural durante el Cretácico Inferior Figura 28. Distribución del Cretácico Superior (Fm. Salamanca) en las Hojas Quillota-Portillo 102 104 Figura 29. Esquema explicativo de la foto 20 Figura 30. Esquema explicativo de la foto 21 105 Figura 31. Distribución de las unidades del Neógeno en las Hojas Quillota-Portillo 108 Figura 32. Perfil de la parte inferior de la Formación Farellones en la Laguna del Pelado, ribera sur 111 Figura 33. Columna litoestratigráf ica de la Formación Caleta . 119 Horcón en la playa de Horcón Figura 34. Distribución de los derrumbes cuaternarios en las hojas Quillota-Portillo. y su relación con la megafalla Pocuro 125 Figura 35. Distribución de las unidades intrusivas de la franja jurásica en las Hojas Quillota-Portillo 129 Figura 36. Diagrama QAP de composición modal para las unidades intrusivas de la Superunidad Mincha..... 133 Figura 37. Distribución de las unidades intrusivas de 137 la franja cretácica Figura 38. Diagrama QAP de composición modal para las 139 rocas de la unidad Chalinga Figura 39. Distribución de las unidades intrusivas de la 143 franja cretácica-paleogena Figura 40. Diagrama QAP de composición modal para las 144 rocas de la unidad Fredes Figura 41. Distribución de las unidades intrusivas de la franja neógena y de la franja transversal 146 Figura 42. Diagrama QAP de composición modal para las ...147 rocas de la unidad Rio Cerro Blanco Figura 43. Diagrama de composición modal de las franjas 152 intrusivas meso-cenozoicas Figura 44. Diagrama AFM para los granitoides meso152 cenozoicos de las Hojas Quillota-Portillo Figura 45. Gráfico de K20 versus Si02 para las rocas 153 intrusivas mesocenozoicas Figura 46. Diagramas de variación de elementos para las 154 rocas intrusivas mesocenozoicas Figura 47. Diagrama K20 versus RB para las rocas 155 intrusivas meso-cenozoicas Figura 48. Diagrama de discriminación entre granitoides Iy S y entre granitoides meta y peraluminosos para 155 las rocas intrusivas meso-cenozoicas Figura 49. Dominios estructurales y principales accidentes 158 entre los 32a y 33a de latitud sur.... Figura 50. Relación entre las isoanomalias de Bouguer y la traza de la megafalla Pocuro 161 . Figura 51. Esquema estructural explicativo de la panorámica 163 de la foto 32 Figura 52. Esquema explicativo estructural de la panorámica 165 . de la foto 35 Figura 53. Ubicación de las áreas de prospectos para proyectos de embalses en las Hojas Quillota-Portillo. 189
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LISTA DE FOTOS
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Foto 1. Lacolitc intruyendo sedimentos de la Formación Picnidangui en el sector de El Puquén ...25 25 Foto 2. Detalle del contacto inferior del lacolito Foto 3. Pliegue smsedimentario en playa Los Molles, al norte de El Chivato en el miembro de lutitas arenosas . de CECIONI y WESTERMANN (1968) 36 Foto 4. Intraciasto de lutitas redondeados y numerosos intraclastos de arenisca mas pequeños en una matriz de 36 lutita. Playa Los Molles 36 Foto 5. Intraclastos de arenisca deformados en la lutita Foto 6. Moldes de grietas de barro en las intercalaciones areno-limcliticas de la parte superior de la Formación . Horqueta 55 Foto 7. Estructuras de desecación en las sedimentitas de la 55 parte superior de la Formación Horqueta Foto 8. Panorama de laFormación Tordillo en la ladera NE y 60 E de la Laguna del Pelado . Foto 9. Panorama de la ladera oriental del estero San José 60 Foto 10. Panorama hacia el sur de la ladera oriental del valle del Estero San josé 60 Foto 11. Detalle de una intercalación tobácea en la secuencia calcárea de la parte media de la Formación Las Chilcas . . . .74 Foto 12. Panorama hacia el sur desde la carretera entre San 74 Felipe y Llayllay Foto 13. Panorama general hacia el sureste de la secuencia sedimentaria de la parte media de la Formación Las 76 Chilcas en la quebrada El Bosquial. Foto 14. Panorama hacia el norte del cordón del morro . .76 El Gato. . . Foto 15. Panorama hacia el norte en la ladera norte del 82 estero Monos de Agua............ Foto 16, Detalle de una de las brechas tectónicas intercaladas en el perfil de la parte superior de la 82 . . Formación San José Foto 17. Panorama del cordón fronterizo en el estero Navarro... 83 Foto 18. Panorama de detalle hacia el sur del flanco oriental 95 del anticlinal del cerro Juncal Foto 19. Aspecto de los niveles calcáreos fosiliferos intercalados entre los niveles de conglomerados en la 95 Formación Pelambres Foto 20. Panorama hacia el sur por el camino de acceso a la 104 mina Rio Grande.......... Foto 21. Panorama general hacia el NNW del sector de la 105 confluencia del rio Hidalgo con el rio Rocin Foto 22. Panorama hacia el SW de la ladera occidental del rio Los Leones, curso superior.. 112 Foto 23. Panorama de detalle del sector del perfil de la Formación Farellones en la Laguna del Pelado 112 . Foto 24. Panorama general hacia el sur por la bajada del 115 rio Los Leones hacia el estero La Cañada . Foto 25. Panorama de detalle de la ladera sur del estero La Cañada .....115 123 Foto 26, Detalle del aspecto de las paleodunas 126 Foto 27. Panoramam hacia el sur del Glaciar del Juncal 126 Foto 28. Glaciar de roca en el Rio Blanco...... Foto 29. Panorama hacia el norte desde el rio Blanco .150 mostrando los Columpios del Diablo
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Foto 30. Pamorama de detalle de las fallas inversas hacia el este que afectan a las calizas de las Chxlcas al . este del Cerro La Giganta Foto 31. Panorama hacia el sur desde la Laguna de El Toro. Foto 32. Panorama al norte del Rio Rocin Foto 33. Panorama del lado sur del valle del Aconcagua desde la ladera norte Foto 34. Pliegue en el Estero Monos de Agua en volcanitas de la Formación Pelambres Foto 35. Panorámica hacia el sur del Estero san José desde el pié del portezuelo Navarro... Foto 36. Detalle de espejo de falla en la traza principal de la Megafalla Pocuro Foto 37. Panorámica de una de las zonas de alteración a lo largo de la Megafalla Pocuro... Foto 38. Panorama hacia el NNE de la ladera norte del Rio Colorado Foto 39. Panorámica de detalle de la foto anterior
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LISTA DE LAMINAS
Lámina I. Fragmento de helécho, probablemente DICROIDIUM sp., recolectado en las intercalaciones sedimentarias de la 28 parte superior de la Formación Pichidangui 37 Lámina II. Arnmonoideos de la Formación Los Molles Lámina III. Fósiles y microfacies de la intercalación marina 77 de la Formación las Chilcas Lámina IV. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San José 87 Lámina V. Microfacies de la intercalación marina de la 88 Formación San José.... Lámina VI. Macrofacies y Microfacies de los niveles estromatoliticos de la Formación Cristo Redentor 92 Lámina VII. Detalles de las microfacies de los niveles 96 carbonatados intercalados en la Formación Pelambres 113 Lámina VIII. Microfacies de la Formación Farellones
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LISTA DE TABLAS
Tabla Tabla Tabla Tabla Tabla Tabla
1 ERRORCRONA DE REÑACA ...22 22 2 EDADES K-Ar DE LA UNIDAD COCHOA 3 LISTADO DE. FOSILES DE LA FORMACION QUEBRADA DEL POBRE.. 42 68 4 LISTADO DE FOSILES DE LA FORMACION LO PRADO 5 EDADES K-Ar DE LA FORMACION VETA NEGRA (MIEMBRO OCOA)..71 6 LISTADO DE FOSILES RECOLECTADOS EN LA FORMACIÓN SAN 86 JOSE Tabla 7 EDADES K-Ar DE LA FORMACION SALAMANCA ...106 Tabla 8 EDADES RADIOMETRICAS DE LA FORMACION FARELLONES 117 Tabla 9 EDADES K/Ar y Pb-« DE LA FRANJA JURASICA 132 Tabla 10 EDADES RADIOMETRICAS PARA LA FRANJA CRETACICA 140 Tabla 11 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD SAN LORENZO... 142 145 Tabla 12 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD FREDES 149 Tabla 13 EDADES RADIOMETRICAS DE LA FRANJA NEOGENA. . Tabla 14 EDADES RADIOMETRICAS DE LA FRANJA TRANSVERSAL 150 HUECHUN-MANQUEHUE
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RESUMEN
Las Hojas Quillota y Portillo se ubican entre los 32° v S, comprendiendo ambas todo el ancho del territorio nacional. Alli afloran rocas del basamento (Paleozoico) y rocas de cobertura (Mesocenozoico) El basamento, que aparece sólo en la costa (Hoja Quillota) ai sur de la desembocadura del Rio Aconcagua, corresponde a rocas intrusivas (Unidad Cochoa) . La cobertura mesocenozoica
33°
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corresponde a una sucesión de sedimentitas y voicanitas cortadas, al igual que el basamento, por una serie de franjas de intrusivos mesocenozoicos con edades decrecientes de oeste a este. La cobertura mesocenozoica está constituida por: a. En la costa por una secuencia de carácter volcánico ácido a intermedios, en parte subacuáticos (Formación Pichidangui) , del Triásico, y hacia el interior por una formación volcanoclástica de carácter continental; estas unidades son sobreyacidas, concordante y discordantemente respectivamente, por sedimentitas marinas y voicanitas continentales del Jurásico Inferior a Superior (Formaciones Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial, La Cantera y Horqueta) en la Hoja Quillota. En la Cordillera de Los Andes (Hoja Portillo) el Jurásico mas bajo corresponde a unidades del Jurásico Superior (formaciones Rio Damas y Tordillo) . b. Una secuencia de unidades discordante sobre la anterior, que se inicia en el Jurásico Superior Terminal a Cretácico Inferior, con un amplio predominio de y voicanitas sedimentarias marinas rocas y continentales (formaciones Lo Prado , Veta Negra Arqueros, Las Chilcas en la Hoja Quillota y San José, Cristo Redentor y Los Pelambres en la Hoja Portillo, tedas estas unidades del Cretácico Inferior y que concluye con facies transicionales al Cretácico Superior temprano (parte superior de las formaciones Las Chilcas y Pelambres) . c. Una potente secuencia volcánica del Cretácico Superior (Formación Salamanca), discordante sobre las secuencias más antiguas, d. Una (Formación Farellones) secuencia volcánica del Mioceno que corresponde a un complejo volcánico con desarrollo inicial de depósitos piroclásticos e ignimbriticos seguidos de un volcanismo mas efusivo y andesitico. En la costa se reconocen depósitos aterrazados asimilables al Mioceno-Plioceno marino-litoral (Formación Coquimbo), relacionados con las desembocaduras de los grandes rios, en tanto que sus equivalentes continentales se reconocen en varios niveles de terrazas a lo largo de los valles (Formación Confluencia). La cubierta cuaternaria corresponde a depósitos de playa, fluviales, glacio-f luviales y abundantes depósitos de remoción en masa. Tanto el basamento como la cobertura son cortados por rocas intrusivas que se ordenan en cuatro franjas principales, orientadas de norte a sur y de edades decrecientes de oeste a este: a. Franja jurásica constituida por la Superunidad Mincha; b. Franja cretácica constituida por la Superunidad Illapel; c. Franja Cretácio-Paleogena que corresponde a la Superunidad Cogoti y Unidad San Lorenzo; d. Franja neógena conformada por la Superunidad Rio Chicharra y sus unidades, todas del Mioceno. En las Hojas Quillota-Portillo se reconocen tres dominios estructurales: el Dominio Costero, esencialmente conformado por el basamento paleozoico y la unidades estratificadas jurásicas, y que corresponde a las planicies litorales y Cordillera de la Costa; el Dominio Central, conformado por la cobertura mesozoica esencialmente 9
cretácica, y que corresponde, en su totalidad, a la mediana montaña; y el Dominio Cordillerano, que corresponde a la Cordillera Principal y conformado por las unidades mesocenozoicas en general desde el Jurásico Superior hasta el Mioceno . Los yacimientos de minerales metálicos en las Hojas Quillota-Portillo se distribuyen asociados a las franjas de intrusivos, encontrándose la mineralización más importante asociada a la Superunidad Illapel (Cretácico) y a la Superunidad Rio Chicharra (Mioceno) . Los yacimientos de minerales no metálicos son (calizas, feldespato, cuarzo, caolin, abundantes y variados combarbalita y rocas ornamentales, entre otros) . ABSTRACT
The Quillota and Portillo geological sheets are located between 32° and 33°S Latitude, both covering the whole width of the Chilean territory. Rocks of the basement (Paleozoic) and cover (Mesozoic) crop out at this area. The basement is exposed only at the coastal sector (Quillota sheet), south of the Aconcagua river Unit) (Cochoa and it corresponds to intrusive rocks The mesocenozoic cover corresponds to a series of sedimentites and volcanites cut, the same as the basement, by mesozoic intrusive layers of decreasing ages from west to east. The mesocenozoic cover is constituted by: a: at the coastal sector and intermediate to acid volcanic sequence, partly suoacqueos (Pichidangui Formation) of the Triassic, and towards the interior by a volcaniclastic formation of continental origin; these units are conformably overlain by marine sedimentites and and unconformably by continental volcanics of the Lower and Upper Jurassic (Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial, La Cantera and Horqueta formations) at the Quillota geological sheet. At the Andean Range (Portillo Sheet) the Lowest Jurassic corresponds to upper jurassic units (Rio Damas and Tordillo Formations) b: a sequence of units which covers unconformably the above described unit, that begins in the late Upper Jurassic to lower Cretaceous where marine and sedimentary rocks and vocanics are predominant (Lo Prado, Veta Negra, Las Chilcas formations in the Quillota Sheet and San José, Cristo Redentor and Los Pelambres Formations in the Portillo Sheet), all these units belong to the Lower Cretaceous and finally become transitional facies of the early upper Cretaceus (upper part of the Las Chilcas and Pelambres Formations) c: a voluminos volcanic (Salamanca Formation), sequence of Upper the Cretaceous unconformably above older sequences, d: a Miocene volcanic sequence (Farellones Formation) which constitutes a volcanic sequence with initial development of piroclastic to ignimbritic deposits followed by a most efusive to andesitic volcanism. Terrace deposits, which can be assigned to the marinelitoral Miocene- Pliocene period are exposed at the coastal area (Coquimbo Formation) which are related to the most large rivers, while the continental equivalents are recognized at distinct terrace levels along the valleys (Confluencia formation) The Quaternary cover consists of coastl, fluvial, glacio-fluvial deposits and and abundant mass removed deposits. Both the basement and the cover are cut by intrusive rocks which are disposed in four main stripes, distributed from north to south and with decreasing ages from west to east: a: a
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jurassic stripe constituted by the Mincha Superunit; b: a cretaceous stripe constituted by the Illapel Superunit; c: a CretaceousPaleocene stripe which corresponds to the Cogoti Superunit andtne San Lorenzo Unit; d: a Neogene stripe constituted by the Rio Chicharra Superunit and its respective units, ail of them of Miocene age. In the Quillota Portillo Sheets three structural domains are recognized: the Coastal Domain, mainly constituted by the paleozoic basement and the jurassic stratified units, which corresponds to the litoral and coastal Range hills; the Central Domain, constituted by the mainly cretaceous mesozoic cover and which mainly corresponds mediana montana; and the Main Range domain constituted by mesocenozoic units which mainly correspond to the upper jurassic till Miocene. The metallic mineral ores of the Quillota Portillo Sheets are distributed asociated to intrusive stripes; the most important mineralization is associated to the Illapel Superunit (Cretaceous) and Rio Chicharra Superunit (Miocene) The non metallic mineral deposits are abundant and diverse (shales, feldspars, quarts, caolin, combarbaiita and ornamental rocks, among others)..
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Figura 1. Toponimia cartográfica, principales accesos y localidades del área de estudio.
INTRODUCCION
UBICACION Y ACCESO La Hoja Cu i Ilota - Portillo comprende la totalidad del territorio chileno entre los 32° a 33° Lat. S, desde la frontera con Argentina hasta el Océano Pacifico, abarcando una superficie de aproximadamente 14.000 Km2. Esta región, a excepción del sector cordillerano o fronterizo, tiene buen acceso (Fig. 1} permitiendo el trabajo de terreno durante todo el año. Las vias principales son la ruta 5 o Panamericana, la ruta CH-60 que une la frontera con Argentina con la costa, pasando por Los Andes y San Felipe, la ruta CH-57, que une el valle del Aconcagua con Santiago; existiendo además varios caminos regionales tales como: el camino regional E-35 (pavimentado) que une La Ligua con Cabildo, el camino regional E-71 (pavimentado) desde San Felipe
a Putaendo, el camino costero E-30-F (pavimentado) desde Viña del Mar a Papudo y el camino interior desde Putaendo a Caimanes que pasa por Cabildo, Pedegua y Tilama. Una red de caminos secundarios permiten el acceso fáacil a por lo menos un 70% del área. RELIEVE
El área comprendida por la Hoja Quillota - Portillo presenta el relieve característico del Norte Chico con cordones montañosos orientados en sentido este - oeste y separados por valles profundos y amplios, con vias de agua permanentes pero de baja escorrentia en los meses de verano -otoño; es un sector típico de la clásica Región de los Valles Transversales de la que constituye su extremo meridional . En el área se distinguen algunos rasgos geomorf ológicos de orientación preferencial norte-sur (Fig. 2a):
. Las Planicies Litorales, que corresponden a un escalón costero de ancho variable entre 0 a 10 Km de ancho. Se trata de antiguas terrazas de abrasión marina (Costa de rasas, PASKOFF, 1970) talladas sobre terrenos Triásico- Jurásicos intruidos por granitoides Jurásicos o sobre depósitos inconsolidados del cenozoico superior y parciálmente cubiertos por depósitos costeros y aluviales del Terciario terminal a Reciente. La altura promedio de estas terrazas es de 70 a 120 m sobre el nivel del mar y están generalmente asociadas a las desembocaduras de los grandes ríos. . La Cordillera de la Costa, su margen occidental es irregular aun cuando sigue en general la forma de la costa en tanto que su margen oriental es más marcado y controlado en parte por fallas, que siguen un rumbo sursureste desde Tilama hasta la confluencia del Estero Los Angeles con el Estero Guayacán y de ahi en linea recta hacia el sur hasta Llaillay por el valle de Catemu. Su ancho promedio es de unos 20 a 25 Km. con alturas variables entre 1500 a 2300 m.s.n.m. Su constitución geológica corresponde a terrenos triásicos a jurásicos cortados por intrusivos jurásicos y/o cretácicos. . La Mediana Montaña, que en esta parte del pais reemplaza al Valle Central, está formada por una serie de cordones de cerros de orientación noreste - suroeste que se desprenden de la Cordillera Principal para unirse a la Cordillera de la Costa. Estos cordones aparecen separados por los valles de los rios que bajan en 13
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Figura 2. Portillo,
climáticas
Elementos a:
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geográficos principales de las Hojas Quillota y unidades morfológicas; b: hoyas hidrográficas; c: zonas
14
dirección suroeste. El limite oriental de esta unidad morfológica es una linea que de norte a sur sigue el curso del estere rio Pedernal atravesando los rios El Sobrante y Alicanue para continuar por ei Estero La Mostaza, San José de Piguchén hacia Jahuel en el Valle de Aconcagua y de ahi al sur seguir la traza de la megafalla Pocuro. Con un ancho promedio de unos 25 a 30 Km y alturas entre 1500 v 3000 m.s.n.m., decrecientes de este a oeste y de norte a sur, está
constituida por rocas sedimentarias, piroclásticas, volcánicas e intrusivos cretácicos. La Cordillera Principal de relieve áspero y juvenil, constituye un elemento morfológico dominante. Su limite occidental es la linea ya mencionada, en tanto que su limite oriental se ubica en la vertiente argentina del cordón fronterizo. Con un ancho promedio de 35 Km y alturas de 3000 a 4500 m.s.n.m. en el sector chileno, está formada por terrenos voicanosedimentarios y volcánicos del Cretácico y Terciario intruidos por plutonitas cenozoicas.
.
DRENAJE.
El drenaje de la zona (Fig. 2b) lo efectúan de sur a norte las hoyas de los rios: Quilimari, en el extremo norte; Petorca, con sus afluentes norte, Pedernales, estero El Bronce y estero Las Palmas; La Ligua, formado por la unión de los esteros Alicahue y Los Angeles y al que se le unen por el sur los esteros de La Patagua y Quebradilla; Estero de Catapilco, que nace de la vertiente occidental de la Cordillera de la Costa. Más al sur la hoya del Aconcagua ocupa la mitad sur del área; sus afluentes principales, de este a oeste son, por el norte, rio Colorado, estero de San Francisco, rio Putaendo, estero de Catemu y estero El Melón. Por el sur rio Juncal, rio Blanco, estero Riecillos, estero Pocuro, estero Los Loros, estero de Rabuco y estero de Limache. En el extremo NE de la hoja, los rios Chicharra y del Valle pertenecen a la parte más meridional de la hoya del Choapa. CLIMA Y VEGETACION.
área se distinguen 5 tipos principales de En el climáticas (Fig. 2c) (ANTONIOLETTI et al., 1972):
zonas
. Una primera zona climática que comprende las planicies litorales y la mitad occidental de la Cordillera de la Costa desde la latitud de Zapallar hacia el norte y que corresponde a un clima de ESTEPA CON NUBOSIDAD ABUNDANTE (BSn) caracterizado por la presencia de una nubosidad nocturna y matinal originada por la subsidencia de aire subtropical y el mar frió adyacente, que provee la humedad, hecho acentuado por la barrera topográfica que forma la Cordillera de la Costa (FUENZALIDA, 1971) . . Una zona que se extiende al sur de la primera en los mismos dominios morfológicos y que corresponde a una zona de CLIMA TEMPLADO-CALIDO CON LLUVIAS INVERNALES Y ESTACION SECA Y PROLONGADA (CSbn) . El efecto temperante del mar se hace sentir menos que al norte de Zapallar. Las precipitaciones promedio son de 350 mm. La atmósfera se presenta normalmente nublada en las mañanas durante la estación seca. . una zona de ESTEPA TEMPLADA CON PRECIPITACIONES INVERNALES (BSks)
que abarca desde la mitad oriental de la Cordillera de la Costa hasta aproximadamente el limite entre la Mediana montaña y la Cordillera Principal. Las características principales son la existencia de al menos tres a cuatro meses húmedos con una precipitación anual promedio de 300 mm. La atmósfera se presenta normalmente libre de nubosidad desde noviembre a marzo excepto en los valles en donde la nubosidad baja persiste normalmente hasta el mediodía . . Una zona de ESTEPA FRIA DE MONTAÑA (BSk'G) que comprende todo el ámbito de la Cordillera Principal, desarrollándose incluso en algunas zonas altas de la Mediana Montaña. Es caracterizado por una fuerte sequedad del aire, una oscilación diaria muy amplia de la temperatura y precipitaciones niveas en invierno. En general son normales las tormentas de lluvia y nevadas en verano. La vegetación se desarrolla de acuerdo a estas franjas climáticas correspondiendo en general a una asociación de tipo Xercmórfico en la Cordillera Principal y Mesomórfica en el resto del En las planicies costeras y parte occidental de la área. Cordillera de la Costa, se distingue una asociación de hierbas, matorrales y arbustos cuyos exponentes más característicos son el cardón, el sandillón, el guayacán, el espino, el molle y el boldo. En la parte oriental de la Cordillera de la Costa y Mediana Montaña se desarrolla una asociación de espinos, algarrobo, guayacán y romerillo, hacia el sur grada a una asociación en que predomina el espino, el litre, el chacay, el maitén y algunas cactáceas que aparecen en alturas sobre los 400 m s.n.m. y especialmente en la ladera sur de los valles transversales. Cerca del limite con la Cordillera principal la asociación es reemplazada por una en la que
dominan la tola y el quisco. En la Cordillera principal la zona Xeromórfica muestra un amplio predominio del tolar compuesto entre otras especies por: tola, dadi, tolilla, pingo-pingo. Finalmente, en los grandes valles de altura cerca de los 3500 m s.n.m. se desarrolla extensamente el llaretal, especialmente al norte del rio Aconcagua, siendo la Cordillera al sur de éste virtualmentie desprovista de vegetación. METODO DE TRABAJO
El levantamiento geológico de la Hoja Quillota - Portillo es parte del programa Carta Geológica de Chile 1:250.000 del Servicio Nacional de Geología y Minería. Durante el trabajo realizado para esta publicación se han efectuado diversas actividades que abarcan desde la recuperación y consulta de informes inéditos hasta el mapeo en detalle en el terreno en prácticamente la mayoría de los cuadrángulos que forman
la hoja. área; para ello se El mapeo geológico cubrió el 99% del utilizaron mapas topográficos a escala 1:50.000 y fotos aéreas del vuelo HYCON a escala aproximada 1:66.000. El trabajo de terreno se efectuó durante los años 1985, 1986, 1987 y 1988; una última campaña se realizó en febrero de 1989 totalizando 600 días de geólogo/terreno. RIVANO se encargó de la parte centro - oriental de las hojas en conjunto con SEPULVEDA y de la completación del sector noroeste (costa) además de la revisión final. BORIC completó la geología del cuadrángulo Petorca y realizó observaciones a lo largo de la franja mineralizada del Cretácico. 16
SEPULVEDA estudió también la franja de afloramientos triásicos y jurásicos entre Tilama y Nogales. ESPIÑEIRA centró su trabajo en la parte costera entre Papudo y Viña del Mar. Para los recorridos se utilizaron vehículos de tracción a las cuatro ruedas y mulares, estos últimos especialmente para la Hoja Portillo y mitad oriental de la Hoja Quillota (Mediana Montaña y Cordillera Principal) asi como para algunos sectores de la Cordillera de la Cesta. Se prepararon y estudiaron aproximadamente 1.700 secciones delgadas, parte de las cuales fueron analizadas en el laboratorio de Petrografía del Servicio Nacional de Geología y Minería por L. En los laboratorios del Servicio se Cuitiño y P. Cornejo. realizaron además determinaciones por rayos X, análisis químicos de elementos mayores y trazas en rocas y geoquímicos de zonas de alteración y de muestras mineralizadas. También se efectuaron 80 determinaciones radiométricas según el método K/Ar de rocas intrusivas, y hipabisales volcánicas, de algunas además determinaciones de edades de alteración. La clasificación petrográfica de lavas y piroclastitas se basó en WILLIAMS et al. (1968) y la de rocas intrusivas en STRECKEISEN (1973). Para las rocas sedimentarias detríticas se usó el trabajo de PETTIJOHN et al. (1973) y para las rocas carbonatadas el esquema de FOLK (1962) y de DUNHAM (1962) modificados. Durante el trabajo en terreno se continuó con la búsqueda de localidades fosiliferas distintas de las clásicas, además del remuestreo de estas últimas. La ubicación de las distintas localidades se figuran en el mapa con un número de referencia acorde con su cita en el texto. Las determinaciones paleontológicas fueron realizadas en su mayor parte por V. COVACEVICH, acompañadas por comentarios respecto de su valor cronoestratigráf ico . Tanto las edades en base a fósiles como las edades obtenidas por radiometria han sido asimiladas a la escala del Tiempo Geológico compilada por HARLAND et al. (1982). TRABAJOS ANTERIORES
El segmento de Chile entre los 32° a 33ü Lat. Sur, ha sido objeto de numerosas visitas y estudios desde la primera mitad del siglo pasado. Sin embargo, dado el carácter puntual de muchos de ellos, y el énfasis minero de otros, el número de ellos en los que destaca la geología regional del área, es reducido. La serie de estudios se inicia con la travesía de DARWIN en 1835, y su posterior publicación en 1846; en su recorrido destaca la descripción del área del cerro La Campana y valle del Aconcagua. En 1894 MOERICKE publica la primera mención de fósiles del Dogger, comprobando la zona del STEPHANOCERAS HUMPHRIESANUM para las intercalaciones sedimentarias en los alrededores del Cerro Estación Melón. Más tarde GROEBER, en 1922, describió formas de HALOBIA y ammonoideos de afinidad rética en la costa de Los Vilos. En 1938 MUÑOZ-CRISTI realizó el primer levantamiento geológico de la región de Longotoma - Guaquén, encontrando importantes afloramientos del Triásico superior, Lias inferior y Dogger los que posteriormente serán estudiados por FUENZALIDA (1937, 1938) . Mientras, FLORES en 1946 realizó estudios geológicos a escala 1:50.000 en el sector fronterizo entre Juncal y Puente del Inca a propósito del proyecto de construcción del túnel trasandino. En el verano de 1952-1953 una comisión de CORFO a cargo de 17
Herbert THOMAS recorrió la región del cordón Tuquito, parte de la zona del rio Juncal y el interior del valle del estero San Francisco, concluyendo el estudio en un informe inédito y un mapa 1:100.000. THOMAS (1958) continuó hacia el sur el levantamiento de MUÑOZ CRISTI (1938) efectuando un vasto reconocimiento entre el valle de La Ligua y el rio Aconcagua. Estableciendo el primer estudio estratigráf ico de la Cordillera de La Costa de Chile Central En 1957 y 1960 AGUIRRE publicó su estudio de la parte fronteriza de la hoya del Aconcagua entre el valle de San Felipe Los Andes y el limite internacional; mientras que LEVI (1960) realizó un perfil detallado del cerro Navio y cordón de Chacana, al este de El Melón, destacando la litología de la secuencia bajociana y neocomiana . CARTER y ALISTE, en 1960 efectuaron el levantamiento del cuadrángulo El Melón donde definen la Formación Patagua que atribuyen al Neocomiano en base al hallazgo de ammonoideos (CUYANICERAS , ARGENT INICERAS, OLCOSTEPHANUS y THURMANNICERAS ) del Berriasiano y Valanginiano . En 1962 los mismos autores levantaron los cuadrángulos La Ligua, El Melón, San Lorenzo y Nilhue modificando algunas de las observaciones de THOMAS (1958) . Entre 1963 y 1964 CORVALAN y DAVILA estudiaron el área entre los rios Aconcagua y Mataquito, definiendo la Formación El Cajón a la que asignaron una edad paleozoica. En 1968 CECIONI y WESTERMANN realizaron una síntesis bioestratigráf ica de las unidades triásico- jurásicas expuestas entre Los Vilos y Los Molles. Mientras que JAROS y ZELMAN (1969) dieron a conocer sus resultados acerca del análisis de las relaciones estructurales entre las formaciones Abanico y Farellones en la Cordillera del Mesón. En 1970 TIDY dá a conocer la litoestratigraf ía del sector del cerro La Campana realizando determinaciones radiométricas K/Ar del Batolito de Caleu. Ese mismo año VITERI realiza el mapeo detallado
.
de la región de las minas Cerro Negro y Portales. En 1972 HUETE estudia el distrito minero de Pedernal y mina Dulcinea presentando un mapa geológico detallado del área; mientras que EGERT hacia el levantamiento geológico del sector norte del distrito cuprífero de Cabildo. En el mismo año, CORVALAN y MUNIZAGA (1972) presentan numerosas edades radiométricas del complejo batolitico de la zona costera cercana a Valparaiso. AGUIRRE et al. (1974) presentan un estudio sobre el magmatismo andino entre los 30° y 35° S, destacando la disposición de las rocas intrusivas en franjas de edad decreciente en sentido oeste a este. MAKSAEV (1975) realiza el levantamiento geológico y estudio estratigráfico del sector sur oriental del cuadrángulo El Melón, modificando el mapa de CARTER y ALISTE (1962), a la vez que entre 1972 y 1976 VICENTE presenta una serie de trabajos sobre aspectos diversos de la geología regional del área, tanto en la zona costera como en la Cordillera Principal . 1977) (1976, presenta esquema PIRACES nuevo un litoestratigráfico y formacional para la Cordillera de la Costa entre la cuesta El Melón y Limache. PIRACES y MAKSAEV (1977) presentan un mapa preliminar de la geología de la Hoja QUILLOTA, en
versión inédita. Entre 1976 y 1980 aparecen varios trabajos de DRAKE y VERGARA con otros autores acerca de la edad del magmatismo en los Andes de Chile Central. En estos trabajos se presentan numerosas edades K/Ar. Entre los trabajos más recientes hay que mencionar el de PADILLA 18
(1981) que versa sobre la geología y petrología de las rocas volcánicas e intrusivas en la hoya superior del Aconcagua; MOSCOSO et al. (1982) quienes publican la geología de la Hoja Los Andes (Base topográfica LAMBERT) 1:250.000, trabajo con carácter de reconocimiento; MUÑIZAGA y VICENTE (1982) quienes efectuaron un estudio detallado de la zonación plutónica y del volcanismo miocénico en la zona del Aconcagua entre los 32° a 33°S y el trabajo de GODOY (1982) sobre la geología del área Montenegro Cuesta de Chacabuco. Por último, en 1986 RIVANO et al. dan a conocer nuevas evidencias radiométricas para una edad cretácica inferior de la Formación Las Chilcas mientras que CAMUS et al. (1986) presentan la geología del distrito minero El Bronce, destacando la existencia de una probable caldera del Cretácico superior. En 1988 GODOY presenta sus estudios sobre el sector de Laguna Verde, al sur de Valparaíso, concluyendo en una edad jurásica para las plutonitas allí expuestas, las que anteriormente eran consideradas de edad paleozoica; ese mismo año LEVI et al. (1988) presentan un modelo de distribución de la alteración regional en las secuencias mesocenozoicas de Chile Central y también una distribución de las tendencias geoquímicas para las volcanitas mesocenozoicas de Chile Central. Entre tanto VILLARROEL y VERGARA (1988) describen la Formación Abanico en su localidad tipo; mientras que ARIAS y VERGARA (1988) describen la Formación Farellones en el sector del Río Roción. Finalmente PARDO y FUENZALIDA (1988) proponen un modelo de estructura cortical entre los 31° a 34° S. En 1989 LEVI et al. muestran aspectos e implicancias del metamorfismo regional de bajo grado en las secuencias del Mesocenozoico . En 1990 RAMOS et al. presentan la geología del cordón limítrofe entre el valle del Río Aconcagua y del Río Las Cuevas, estableciendo la correlación estratigráfica para la unidades mesozoicas expuesta a ambos lados de la Cordillera Principal. Al mismo tiempo RIVANO et al. proponen una redefinición de la Formación Farellones con lugar tipo en el sector del cerro La Gloria al norte del Río Aconcagua. Finalmente BECK et al. publican sus resultados del análisis paleomagnético de las unidades volcánicas cretácicas en el sector de San Felipe - La Ligua. CANCINO en 1992 presenta su trabajo sobre la petrología e interpretación tectónica de las rocas triásico-jurásicas de la región central de Chile entre los 32° a 34° L.S.
19
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Figura 3. Distribución del Paleozoico (Unidad Cochoa) en las Hojas Quillota- Portillo.
PALEOZOICO
El Paleozoico está poco representado en las Hojas QuillotaPortillo apareciendo una sola unidad intrusiva en el sector suroccidental de ellas en el borde costero entre Viña del Mar y Concón, la que ha sido denominada en este trabajo como Unidad COCHOA. Unidad COCHOA (ESPIÑEIRA, 1989; este trabajo) Definición, distribución y litologia. Se ha definido como Unidad Cochoa (ESPIÑEIRA, 1989) a los granitoides leucocráticos a mesocráticos que afloran entre Concón y Reñaca, en el cuadrángulo Limache, y cuya composición varia desde granodioritas a tonalitas gnéissicas de grano grueso de colores blanquecino a rosáceo; estas rocas aparecen intruidas por abundantes filones máficos de grano fino a medio, oscuros con orientación subparalela muy consistente y de dirección general NW. Constituyen un cuerpo de dimensiones batoliticas de forma elongada norte-sur y que al este está limitado por la intrusión de los granitoides jurásicos, mientras que al norte aflora sólo en la orilla sur de la desembocadura del rio Aconcagua; hacie el oeste el limite es la linea costera en tanto que hacia el sur el límite sobrepasa los limites de la Hoja Quillota. El batolito de la Unidad Cochoa en su parte centro occidental se encuentra erodado y cubierto por sedimentos inconsolidados del Neógeno. El mejor sector ""de afloramientos se ubica a lo largo del camino costero entre Viña del Mar y Concón (figura 3)
.
Las rocas de la unidad Cochoa corresponden a tonalitas, granodioritas y, en menor proporción, a sienogranitos de hornblenda y oiotita. Presentan textura inequigranular con megacristales de microclina (2-3 cm) y plagioclasa (1,5-2 cm) que se distribuyen en una masa de grano medio fuertemente orientada. Es frecuente observar en la masa de grano medio, cristales doblados con extinción ondulosa y f racturamiento del cuarzo. Las plagioclasas corresponden a Oligoclasa (An10.n) con hábito tabular y frecuentemente zonadas; el feldespato potásico es microclina xenomórfica con macla de Carlsbad y de enrejado; en ocasiones reemplaza a plagioclasa. La biotita aparece doblada y con pleocroísmo pardo-verdoso con inclusiones de zircón. La hornblenda es fina, pleocroica y de color verde intenso con alteración parcial a clorita. Como accesorios aparecen opacos, esteno, epidota y zircón ¡ESPIÑEIRA, 1989).
Las escasas inclusiones máficas observadas son de formas elongadas con bordes bien definidos y orientación acorde con la foliación que afecta a la roca; su abundancia no sobrepasa el 2% en volumen de la roca. La composición de estas inclusiones varía desde cuarzodioritas a melanodioritas de hornblenda y biotita con textura de tendencia porfírica. son de Los filones máficos que afectan a los granitoides composición diorítica y se presentan como juegos de filones paralelos a subparalelos orientados N60°-45° W y cercanos a la vertical, la potencia oscila entre los 0,5 a 5 m. Las relaciones de contacto de los filones con los granitoides muestran bordes de enfriamiento y alteración de la roca de caja lo que sugiere su pertenencia a un ciclo magmático posterior.
21
Edad y correlaciones
Para esta unidad se dispone de una sola datación Rb/Sr que consiste en una errorcrona en roca total de 299±31 Ma en el Balneario de Reñaca (no figurada en el mapa) (Tabla 1) (HERVE et. al., 1988) la que es coincidente con otras isócronas obtenidas más al sur, en Valparaiso (SHIBATA et al., 1984) y Algarrobo y Santo Domingo (HERVE et al., 1988) que señalan edades de 296, 3± 5,4; 292±2 y 308 ±15 Ma respectivamente, todas con razones iniciales entre
.7058 y .7061.
Tabla 1 ERRORCRONA DE REÑACA Rb ppm
MUESTRA
Sr ppm
Rb87/Sr"
Sr'VSr"
cbv 47
103
121
2.479
0.71650
CBV 4 8
86
119
2.098
0.71508
81
121
1.840
0.71407
CBV 50
80
122
1.906
0.71408
CBV 51
86
121
2.050
0.71481
CBV 52
89
107
2.390
0.71630
CBV 53
138
142
2.800
0.71758
208
1.501
0.71206
CBV 49
.
CBV 54
108
RAZON INICIAL
EDAD (Ma)
299 ± 31
0.70597 ± 94
Otras edades efectuadas por el método K/Ar en tonalitas en filones pegmatiticos y aplíticos pertenencientes a la Unidad Cochoa señalan edades cercanas a los 160 Ma (tabla 1) lo que es discordante con las edades más antiguas obtenidas por el método Rb/Sr; muy probablemente, estas edades corresponden a una homogenización isotópica causada por el magmatismo jurásico.
Tabla 2 EDADES K-Ar DE LA UNIDAD COCHOA MUESTRA 1141-R
COORDENADAS GEOGRAFICAS
TIPO DE ROCA
MATERIAL
32°56'-71°33 1
Tonalita
Biotita
% K
7.143
VolAr"
% Ar
rad
Atm
48,339
14,2
EDAD Ma
REFERENCIA
160 ± 4
ESPIÍÍEIRA,
Gneissica
1992
1144-R
32°55'-71°31'
Tonalita Gneissica
Biotita
7.499
49,689
9,1
163 t 4
espiReira, 1992
1209-R
32°58 ' -7 1°33 '
Filón de
Muscovita
8.242
51,081
24,1
153 ± 4
ESPIÑEIRA, 1992
32058,-71o33'
Filón de
Biotita
7.411
47,725
20,5
158 ± 4
ESPIÑEIRA,
1210-R
Pegmatita
Pegmatita
1992
el Además, mineralógico, bandeamiento probablemente sinmagmático que presenta la unidad (figura 3), el grano grueso e inequigranular, así como su mineralogía, recuerdan fuertemente el aspecto y petrografía de la Unidad Guanta de la Superunidad Elqui, por lo que, de acuerdo con esta similitud litológica, sus relaciones de contacto con los granitoides jurásicos, y edades radiométricas obtenidas, se le asigna una edad Carbonífero Superior.
22
MESOZOICO
EL
TRIAS ICO
-
JURASICO.
Introducción Estos terrenos aparecen representados principalmente en el sector occidental de la Hoja, mientras que en la zona oriental se reconoce solo una formación atribuidle al Jurásico medio: la Formación Rio Damas (KLOHN, 1960) y otra atribuida al Jurásico superior: la Formación Tordillo ( YRIGOYEN, 1976) En el sector
.
occidental afloran unidades triásicas: Formación Pichidangui (CECIONI y WESTERMANN, 1968; en, VICENTE, 1974) y Formación La Ligua (THOMAS, 1958); jurásicas: Formación Los Molles (CECIONI, 1961), Formación Quebrada del Pobre (THOMAS, 1958) y las formaciones Ajial (THOMAS, 1958), Cerro Calera y Horqueta (PIRACES, 1976) que en este trabajo se agrupan bajo la denominación de Grupo Melón (figura 4) . EL TRIASICO
Formación
-
JURASICO DEL SECTOR OCCIDENTAL (HOJA QUILLOTA)
PICHIDANGUI (CECIONI y WESTERMANN,
.
1968; en, VICENTE,
1976).
Definición y relaciones estratigráficas
.
La Formación Pichidangui fue definida originalmente por CECIONI y WESTERMANN (1968) como una "secuencia de flujos queratof iricos, tobas y brechas volcánicas" expuestas a lo largo de la costa entre Punta Pichicuy y Punta Pichidangui. Se apoyarla concordantemente sobre la Formación El Quereo del Anisico y es cubierta por la Formación El Puquen del Nórico superior (FUENZALIDA, 1937, 1938; STIPANICIC Y BONETTI, in GROEBER, 1952; CECIONI y WESTERMANN, 1968; AZCARATE y PASOLA, 1970). Sin embargo, VICENTE (1974) propuso incluir en la formación Pichidangui los estratos de El Puquén o Formación Puquén (CECIONI y WESTERMANN, 1968) mismo concepto que utilizan más tarde PIRACES y MAKSAEV (1977), RIVANO y SEPULVEDA (1991) y CANCINO (1992) . El limite inferior de la Formación Pichidangui lo constituye el contacto concordante con la Formación El Quereo fuera del limite norte de la Hoja, entre Punta Lobos y Los Vilos (RIVANO y SEPULVEDA, 1991), Alli se observa un contacto concordante de brechas y grauwackas volcánicas (base de la formación) depositadas sobre fangolitas finamente laminadas de la Formación El Quereo. El limite superior, en el sector de Caleta Los Molles y al sur de ella, aparece cubierto por los depósitos más modernos, sin embargo, la presencia en la base de la Formación Los Molles de flujos lávicos félsicos y el carácter volcanigeno del material clástico, asi como las características estructurales de ambas unidades sugieren que el contacto es concordante, aún cuando CECIONI Y WESTERMAN (1968) indican que este contacto es por falla. Distribución y litologia.
La Formación Pichidangui aflora en la zona noroeste de la Hoja Quillota, desde el rio La ligua hacia el norte (figura 4); los 23
ro '"roo oí urfvo
Crt/TAENOO
LLAILLÍT
Figura 4.
Portillo.
Distribución de las unidades triásicas y jurásicas
en las Hojas Quillota-
-
1.- Fm. Pichidangui; 2.- Fm. La Ligua; 3.- Fin Los Molles; 4.- Fm. Quebrada del Pobre; 5. Principalmente Fm.r Ajial metamórf ica; 6.- Fm. Aiial;% 7.- 1 Fm. Cerro Calera; 8 - Fm " »« . r . 1 ' *' " -* P - At Y r »€ a >r. i: c .I . . . :. t- X-
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FOTO 1. Lucoiito incruyendo sedimentos de sector do SI Puquén (Los Holies)
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FOTO 2. Detalle del contacto inferior del lacoiieo, se aprecia la deformación en ios sedimentos lo que indica un emplazamiento en sedimentos blandos (intrusión s insedirneritaria j .
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VICENTE (1977)
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Figura 5. Columnas estratigráf icas generalizadas Pichidangui (según CANCINO, 1992 y VICENTE, 1976)
. .
de
la
Formación
5. Andesitas. 6. 1. Areniscas. 2. Pelitas. 3. Ruditas . 4. 3. brechas. 9. brechas volcánicas. 10.
. 7. . —Fósiles
.
26
.
11.
afloramientos aparecen en forma continua a lo largo de la costa desde Los Molles hasta el limite norte de la Hoja. Al sur del rio Quilimari, una cuña de terrenos pertenecientes a la formación Los Molles separa sus afloramientos en dos franjas de orientación
submeridiana (figura 4). La litologia corresponde a brechas volcánicas y volcanitas principalmente intermedias a ácidas interestratif icadas con tobas y rocas sedimentarias en su parte media a superior, que aparecen tanto en la costa como en el este de la carretera; junto con estas volcanitas aparecen abundantes filones y cuerpos lacoliticos (fotos 1 y 2). Importantes afloramientos de rocas sedimentarias se ubican al este de la carretera a 1 Km al norte de Los Molles (Localidad Fosilifera No. 2); alli se reconocen restos vegetales en muy buen estado de preservación (Lámina 1) La caracterización más completa de esta unidad corresponde a VICENTE (1976) con una descripción de un perfil tipo de los 4.000 m d e la secuencia expuesta en la costa entre Los Vilos y Los Molles y a CANCINO (1992) que describe un perfil ininterrumpido con un total de 2326 m estimando la potencia total de la secuencia en unos 3500 m (figura 5) .
.
Edad, correlaciones y ambiente de depositación.
Los únicos elementos paleontológicos encontrados en esta unidad (Flora de corresponden a "Estherias" y restos de plantas fósiles Los Molles y Flora de Punta Puquén) ( FUENZALIDA, 1937, 1938; CAÑAS, 1964 y AZCARATE y FASOLA, 1970) que permiten atribuir esta flora, de acuerdo con GROEBER (1953), al Cárnico superior - Nórico. Por otra parte, considerando que en la costa la formación sobreyace concordantemente a la Formación El Quereo (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991) , y que infrayace a la Formación Los Molles, se confirma el rango de
cárnico a nórico tardio. La edad minima nórica tardía se atribuye en base a la presencia de "Sandlingites" (CECIONI Y WESTERMANN, 1968), que reconoció en los niveles inferiores de la Formación Los Molles (CECICNI Y WESTERMANN, op. cit. ) A lo largo de Chile se conocen varios sectores con afloramientos de rocas volcánicas del Triásico superior (Formación Estero Los Sauces, CORVALAN, 1976; Estratos del Cajón Troncoso, MUÑOZ y NIEMEYER, 1984; Estratos de Los Arrayanes, LAGNO, 1981; Formación La Ligua, THOMAS, 1958; Formación La Totora, REUTTER, 1974) lo que sugiere la existencia de una extensión considerable de este volcanismo en el Triásico superior por lo que, aún cuando la Formación Pichidangui sea la más importante en volumen y extensión de estas manifestaciones, no puede considerarse como un evento único e inusitado durante el Triásico Superior. Las condiciones de depositación han sido previamente discutidas por CECIONI y WESTERMANN (1968) y por VICENTE (1976) concordando en un ambiente litoral-neritico de borde de plataforma continental subsidente y con un importante volcanismo activo bimodal caracterizado por efusiones ácidas a intermedias. El volcanismo, principalmente explosivo, habria sido prácticamente continuo, con escasas interrupciones, como lo demuestran las escasas y delgadas intercalaciones sedimentarias. VICENTE (1976) ha demostrado el carácter local del volcanismo, el que se habria depositado alternativamente en condiciones subaéreas y subacuáticas (foto 1) en un margen continental activo y de rápida subsidencia; al respecto
edad;
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27
VERGARA et al. (1991) indican que las lavas básicas de la unidad se diferencian de las lavas calcoalcalinas clásicamente "andinas" (sic.) jurásicas y/o cretácicas por presentar características químicas que indican afinidades con los basaltos de fondo oceánico similares a los de la actual Placa de Nazca, pero con un grado de diferenciación algo más avanzado, lo que los hace compatibles con un volcanismo de arco originado sobre un basamento cuasi-oceánico, conclusión también indicada por CANCINO (1992) . La muy buena estratificación, asi como la gradación de la granulometria que presentan los niveles sedimentarios finos, indican que se tratarla de turbiditas distales depositadas mas bien en un ambiente de plataforma neritica antes que en el fondo oceánico abierto, esto es
apoyado por la ausencia en los sedimentos de cualquier forma macro o microfósil que sugiera condiciones de depositación pelágica, asi como por la presencia en las intercalaciones sedimentarias de abundantes restos de vegetales en buen estado de conservación (Lám.l) La presencia de estructuras sedimentarias tales como marcas paleocanales, pliegues sinsedimentarios, de fondo, pliegues convolutos, flames y slumps en la parte media, ya descritos tempranamente por CECIONI y WESTERMAN (1968) y por VICENTE (1974); asi como la presencia de fallas sinsedimentarias y figuras de carga señalan una intensa actividad volcánica que daba origen a corrientes densas de material volcánico que fluían sobre depósitos no del todo consolidados (CANCINO, 1992) La presencia de marcas de fluidez (VICENTE, 1974) en los niveles piroclásticos, asi como de esferulitas y amígdalas sugieren enfriamiento rápido en condiciones subacuáticas de magmas muy félsicos (CANCINO, 1992) .
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Formación La Ligua (THOMAS, 1958)
Definición y relaciones estratigráf icas . THOMAS (1958) definió la Formación La Ligua como una secuencia estratificada débilmente plegada y compuesta de lavas de queratóf iros, brechas y tobas con intercalaciones de lutitas, areniscas cuarciticas y conglomerados, la que se expone en la vertiente inmediatamente al norte deÿ la ciudad de La Ligua. Más al norte aún, en el Cerro Colorado, MUÑOZ CRISTI (1938) describe una secuencia del todo similar (tobas de "queratóf iros" , areniscas, conglomerados y lavas que sobreyacen a un horizonte de lutitas fosiliferas asignadas al Mesotriásico) . Las rocas de la Formación La Ligua presentan un aspecto tectonizado, el que es especialmente notorio en los niveles sedimentarios intercalados en la parte inferior. En esta región no hay una buena exposición de su base, ya que en general está intruida por el batolito jurásico (unidad Cavilolón) . Sólo al norte de La Ligua, al pié SE del cerro El Quisco, a 225 m snrn, (THOMAS, 1958), se encuentra un conglomerado grueso que sobre gneiss descansa un granítico f uertementesericitizado, el hecho de que la base de la formación presente también foliación, sugiere que el contacto inferior de la unidad sea mas bien tectónico y no depositacional, siendo ésta la
LAMINA I. Fragmento de helécho, probablemente DICROIDIUM sp., recolectado en las intercalaciones sedimentarias ce la parte superior de
la Formación Pichidangui.
29
opinión prevaleciente entre los autores de este trabajo. El limite corresponde a la base de las arcosas blancas, muy superior cuarciferas, de la Formación Quebrada del Pobre. Thomas (1958) señala una discordancia angular entre la Formación La Ligua y la Formación Quebrada El Pobre. En este estudio no se encontraron antecedentes de terreno para esta afirmación, sin embargo CANCINO (1992) señala una relación de discordancia de erosión y levemente angular en las cercanías de la cima del Co. Pulmahue, aunque sin dar mayores antecedentes, corroborando asi las observaciones de THOMAS (1958). Distribución y litologia. Los afloramientos de la Formación La Ligua se distribuyen en tres sectores orientados en sentido N-S: al norte del rio Petorca, en la vertiente sur de los cerros Pulmahue y Quisco; al norte del valle del rio de La Ligua, y al sur de La Ligua en el sector entre La Higuera y el Co. Cuentas (figura 4) De estos sectores el central es el de mayor extensión areal. Un perfil realizado por CANCINO (1992) muestra de abajo hacia arriba (figura 6) :
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1 - 03 m de filitas abigarradas, pardo-rojizas, muy sericitizadas que corresponden a metabrechas volcánicas. Los clastos están fuertemente deformados y orientados. 50 m de zona cubierta por escombros. 2 - 03 m similares al primer nivel. 3 03 m de toba cinerítica blanquecina. - 20 m de zona cubierta por escombros. 4 - 04 m de limolitas (2 m inferiores) y areniscas gris verdosas. 30 m de tobas finas blanquecinas con escasos clastos subredondeados de hasta 5 0.5 cm y alterados a óxidos de fierro. 6 - 12 m de tobas de lapilli con clastos totalmente alterados a hematita siendo fácilmente disgregables El tamaño no sobrepasa el centímetro. 7 05 m de toba brechosa pardo rojiza con clastos de igual color y matriz
-
.
cineritica oxidada. 8 - 10 m de toba fina blanquecina con manchas de óxido. 9 - 03 m de conglomerado color pardo rojizo, volcarudita hialinas, y
con clastos de andesitas la matriz consiste en volcarenita fina rojiza. 10- 04 m de arenisca gris amarillenta a rojiza, ligeramente tobáceas. 11- 05 m de brechas volcánicas violáceas con clastos andeslticos y hialinos desvitrificados, la matriz es volcarenita tobácea. 12- 02 m de lutitas pizarrosas (foliadas) rojizas. 40 m de zona cubierta por escombros. 13- 23 m de brechas volcánicas similares a las brechas descritas mas atrás. Presentan intercalaciones centimétr icas de volcarenitas tobáceas pardo rojizas. 30 m de zona cubierta por escombros. 14- 70 m de brechas volcánicas similares a las ya descritas más atrás; en la parte basal se observa una alternancia de brechas y volcarenitas de colores mas verdosos. Se aprecia una ligera foliación con recurrencia cada 15 cm y que corta oblicuamente a la estratificación. 15- 17 m de tufitas de tonalidades violáceas debidas a la presencia de clastos subangulosos de andesitas; en los 8 m básales los clastos son subangulosos a subredondeados siendo éstos de naturaleza félsica en el primer metro desde la base. A los 12m desde la base las tufitas son cortadas por un filón manto de composición granodiorí tica . 16- 430 m de tufitas gris blanquecinas, volcarenitas y volcarruditas angulosas intercaladas en niveles métricos; las volcarruditas abundan hacia la base, los clastos son angulosos, centimétricos (2,5 cm), de colores verdosos a violáceos hacia la base. Se observan fajas decimétricas de roca tectonizada (filitizada)
rocas
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El techo de este perfil lo constituyen areniscas cuarciferas conglomerádicas asignadas a la base de la Formación Quebrada del Pobre, dispuestas en leve discordancia de erosión y angular. El espesor total de la secuencia levantada es de 763 m con una potencia total observada de 623m lo que concuerda con la estimación de 800 m de espesor para la formación hecha por THOMAS (1958). Sin embargo los autores del presente trabajo estiman que estos
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Figura 6. Columna estratigráf ica de la Formación La Ligua.
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(modificado de CANCIN0, 1992) 1 Lutitas
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pizarrosas. 2. Conglomerado. 3. Toba. 4. Brecha volcánica. 5. Tufitas con intercalaciones de arenitas y ruditas 7. Filitas (metabrechaa volcánicas). 8. Fósiles. 9 Discordancia.
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espesores, considerando las características del contacto basal pueden ser considerados espesores mínimos siendo muy probablemente el espesor real bastante mayor. Edad y correlación
La edad de la formación La Ligua se basa en el hecho que Muñoz Cristi (1938) describe en el cerro Colorado, ubicado unos 17 km al (el sector más norte del cerro Pulmahue septentrional de afloramientos de la Formación La Ligua, tal como se entiende en este trabajo), una secuencia similar a la de esta formación (tobas de aueratóf iros, areniscas, conglomerados y lavas de queratóf iros,
dispuestos en este orden de abajo hacia arriba) que se sobrepone a un horizonte de pizarras marinas fosiliferas asignadas a la parte superior del Mesotriásico . El mismo autor ya citado (1942) quien estudió anteriormente estos estratos en el Cerro Pulmahue, los asignó al Triásico Superior. Aun cuando se observan diferencias litológicas importantes entre esta unidad y la Formación Pichidangui, tales como el hecho de que la Formación Pichidangui presenta caracteres de sedimentación 31
subacuática, en tanto que la Formación La Ligua tenga un carácter continental, ellas son fundamentalmente subaéreo netamente correlacionables, al menos parcialmente, puesto que ambas representan el volcanismo del Triásico Superior. Lo anterior unido a la vecindad de afloramiento, permite considerarlas como partes de
un mismo dispositivo paleogeográf ico .
Ambiente y condiciones de depositación. Las características litológicas de la Formación La Ligua indican que ésta se habria depositado en un ambiente continental durante un periodo de intenso volcanismo de tipo explosivo, con etapas de inactividad que habrían permitido la acumulación de los niveles sedimentarios terrigenos. El gran desarrollo de brechas volcánicas y tobas de colores rojizos, asi como la oxidación omnipresente, señalan claramente una depositación subaérea cuya fuente de origen se situarla al oeste (PIRACES, 1977) y (SEPULVEDA, 1988), posiblemente material originado en el ambiente volcánico de la Formación Pichidangui y expulsado y/o transportado hacia el este, hasta el área de depositación de la Formación La Ligua. Significado geotectónico-paleogeográf ico de las unidades volcánicas del Triásico Superior.
En 1987, FORSYTHE et al. plantearon la posibilidad de una aloctonia del sector de Pichidangui en base a mediciones paleomagnéticas preliminares por ellos efectuadas en Pichidangui, y que indican que el bloque occidental, esto es el sector costero de Pichidangui, habria sido acrecionado durante el Jurásico Inferior (Hettangiano-Bajociano) mediante un movimiento transcurrente en sentido norte-sur, es decir dextral (figura 7a) y de unos 15° de latitud respecto de su posición actual. En apoyo de esta hipótesis CANCINO (1992) hace notar el hecho de que mientras la Formación La Ligua presenta una notoria foliación, la suprayacente Formación Quebrada del Pobre, no presenta estas características, haciendo además hincapié que seria la única unidad con esas características en el sector. De lo anterior deduce que la foliación seria previa a la depositación del Jurásico Inferior, sin observar que las características de foliación, incluso en la formación La Ligua, tienen una disposición en franjas y no aparecen necesariamente hacia el techo de la unidad. Por otra parte, la Formación La Ligua no es la única unidad con esas características: las intercalaciones sedimentarias de la Formación Pichidangui al este inmediato de la carretera presenta un clivaje muy fino y penetrativo oblicuo a la estratificación; la Formación Los Molles (Triásico Superior-Jurásico Inferior) también presenta en gran parte de sus afloramientos un fuerte clivaje angular respecto de la estratificación, el que está relacionado a una estructura más reciente; por último hacia el norte en el sector de Caimanes, en el limite norte de la hoja y en la parte sur de la Hoja Illapel, los sedimentos y volcanitas del Cretácico Inferior, cerca del contacto con el granito Cretácico (Superunidad Illapel) , aparecen fuertemente replegados y foliados al punto de no reconocerse a menudo las texturas originales de las rocas volcánicas. También la actual disposición y los espesores involucrados de la unidades triásicas tienden a sugerir un ambiente geotectónico en expansión, con rápida subsidencia y creación de
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cortical continuo
7. Esquemas de los probables dispositivs paleogeográf icos y estructurales del área de La Ligua-Los Mollea durante el Triásico Superior, a.- Considera los datos de paleomagnetismo (FORSYTHE et al., 1987) que ugieren un desplazamiento dextral de unos 15° de latitud, b.- Esquema mas probable de acuerdo con les datos geológicos dispnibles y la distribución de facies.
Figura
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espacio vacío, el que era rellenado por el material volcánico expulsado, compensando así la tasa de subsidencia, de tal modo que todo el espesor de la Formación Pichidangui se depositó siempre en condiciones de aguas someras . Lo anteriormente dicho dificulta imaginar que casi inmediatamente después, todo ese bloque se hubiera desplazado a lo largo de 15° de latitud, para ir a acretarse justo frente a una secuencia similar en origen y en edad. La explicación más plausible nos parece es la de un dispositivo geotectónico paleogeográf ico en el cual el borde occidental de Gondwana, mientras el supercontinente se desplazaba rotando en sentido horario hacia el norte, en su borde suroccidental se producían desgarros extensionales con adelgazamiento cortical suficiente para permitir el desarrollo de un intenso y extenso magmatismo, que al tiempo que iba compensando la subsidencia, se derramaba también sobre las áreas continentales cercanas {figura 7b) este dispositivo, sin descartar una posible componente de desplazamiento en el rumbo explica mejor lo observado en el sector y también la existencia de los otros sectores de afloramientos de unidades triásicas con características similares a las ya descritas. Finalmente este dispositivo geotectónico-paleogeográfico concuerda en lo general con el modelo propuesto por MPODOZIS y ALLMENDIGER (1992) para el gran magmatismo fini Jurásico a Cretácico, del cual esta unidades serían tan sólo los precursores.
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Formación Los Molles (CECIONI, 1961) Definición y relaciones estratigráf icas
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CECIONI (1961, p.19) denominó así a la parte media a superior de "Las capas de Los Molles" ( FUENZALIDA, 1938) . La localidad tipo de esta unidad corresponde a la orilla de la costa entre el estero La Ballena por el sur y el estero El Chivato por el norte. En el sector de la playa Los Molles - estero La Ballena, esta unidad, hacia el este está en contacto por falla con la Formación Pichidangui (este trabajo), mientras que hacia el norte de la playa Los Molles el contacto es cubierto en gran parte por los sedimentos cenozoico - cuaternarios del valle del estero Huaquén. En los lomajes que separan al estero Huaquén del río Quilimarí, se observa que el contacto occidental de la franja que conforma la unidad, es Al norte del río Quilimarí la franja también una falla. de afloramientos se estrecha para desaparecer tectónicamente entre las prolongaciones de las fallas que la dejan, a ambos lados, en contacto con la Formación Pichidangui.
Distribución y litología.
Los afloramientos de la Formación Los Molles (figura 4) se presentan formando una franja norte sur que, angostándose hacia el norte, desaparece unos pocos kilómetros al norte del río Quilimarí; se restringen por lo tanto, a la parte noroccidental de la Hoja Quillota. Su litología corresponde en general a pelitas y areniscas con intercalaciones conglomerádicas en la parte inferior. La sección descrita por CECIONI y WESTERMAN (1968) en la costa entre el estero la Ballena y el estero El Chivato muestra una secuencia de 747 m (fide CECIONI Y WESTERMANN, op. cit.) en la cual los autores distinguen cuatro mienbros que son desde abajo hacia arriba :
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1- Un miembro basal (75 m)de areniscas con intercalaciones de conglomerados de color amarillo en capas de hasta 3 m. 34
Los clastos son cuarzo con extinción ondulosa inmersos en una matriz cuarcifera microcristalina con cemento siliceo. 2- Un miembro lutitico (275 m) . Compuesto por lutitas con escasas intercalaciones de areniscas de color amarillo En su parte superior este miembro contiene oscuro. aproximadamente 50 m de lutitas fosiliferas con ammonoideos entre los cuales CECIONI (IN CECIONI y WESTERMANN, 1968) describe el género SCHLOTHEIMIA que indica el Hettangiano. Este miembro aparece atravesado por filones lamprof iricos 3- Un miembro de lutitas arenosas (275 m) constituido por una alternancia de lutitas limoliticas y areniscas (grauvacas) . Las areniscas presentan cuarzo, ortoclasa, calcedonia, plagioclasa y microclina. matriz, La cementada, alcanza un 30-40%. Las areniscas presentan estratificación gradada, pliegues sinsedimentarios (foto 3) y brechización intraformacional (foto 4 y 5) . 4- Un miembro superior brechoso - arenoso (*190 m) que se inicia con una brecha basal caótica (B30m) con clastos de grauvacas, a la que siguen capas de grauvacas con delgadas intercalaciones pizarrosas. Medidas de paleocorrientes indican una paleopendiente hacia el NW (fide CECIONI y WESTERMANN, 1968).
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Edad, correlaciones y condiciones de depositación CECIONI y WESTERMANN (1968) dan a conocer para el miembro 2 una tanatocenosis en la que se reconocen: CLADISCITES; (?) sp.; OXYTOMA Inaequivalvis; ARCESTES cf. MINETRIGONIA sp. nov.; ? CARDINIA cf . L. listen (SOW); (?) OTAPIRIA cf. 0. ussuriensis (VORONETZ); PSILOCERAS cf. P. Planorbis (SOW); PSILOCERAS sp. /subsp.nov. (?) aff. P. Planorbis erugatum ( PHILL . ) ; (?) ENTOLIUM sp.; PSILOCERAS cf. P. Planorbis (SOW); PSILOCERAS (CALOCERAS ?) cf. P. Peruvianum LANGE; ? PSILOCERAS AFF. P. REISSI TILM. ; SCHLOTHEIMIA ex. gr. Angulata. Estas formas sugieren para este miembro una edad desde Nórico a Hettangiano. En el miembro 3 y a 285 m desde el último nivel fosilifero: Arietitidos (también encontrados por PIRACES y MAKSAEV, 1977 ) ; última forma indica el Pliensbachiano POLYMORPHITES sp.; esta Inferior. Durante el reconocimiento de la unidad hacia el norte se encontraron en el estero Huaquén y en el rio Quilimari nuevos afloramientos fosiliferos (localidades fosiliferas N° 1 y 3) correspondientes al miembro 2 de CECIONI y WESTERMANN (1968) con psilocerátidos (Lám. II). (?) ENTOLIUM sp.; PSILOCERAS cf. P. Planorbis (SOW); PSILOCERAS (CALOCERAS ?) cf. P. Peruvianum LANGE; ? PSILOCERAS AFF. P. REISSI TILM.; SCHLOTHEIMIA éx. gr. Angulata. Estas formas sugieren para este miembro una edad desde Nórico a Hettangiano. En el miembro 3 y a 285 m desde el último nivel fosilifero: Arietitidos (también encontrados por PIRACES y MAKSAEV, 1977 ) ; POLYMORPHITES sp.; esta última forma indica el Pliensbachiano Inferior
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Durante el reconocimiento de la unidad hacia el norte se encontraron en el estero Huaquén y en el rio Quilimari nuevos afloramientos fosiliferos (localidades fosiliferas N° 1 y 3) correspondientes al miembro 2 de CECIONI y WESTERMANN (1968) con psilocerátidos (Lám. II) Una unidad estrechamente ligada a ésta tanto por su cercanía como por su similitud litológica y significado paleogeográfico, aún cuando es sólo parcialmente correlacionable, es la Formación Quebrada del Pobre del de La Ligua a la que se le asigna una edad
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Sinemuriano - Pliensbachiano. Hacia el norte la Formación Los Molles se correlaciona en parte litoestratigráficamente y cronológicamente con la formación Canto del Agua (MOSCOSO y COVACEVICH, 1982 ) de la Cordillera de la Costa de Vallenar. Hacia el sur de la Hoja Quillota es posible correlacionar esta unidad con la Formación Rincón de Nuñez (CORVALAN, 1976) y unidades equivalentes en el sector de Vichuquén - Tilicura. La Formación Los Molles se habria depositado en un ambiente de plataforma neritica litoral abierta en aguas someras para la parte basal considerando las características litológicas, así como la presencia de icnitas de decápodos (COVACEVICH et al., 1987) en la parte basal del miembro 2 de CECIONI y WESTERMAN (1968) descritos en el sector de playa El Chivato, junto a estas icnitas describen Pentacrinites y algunos restos de madera petrificada; lo anterior sugiere una continuidad depositacional con los niveles sedimentarios de la subyacente Formación Pichidangui. La parte superior de la Formación Los Molles (miembros 3 y 4 de CECIONI y WESTERMAN, 1968) muestran una litología que consiste en una alternancia de areniscas y lutitas con predominio del material arenoso hacia arriba con características de corrientes de turbidez tales como estratificación ÿradada en las lutitas, pliegues sinsedimentarios (CAÑAS, 1964; CECIONI y WESTERMAN, 1968) (foto 3), brechas intraclásticas (fotos 4 y 5), slumps y varias otras estructuras (CAÑAS, 1964); esta parte superior de la unidad, en base a las estructuras descritas ha sido considerada por COVACEVICH et al. (1987) como de mar profundo, sin embargo los autores del presente trabajo estiman que corresponden a turbiditas depositadas en facies más profundas que la parte basal de la unidad, pero siempre en ambiente nerítico. toda vez que las relaciones de contacto entre los diferentes miembros son absolutamente graduales sin indicios de un cambio brusco de ambiente depositacional
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Formación Quebrada del Pobre (THOMAS, 1958)
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Definición y relaciones estratigxáficas
un THOMAS (1958) denominó Formación Quebrada del Pobre a conjunto de sedimentitas marinas, expuestas en el sector de la quebrada homónima y cuya mejor exposición se encuentra en la parte alta de la quebrada y en los cerros al este de ella. De acuerdo a las observaciones de este trabajo, estas se apoyan en contacto
LAMINA II. Ammonoideos de la Formación Los Molles. 1,2,3 Psilocerátidos en la Quebrada La Sombra (Quilimari) (LF 1) . 4 Psilocerátido en el Estero Los Molles (ladera norte) (LF 3)
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discordante de erosión angular, sobre la Formación La Ligua; en su parte superior están cubiertas concordantemente por tobas rioliticas pertenecientes a la Formación Ajial del Jurásico Inferior-Medio. Esta última relación de contacto es dificil de establecer hacia el norte de La Ligua debido a la mala calidad y exposición de los afloramientos .
Distribución, litologia y espesor
THOMAS (1958) describe una secuencia de 1250 m de espesor al este de la quebrada del Pobre compuesta por areniscas y lutitas con algunas intercalaciones de calizas, conglomerados finos y areniscas conglomerádicas en la base, destacando que la secuencia por él descrita se encuentra a unos 600 - 800 m por debajo de las tobas ("queratófiros") de la Formación Ajial. En el transcurso de este levantamiento se revisó detalladamente la secuencia expuesta a lo largo de la ruta caminera del sur de la quebrada del Pobre, entre el contacto discordante con las tobas de la Formación La Ligua y el portezuelo (fig. 4); la columna alli expuesta se ilustra en la figura 8 y corresponde a:
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15ra de conglomerado medio a fino con fábrica granosoportada 1 (ortoconglomerados) , los clastos son principalmente cuarzo y feldespato, los últimos 3m superiores son matriz soportados con matriz arenosa arcósica a subarcósica de grano grueso a medio. 2 - 20 m de arenisca de grano grueso a medio. 3 05m de conglomerado de grano medio similares a los ya descritos 4 50m de arenisca gruesa similar a la descrita más atrás y que en los últimos 9 m pasan a paraconglomerados con matriz de arenisca gruesa 5 - 15m de areniscas similares a las descritas anteriormente con una intercalación coqumoidea a los 5 m de la base (Loe. Fos. 21) con CHLAMYS sp ; GRYPHAEA sp.; CARDINIA aff. densistriata Jaworsky; Arietitidae indet. (Megarietites? sp.)(det. COVACEVICH, 1993). Los últimos 5m superiores corresponden a pelitas gris negruzcas fosiliferas que en su techo están en contacto por falla con la unidad suprayacente; los fósiles recolectados (Loe. Fos. 21) son OXYTOMA sp.; PALAEONE ILO sp.; CARDINIA sp.; Bivalvia indet.í Gastropoda indet.; Dentalium indet.; ARN'IOCERAS sp. (det. COVACEVICH, 1993). 6Sm de areniscas medias a gruesas similares a las ya descritas con 6 una intercalación coquinoídea de 1 m a los 34 m desde la base con los siguientes fósiles recolectados (Loe. Fos. 21); Brachiopoda indet.; Weyla? sp. ;Trigoniidae indet.; Echioceratidae indet. (Paltechioceras? sp.)(dct. COVACEVICH, 1993) , y otra intercalación, a los 40m, de 4m de calcilutitas calcáreas grises a negras en los últimos 5m se alternan ortoconglomerados con estratificación gradada y areniscas que presentan
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además estratificación oblicua. - 02m cubiertos por escombros (no figurados en columna) . 1- 06m de areniscas medias similares a las descritas con Pectinidae indet. y PLEUROMYA sp. (det. COVACEVICH, 1993) y restos vegetales (Loe. Fos. 20), estos últimos en regular a mal estado de conservación. 40m cubiertos por escombros, en este nivel de la columna se recolectaron rodados con Bivalvia indet.; P.HYNCHONELLA sp.; GRYPHAEA sp.; ASTARTE sp.; CRINOIDEA sp. y placas de PF.NTACRINITES sp. (det. COVACEVICH, 1993) (Loe. Fos. 20). 8- 87m de pelitas calcáreas (fangolitas) con intercalaciones de niveles mas calcáreos a los 20m y 43m desde la base; en los 35 m superiores las fangolitas pasan a calcilutitas; se observan diques andesíticos de lm (a los 17m) a 2m (a los 54ra) y un filón dacitico de 4m (a los 36 m) ; en la base se recolectó Brachiopoda indet.; ASTARTE sp. y Bivalvia indet. (Loe. Fos. 20) (det. COVACEVICH, 1993); a los 32m se encontró Pectinidae indet.; Ammonoidea indet. (UPTONIA? sp.) y ATRACTITES sp. (det. COVACEVICH, 1993) (Loe. Fos. 20) y a los 50m se reconoció; rinconélidos; DISCINISCA sp.; PALAEONEILO sp.; HUCULA sp.; Bivalvia indet. ; POLYMORPHITE3? sp.; indet.; FANNI NOCERAS sp.; Ammonoidea TROPI DOCERAS7/UPTONIA? sp.; ATRACTITES sp.; Vegetalia indet.; Pisces indet. (I.oc. Fos. 20) (det. COVACEVICH, 1993)
-
.
04m sin afloramientos.
G2m filón andesitico. 9- 06m de fangolitas similares a las descritas mas atrás. 10- 02m de caliza (estudiar corte).
39
11- 13rn de pelitas similares a las descritas con intercalaciones de areniscas gruesas iguales a las descritas, algunos niveles de areniscas presentan intracrastcs de arenisca. - 15m sin afloramiento. 12- 72m de arenisca calcárea con intercalaciones de areniscas y pelitas más terrlgenas; la fracción terrigena es siempre la misma. 08m sin afloramiento. 13- 03m de paraconglonerado con intraclastos de pelitas. 14- 03m de pelitas arenosas. - 02m filón aplitico. - 02m sin afloramientos. 15- 02m de arenisca fina de composición similar a las descritas. - 25m cubiertos de escombros. 16- 03m de conglomerados finos similares a los ya descritos.
-
Figura 8. Columna de estratigráfica la Formación Quebrada del (modificado Pobre. de SEPULVEDA, 1988). 2 areniscas 1. Conglomerados. 3. Caliza. 4. Arenisca calcárea. 5. 6. Calcilutitas. Fangolitas . 7 Tobas 8 Volcanitas. 9. Fósiles.
ÿ4a
.
.
.
. .
10. Discordancia.
- 15m sin afloramiento. 17- 07m de areniscas pelíticas que terminan en 2 m de pelitas, el contacto con la unidad siguiente es una falla. 18- 34m de areniscas y pelitas que hacia la parte superior (últimos 10 ra) pasan a conglomerados arenosos; a los 11 m se observa un filón andesitico (2m) ; en la parte media de la unidad aparecen niveles de arenisca gruesa y paraconglomerados con intraclastos pelíticosj en esta unidad se reconocen pliegues sinsedimentarios, estratificación gradada, laminación sedimentaria y figuras de carga.
El espesor total de la secuencia en este perfil alcanza un total de 530 m levantados, de los cuales 100 m están cubiertos. Los niveles estratigráf icamente más altos de la unidad se 40
ubican en el flanco occidental del cerro Guanaco estando muy mal y consistiendo principalmente areniscas y pelitas calcáreas que terminan con intercalaciones de conglomerados de cuarzo inmediatamente bajo el contacto concordante con las volcanitas de la Formación Ajial. expuestos
Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
El primer hallazgo de fósiles del Lias inferior corresponde a MUÑOZ-CRISTI (1338) quien encontró una asociación faunistica en la quebrada del Pobre en la que FUENZALIDA, H. determinó 14 especies asignadas al Lias inferior. CORVALAN (in THOMAS, 1958), determinó al este de la quebrada del Pobre la presencia de niveles sinemurianos . Uno de los autores (SEPULVEDA) recolectó abundante material fósil en los niveles inferior y medio de la columna levantada, y además al norte (Loe. Fos. 8, 9, 11, 14, 16, 17, 18, yl9) y sur (Loe. Fos. 22 y 25) de dicha columna (ver tabla 3). Las formas descritas por COVACEVICH (1993) confirman la edad sinemuriana para la parte inferior de la unidad e indican por primera vez la presencia del Pliensbachiano (Loe. Fos. 18,20y25) en la parte superior de la formación. La Formación Quebrada del Pobre corresponde a una unidad de sedimentitas marinas de carácter marcadamente infralitoral a mesolitoral destacando hacia la parte media de la unidad facies mas carbonatadas y de mayor profundidad relativa dentro del ambiente litoral; sin embargo la unidad posee un carácter marcadamente terrigeno, una homogeneidad composicional y estructuras sedimentarias que, unidas a la presencia en algunos niveles de restos vegetales indican corrientes de turbidez. Esta unidad, junto con la Formación Los Molles, de posición mas occidental y con facies de carácter más profundo (infralitoral) y también de carácter turbiditico permiten reconstruir un modelo paleogeográf ico en el cual es posible visualizar un ambiente de plataforma abierta barrida por corrientes de turbidez en las que la Formación Quebrada del Pobre corresponde a zonas más proximales del cuerpo turbiditico en tanto que la Formación Los Molles representarla los depósitos distales. La diferencia de edades en la base de estas dos formaciones se explica por el avance gradual hacia el este de la transgresión del mar del Jurásico inferior sobre los terrenos volcánicos del Triásico, pudiendo interpretarse asi que la discordancia descrita entre la Formación La Ligua y Quebrada del Pobre seria un contacto transgresivo y no una discordancia angular. Durante el periodo de depositación de esta unidad el volcanismo no se habria manifestado en la zona.
41
TABLA 3. Listado de fósiles N'JMIP.C IXALIEAC res ilitera
] :
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3
11
14
de la Formación Quebrada del Pobre. 15
16
17
18
ó
BRACH10PODA T roete rmi nido
Xincor.eiiíorne Soiriieana? sp.
Oiscinisca
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sp. 1 sp,2 sp.3 Bositra sp. Cardima sp. Cardinia aff.
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Gryphaea sp. Modiota sp. Nucuia sp. Nucul ana sp. Palaeoneila sp. Pectiniciae indet.
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Weyla ap. GASTROPODA Indeterminado Lissotrochus sp.
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TRAZAS FOSILES
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Textorius
Indeterminado
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*
Densistriata
Fann: peceras sp. Oxyloma sp. Pa ltecruoceras sp. Phymatoceras sp. Tropidoceras sp. BELEMNOIDEA Belemnopsís sp. ECHI NODERMATA Crinoidea mdet. Pent aermites sp.
*
*
C'nlamys aff.
Ariet:tidae indet. Arniocc-ras sp. Atractites sp.
25
*
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*
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BIVA1VIA Indeterrr. nado Astarte Asearte Astarr.e Asíante
21
* *
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GRUPO MELON {este trabajo)
.
Definición y relaciones estratigráficas
.
Se propone designar con el nombre de Grupo Melón al conjunto litoestratigráf ico compuesto de abajo hacia arriba por las formaciones Ajial (THOMAS, 1958; mod. PIRACES, 1976) , Cerro Calera (PIRACES, 1976) y Horqueta (PIRACES, 1976); éstas muestran en conjunto un desarrollo litoestratigráf ico coherente y con cambios y/o acuñamientos laterales de facies que, en ciertos sectores hace difícil la separación entre las formaciones Ajial y Horqueta cuando falta la formación intermedia Cerro Calera. También la similitud de facies y su desarrollo litoestratigráf ico de conjunto hacen aconsejable su tratamiento como grupo aún cuando han sido diferenciadas separadamente en el mapa cuando esto ha sido posible. El Grupo Melón asi definido sobreyace concordantemente a la 1958) formación QUEBRADA (THOMAS, POBRE DEL e infrayace discordantemente a la formación LO PRADO (THOMAS, 1958; mod. PIRACES y MAKSAEV, 1977 ) y estarla compuesto de base a techo por las formaciones Ajial, Cerro Calera y Horqueta.
Formación
AJIAL (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977 )
.
Definición y relaciones estratigráficas THOMAS (1958) propuso definir como Formación Ajial a una secuencia de lavas "queratof iricas" con intercalaciones de tobas, y brechas apoyadas rocas sedimentarias lenticulares, concordantemente sobre la Formación Quebrada del Pobre y subyacente a una "gruesa serie de brechas y tobas con intercalaciones de areniscas", atribuidas a los niveles inferiores de la Formación Melón. En su definición se indicaron varias localidades que muestran el desarrollo típico de la secuencia, Su nombre proviene del cerro homónimo, ubicado al oeste - suroeste de la cuesta El Melón. Trabajos posteriores modificaron la definición original de THOMAS. Asi, CARTER y ALISTE (1962) incluyeron en la Formación Ajial a las "brechas y tobas con intercalaciones de areniscas" de THOMAS (Formación Melón), de igual modo lo hicieron PIRACES (1976) y, PIRACES y MAKSAEV (1977), quienes indicaron además que la mejor exposición de la formación corresponde al sector de Piedra Trepada, a 15 km al sur del cerro Ajial. Según estos trabajos el techo de la formación son las sedimentitas marinas de la Formación Cerro Calera (nueva unidad que reemplaza a parte de la Formación Melón), de edad Bajociano medio y superior (COVACEVICH y PIRACES, 1976; PIRACES, 1976)
.
En el transcurso de este trabajo se concluyó que el cambio estratigráf ico señalado para la formación Ajial, es el mas correcto ya que no es posible reconocer el nivel guia propuesto inicialmente por THOMAS (1958) para el techo de la formación. Distribución, litologia y espesor.
Sus afloramientos se extienden desde el Cerro Imán, hasta el sector de Olmué por el sur (fig. 4). Más al norte del Cerro Imán se prolonga en la Hoja Illapel en la unidad definida en la Hoja 43
.
Illapel como Estratos de Pupio (RIVANO y SEPULVEDA, 1986) Aparece como una franja elongada NS. Como ya se indicó se apoya en aparente concordancia sobre la Formación Quebrada del Robre, e infrayace concordantemente a la Formación Cerro Calera. Está intruida por granitoides jurásicos (prolongación sur de la Superunidad Mincha) (RIVANO y otros, 1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1986) . Las calizas básales de la Formación Cerro Calera, que son el techo de la Formación Ajial sólo se reconocen en forma continua a partir del Cerro Cuajo hacia el sur (COVACECVICH y PIRACES, 1976; THOMAS, 1958; PIRACES y MAKSAEV, 1977), mientras que hacia el norte, sólo afloran en forma puntual al NE del cerro Los Pozos. Dado que las volcanitas de la Formación Horqueta en general son similares a las de la Formación Ajial, al no estar presentes las calizas (Formación Cerro Calera) no se puede establecer el limite entre ambas unidades jurásicas a pesar que se realizaron numerosos perfiles en terreno con el fin de encontrar las facies sedimentarias marinas, lo que ha llevado a los autores a indicar en la parte norte de la franja de afloramientos de estas formaciones un Jurásico indiferenciado, el cual representa a las formaciones Ajial y Horqueta. En el sector sur de la hoja entre el sector de Catapilco y el valle del Rio Aconcagua, extensiones considerables de la Formación Ajial se muestran afectadas por un fuerte metamorfismo dinámico y termal que en algunos sectores oblitera totalmente las estructuras y fábrica originales de las rocas volcánicas. Afloramientos de estas rocas metamórficas en el sector del Cajón de Pan Pedro fueron asignadas tempranamente por THOMAS (1958) al P leozoico, más tarde PIRACES (1976) y PIRACES y MAKSAEV (1977) consideraron gue gran parte de la unidad correponderia a rocas más jóvenes. ESPINEIRA (1989) señala que el paso de las metamorfitas a las volcanitas es gradual, por lo cual las primeras deben considerarse parte de a Formación Ajial, constatación hecha además por los autores compartiendo asi la opinión de ESPIÑEIRA (1989). La Formación Ajial está compuesta por tobas, brechas volcánicas y lavas andesitico-basálticas y riodaciticas , asociadas a pórfidos andesitico-daciticos, y escasas intercalaciones sedimentarias de conglomerados, areniscas ypelitas calcáreas siendo las más importantes las que afloran al norte del rio Petorca. Las tobas son de
colores gris a pardo, con clastos
entre 5 a 45% no mayores a 1 cm de diámetro y que son fragmentos pumiceos, más raramente dacitico-rioliticos; la matriz es cuarzo feldespática y alterada a clorita-
epidota-sericita; también se reconoce calcita. Las brechas volcánicas son de colores pardo rojizo con clastos de hasta 10 cm de diámetro de composición (fragmentos con andesitica y textura porfirica hialopilitica) , riodacitica (fragmentos pumiceos y riodacitas) y clastos sedimentarios siempre en menor proporción; la abundancia relativa de los tipos de clastos volcánicos permite diferenciar entre brechas volcánicas félsicas o máficas; los clastos varian entre el 10 a 40% del volumen de las brechas. Las lavas andesitico-basálticas son rocas de colores pardo oscuro a pardo rojizo, porfiricas con fenocristales de plagioclasa (Anl5-40) (5-30%) subhedrales (algunas lavas presentan cristales de 2 a 3 cm de largo, variedades 44
ocoíticas), clinopiroxenos (augita - diópsido) {1-10%) con maclas simples, algunos cristales presentan textura poikilitica; la mesostasis es de textura pilotaxitica , hialoof itica, intersertal o vitrof idica, con microlitos de plagioclasa y gránulos de piroxeno; a menudo la matriz está parcialmente devitrif icada . Los flujos daciticos son de color gris rojizo a rosado con textura porf iro-volcanoclástica (CANCINO, 1992); se obsevan clastos pumiciticos alargados, los cristales corresponden a plagioclasa (albita) , feldespato K, y cuarzo además de escasos seudomorfos de anfibola (< .1%), la masa fundamental es un agregado criptocristalino con tenues lineas de fluidez alterado a sericita, clorita y epidota. Los conglomerados son de color amarillento con clastos de hasta 10 cm de fragmentos volcánicos (andesitas, dacitas, riolitas) la matriz es arena fina a limilita con cemento calcáreo. Las areniscas son de color amarillento a ocre varaiando desde subarcosas a grauwacas, es frecuente el cemento calcáreo. Las rocas peliticas (fangolitas) son lutitas calcáreas que gradan a veces a calcilutitas y calcarenitas .
Los niveles sedimentarios muestran a menudo pliegues sinsedimentarios con orientación irregular, figuras de carga y estratificación cruzada. El espesor de la formación Ajial en el sector del cerro Piedra Trepada fue estimado por PIRACES (1976) en 705 m, reconociendo en dicho sector como Formación Ajial sólo las rocas no metamorf izadas; CANCINO (1992), incluyendo las metavolcanitas en la base de la Formación Ajial, ha medido en el mismo sector un espesor de 1405 m. Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
Los antecedentes paleontológicos disponibles para esta unidad consisten en el hallazgo en el sector del Cerro Piedra Trepada (Loe. Fos. 33), por uno de los autores (D.E.), de una asociación fósil de ASTARTE sp.; Trigoniidae indet.; NERINELLA sp.; Tróchido indet. y Echinoidea indet . (det. COVACEVICH, 1993). También CovacevichH, en el camino al este de San Antonio de Puchuncavi (no figurado como localidad fosilifera en el mapa), en el sector en donde supuestamente se habria colectado fauna atribuida al Paleozoico Superior (CORVALAN in THOMAS, 1970), recolectó MICROPHYLLIA sp.; COMPLEXASTREA? sp. (A y B) ; PROPEAMISSIUM sp. (A y B) ; ISOGNOMON? o INOCERAMUS? sp.; LUCINA sp.; TRIGONIA (TRIGONIA) sp.; COELASTARTE sp. (A?, B y C); ASTARTE sp. (A); PLICATULA? sp.; HOMOMYA? sp.;
PLEUROMYA sp.; NERINELLA sp . ; NERINEA? sp.; TROCHUS spp.; Gastropoda indet.; Echinoidea indet. (B y C) y SERPULA sp. (det. Covacevich, 1993) Todos estos fósiles presentan una asociación que es tipica del miembro La Cruz de la Formación Cerro Calera, es decir del Bajociano, y según Covacevich indicarian el Bajociano Inferior. Su edad máxima, por sobreyacer concordantemente a la Formación Quebrada del Pobre (SEPULVEDA, 1988), seria Pliensbachiano a postPliensbachiano (Toarciano?) Anteriormente, CovacevichH (1975)
.
.
45
recolectó en la meseta de Pucalán un sonninido indeterminado y por consideraciones paleontológicas respecto de la Formación Cerro Calera infirió una edad minima Bajociano medio (?) hasta Bajociano inferior (Aaleniano alto). PIRACES (1976), PIRACES Y MAKSAEV (1977) y SEPULVEDA (1988) no aportan nuevos antecedentes paleontológicos manteniendo las consideraciones expuestas por CovacevichH (1975) . La edad de la Formación Ajial queda asi comprendida entre el Pliensbachiano y el Bajociano. La Formación Ajial se correlaciona hacia el norte al menos parcialmente con los Estratos de Pupio; hacia el sur sus afloramientos se interrumpen por los granitoides mesozoicos que se desarrollan extensamente al sur de los 33 L.S. En el sector de Melipilla (NASI y THIELE, 1982) sólo se han reconocido las formaciones inmediatamente sobreyacentes (Cerro Calera y Horqueta) Las intercalaciones sedimentarias con fósiles marinos en la Formación Ajial indican que esta unidad se habria generado en un ambiente de engrane entre un dominio volcánico y una zona de plataforma litoral somera con aportes de proveniencia continental (restos vegetales) La persistente coloración rojiza sugiere un origen claramente subaéreo para gran parte del material volcánico cuyos centros de emisión se habrian situado hacia el sector occidental del área de afloramientos actual (PIRACES, 1976) los intrusivos hipabisales de carácter félsico observados en la unidad (PIRACES, 1976; SEPULVEDA, 1988), y que engranan con flujos riodaciticos a diferentes niveles, sugieren centros de emisión volcánica Análisis geoquímicos realizados por CANCINO (1992) en los tipos máficos a intermedios de la Formación Ajial indican que se trata de rocas con afinidades calcoalcalinas (figura 9) con alto contenido de potasio (figura 10), cercanas al campo de basaltos no oceánicos (figura 11) . Los diagramas de discriminación geotectónica (PEARCE y CANN, 1973) indican que los basaltos de la Formación Ajial son de naturaleza shoshonitica (figura 12) los que se ubican normalmente en cuencas de tipo extensional (SHARANSKIN, 1981) lo cual es
.
.
.
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Alcalis
Plag. Norm.
Figura 9. Diagrama de ALj03 vs. Plagicclasa normativa y diagrama AFM para discriminar entre volcanitas de afinidades calcoalcalinas y toleíticas en la Formación Ajial (modificado de CANCINO, 1992)
46
Mg
Figura 10. Diagrama álcalis vs. SiO, para las vocanitas de
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.
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Formación
(modificado de CANCINO, 1992)
.
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Figura 11. Diagrama Ti0,-K20-Pr05 para discriminar entre basaltos oceánicos y no oceám eos para las volcanitas de la Formación Ajial (modificado de
.
CANCINO, 1992) Bosoltos No Oceonicos
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F2 Figura 12. Funciones discriminantes de ambientes geoquímicos para las lavas de la Formación Ajial (modificado de CANCINO, 1392 ) .
47
,&i7itifé?£&Pr?a.'W.
Arco VoicGQico dd Jurtisico inferior"
aTÿt'-os Molles C
Subside ncio
Nivel del mor
Area de deposilccicr. de ia Fm. Ajial
Magmahsmo Jurásico
/
Regimen exfensional que provoca ctenuocion corlical continuo
Figura 13. Modelo de dispositivo paleogeográfico-estructural para el sector de La Ligua-Los Molles durante el Jurásico Medio.
concordante con un ambiente de cuenca marginal ensiálica para el ambiente geotectónico de esta unidad. La figura 13 resume el dispositivo geotectónrco-paleogeograf ico en el que se habria depositado la Formación Ajial. Formación CERRO CALERA (PIRACES, 1976) Definición y relaciones estratigráficas
El nombre de Formación Cerro Calera fue propuesto por PIRACES (1976) para designar a una secuencia de sedimentitas marinas que sobreyacen concordantemente a la Formación Ajial y subyacen concordantemente a rocas volcánicas de la Formación Horqueta alcanzando su mejor desarrollo en el cerro homónimo. Con anterioridad esta secuencia sedimentaria fue incluida en el miembro Nogales de la Formación Melón (THOMAS, 1958); TIDY (1971) reconoció esta unidad en el área del cerro La Campana denominándola Unidad C1. PIRACES (1976) subdividió la Formación Cerro Calera en dos miembros: el miembro La Cruz, inferior, y el miembro Los Rodeos con amplio predominio de areniscas, areniscas tobáceas y tufitas de colores gris amarillento con intercalaciones de calizas y calcarenitas cerca de la base y en la parte media; y el miembro Los Rodeos constituido principalmente por calacarenitas y calcilutitas de color gris claro con algunas intercalaciones de conglomerado fino a medio cuarzo-feldespático hacia la base. 48
Distribución, litologia y espesor.
aren estudiada {Fig. 4} la Formación Cerro Calera se como una taja eiongada NS discontinua desde e_ limite sur de la Hcja hasta las quebradaaas Chicharra y Ossanaón, ai sur del rio La Ligua sus afloramientos sólo son interrumpidos por los sedimentos que rellenan ios valles; también ai .norte del rio Petorca presenta una distribución continua en tanto que sólo se reconoce en forma discontinua entre los rios Petorca y La Ligua. El miembro La Cruz (PIRACES, 1976) presenta un amplio predominio de areniscas, areniscas tobáceas y tufitas de colores gris amarillento con intercalacióones de calizas y calcarenitas cerca de la base y en la parte media; en cambio, el miembro Los Rodeos corresponde principalmente a calcarenitas y calcilutitas de color gris claro con algunas intercalaciones de conglomerado fino a medio cuarzc-f eidespático hacia la base. Hacia el norte del Estero El Cobre el miembro La Cruz no aparece, reconociéndose solamente el miembro Los Rodeos con facies calcáreas las que aparecen intercaladas entre las volcanitas de las formaciones Ajial y En el
presenta
Horqueta . PIRACES (1976) describe el perfil expuesto entre La Cruz y el cerro Calera. Alli se distinguen de abajo hacia arriba (figura 14) : Lavas rojizas, principalmente brecilosas y intercalaciones tobáceas (Formación Ajial).
3ase:
íluidales con
Miembro I.a Cruz '. - 10m de areniscas feldespáti cas verde ciaras con fauna de Nerinea nerinella) sp. y Ceríthium sp. 2 - 350m de areniscas tobáceas y tobas muy finas, si iici í icadas, de color oris a pardo claro con un nivel medio de lavas brechosas verdes. 3 - 225n. de areniscas finas verde ciaras. Contiene Lytoceras aff. L. eudesianun d'Orb. in Gottsche, 1870 y Oxytoina costala Sowarbyi in Gottscne, 1078. 1 - 205m de coicas y tobas soldadas con algunas intercalaciones de areniscas y tobas si 1icií icadas blanco azuladas. 5 - 100m do areniscas feldespáticas finas gris amarillentas. Espesor del -siembro La Cruz: 960 ni. Miembro Los P.odeos 1 30m de areniscas calcáreas verde claras con estratificación cruzada de bajo ángulo. Ai microscopio, las areniscas calcáreas que subyacen a ios conglomerados cnarzo-feldespático corresponden a felsare.niscas ilticas con una fracción carbonatada (-15%) que consiste en oolitas, intraclastos, restos orgánicos y cemento calcáreo esparítico. 2 lOm de conglomerados cuarzo-feidespáticos con estratificación cruzada constituida por clastos subrsdondeados de: cuarzo con extinción ondulosa, a veces formando agregados cristalinos; rnicroclina pertitica con macla polisintética y fragmentos Uticos con textura porfirica. Esta unidad contiene abundantes ejemplares de Trigonia sp. (ex. gr. T. exotica Stcimann?) . 3 E>0m de calcarenitas de grano fino y color gris verdoso, con estratificación cruzada. Al microscopio corresponde a felsarenita iitica con escasas oolitas y biocias tos. En su parte superior terminan en 2m de conglomerados lenticulares cor. clastos redondeados
de composición riolítica. 4 - 20m de calizas micrí ticas grises con intraclastos y oolitas. - 30m No expuestos 5 - 20m de areniscas verdosas finas 6 - 60¡a de calizas arenosas y caicarenita gris medio. 7 - 20in de calizas calizas arenosas gris medio; se trata de intraesparitas con oo.itas y fracción detrítica de grano fino. jtm 8 La fracción carbonatada do calcilutita gris oscura. corresponde a restos orgánicos y oolitas. y - ICra de arenisca feldespática verdosa de grano medio. 10- lOm de caliza gris. 11- iOra de arenisca brechosa calcárea de color gris con clastos de
calizas. Al microscopio se ven principalmente (=60%) clastos
49
(Fasta
pel ecí podes . F.spesor del Mierriro Los Rodees: 222 rr. ¡techo no aflora},
£
MiemD.'O
Le» «CtfeOS
Figura 14 . Columna estratigráfica de la Formación Cerro
Miembro
LO Crur
(modificado Calera. de PIRACES, 1976)
.
Arenisca. 1. 2. Conglomerado. 3. Caliza micritica. 4. 5. Calcarenita. Calcilutita. 6. Toba. 7. Axenisca tobácea. 8. Lavas brechosas. 9 10. Volcanitas. Fósiles
.
La potencia total de la unidad de acuerdo al perfil levantado por PIRACES (1976) seria de 1287 m en la parte sur de la Hoja, espesor que hacia el norte llega a ser 0 m en algunos sectores entre La Ligua y Petorca .
Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
COVAXEVICH y PIRACES (1976) y PIRACES (1976) distinguen tres horizontes cronoestratigráf icos que en conjunto señalan el Bajociano Medio y Superior. El Bajociano Superior se reconoció en base a una tanatocenosis en la que se determinó Nannoliceras, Lisscceras, Teloceras (?), Normannites (?) , Megasphaeroceras y Leptosphinctes (det. CovacevichH) recolectados en el camino a la
Santa Teresita (CovacevichH y PIRACES, 1976) . En este trabajo se reconocieron tres localidades fosiliferas (localidades fosiliferas 4, 6 y 24) una corresponde a la meseta ubicada al NW del cerro Marchant (localidad fosilifera 4), alli se colectó abundante material paleontológico compuesto por una gran variedad de invertebrados fósiles, restos de peces y vértebras de
mina
50
Lissoceras, Teioceras (?) , Normannites (?), Megasphaeroceras y leptosphmctes (det. Covacevic'nH) recolectados en el camino a la mina Santa Teresita (CovacevichH y PIRACES, 1976; . En este trapajo se reconocieron tres localidades fosilíferas (localidades fosilíferas 4, 6 y 24) una corresponde a la meseta ubicada al NW del cerro Marchant (localidad fosilifera 4), alli se colectó abundante material paleontológico compuesto por una gran variedad de invertebrados fósiles, restos de peces y vértebras de algún tipo de saurio \CovacevicnH, com. oral 1988) (Lámina III) entre ios cuales se incluye (det. CovacevichH, 1993) ;Ammonoidea indet.; Pisces indet.; Bositra sp.; Otapiria? sp.; Ammonoidea indet. (Oppeiidae indet.??); Bivalvia indet.; Vegetalia indet. Otra localidad se ubica en la ladera oriental del Estero Ossandón (localidad fosilifera 6) en donde afloran calcarenitas finas arenosas de color gris claro que son portadoras de material fósil que incluye: Oxytoma sp.; Lamellaptychus sp.; Bositra sp.; Ammonoidea indet. (a,b,c); Pisces indet.; Vegetalia indet. (det. CovacevichH, 1993) . Ambas localidades corresponderían a las señaladas por MUÑOZCRISTI (1938, pags. 49 y 51) para las cuales FUENZALIDA determinó una variada fauna de invertebrados fósiles, indicando una edad Aaleniano Medio y Bajociano, respectivamente para ellas. Al oeste del cerro Los Pozos (localidad fosilifera 24), afloran calizas y areniscas de color verde que corresponderían a la base del miembro Los Rodeos de Piracés (1976) y que son portadoras de invertebrados fósiles : Montlivaltia sp.; Modiola sp.; Entolium sp.; Pectinidae indet.; Gryphaeidae indet.; Trigonia (Trigonia) sp.; Astarte ? sp.; Isocardia? sp.; Homomya sp.; Bivalvia indet.; Nerinella sp.; Cerithium sp . ; Gastropoda indet.; Brachiopoda indet. (det. CovacevichH, 1993). Estos nuevos hallazgos confirman la edad Aaleniano a Bajociano medio para esta localidad, tempranamente sugerida por CORVALAN (in THOMAS, 1958), en base a determinaciones paleontológicas hechas en la misma localidad fosilifera, asi como la presencia del Bajociano Superior (COVACEVICH y PIRACES, 1976). Formación HORQUETA (PIRACES, 1976)
Definición y relaciones estratigráficas .
El nombre de Formación Horqueta fue propuesto por PIRACES (1976) para denominar a una unidad volcanoclástica continental que se apoya concordantemente sobre la Formación Cerro Calera y subyace en probable discordancia al miembro inferior de la formación Lo Prado. THOMAS (1958) denominó originalmente como miembro Horqueta a las volcanitas superiores de la "Formación Melón" (THOMAS, 1958) ,
ellas junto con los niveles de queratófiros (riolitas alteradas y/o andesitas albitizadas) que las subyacen (parte superior del miembro Nogales de THOMAS), fueron designadas posteriormente por PIRACES (1976) y PIRACES y MAKSAEV (1977), como formación Horqueta (fig. 4). PIRACES (1976) distinguió dos miembros : un miembro Navio (inferior) , constituido por riolitas fluidales de color gris rosado a gris violáceo con intercalaciones de areniscas tobáceas y un (superior), miembro Santa Teresita constituido por lavas queratof iricas fluidales y brechosas de color gris rosado claro y con intercalaciones de areniscas tobáceas y brechas y conglomerados 51
arenosos hacia la base. Sin embargo SEPULVEDA (1988) señala que esta formación no presenta diferencias litológicas significativas que justifiquen su división en miembros. En el desarrollo de este trabajo, se ha seguido esta última proposición aun cuando se mantiene el nombre propuesto por PIRACES (1976) para la formación. Distribución, litologia y espesor.
La Formación Horqueta corresponde a una alternancia e lavas andesitico basálticas y niveles de brechas volcánicas y tobas riodaciticas con intercalaciones de rocas sedimentarias detriticas. La litologia predominante corresponde a lavas de colores pardo oscuro a pardo rojizo con estructuras de fluidez, su grado de exposición es malo. La textura es porfirica a vitrofidica con f enocristales (3C a 35%) de plagioclasa (oligoclasa - andesina) y piroxeno dispuestos en una masa afanitica oscura intersertai a pilotaxitica compuesta por microlitos de plagioclasa (albita oligoclasa), gránulos de clinopiroxeno y vidrio. En los niveles basálticos del cordón del Cerro Los Pozos se reconocieron relictos de olivinos (SEPULVEDA, 1988). Las brechas volcánicas tienen escasa exposición, a veces pasan a pseudoconglomerados; se reconocen niveles de 10 m de potencia como máximo, tienen un color violáceo a rojizo tipico y una distribución áreal restringida, debido a acuñamiento lateral. Generalmente cerca del techo de la formación, se puede reconocer mayor cantidad de niveles de brechas andesiticas finas, de color rojo, y con algún grado de estratificación fina interna que no excede capas de potencia de 10 cm. Composicionalmente varian desde brechas andesiticas a riolitico-daciticas con clastos (30 a 40%) de 2 a 30cm, subredondeados los que en las variedades ácidas son predominantemente de naturaleza pumicea y riodacitica entanto que en las variedaddes más máficas son esencialmente andesiticos. Las tobas son de colores gris a pardo rojizo, con lineas de fluidez y con brecnización desarrollada hacia la parte superior de cada flujo. Microscópicamente presentan algunos cristales de albita (<10% ) , cuarzo bipiramidal (<5%) y anfibola (<1%) oxidada y saussuritizada; la masa fundamental es vitrea intersertai y parcialmenet desvitrificada y alterada a un agregado fino de clorita, epidota y arcilla. Las intercalaciones sedimentarias corresponden areniscas, areniscas conglomerádicas y conglomerados rojos con algunos niveles limoliticos; los clastos son predominantemente volcánicos con redondeamiento y esfericidad regular a buena y con tamaños de hasta 10cm; la matriz de los conglomerados es arenosa a limolitica con cemento hematitico y/o calcáreo. En los niveles de arenisca o limolitas se ven estructuras de desecación, improntas de gotas y laminación fina. CANCINO (1992) presenta un perfil tipo de la secuencia de la Formación Horqueta entre el cerro Altar de Piedra y cerro Horqueta muestra en sucesión estratigráf ica normal de abajo hacia arriba (figura 15) : Base no expuesta 1 - 05m de lava ar.desltica, pardo oscura, fuertemente alterada por oxides de Fe (ho.-natita) , clorita y epidota, existen rastros de cuprita y sulfatos de Cu de lava dacitica, alqo porfirica, de color rosado, con fenocristales 2 -
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52
Je "o jhomatita) , que erecta a las plaqiociasas, hacia ia base existe además ur.a fuerte epi dot isació::. 3 - ".óa de andes itas porfirices da color parco oscuro a pardo rojizo, con
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rica . 18Jm de brechas volcánicas verbosa, intercaladas con niveles de areniscas media a iir.as ce color rojo (<40 cm a? potencia;. En la base ei tama fío de les elastes se hace más grueso y las tonalidades se vuelven más oscuras. ó - Jim ce ancíesitas porfiricas de color pardo. Los fenocristales son de piroxenos y plagiociasas, en ur.a masa fundamental a fanática . Existe escasa amígdalas orientadas en el techo, generalmente rellenas con. calcita. 6 - 60 a 80m ce tobas brechosas finas de color cris. Los clastos son naycntariamer.ee purniceos y orientados según líneas de fluidez. Ei t amafio de los clastos no excede ios 5 cm, siendo ei promedio 3 en. la matriz es tobácea de coicr gris claro 1 - 60 a 80n cíe brechas volcánicas, de color gris pardo rojizo, con intercalaciones métricas ce flujos andeslticos porfiricos, abundando éstos hacia el techo de la secuencia, mientras que hacia la base predominan las intercalaciones de areniscas rojizas. 8 - C4m de lava andesítica porfirica, en parte orechosa, de color verde a rojizo, ei techo se presenta más brechóse y escoriáceo. La frecuencia de amígdalas rellenas de calcita aumenta también hacia el techo, donde además se puede observar ai desarrollo subordinado de epidotas. Los fenocristales corresponden a piroxenos y plagioclasas . La masa fundamental es de tonaiidadc-s pardo rojizas y afaniticas. 9 - 4 Oír. de brecha volcánica gruesa de color pardo a rojizo claro. Los clastos normalmente sobrepasan los 80 cm de di úr.et :o y están constituidos por andesitas porfídicas y fragmentos pumicoos. Caracterizados por una regular a mala esfericidad. La matriz es aíar.itica y de tonalidades grisáceas. 10- iOrn de andesitas porfirizas de color verde claro, muy similares a las anteriormente descritas. Sin embargo, la caso presenta colores más oscuros y los cristales son más pequeños ccn alteración a epidota y hematita más localizadas . 11- ÜOrn de brechas volcanoclásticas de clastos subangulosos y subredondeados, de ? a 3C cm de diámetro, de mala esfericidad, ocupando entre un 3C% a un <10% de la roca. La naturaleza de los clastos es volcánica porfirica de color verde a pardo rojizo, con desarrollo de alteración a epidota. Algunos clastos se presentar, fragmentados y comentados por una masa afanítica de color gris oscuro a pardo ro-jizo. La presencia de amígdalas rellenas de calcita y alargadas a modo de aplastamiento cuyos tamaños no exceden los 3 a 5 cm, es otro rasgo notorio. 12- 30m de andesitas porfiricas, similares a las descritas anteriormente Techo: Desconocido (cima del Cerro Horqueta) Tota,, observado: 408 m
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En el reconocimiento general de esta unidad, no se han observado diferencias litológicas notables que justifiquen proponer divisiones. Df ido a la gran variabilidad lateral de facies este perfil sólo es ilustrativo y no puede considerarse representativo de la unidad, igualmente el espesor medido es sólo minimo, al respecto PIRACES y yu "SAEV (1977) indican que los espesores medidos en diferentes perfiles por PIRACES (1976) varian entre los 1200 a 2000m. Ecÿd, correlaciones y condiciones de depositación .
La edad de la Formación Horqueta sólo puede ser establecida por su p<~-ición estratigráf ica sobre la Formación Cerro Calera (Bajociano Superior) y por infrayacer a la Formación Lo Prado del Berriasiano, por 1*. tanto su edad es considerada en este trabajo en un rango Bajociano Superior a pre-Berriasiano, sin embargo la continuidad que presenta la Formación Horqueta con las unidades subyacentes y la probale discordancia e. la base de la Formación Lo Prado (Neocomiano) suprayacente (CARTER, 1Q62; SEPULVEDA, 1983), apuntan a la idea, sostenida por los autores de esÿe trabajo, de que el rango de edad de la Formación Horqueta se sitúa re el Toarciano y el Bajociano y probablemente Caloviano. e' La Formación Horqueta hacia el sur de la hoja Quillota aparece en Si sector del cerro La Campana, alii TIDY (1971) la denominó Unidad C2, Ti ; al sur en ei sector de Melipilla, NASI y THIELE (1982) reconocieron
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la Formación Horqueta; más hacia el sur, en el sector de Santa Cruz, la Formación Horqueta sólo puede correlacionarse en términos generales con la parte inferior de ce la unidad informal Estratos de La Lajueia (MUÑOZCRISTI y KARZULOVIC, 1958). Finalmente en el sector de Curepto, MCREL (1981) reconoció una secuecia litológicamente similar a la Formación Horqueta a la que denominó Formación Altos de Huaimapu. La formación Horqueta es una secuencia volcanoclástica depositada en un ambiente principalmente continental a lagunar tal como lo sugiere su disposición concordante sobre la Formación Cerro Calera, lo que indica un probable paso gradual del ambiente marino al continental, y las evidencias de depositación continental que son las grietas de barro (foto 6) y otras estructuras de desecación (foto 7). Este ambiente era dominado por un fuerte volcanismo efusivoexplosivo que de acuerdo con CANCINO (1992) presenta un carácter calcoaicalino a toleitico (figura 16) en el que los tipos basálticos se muestran afines al campo de basaltos no-oceánicos (figura 17) lo
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Figura 15. Columna estratigráfica de la Formación Horqueta.
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(modificado de CANCINO, 1992) 1. Andesitas. 2. Dacitas. 3. Tobas. 4. Brechas volcánicas. 5. Volcano sedimentitas 6. Fósiles.
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BasoltosX
Oceánicos
Figura 17. Diagrama Ti0,-K;,0-P205 para discriminar entre basaltos oceánicos y no-oceáni eos para las voicanitas de la Formación Horqueta (modificado de CANCINO, 1992) . Basaltos No Oceánicos
K/Rb=IOOO/ Andesitas ondinas
Figura 18. Diagrama de discriminación petroquímica de BAILEY (1981) para muestras basálticas y andesíticas de la Formación Horqueta mostrando las afinidades con andesitas andinas y de margen continental delgado. (según CANCINO, 1992 )
•
ondesitas de margen continental delgado
;cndesitasde orco - isla oceánico /
.
cual es compatible con un esquema paleogeográf ico en el que la corteza por acumulación de material volcánico precedente es mas gruesa lo que deriva en una mayor afinidad de las voicanitas de la Formación Horqueta con las andesitas andinas aún cuando todavía se aprecian tendencias hacia andesitas de corteza atenuada y de arco volcánico (figura 13) . Asi el dispositivo tectónico-paleogeográf ico 56
la Formación Horqueta es el de un borde continental en extensión con ur. engrosamiento cortical relativo debido a la i~ p t- p X vo 1.c¿ ni.co -.o cj 110 ci0 0 ooir r6iisnc cis in2 p renro cei dominio carino del sector en favor de un neto predominio iei ambiente continental durante ex Jurásico Superior.
para
¿dad
y ambiente deposi tacional del Grupo Melón
El Grupo Melón, considerado en su conjunto, representa un depcsitacional predominantemente volcánico episodio ubicado orobabiernente entre el Toarciano y el Bajociano (Caloviano?) caracterizado por episodios efusivos y explosivos que ahogaban la sedimentación de tipo litoral que sólo en algunos momentos (Formación La Calera) pudo desarrollarse con alguna amplitud. La paleontología índica que una parte importante de este ciclo lagm.ático tuvo lugar durante el Toarciano-Ba jociano, ésto es alrededor de ios 1S5 a ios 175 millones de años, lo que concuerda con edades mínimas de 150 a 165 millones de años obtenidas para la (Unidad Cavilolen) de la Hoja -ra.nja de granitoides jurásicos Quiiiota . Equivalente lejano del Grupo Melón se puede considerar el nivel III de la Formación Tres Cruces (DEDIOS, 1967; en. MPODOZIS Y CORNEJO, 1938) en el área de la mina Los Pingos que corresponde u un potente espesor de rocas volcánicas intermedias a ácidas intercaladas en la secuencia sedimentaria y que se habrían depositado en condiciones subacuáticas y subaéreas anulando casi completamente la depositación marina normal; también es sugestivo el hecho de que la edad de dichas volcanitas está restringido al mismo lapso de tiempo atribuido al Grupo Melón. Lo anterior lleva a plantear la idea de que el volcanismo en el Jurásico Medio ocurrió en un ambiente extensional en condiciones Je depositación supralitoral a continental y como un episodio continuo y que las intercalaciones sedimentarias reconocidas dentro del Grupo Melón (Formación Cerro Calera e intercalaciones en la Formación Ajial) estarían representando episodios de ingresiones marinas temporales sobre el borde continental cuando disminuía o se interrumpía temporalmente la actividad volcánica. £L JURASICO DEL SECTOR ORIENTAL (HOJA PORTILLO)
.
Introducción
La estratigrafía del Jurásico de la Cordillera Principal del latitud ha sido poco estudiada, lado argentino en esta recientemente, RAMOS (1985) ha presenta una estratigrafía general de la Cordillera Principal (sector argentino) basada en sus trabajos en el sector de Mendoza y en los trabajos de VICENTE (1972) e ¿rigoyen (1976); en este esquema estratigráf ico reconoce para eljurásico las siguientes unidades (figura 19) en sucesión estratigráf ica normal de mas antigua a mas joven: Ciclo Loteniano-chacayano, por las compuesto formaciones : - Formación La Manga; compuesta por una secuencia 50m de de disponen calizas se marinas que
57
discordantemente sobre rocas volcánicas almohadilladas daciticas, a su vez ser. cubiertas en discordancia de erosión por los conglomerados casales del "Tordillo", la edad de esta unidad en base a su contenido fosiliferc es Caioviano Medio a Oxfordiano. Formación
"Tordillo"
o
falso
Tordillo;
corresponde a una secuencia de 45 a 60 m de conglomerados caóticos con grandes clastos angulosos y areniscas con, hacia arriba, estructuras de paleocanaies : Lateralmente asocia se al Tordillolitense gue es una secuencia de 20 a 30m de espesor de posición mas oriental con facies volcánicas; esta unidad se dispone en discordancia de erosión sobre la Formación La Manga y suyace a la Formación Auquiico; la edad de la Formación "Tordillo" seria Oxfordiano (Kimmeridgiano ?) . Formación Auquiico; corresponde al Yeso Principal de SCHILLER (1912), que se presenta con espesores variables desde 15 a mas de 200m. se halla fuertemente deformado y su espesor real es difícil de establecer debido a su fluencia plástica, su edad seria Kimmeridgiano Inferior. - ciclo ANDico, que incluye a las unidades: - Formación Tordillo; es una secuencia de de 0 a 200m de espesor de conglomerados y areniscas rojas con paleocanaies que sobreyace en discordancia de erosión a la Formación Auquiico y subyace concordantemente al Grupo Mendoza (Titonico a Neocomiano) . La edad de la Formación Tordillo seria Kimmeridgiano Superior. - Grupo Mendoza, que incluye a las formaciones Vaca Muerta, Mulichinco y Agrio que corresponde al segundo ciclo marino del mesozoico chilenoargentino y cuya edad en conjunto es titonico a neocomiano en la Cordillera Principal a estas latitudes . En el sector chileno de la Cordillera Principal las secuencias jurásicas están pobremente representadas reconociéndose tan sólo dos sectores de afloramientos, uno en el rincón NE de la hoja (sector de la Laguna del Pelado) que corresponde a la prolongación en la vertiente chilena de la Formación Tordillo (YRIGOYEN, 1976) y otro en el extremo SE en la vertiente occidental del cordón fronterizo en el Cajón de San José, afluente del rio Juncal, que corresponde a la Formación Rio Damas (C. KLOHM, 1960) .
Formación TORDILLO (YRIGOYEN, 1976)
.
Definición y relaciones estratigráf icas
Yrigoyen (1976) definió como Formación Tordillo a una secuencia formada por conglomerados y areniscas pardo-rojizas a verdosas del Jurásico Superior las que afloran en extensas zonas de la vertiente argentina de la cordillera Principal. En Chile afloran rocas muy similares en la Hoja Portillo ocupando un pequeño sector fronterizo en el rincón NE de ella en donde subyacen en neta discordancia
58
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> Gruoo Menoc:o Figura 19. Columna Litoestratigráfí ca generalizada del Jurásico de la Cordillera Principal de Argentina, (basado
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en RAMOS, 1985)
1. Pelitas y ;6
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calcilutitas negras. 2. Calcilutitas
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yesiferas. 3.
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Conglomerados. 6. Yeso. 1. Volcanitas. 8. Discordancia de erosión. 9. Espesor
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indeterminado .
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angular a la Formación Farellones. En consideración a su extensión sin interrupción al este de la frontera y a sus relaciones estratigráf icas con el Jurásico de Los Erizos (Caloviano) (Argentina) y el Yeso Principal (SCHILLER, 1912) a los que sobreyace, y a sus características litológicas RIVANO y SEPULVEDA (1991) la consideraron de edad Jurásico Superior, y han preferido mantener la denominación argentina con el claro propósito de contribuir a establecer las equivalencias litoestratigráf icas del mesozoico de Chile y Argentina . La Formación Tordillo infrayace en discordancia angular a la Formación Farellones (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991).
Distribución, litologia y espesor La Formación Tordillo aflora en el sector de la laguna El Pelado al suroeste y sur de la laguna (Fig. '4) (foto 8), se extiende en forma continua hacia el este, en Argentina, y al norte, en la Hoja Illapel, donde ha sido discutida más en detalle. Es una alternancia de conglomerados finos a gruesos con areniscas intercaladas y de colores rojos, anaranjados y pardos con intercalaciones de yeso y lutitas areno-carbonosas hacia la parte superior de la secuencia; en el borde noroccidental de la laguna El Pelado aparecen facies de brechas calcáreas estromatoliticas . El espesor de la formación en el sector ha sido estimada en 1520m por OLIVARES (1985), sin embargo, la presencia de yeso diapirico en algunos sectores sugiere probable repetición tectónica que ocultaria el espesor real el que debiera ser menor que el 59
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FOTO 10. Panorama hacia cl sur de la ladera oriental del valle del Estero San jóse. .Se aprecia el Yeso Principal intruido diapi ricamente .
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indicado por OLIVARES (1985)
.
Edad, correlaciones y ambiente de depositación
Las relaciones de contacto con las unidades indican que la Formación Tordillo tendria una edad oost cxfordiana por sobrevacer ai Yeso Principal en la vertiente argentina y al que se le asigna una edad oxfordiana por sobreyacer ai caloviano de Los Erizos. La edad minima no puede ser establecida con precisión en el área por cuanto subyace en discordancia angular a la Formación Farellones 1991), sin embargo por su correlación (RIVANO y SEPULVEDA, litoestratigráf ica con la Formación Rio Damas (KLOHN, 1960) de la Cordillera de Chile Central se le asigna una edad Jurásico Superior . La Formación Tordillo representa un ciclo de depositación continental desarrollado con posterioridad al episodio evaporitico del Jurásico Superior en un ambiente continental dominado por abanicos aluviales en condiciones de clima cálido y semiárido con desarrollo de lagos y/o salares efímeros como lo sugieren las facies de algas estromatoliticas y las escasas facies de lutitas carbonosas con restos vegetales. La clara disminución de la granulometria hacia el este y la aparición de clastos andesiticos hacia el oeste en tanto que hacia el este predominan clastos de rocas plutónicas y rioliticas, provenientes del zócalo pre mesozoico sugiere la existencia de un terreno volcánico alejado, hacia el oeste, desde donde provendría el material detrítico de carácter andesitico, dicha zona podria estar representada, en parte, por las formaciones volcánicas de el Grupo El Melón ( Formaciones Ajial y Horqueta). Formación RIO DAMAS (KLOHN, 1960)
Definición y relaciones estratigráf icas KLOHN (1960) denominó Formación Rio Damas a una secuencia de rocas sedimentarias finas y gruesas con potentes intercalaciones de rocas volcánicas que yace concordantemente sobre el miembro superior de la Formación Nacientes del Teño en la zon del rio Damas en el curso superior del rio Tinguiririca, subyace concordantemente a las formaciones Leñas-Espinoza Baños del Flaco. Esta unidad es clásica en la Cordillera de los Andes de Chile habiendo sido reconocida en gran parte de la Cordillera de Chile Central. En el área de estudio la Formación Rio Damas aflora en un pequeño sector en el rincón sureste de la Hoga Portillo en contacto concordante con la Formación San José (AGUIRRE, 1960) (Titoniano-Hauteriviano) y en contacto tectónico (aún cuando en una posición estratigráf ica normal) con el Yeso Principal (SCHILLER, 1912) por lo cual su base se desconoce.
Distribución, litologia y espesor La Formación Rio Damas aflora en una franja norte sur que se ubica en la vertiente oriental del estero San José, en el rincón sureste de la Hoja Portillo (Fig. 4). Su disposición estructural es vertical a subvertical (foto 9) estando intruida además por potentes filones mantos de andesitas ocoiticas mas recientes. La litologia consiste en una secuencia de areniscas, lutitas y escasos conglomerados pardos a rojos que muestran metamorfismo de contacto local en los contactos con los filones ocoiticos. Tanto las 61
areniscas cerno ios conglomerados están compuestos predominantemente por fragmentos de origen volcánico andesitreo; los conglomerados son esencialmente ortoconglomerados finos, las lutitas y las areniscas finas presentan grietas de secamiento. El espesor de la formación ha sido estimado por AGUIRRE (1960) en unos 100m espesor que coincide con la estimación hecha en terreno por uno de los autores (SRG) . Edad, correlaciones y ambiente de depositación
la Formación Rio Damas en su localidad tipo ha sido estimada como de edad Jurásico Superior (esencialmente Kimmeridgiano) por KLOHN (1960) . Dado que en la Hoja Portillo las relaciones de techo y base de la Formación Rio Damas son las mismas que en la localidad tipo es lógico suponer una edad Kimmeridgiano para ella en el sector de la Hoja Portillo. La Formación Rio Damas se correlaciona litoestratigráf icamente en la Hoja Portillo con ÿ.a Formación Tordillo de la parte noreste de la hoja y con la Formación Tordillo de Argentina en el sentido que le da Yrigoyen (1976) quien mantiene la denominación de Formación Tordillo sólo para las facies rojas continentales que se ubican sobre el Yeso Principal (SCHILLER, 1912) o Formación Auquilco (WEAVER, 1931; GROEBER, 1946) mientras que las facies rojas continentales que aparecen por debajo del Yeso Principal constituyen el Falso Tordillo o Tordillolitense de GOREBER (1953) y que serian de edad Oxf ordiano-Kimmeridgiano . Las condiciones de depositación para la Formación Rio Damas son las mismas que se han considerado para la Formación Tordillo previamente
discutida .
El Yeso Principal Se ha preferido separar los af loramientos de yeso en parte diapirico que afloran a lo largo de la vertiente oriuental del estero San josé y cajón de Navarro en el rincón sureste de la Hoja Portillo (Fig. 4) por considerar que constituyen una unidad aparte de las secuencias sedimentarias jurásicas que afloran en el área y con las que se encuentra en contacto tectónico por diapirismo. El yeso aflora en una disposición vertical a subvertical como un gran diapiro (foto 10) el que es intruido en su borde occidental por cuerpos daciticos que no fueron susceptibles de ser datados; su espesor máximo en algunos sectores puede llegar a 1000m o mas en tanto que en otros especialmente hacia el norte del estero Lagunillas puede llegar a Om. Pese a su disposición diapirica se encuentra aflorando en una situación liotestratigráf icamente normal respecto de la Formación Rio Damas. CONSIDERACIONES PALEOGEOGRAFICAS DEL TRIASICO
-
JURASICO.
Los terrenos pertenecientes a los periodos Triásico y Jurásico en las Hojas Quillota - Portillo corresponden al desarrollo de una paleogeografía de tipo de borde continental activo con el desarrollo de una plataforma continental de mar somero interrumpida en su por la actividad magmática efusiva desarrollo sedimentario considerable que habria alcanzado su máxima intensidad e importancia 62
durante ei Aaler.iano - Bajociano. La ubicación espacial de un probable eje de arco magmático no es posible por el momento v aparece como una hipótesis piausroie y mejor ia existencia de una zona o extensa franja volcánica que cubría gran parte, sino todo, del territorio a esta latitud. Esta hipótesis explica mejor ei carácter episódico de la sedimentación marina litoral durante este periodo. Durante el Jurásico superior un probable decrecimiento del magmatismo sugerido por el carácter mas sedimentario de las unidades habria precedido al ciclo sedimentario del Titoniano - Cretácico inferior que desde su inicio presenta un carácter marcadamente volcanocrático en el sector occidental (Hoja Quillota) y más sedimentario en el sector oriental (Hoja Portillo) . El volcanismo se habria manifestado como un fenómeno omnipresente durante gran parte del Triásico Superior a Jurásico Medio, teniendo este en su origen caracteristicas composicionales que lo aproximarían a un volcanismo de arco sobre un margen continental durante el Triásico Superior, para ir después evolucionando durante el Jurásico Inferior a Medio hacia un volcanismo de tipo shoshonitico característico de cuencas marginales con corteza continental atenuada. Al respecto cabe señalar la posibilidad de que en el Jurásico superior ya no existiera una zona definida o eje del arco volcánico sino que mas bien éste debia extenderse a gran parte de la zona en extensión, y quizás con un probable gradiente químico hacia el campo calcoalcalino a medida que se extendía hacia el este, el mejor apoyo a esta hipótesis de una zona extensa de volcanismo lo constituye el hecho de que mientras en el Triásico Superior es posible distinguir diferencias de facies entre unidades mas o menos equivalentes como Pichidangui y La Ligua, ya a partir del Liásico y al menos hasta el Bajociano las facies volcánicas presentes en el área no muestran cambios de facies laterales importantes que permitieran suponer una localización especifica de los centros volcánicos.
63
EL CRETACICO INFERIOR
Introducción .
El Cretácico Inferior está ampliamente representado en el ámbito de las hojas QUILLOTA - POF.TILLC, tanto en su parte oriental como occidental (figura 20) , en ei iiecr.o se puede decir que a estas latitudes, las rocas del Cretácico inferior conforman el basamento del pais. Este periodo volcano sedimentario se cabria iniciado, -en consideración a la cronoestratigraf ia de las unidades, en el
Jurásico terminal (Titoniano) . Las rocas de este periodo se reúnen en dos grandes grupos de formaciones : - un grupo occidental, conformado por formaciones del Cretácico Inferior a Superior temprano y que agrupa las unidades Formación Lo Prado (THOMAS, 1958), Formación Veta Negra (THOMAS, 1958) y Formación Las Chilcas (THOMAS, 1958; enm. este trabajo), - un segundo grupo oriental que corresDonde a las Formaciones Pelambres (RIVANO y SEPULVEDA, 1991), Cristo Redentor (AGUIRRE, 1960) , San José (AGUIRRE, 1960) y ios Estratos del Rio Alitre (RIVANO y SEPULVEDA,
1991)
.
El limite entre estos dos sectores lo constituye naturalmente la zona de la megafalla Pocuro cuya traza cruza, claramente expresada, a todo lo largo de la Hoja Quillota (figura 20) . EL CRETACICO INFERIOR DEL SECTOR OCCIDENTAL
Formación LO PRADO (THOMAS, 1958)
.
Definición y relaciones estratigráf icas . La denominación de Formación Lo Prado fue utilizada iniciaimente por Thomas (1958) , para referirse a una secuencia transgresiva de edad Neocomiano expuesta ai sur de la cuesta de Lo Prado. Con posterioridad, otros aportes regionales en la Hoja Quillota señalaron modificaciones al esquema estratigraf ico para el Jurásico y Cretácico Inferior. Es asi como Aliste et al. (1960) reconocen también la presencia del Neocomiano en la unidad litológica denominada hasta ese entonces miembro Patagua de la Formación Melón, y le dan categoría de formación. El nuevo esquema estratigraf ico regional en la Hoja Quillota propuesto por Carter y Aliste (1962), es modificado por Piraces (1976) quien denomina como Formación Lo Prado, al grupo de unidades formacionales Patagua, Pachacema y Lo Prado, del cretácico inferior (sensu Carter y Aliste, op. cit.). Esta nueva formación, que iniciaimente comprendía 2 miembros, es cambiada por Piraces y Maksaev (1977) a 3 miembros (inferior, medio y superior) , los que básicamente son equivalentes con las formaciones Patagua, Pachacama y Lo Prado de Carter y Aliste
(1962). En este trabajo se ha seguido ia proposición de unidades hechas por Piraces y Maksaev (1977) , pero no distinguiendo miembros, los que que tienen un valor muy local y sólo en el sector del cerro Asta y estero de La Patagua. Para estos autores, la Formación Lo Prado se dispone concordantemente sobre la Formación Horqueta y bajo la Formación Veta Negra (figura 21); durante el
64
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Figura 20. distribución de las unidades del Cretácico inferior en las hojas Quillota-Portillo . 1.- Fin. Lo Prado. 2.- Fm. Veta Negra: miembro Purehue. 3.- Fm. Veta Negra: miembro Ocoa . 4.- Fm. Las Chilcas. 5.- Estratos Rio Alitre. 6.- Fin. San José. 7.- Fm. Cristo Redentor. 8.- Fm. Pelambres.
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Figura 21. Columnas litoestratigráficas de la formación lo Prado entre La Ligua y el valle del Aconcagua. 1. Granitoide. 2 . Calcarenita . 3. Calcilutita. 4. Calcarenita bioclástica. 5. Calcirrudita . 6. Pelita. 7. Arenisca. 8. Conglomerado. 9. Brecha conglomerádica . 10. Andesita. 11. "Ocoita". 12. Brecha volcánica. 13. Brecha. 14. "Traqu'ta". 15 D'cj'd. I*1.
transcurso de este trabajo se pudo ver, en el cordón ubicado al este del Cerro El Cobre o los leones (ai oeste de Paiquico), una actitud de las capas de las formaciones Horqueta y Lo Prado, que permiten sugerir una probable discordancia angular. Anteriormente Carter y Aliste (1962) indicaban también una relación de base discordante para la Formación Lo Prado.
Distribución, litologia y espesor. En el área de este trabajo, la formación tiene una distribución sub meridiana (figura 20), se ubica adyacente ai camine que recorre las localidades de Caimanes -Ti lama y Artificio, para luego continuar al sur, pasando al oeste de Cabildo. Su expresión áreal al norte de Pedegua es escasa, ya que aparece intruida y obliterada por la Super Unidad Iilapel (Rivano y Sepulveda, 1986), esta relación en general produce una franja de skarn bastante importante para el desarrolle de la pequeña minería metálica y no metálica de la zona. La mejor exposición de la unidad se puede observar en el cordón de la Cuesta La Grupa donde se puede tener la secuencia completa de esta unidad, pero sir. embargo, el grado de exposición es regular, reconociéndose solo un 40% de los niveles litologicos. La litologia de la Formación Lo Prado es muy variada y consiste principalmente en rocas sedimentarias principalmente calcilutitas negras, fétidas fosiliferas intercaladas con niveles macizos de calcarenitas grises, además aparecen niveles de brechas y/o conglomerados, generalmente oligomícticos con frecuentes intraclastos calcáreos, entre Artificio por el norte y el estero de 21) (figura El Carretón por el sur importantes aparecen intercalaciones de niveles volcánicos de andesitas afaniticas y porfíricas, algunos niveles llegan a ser ocoiticos, con niveles superiores de las coladas de carácter brechoso, hacia la parte superior estas vo.lcanitas muestran intercalaciones de niveles de tobas de color rojizo. Las facies volcánicas son especialmente abundantes entre Artificio y El Carretón y constituyen macizos rocosos que destacan en el paisaje. Una litologia especial son algunos niveles volcánicos que han sido caracterizado como traquitas en el sector entre La ligua y El Carretón, estos niveles, han sido estudiados en detalle en el sector de la mina El Soldado (HOLGREM, 1985, 1987) atribuyéndoles un origen primario y no ai resultado de una albitización de rocas originalmente andesiticas; de ser asi se confirmarla una afinidad alcalina definido para el volcanismo neccomiano, lo que parece ser confirmado por ei carácter alcalino de las rocas andesiticas intercaladas (HOLGREM, op. cit., KLOHN et. al., 1990 ). Entre La Ligua y el limite norte de la hoja, los niveles calcáreos inferiores son afectados por pliegues volcados al este, probablemente por efecto de la intrusión de la Superunidad Iilapel, alli las facies mas importantes son calcáreas, con calizas muy gruesas, con gran desarrollo de variados tipos de granates en las cercanias del intrusivo, los niveles clásticos gruesos están menos desarrollados y consisten en niveles de brechas sedimentarias, a veces conqlomeradicas, con intraclastos calcáreos en su mayor parte. El espesor uotai de la Formación Lo Prado es muy variable ya que se encuentra nacia el norte intruida por granitoides de la superunidad Iilapel, en tanto que hacia el sur su contacto superior
67
no es siempre fácil de establecer dada la similitud litológica con la unidad Veta Negra supravecente y contacto gradual entre ambas unidades, sin embargo el contacto superior se estaoiece en este trabajo con la aparición de las primeras volcanitas de colores púrpura a rojos sobre las sedimentitas marinas y volcanitas superiores de la Formación lo Prado; asi el espesor estimado como total en el sector entre Cabildo y El Carretón alcanza alrededor de los 3000 m. Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
Durante este trabajo se reconocieron varias localidades fcsiliferas (ver tabla 4), sin embargo en su mayoria corresponden a la parte baja de la unidad. La presencia de Spiticeras (Kilianiceras) sp. según Covacevich (com. verbal 1988) en la localidad fosilifera 13 (al Se del cerro Los Leones), en la parte norte de la hoja y del hallazgo de Olcostephanus sp. (localidad fosilifera 30 (en el cordón de cerros entre los esteros El Cobre y El Carretón) confirman una edad Berriasiano a Valanginiano Superior para la Formación Lo Prado; también se recolectaron fragmentos mal conservados de ammonoideos grandes en el cordón de el Cerro Caballo de Piedra, al oeste de Cabildo (localidad fosilifera 23); esta localidad podria corresponder a la "localidad 4" de Aliste et al. (1960), en donde Perez D'A. identifico Thurmanniceras duraznensis, de edad Valanginiano inferior. TABLA 4 LISTADO DE FOSILES DE LA FORMACION LO PRADO
j
NUMERO LOCALIDAD FOSILIFERA
1
13
23
21
28
30
BIVALVTA Exoqyra pp. .
*
AMMONOIDEA.
Indeterminado sn. 1
*
Indeterminado so. 2
*
Indeterminado sp. 3
.*
Olcostephanus sp.
*
Spiticeras (Kilianiceras) sp.
*
VERMES
Serpula sp.
*
PISCES
Indeterminado
*
VEGETAL LA
Indetermi nado
*
-
Los hallazgos realizados confirman asi la edad BerriasianoValanginiano para esta unidad, edad previamente establecida por varios autores precedentes (in PIRACES y MAKSAEV, 1977). La Formación Lo Prado forma parte de la serie de unidades del
68
Cretácico Inferior que se desarrollan ampliamente a lo largo de la mitad occidental de Chile entre ios 25 y 57° L.S. como tal su extensión normal hacia el norte de la Hoja lo constituye la Formación Arqueros (THOMAS, 1967; enm. RIVANO y 3EPULVEDA, 1591) la que presenta un caracuer marcadamente mas volcánico. En tanto, que hacia el Sur la Formación Lo Prado se continúa hacia el sur por el lado oriental de la Cordillera de La Costa frente a Santiago. Su edad seria fundamentalmente Neocomiano (Berriasiano-Valanginiano) de acuerdo con su contenido fosiiiferc. La Formación Lo Prado marca ei inicio de un periodo de actividad volcánica intenso y desarrollado en condiciones de expansión cortical que habria originado una cuenca ensiálica con un espesor muy atenuado que habria prmitido el ascenso rápido de material del manto, sin que hubiese llegado a romperse la corteza continental para originar un fondo oceánico. Este dispositivo denominado "Cuenca Marginal Abortada" (ABERG et ai., 1984; MPODOZI3 y RAMOs, 1990) permitió probablemente la salida, en su inicio, de material de carácter anormalmente alcalino (HOLGREM, 1985, 1987) y ai mismo tiempo la acumulación de grandes espesores de material volcánico intercalado con los sedimentos marinos. Los sedimentos marinos presentan características de depcsitación neritica infralitoral (caicilutitas anóxicas, con abundantes pelecipodos, ammonoideos, piséis, etc. (localidades fosiliferas 7, 13, 23, 28 y 29) (tabla 4), que indican un ambiente marino franco aunque somero (sublitoral) . Por otra parte la presencia en algunos niveles de restos de vegetaiia indet. (COVACEVICH, 1993) (localidad fosilifera 27) confirman un aporte terrigeno cercano. Formación VETA NEGRA (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977)
.
Definición y relaciones estrátigraficas.
La formación Veta Negra fue definida por THOMAS (1958) distinguiendo en ella dos miembros; un miembro inferior denominado Purehue y un miembro superior llamado Ocoa . Esta unidad se presenta sobreyaciendo concordantemente a la Formación Lo Prado e infrayace concordantemente a la Formación Las Chilcas en ambos casos el contacto es absolutamente gradual y transicicnal lo que dificulta establecer el contacto en forma precisa en terreno. Al respecto, PIRACES y MAKSAEV (1977) expresan que el contacto con la Formación Las Chilcas es una discordancia de erosión sin mayores indicaciones; conviene aclarar que durante las campañas de terreno de este trabajo dicha discordancia no fue reconocida en parte alguna. La Formación Veta Negra se muestra con una disposición generalmente monoclinal al este con un manteo alrededor de unos 35° a 45° conformando las alturas mayores de la Cordillera de la Costa al norte de la ruta 5 entre Catemu y La Calera. En la parte norte de la Hoja Quillota como en el extremo sur es cortada por las masas batoliticas de la Superunidad Illapel.
Distribución, litologia y espesor. La formación Veta Negra se extiende en una franja norte sur a todo io largo de la Hoja Quillota (figura 20) . su limite sur lo
69
constituye el contacto intrusivo con granitoides de la Superunidad Illapel del sector de Ocoa-La Campana. El miembro inferior Purehue se desarrolla entre el sector de Hijuelas por el sur y Cabildo por el norte, el resto del área de afloramiento de la Formación Veta Negra corresponde al miembro superior Ocoa. Litologia del miembro Purehue.
Esta constituido mayoritariamenmte por lavas andesiticas, frecuentemente brechosas y/o vesiculares de colores purpura a gris pardo, se presentan algunas intercalaciones sedimentarias de color ro]o las que orresponden normalmente a areniscas (volcarenitas ) , conglomerados y brechas (estas ultimas en parte volcánicas) . En general las lavas están muy alteradas. Son frecuentes en esta unidad los cambios litológiccs laterales que incluyen cambios de color y texturales en las lavas asi como cambios de facies volcánicas a sedimentarias. Litologia del miembro Ocoa.
Está constituido casi exclusivamente por rocas andesiticas que se caracterizan por presentar una textura porfirice gruesa definida por fenocnstales de plagioclasa que alcanzan en ocasiones a mas de 2 cm de largo y una masa fundamental microcristalina muy fina. Este tipo de andesita por su textura especial ha recibido el nombre de ' Ocoita 1 . Estas rocas se presentan característicamente en grandes espesores de 10 a 30 m de potencia (fide PIRACES Y MAKSAEV, 1977) con intercalaciones de andesitas porfiricas mas finas. Las intercalaciones sedimentarias son muy escasas y asociadas generalmente a las andesitas porfiricas mas finas. Este miembro ha sido considerado tradicionalmente de carácter volcánico, sin embargo en muchos de estos niveles no se reconocen los habituales criterios para distinguir lavas antiguas, al contrario su homogeneidad textural y potencia sugiere que se trataria mas bien de probables cuerpos hipabisales tipo filón manto los que intruirian lavas andesiticas porfiricas mas finas y de ahi su dificultad en separarlos de los niveles verdaderamente lávicos. En este sentido conviene destacar la constatación hecha mas al norte por RIVANO y SEPULVEDA (1986, 1991) de la existencia de una verdadera red de filones de características iguales a las ocoitas de Ocoa y que aparecen relacionados a las distintas franjas de intrusivos (especialmente a la Superunidad Illapel y a la Superunidad Rio Grande) (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991) . Esta litologia, considerada en su momento característica de este miembro, aparece desde el Jurásico hasta el Mioceno y frecuentemente asociada a enjambres de filones periféricos a intrusivos de dimensiones batoliticas. El espesor total de la Formación Veta Negra ha sido estimado por autores anteriores (PIRACES y MAKSAEV, 1977) en unos 6.000 m, espesor que parece exagerado; de acuerdo con las observaciones de terreno hechas en esta oportunidad, si bien no se levantaron perfiles detallados, un espesor de unos 4.000 a 5.000 m parece mas prudente. La potencia del miembro Purehue varia de 350 m en el sector norte (Cabildo - Pedegua) a unos 2.000 m en el sector sur (localidad de Purehue) en tanto que el miembro Ocoa tiene espesores variables entre 2.500 a 3.000 m.
70
Edad, Correlaciones y condiciones de depositación .
La formación Veta Negra ha sido considerada, por sobreyacer a la Formación Lo Prado de edad Neocomiano (s.l.), y según autores anteriores como ae edad Barremiano-Albiano, estos sólo a base a correlaciones litoetratigráficas, no siempre válidas con otras unidades del ámbito cordillerano, ya que no ha sido posible hasta ahora recolectar algún fósil de valor estratigráf ico . Durante este trabajo se han hecho algunas dataciones radiométricas en rocas aei miembro Ocoa que corresponden a ocoitas; estas edades K-Ar, obtenidas en roca total y plagioclasa, han dado valores entre 94 y 115 Ma (tabla 5} lo que las sitúa en el Hauteriviano SuperiorBarremiano; sin embargo, llama poderosamente la atención la coincidencia que muestran dichas edades con las obtenidas en la hoja Quillota para la Superunidad Illapel (ver tabla 10) lo que sugiere que las edades obtenidas para la formación podrían corresponder a un efecto de calentamiento por parte de la Superunidad Illapel o aún, que las rocas recolectadas y atribuidas al miembro Ocoa corresponden en realidad al conjunto de filones e intrusivos menores asociados a la Superunidad Illapel, es decir que, en conclusión, estas edades deben ser consideradas minimas para la Formación Veta Negra y que de acuerdo con dichas edades esta debiera ser considerada fundamentalmente pre-Barremiano . El limite superior de la edad de Veta Negra son las edades obtenidas para la Superunidad Illapel que la intruye (ver tabla 10) . TABLA 5 EDADES K-Ar DE LA FORMACION VETA NEGRA (MIEMBRO OCOA)
MUESTRA
COORDENADAS
VolAr10
TIPO DE ROCA
MATERIAL
% K
Piagioc.
0.655
2.460
59
94 ± 2
Esto trabajo
rad
% Ar Atm
Edad Ma
REFERENCIA
RB-419
32° 38,20" 70° 03,30"
Andesita ocoitica
RB-419
32° 38, 20" 70° 03,30"
Andes iLa
ocoitica
Roca tota !
2.309
10. 650
26
115 ± 4
Este trabajo
RB-443
32° 39, 20" 70° 02,40"
Andesita ocoitica
Roca total
2.560
11.300
34
110 ± 4
Este trabajo
R3-444
32° 39, 30" 70° 02,80"
Andesita ocoitica
Roca
2.325
9.2 67
22
100 + 3
Este t raba jo
total
Por otra parte, RIVANO et al. (1986) han considerado a la unidad sobreyacente, Formación Las Chilcas, como de edad Barremiano a probablemente Turoniano, y mas recientemente, el hallazgo de microfauna neocomiana en las calizas de la Formación Las Chilcas (GALLEGOS, 1994 y MARTINEZ y GALLEGOS, en prensa). Las correlaciones mas probables que se pueden establecer par la Formación Veta Negra son hacia el norte con la Formación Arqueros (parte superior) de la Hoja Illapel (RIVANO y SEPULVEDA, 1985, 1991) ; también es posible una correlación parcial con la parte
inferior de la Formación Pelambres con la que comparte el carácter volcánico andesitico típico de la parte inferior de la Formación Pelambres . El ambiente que predominaba durante la depositación de la Formación Veta Negra era un ambiente fuertemente volcanocrático, esencialmente subaéreo, en donde las escasas intercalaciones 71
cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m. Licha estimación se basa sobretodo en los espascres estimados para la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32CS) . Edad y correlaciones.
La edad de la Formación Salamanca, tal como al norte de los
32° L.S. no puede ser estaolecida mas que a base de su uoicación litoestratigráf ica y por métodos de datación radiométrica de algunos nieveles adecuados y por la datación de los intrusivos que la cortan. En el sector de la quebrada Pedernales se han realizado numerosas dataciones en las tobas y en el dique anular obteniéndose en promedio edades entre 86 y 79 Ma con un promedio muy cercano a los 80 Ma (ver tabla 7); por otra parte la Formación Salamanca es cortada por los intrusivos de la Superunidad Cogcti los que tienen edades radiométricas entre 68 y 45 Ma con un promedio alrededor de los 55 Ma lo que permite asignar a la Formación Salamanca una edad minima
.
TABLA 7 EDADES K-Ar DE LA FORMACION SALAMANCA
MUESTRA
COORDENADAS
VolAr10
TIPO DE ROCA
MATERIAL
% K
Rcca
0.416
1.358
03
82 ± 9
2.501
7. 927
55
80 ± 3
1.720
5. 640
25
82 ± 3
0.103
0.507
03
81 114
rad
i Ar At ra
Edad Ma
REFERENCIA
RB-I26
32° 02, 15' 70° 53, 17 '
Toba a ro i11i?.
total
R3-200
32° 02, 15 70s 53, 17 •
Andes 1ta
Roca
RB-203
32' 03,15' 70' 53, 16'
Andesita
RB-502
32° 05, 60 ' 70" 34, 70'
R. volc. al torada
Roca
6B-50
32" 07, 30 ' 70" 53,70'
Andes 1ta
PLagioci
0. 118
0. 609
65
123 ± 9
CAMUS et al. 1986
E3-60
32s 02,15' 70° 53, 17 '
Toba tic 1api 11i
Biotita
6.052
20.311
17
06 ± 3
CAMUS et al. 1936
2125-R
32' 37,-13' 70° 37 , 37 •
Avnriesita
Roca
1.482
3.273
39
56 ±2.1
1
total Roca
total total
*ü C "1 5
1
CAMUS et
al. 1586 CAMUS et
al. 1936 CAMUS et
al. 1986 CAMUS et
al. 1936
Este
trabajo
Paleoceno; la edad máxima, que estaria dada por las edades obtenidas sector de Pedernales, seria Senoniano. Esta ultima edad es concordante con las edades obtenidas para la parte mas oriental de la Superunidad Illapel, para la que se han obtenido también edades similares. Es de notar que la Formación Salamanca no aparece en terreno cortada por intrusivos pertenecientes a la Superunidad Illapel. En conclusión, la Formación Salamanca tendría una edad Senoniano a Paleoceno edad que es concordante con la edad establecida para la formación en la hoja Illapel.
en el
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Salamanca se habria depositado en un ambiente netamente continental y se habria iniciado en algunos sectores con depósitos clásticos, probablemente fluviales o aluvionales los que
106
nabrian sido rápidamente obliterados por el volcanismo. La estructura tipo caldera de Pedernales puede ser interpretada como les restes excepcionaimente conservados de una paleocaldera responsable en gran parte de los depósitos hoy en dia visibles de la Formación Salamanca y testimonian la importancia del volcanismo del Cretácico Superior, actualmente escasamente representado en el Norte Chico. CONCLUSION DEL CRETACICO SUPERIOR.
El Superior Cretácico un periodo representa volcanocrático, subaéreo y continental en donde el reinicio de la actividad efusiva similar a la del Cretácico Inferior bajo (neoccmiano) representa un cambio neto respecto de las condiciones predominantes Cretácioc Inferior alto (Hauteriviano - Barremiano) y hasta el Albiano, por lo menos, caracterizado por un volcanismo predominantemente piroclástico, episódico permitió que la depositación de importantes volúmenes de rocas detríticas.
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Figura 31. Distribución de las unidades del Neógeno en las Hojas Quillota-Portillo . 1. Fin. Caleta Horcón. 2. Fm. Confluencia. 3. Fm. Farellones: miembro inferior, 4. Fm. Farellones: ° miembro superior.
NEOGENO
INTRODUCCION .
El Neógeno está representado en el sector oriental del area (figura 31} , por potentes depósitos volcánicos de origen piroclástico y lávico que conforman una gran envoltura subhorizontal sobre las unidades mas antiguas; estas volcanitas se agrupan en la Formación Farellones. Hacia el oeste, el Neógeno está representado por depósitos sedimentarios continentales fluviales y por depósitos marino-litorales; los primeros corresponden a las unidade informales Gravas de Santa Rosa y Catapilco, Gravas de Rautén y Gravas de Quilimari en tanto que los depósitos marino costeros corresponden a la Formación Caleta Horcón. Formación FARELLONES (RIVANO y SEPULVEDA, 1990)
Definición y relaciones estratigráf icas . La Formación Farellones es una de las unidades volcánicas más conocidas en la literatura geológica de la Cordillera de los Andes de Chile Central y considerada como representante del volcanismo miocénico . El fundamento para separar una Formación Farellones en la Cordillera de Chile Central de otra unidad infrayacente ha sido esencialmente estructural, según se concluye de la descripción de KLOHN (1960, p. 67) : "El limite inferior de la Formación Farellones está marcado por una fuerte discordancia angular que la separa de distintos niveles de la formación infrayacente". Esta aceptación de una clara discordancia angular en la base de la Formación Farellones, que es también notoria en los autores posteriores, en especial Aguirre (op. cit.), se vió reforzada por la notoria diferencia en el grado de alteración casi nulo que presenta la Formación Farellones respecto de unidades mas antiguas tales como las formaciones Abanico y Pelambres (RIVANO y SEPULVEDA, 1986), fuertemente alteradas (JAROS Y ZELMANN, 1969). De acuerdo con esto, la Formación Farellones ha sido recientemente redefinida por RIVANO et al. (1990) con localidad tipo en el Cerro La Gloria (Figura 31). Corresponde a una secuencia volcánica continental en la que se distinguen dos miembros; uno inferior, tobáceo-ignimbritico de composición riolitica-dacitica y otro superior, compuesto por flujos andesitico-basálticos intruidos por domos riodaciticos y filones ocoiticos y que muestra restos de aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) . En el área de Farellones, antigua localidad tipo, la Formación Farellones debe restringirse solo al miembro superior de BECCAR et al. (1986), equivalente a la Formación Colorado-La Parva de THIELE (1980), de minima extensión en la Cordillera al este de Santiago, en tanto que el miembro inferior de dichos autores corresponde a parte de la Formación Abanico. La base de la Formación Farellones es claramente discordante sobre las unidades de rocas mas antiguas, relación ya descrita por numerosos autores (AGUIRRE, 1960; JAROS y ZELMANN , 1969; MUÑI ZAGA y VICENTE, 1982) en tanto que su techo, lo constituye la superficie de erosión actual. La relación de contacto entre ambos miembros es de
109
concordancia e interdigitación parcial en el contacto entre los dos miembros, lo que puede apreciarse en toda el área entre el rio Colorado per el norte y el valle del rio Aconcagua por el sur. MUNIZAGA Y VICENTE (op. cit.) también distinguen sólo dos miembros para la Formación Farellones en el rio Aconcagua: uno inferior que denominaren Tuquito y el miembro superior que designaron Buitre. Dentro de este esquema, el miembro medio de AGUIRRE (1960) no es parte de la Formación Farellones tal como se entiende en este trabajo. Los autores prefieren mantener en este trabajo una subdivisión mas neutra utilizando sólo las asignaciones de miembro inferior y superior. Distribución, litologia y espesor. La Formación Farellones se extiende en forma discontinua a todo la largo de la hoja en su parte oriental conformando un gran "plateau volcánico" (MUNIZAGA y VICENTE, 1982) continuo entre el valle del rio Aconcagua y el valle del rio Putaendo - Rocin. Es en este sector donde se muestran mejor los dos miembros que constituyen la formación:
- Un miembro inferior, de colores claros, compuesto por sucesivos depósitos de tobas e ignimbritas rioliticas muy frescas con intercalaciones de niveles delgados de volcarenitas; todo el conjunto de este miembro presenta una coloración gris claro a blanco. Un perfil levantado en el sector de la Laguna del Pelado ilustra las características mas relevantes de este miembro, alli se observa en discordancia sobre sedimentitas rojas de la Formación Rio Damas la siguiente secuencia del miembro inferior (figura 32 y foto 23): 1- 3-10 rn de conglomerado ol iqomlctico a monomictico de color gris a violáceo, pobremente seleccionado, con clastos de 2 a 360 mm, estratificación rnqular a buena; los clastos corresponden a material a y retrabajado volcánico detrítico material subredondoado riodacítico y andesitico; la matriz es tobácea de tamafío arena gruesa 2- 1,5 m de toba litica rosado claro con neta exfoliación en lajas, la matriz es litico-vitrea 3- 8 ra de volcarenita feldespática media a gruesa color verde claro a gris blanco, bien seleccionada; ios clastos, redondeados, son en su mayoria fragmentos de rocas volcánicas porfí ricas { =7 0 r de los clastos) y el resto corresponde a feldespato poco alterados; no se observa matriz y el cemento es sericitico-ciorí tico con reemplazo parcial por calcita que eventualmente aparece también como mineral de alteración de algunos feldespatos ¡Lamina VIH) 4- 6-7 m de toba riodacítica lítico-cristalina de color rosado claro con "flames" en .a base; los clastos son ar.desíticos y se distinguen fragmentes de piedra pómez (1 a 4 cm) escasos, entre los cristales se observa a simple vista "ojos" de cuarzo y biotita. Al microscopio aparecen con como tobas textura vitrociástica parcialmente devitrificada en la cual se reconocen además de los fragmentos Mticos y shards, cristales do cuarzo corroído y biotita muy ferruginosa (Lamina VIII). 5- 8 í0 ra de voicaiitarenita igual a la anterior, color verde claro a gris blanco. 6- 20 m de lava de color verde a gris oscuro que corresponde a una andesita de con íer.ocristales de palgioclasa, catedrales, zonados y con frecuente macla de pericia r.a, ia anfíbola se presnta en cristales euhedraies La marrados. con mesostasis es intergranular ÿr.í crocrlstai.es anfíbola, de gránales opacos y microlitos de plagioclasa (Lairrna VIII). 7- 40 m de tobas liticas riodacíticas corro las anteriores con intercalaciones de tobas arenosas epiclísticas todas de color blanco a rosado muy ciato.
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Figura 32. Perfil de la parte inferior de la Formación Farellones en la Laguna del Pelado, ribera sur. 1. Arenisca tobácea. 2. Areniscas. 3. Conglomerado arenoso. 4. Conglomerado. 5. Toba ignimbritica 6. Brecha volcánica. 7. Lavas andesiticas
.
.
8- 10-15 m de brecha volcánica andesítica [aglomerado) de color gris
oscuro.
9- 50 m de tobas líticas riodacit.icas como las anteriores, de color gris pardo a gris claro.
Sobre el último nivel aparecen 20 a 30 m de brechas andesiticasde color gris pardo oscuro que marcan la base del miembro
superior en la Laguna del Pelado. El espesor medido para el miembro inferior en este perfile es de 160 m aproximadamente. En el sector del Cerro El Carbón, hacia el noroeste de la mina Los Bronces, el miembro inferior (Tuquito de AGUIRRE, I960), que alli está constituido por 20-30 m de tobas rioliticas intercaladas con sedimentitas carbonosas lacustres, se apoya sobre un cuerpo de pórfido riolitico, probablemente un domo lacoiitico, erróneamente atribuido a la parte basal de Farellones. A este miembro lo sobreyacen 100 m de coladas y brechas andesiticas, asociadas a centros volcánicos muy erosionados, del miembro superior (miembro Buitre de AGUIRRE, 1960 ) . Esta secuencia scbreyace discordantemente
111
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113
en el Estero Riecillos a los niveles superiores de la Formación Pelambres. El contacte basal es una superficie arr.esetada y a una aitura de unos 3.000 m aproximadamente; desde ahi, y tanto hacia el este como hacia ei sur, las alturas que corainan este sector, vale decir ei sector de las minas Andina y Los Bronces, corresponden a rocas volcanoclásticas de la Formación Pelambres (RIVALO et al., 1991), lo que sugiere una terminación local hacia el sur y el este, de ios depósitos de Farellones que habría chocado contra un contrafuerte montañoso labrado en las rocas mesozoicas. La distribución area! de este miembro es mas o menos constante en toda el area comprendida en este trabajo, pero no aparece al sur de los 33°. Su espesor es variable desde 0 m hasta mas de 300 m, variabilidad que se explica por haberse depositado sobre un relieve marcadamente irregular lo que se aprecia claramente en la localidad tipo del cerro La Gloria. Este miembro se dispone en neta discordancia angular (foto 24) sobre la Formación Pelambres (=Abanico de AGUIRRE, 1960; MUÑI ZAGA y VICENTE, 1982) y formaciones mas antiguas. Numerosas edades radiómetricas obtenidas para la parte basal de este miembro (tabla 8) indican edades de 15 a 18 Ma . - El miembro superior es un miembro compuesto fundamentalmente por lavas andesíticas y basálticas con intercalaciones de tobas y aglomerados andesíticos y escasas tobas riodaciticas . Asociadas a este miembro aparecen formas volcánicas que permiten identificar restos de aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) lo que indica para este miembro una depositación desde centros de emisión independientes. El color general de este miembro es en general negro a pardo oscuro, presentando localmente muy buena estratificación. Su espesor máximo es mayor de 15C0 m, constituyendo su tope superior la superficie de erosion actual. Las lavas, de colores grises a oscuros en afloramiento, al microscopio presentan textura porfírica con fenocristales euhedrales de piagioclasa y, mas escasos y pequeños, de piroxeno rodeados frecuentemente de un halo de tremolita fina fuertemente pleocroica; no se observan cristales de cuarzo. La mesostasis es un entrecrecimiento microgranular de microiitos de plagioclasa, gránuics opacos con relleno de vidrio intersticial, a menudo con aspecto fieltroso y fluidal. En este miembro también son frecuentes algunos niveles de tobas liticc-cristaiinas rojizas que al microscopio muestran fragmentos de rocas andesiticas porfiricas y de tocas; los fragmentos cristalinos corresponden siempre a plagicclasas y la mesostasis es vitrocristaima parcial a totalmente devitrif icada Los sedimentos intercalados en el miembro superior corresponden siempre a delgadas intercalaciones de capas de areniscas medias a gruesas que ai microscopio resultan ser Wackas liticas monomicticas con grano-minerales de feldespatos angulosos a subangulosos y Uticos volcánicos predommatemente andesiticos; la matriz es una mezcla arcillosa originada a partir probablemente de la alteración del vidrio original.
.
Lámina '/III. Microfacies de las rocas de la Formación Farellones: i. Volcarenita intercalada en la parte basa! de la formación Farellones. el en cemento 2. Calcica reemplazando las sericitico-cloritico calcarenitas . 3. Microfacies de las tobas del miembro inferior mostarndo cristales de cuarzo corrido y biotita roja (ferruginosa). 4. Microfacies de las andesitas básales del miembro superior andositicc de Farellones.
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Foto 24. Panorama aeneral hacia e¡ sor ñor : o bajad- i<-. ; >- ; ~ ; ••- Leones hacia ei estero La Cañada, o".";;' aprecia o '. r ;J = nte • entre !.a ~or:res:o:i . a r • . . :::••/. •.• . .., :-'o : : /ÿ .-c •ÿ:..ÿ• : •
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Las volcar, itas de la Formación Farellones generalmente no son cortadas por los plutones graníticos del área. Estas raices del
arco magma tico permanecen, por su ascenso cortical más lento, en niveles estructurales algo más bajos. Es frecuente, en cambio, observar a las voicanitas intruidas por stocks, lacolitos y filones dacíticos de 7 a 4 Ma, hasta sus niveles más altos. En el sector de ia Laguna del Pelado (RIVÁNO y SEPüLVEDA, 1591) y en el área del rio Los Leones - Estero de La Cañada la Formación Farellones aparece afectada por fallas inversas (foto 25)
.
Edad y correlaciones .
El lapso de tiempo representado por la Formación Farellones corresponde a un periodo de actividad volcánica iniciado a lo menos alrededor cíe los 20 Ma y concluido hace unos 7 Ma (tabla 8). Sin embargo, la notable existencia de una discordancia que fosiliza un paleorrelieve abrupto y profundamente disecado RIVANO' y VERSARA, en prep.), unido a 1a dificultad para datar la base misma de Farellones permiten suponer una edad máxima para la base que podría llegar hasta el Oiigoceno. De edad Mioceno y carácter composicionai bimodal, esta unidad encuentra encuentra sus equivalentes en las formaciones volcánicas neógenas del norte del pais. En la latitud de Copiapó, por ejemplo, es comparable con la Formación Cerro de las Tórtolas (MAKSAEV et ai., 1984) . Hacia el sur de los 33° S los afloramientos de la Formación Farellones se continúan al menos hasta el valle del En el estado actual del conocimiento de la rio Cachapoal. estratigrafía del volcanismo Mioceno a estas latitudes y dado los niveles de erosión que se alcanzan en el área no ha sido posiole por el momento la individualización espacial y temporal de aparatos volcánicos y su cortejo de depósitos asociados , tal como se ha hecho mas al norte en donde se han preservado mejor los niveles superiores, por lo cual parece recomendable mantener en este sector de Los Andes una terminología formacional para referirse a este Complejo
Volcánico .
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Farellones representa los restes de una cadena volcánica que, al norte del rio Aconcagua se desarrolló sobre una meseta ignimbritica correspondiente a la acumulación de material pirociástico de varios episodios explosivos ocurridos durante el Mioceno y que rellenaron una paleotopograf ia preexistente labrada sobre rocas cretácicas y mas antiguas. Al norte de los 33° las extensas emisiones piroclásticas ácidas probablemente asociadas a calderas cuyos productos piroclásticos constituyen el miembro inferior, rellenaron una topografía conformada por una zona cordillerana, de relieve muy abrupto, ai este, una zona intermedia de mediana montaña y relieve mas suave y un zona de piedemonte o pediplano al oeste (RIVANO y VERGARA, en prensa) . Al sur de dicha latitud, el miembro inferior casi no existe, desarrollándose en el sector cordillerano sólo el miembro superior representativo de un volcanismo de tipo central andesitico-basáltico, con productos distales localmente
116
TABLA 8. EDADES RADIOMETRICAS DE LA FORMACION FARELLONES Maestra 2041-3 2027-3 2037-3 2040-S 2042-S 947-R 9S5-R 956-R: 959-R 961-R 976-R S86-R 987-R 16S0-R 2012-R
2108-R 2112-K 2113-R 2134-R 2140-R A-3759 A- 17 30 LM-1 LM-2 A- 35 9
A-2202 A- 826
2687 2868
CF-7
219793
Coordenadas 32 36, 80 1 -70 = 26,60' 32" 34, 0C -70=33, 50 ' 3 2 " 3 5 , 0 0 ' -70 = 27 , 20 ' 32=37, 10' -70 = 27, 00' 32=37, 10' -70 = 26, 80' 32=14, 19' -70 = 21, 58' 32=18,50' -70 = 29, 00' 32° 18, 50* -70 = 29,00' 32=14, 90' -70 = 33, 80' 32=14,70' -70 = 31, 60' 32=33, 67' -70 = 21, 38' 32=31,76' -70=15, 19' 32=31, 95' -70=15,59' 32=59,75' -70 = 24,20' 32=20, 65' -70 = 20, 00' 32=17, 90 1 -70 = 31, 45' 32=17, 62' -70 = 32, 19'
32=18,73' -70=33,80'
-70 = 29, 16' -70 = 31,13' -70 = 23, 80' -70=32, 90' -70=35, 00' -70 = 35,00' 32=34,50' -70 = 28, 56' 32=30, 00' -70=20, 90' 32=37,40' -70=22, 30'
32=39,24' 32=39,73' 32=51,70' 32=37,10' 32=32,00' 32=32,00'
32=53, 30'-70=25, 76' 33 = 01, 61' -70 = 24, 46' 32 = 50, 36'-70°13, 70' 32 = 55, 45'-70 = 43, 69' 32 = 54, 40'-70=13, 70' 32 = 52, 50'-70°36, 50' Rio Alitre
Fitología
Tuficita riolit. Riolita Basalto
Andesita Basalto Filón do Ocoita Andesita de Pir. Andesita Andesita de Pir. Andesita porfid. Andesita porfid. Brecha de alt. h Filón de Ocoita Andesita Porfir Filón de Ocoita Andesita Andesita Andesita basalt.
Andesita Andesita Brecha dacit.Lac Ignimbrita Ignimbr ita Ignimorita Dacita Toba dacitica Andes . basalt . Fi 1 Toba riolitica Toba riolitica Dacita Andesita basal. Ignimbrita aac. Pórfido de pirox Andesita basai. Pórfido and.-bas Dacita do hornbl
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± 0.7 ± 0.7 i 1.4 + 1.0 ± 1.4 i 0.7 i 0.6 ± 1.7
15. 1 12.8 1S.5 23.1
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24.5 ± 1.2 18.0 ± 1.2 11.2 ± 0.6
27 . C 80 . 1
± 2.0 ± 0.7 ± 2.3
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50. C 40.0 70.0 92.0 72. 0
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33.0 69.0 78.0 84 .C 62.0
(20. 4±. 5)20.71.5 (17. 41. 6)17.91.6 ( 6. lil.2) 6.211.2 ( 4.91.2)4.91.2 ( 4 lí . 1) 4 11. 1
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VERGARA ot al . , 1988 VERGARA ot al., I960 V MUGARA ot' al., 1980
PADILLA y VERGARA, 1905 M.yV.en MOSC.et al. 1982 PADILLA (memoria) , 1981 M.yV.en MOSC.et al. 1982
interdigitados con sedimentos lacustres ir.termontar.os (RIVANO y . Esta distribución de afloramientos actual, asi cerno sus relación de base netamente de discordancia angular con la formaciones mas antiguas, unido ai hechode que ia Formación Farellones no muestra evidencias de haber sido afectada por ia Megafalla Pocuro, la que que no habria estado activa durante o aespués de la depositación de Farellones han llevado a los autores citados anteriormente a plantear la posibilidad de la existencia de un alzamiento pre -Mioceno de Los Andes originando un importante relieve sobre el cual se depositó la Formación Farellones.
VERGARA, en prensa)
Formación Caleta Horcón (THOMAS, 1958)
Definición y relaciones estratigráf icas
.
THOMAS (1958) denominó asi a los sedimentos poco consolidados que aparecen a lo largo del acantilado costero entre Maitencillo y Horcón (figura 31). Estos sedimentos también se reconocen en una situación similar entre las localidades de La Laguna y Cachagua al norte de la localidad tipo y entre Quintero y Ventanas al sur de la localidad tipo. Probablemente también deben incluirse en esta formación los sedimentos litorales que forman prte del acantilado cestero entre Viña del Mar y Concon los que son especialmente visibles en el sector de Las Salinas y Reñaca. ESPIÑEIRA (1989) ha reconocido extensamente esta formación en los cortes de esteros y quebradas en ia planicie litoral que se extiende entre el valle del rio Aconcagua y Catapilco. Esta formación cubre en clara discordancia depositacional a las unidades mas antiguas estratificadas e intrusivas que afloran a lo largo de la Cordillera de la Costa en este sector y son a su vez cubiertas por depósitos eolicos cuternarios y/o pleistocenos que enmascaran su distribución tierra adentro. En algunos sectores es posible observar como estos depósitos gradan a gravas continentales de origen fluvio aluvional. Distribución y litologia.
Esta unidad aparece muy bien expuesta a lo largo del acantilado costero entre Viña del Mar y Cachagua y en algunos cortes de esteros y quebradas cercanos a la costa. predominantemente por areniscas, Esta compuesta en partes arcillosas, por arcillolitas y limolitas. Sin embargo hacia el norte y ya en la localidad de La Laguna es posible observar niveles
de coquinas intercalados en las areniscas. En el sector de la playa Horcones se puede apreciar de abjo hacia arriba la siguiente columna litoestratigráf ica en el acantilado costero (figura 33) : Base cubierta por la playa actual : 1- 1 m de arenas finas a medias, poco consolidadas cor. una pasada conglomoridica a ios 40 cm desde la base con clastos aplanados y redondeados de basca 7 e:n. 2- 0,5 rada arenas atedias poco consolidadas similares a las anteriores y con abundances turcite! las. 3-3,5 «i da arenas medias a finas con dos niveles mas compactes con concreciones arenosas a los 0,5 y ÿ,5 ir. desde la case; en los últimos ü,4 m aparecen clastos do tamaño conglomerado fir.o a medio. 4- 0,3 m de paracongiomerado con matriz de arena media a gruesa y clastos redondeados y aplanados de .basta 15 cm.
118
a- 1,1 n de arenas fir.as a medias poco consolidadas con turritelias y fragmentes de pelecipodcs en ios primeros 1,4 cm. 6 - 1 rr de arenas cerno las anteriores tero coquina; deas, cor. fragmentos de pe ieci pecios y vertebras pequeñas de Piscis sp. junta a coros u a ocias tos no identificados. 3,5 ir. de arenas sibil aros a las ya descritas con. fragmentos bioclisticos (turritellas y pelecipodosí entre ios 1,5 a 5.5 ir.; a ios 3,9 m aparecen algunos ciastos tamaño conglomerado iir.c a medio uiÿpersos
.
b- 1,1 m de paraccngl omerado simular ai descrito mas abaje, pero con ciastos de 3 a 30 cm ¡bolones! intercalados ccn bancos de 0,25 m do arenas similares a las descritas. y2,8 ¡a de arenas similares a las descritas con una pasada ccng 1omecádi ca a los 0,4 rn desde la base y una intercalación de limo negro hacia la 'parte superior en donde la secuencia termina con el suelo actual.
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Figura 33. Columna litoes tratigráfica de la Formación Caleta Horcón en la playa de Horcón. 1. Paraconglomerados 2. Arenas medias. 3. Arenas finas. 4.
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El espesor medido para este perfil es de 19 m; los espesores estimados en otros algunos lugares dan valores entre 50 y 80 m, mostrando la unidad una disposición claramente horizontal. En muchos casos cuando es posible observar la base de la unidad se la apreciar depositación que inicia con un se microconglomerado a conglomerado fino de origen local compuesto en
puede
119
un 99% oor material proveniente de la descomposición de la roca subyacente (claramnete apreciable en el sector de Horcón y también frente a la bajada a la playa Las Salinas) . Edad y correlaciones.
Si bien los afloramientos son abundantes en f ornas fósiles hay pocos estudios sobre ellas. El único trabajo disponible sobre esta secuencia son las determinaciones de TAVERA (1960) quien reconoció especies que aparecen ya desde el Mioceno y otras que, según dicho autor, estarían restringidas al Plioceno -Reciente. Las formas atribulóles al mioceno serian:
-
Dentalium sp. aff. sulcasum Sow. var. mayus Sow. 3alar.us psittacus Mol. var. minor Pnil.
Las formas con afinidades pliocenicas serian: - Monoceras pyrulatus Phillippi - Monoceras blanvillei d'Orb. - Monoceras doliaris Phil. - Monoceras laevis Phil.
-
"Yoldia"?
Por lo cual TAVERA
(1960) considera la formación de edad Plioceno y equivalente con el piso de Coquimbo. Sin embargo actualmente el piso Coquimbo se ha constituido en la Formación Coquimbo la que en su base correspondería al mioceno medio (MARTNEZ- PARDO, 1979, 1980; MART INEZ -PARDO v CARO, 1980) y aun hasta el Mioceno Inferior (IBARAKI, 1990). Igualmente la Formación Navidad y unidades sobreyacentes (capas de Lo Abarca; Formación La Cueva) que se extienden al sur de los 33° S y de características depositacionales similares a as de la Formación Horcón, se distribuyen en un rango Mioceno - Plioceno (COVACEVICH, 19900) . En opinión de COVACEVICH (1990) si bien la macrofauna de la Formación Horcón es esencialmente pliocena no se puede descartar edades miocenas para ia parte mas basal de la unidad.
Formación CONFLUENCIA (RIVANO y SEPULVEDA, 1991)
.
ESPIÑEIRA (1989) distinguió en los valles de La Ligua, Catapilco, Limache y valle del rio Aconcagua (figura 30) una secuencia de gravas y ripies con intercalaciones de arenas poco consolidadas que se distribuyen en terrazas altas y con potencias de 50 a 100 m las que muestran una distribución superficial parcialmente concordante con el sistema hidrográfico actual. Estas mismas gravas aparecen también y han sido reconocidas como tales en este trabajo en el valle del estero Quilimari. En algunos casos como en Rautén estas gravas muestran claras imbricaciones de los clastos mayores (gravas de Rautén) . Estos sedimentos se depositaron discordantemente sobre las unidades de rocas jurásicas y paleozoicas que afloran en la costa y engranan lateralmente con la Formación Caleta Horcón (ESPIÑEIRA, 1989) y son cubiertos a su vez por sedimentos eólicos y aluvionales mas nuevos. Dadas las relaciones de pasaje lateral a la Formación Horcón y, a falta de mejores antecedentes paleontológicos y/o estraticráf icos , la edad de estos sedimentos puede suponerse ser equivalente con la edad supuesta para la Formación Horcón esto es una edad f undamentaimente
120
pliocer.a. Estos depósitos son la continuación sur de la Formación Confluencia definida mas al norte, en el sector de Choapa, la cual, también de origen fluvio - aluvional aparece engranando con la Formación Coquimbo (= Formación Caleta Horcón) siendo considerada de edad Mio-Plioceno. CONCLUSION DEL NEOGENO .
La paleogeografía del Neógeno que se puede visualizar en este sector del pais se afirma en un marcado volcanismo ampliamente desarrollado al este, en la Cordillera de Los Andes que habria tenido lugar durante casi todo el Mioceno, iniciándose con el desarrollo de un complejo de calderas, durante el Mioceno Inferior a Medio para continuar después con una cadena de aparatos volcánicos de tipo central. Mientras tanto, en la parte occidental del territorio tenia lugar durante el Mioceno y hasta el Plioceno, una depositación litoral con el desarrollo de una plataforma carbonatada de aguas templadas invadida y ahogada parcialmente por el influjo de material detritico proveniente de tierra adentro a través de cursos de agua que muy probablemente tenian una distribución muy similar a la que muestran actualmente los grandes rios del sector. Este dispositivo paleogeograf ico se habria instalado sobre una paleotopograf ia con una dicotomía cordillera oriental y piedemonte occidental desarrollada antes del Mioceno
Inferior .
121
CUATERNARIO
Introducción .
Hojas las en El y Cuaternario Portillo Quillota esta ' representado por una variedad ae depósitos mas o menos ir.consolidados y que corresponden a una serie de fenómenos de ocurrencia local determinada por las condiciones climáticas y topográficas alli imperantes, lo que ha determinado la separación de estos depósitos en una jerarquia informal basada en los modos de ocurrencia y/o mecanismos de depositación, asi como en el tiempo de ocurrencia relativo. Asi se distingue en el Cuaternario de las Hojas antiguos Sedimentos Eólicos Quillota-Portillo . (Paleodunas ) ( PQd) , Terrazas continentales (Qt) ; Terrazas marinas (Qtm) ; Sedimentos eólicos y litorales; Sedimentos aluviales y coluviaies y Sedimentos glaciales y f luvioglaciales y depósitos morrénicos retrabajados (Qg) . Sedimentos eólicos antiguos PQd (unidad informal)
.
Los sedimentos eólicos antiguos (Paleodunas) se reconocen a todo lo largo de la costa en lugares discretos, a partir desde el norte del rio Quilimari hasta el limite sur de la hoja Quillota en el sector de Concón. Forman superficies suavemente onduladas que cubren parcialmente las terrazas costeras, dpositándose sobre los depósitos de la Formación Horcones y sobre unidades mas antiguas tales como los granitoides de la superunidades Cochoa (sector de Concón) y Mincha (sector entre Quinteroy la punta Guallarauco) , al norte de ahi, entre punta Molles y punta Quelén cubren rocas del Triásico y Jurásico, cubriendo áreas mas restringidas. Los cortes de la carretera (foto 26) , algunas quebradas y, ocasionalmente la acción erosivas de las aguas lluvias que originan pequeñas carcavas (denominadas "lluvias" localmente) exponen estos sedimentos: corresponden a arenas poco consolidadas, de colores ocres, muy bien seleccionadas y con evidencias de estratificación entrecruzada frecuente: el espesor puede variar desde unos pocos cm hasta alrededor de 10 m como es el caso de las paleodunas entre Pichicuy y Longotoma, normalmente la superficie superior es convexa u ondulada y sólo cubierta por suelo actual, siendo quizás estas formas onduladas testimonio de una morfología de bar janes. Su distribución, casi siempre relacionada a áreas o sectores a sotavento de playas o al norte de la puntas, indica que se habrían acumulado seqún un regimen de vientos muy similar al actual, es decir con una componente predominante de vientos de dirección NNE. Relacionadas a las paleodunas aparecen gravas finas y arenas aluvionales (PQd(a))en el sector del Estero Pucalán, al este de Quintero; estos depósitos de carácter aluvional se habrían originado por el lavado y erosión del relieve inmediatamente ubicado al este, y, por cubrir a la Formación Confluencia al igual que las Paleodunas (QPd) se las ubica cercanas en el tiempo. La edad de las paleodunas ha sido discutida, mas al norte (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991) asignándoles una edad Piioceno-Pleistoceno, edad que se mantiene aqui por tratarse de las mismas paleodunas y en ausencia ce nuevos datos.
122
Terrazas de Depósitos Marinos, en parte informal) .
sin
sedimentos QTm (Unidad
Esta unidad, que er. sentios estri :to csrrespor.de a una unidad morfológica, corresponde a unas pequeñas terrazas que aparecen en Cachagua y Quintero, estas terrazas, ce extensión. comparativamente reducida, están Icradas score sedimentes marino-litorales que son cubiertos lateralmente por .as paleocenas y que probablemente pueden corresponder a la Formación horcones Micceni-Piioceno) , además estas formas afectan a xas raieodunas ;i?d) , por lo cuai se habrían generado posteriormente y probablemente favorecidas por su ubicación geográfica . Terrazas Informal)
continentales ,
.
en
parte
sin
sedimentos
Qt
(Unidad
Se ha preferido utilizar este término morfológico para designar a unas acumulaciones de depósitos semiconsoi iaados que se desarrollan a L este del valle del Aconcagua al este de la ciudad de Los Andes . Estos depósitos consisten en grandes terrazas, de extensión continua que afloran por todo el borde oriental de la cuenca del Valle de San Felipe - Los Andes y que consisten en aumulacion.es de arenas medias y conglomerados finos a medios. Estos depósitos se distinguen del relleno de la cuenca por encontrarse tepog "afleamente mas altos y presentar en sus frentes un notable escarpe que alcanza en algunos lugares alturas de algunas decenas de metros. No se ha podido establecer la relación exacta con el relleno de la cuenca. Puede
Foto 26, Detalle del aspecto de las paleodur.as a lo largo de la carretera (Ruta 5) entre Longotoma y Pichicuy.
123
estar relacionado a un último movimiento de la megafaÿia Pocuro cuya traza es cubierta por estas terrazas. Sedimentos Cuaternarios No Consolidados Qel , Qac, informales)
Qg
(Unidades
.
Como depósitos No Consolidados se reconocen y diferencian en las Hojas Quillota y Portillo los sedimentos eólicos y litorales recientes (Qel) , los sedimentos aluviales y coiuviales (Qac)y los sedimentos f iuvioglaciales y glaciales (Qg) , asignados en general al Cuaternario Superior o Reciente. depósitos los y eólicos litorales a corresponden acumulaciones costeras expuestas bajo la forma playas actuales y dunas, respectivamente; se ubican adyacentes a ia franja costera y su desarrollo está directamente relacionado con los rasgos morfológicos actuales; es asi como las piayas se desarrollan siempre al norte de puntas con acantilados desarrollados que crean bahías protegidas de los vientos NNE y de las corrientes costeras de dirección norte, privilegiando asi las acumulaciones de arena, y siempre a las salidas de las vías de agua que aportan el material para la construcción de las playas. Las acumulaciones eólicas aparecen siempre al norte de las playas, de acuerdo con los vientos predominantes (NNE) ios que transportan desde las playas y desde depósitos mas antiguos el material fino que es depositado en las zonas de baja presión al perder el viento su capacidad de transporte , tanto en las playas actuales como en las dunas es posible apreciar ia clásica forma de media luna, parabólicas, de tipo barján, características de las dunas crecientes (SPALLETTI, 1980) . Los sedimentos aluviales, coiuviales y depósitos de relleno de valles (Qac) están relacionados a los cursos de agua actuales y tiene su expresión mas importante en la Hoya del rio Aconcagua, en la mitad sur del área están formados por acumulaciones de gravas y ripios, regular a mal estratificados, y por arenas y limos, con buena estratificación, se trata e:i ia mayoría de los casos de sedimentos efímeros, especialmente los depósitos de valle y algunos conos de deyección (Qac (a)), los que suelen evolucionar año a año, de acuerdo con la abundancia e intensidad de las precipitaciones. Los dépósitos de colapso gravitacionai (Qac(b)) corresponden a deslizamientos en masa de grandes proporciones, actualmente estabilizados y colonizados por vegetación en la mayoría de los casos; los principales se ubican a lo largo de la Megafalla Pocuro (derrumbes de Conchuca, Alicahue, Los Patos y Campos de Ahumada) (figura 34), otros, de dimensiones mas modestas aparecen en La Olla (Rio Rocín) , Salto del Soldado y Juncaiiilo (por el Camino Internacional a Mendoza) ; el derrumbe de Juncaiiilo, que taponó y dio origen a la Laguna del Inca, ha sido erróneamente figurado en el mapa como un depósito morrénico correspondiendo en realidad a un derrumbe. Estos depósitos se habrian generado probablemnte por colapso gravitacionai debido a movimientos sísmicos, llama la atención su ubicación preferencial a lo largo de la traza de la Megafalla Pocuro la que durarte esos sismos pudo haber constituido una zona de inestabilidad; igualmente llama ia atención la relación espacial entre estos derrumbes y las terrazas del borde oriental de la cuenca de San Felipe-Los Andes (Qt) .
124
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Figura 34. Distribución de los derrumbos cuaternarios en las hojas Quillota-Portillo . y su relación cor. la megafalla Pocuro.
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'•'dio 2o. Glaciar de roca er. el i? io Blanco en el
extremo sur del pluton dacítico del Rio Blanco. Vista
hacia el este.
1 2 il
Los depósitos glaciales y f luvioglaciales exponen sólo en la parte oriental del área, Hoja Portillo, generalmente estas acumuclaciones se presentan en zonas fronterizas y asociadas a formas de erosión glacial; estas son especialmente notorias en el curso superior del rio Colorado y en los nacientes del rio Juncal y esteros Navarro y San José; También en el limite norte de la Hoja se peuden apreciar en el sectro del paso Los Teatinos importantes acumulaciones morrénicas, las que están compuestas por abundante material clástico gureso, anguloso, incluido en una matriz arenosa; es común encontrar asociados a estos depósitos lóbulos glacio-nivales recientes. Se han incluido en estos últimos depósitos mencionados morrenas de glaciares actuales como el del Juncal (foto 27) y morrenas de glaciares de roca como el que se observa en el rio Blanco (afluente superior del rio Colorado (foto 28).
127
ROCAS INTRUSIVAS DEL MESO-CENOZOICO
Introducción En las hojas Quillota-Portillo, ias rocas intrusivas del MesoCenozoico aflorar, a le largo de amplias franjas de intrusivos orientadas submeridianamente . Las edades de estas franjas decrecen paulatinamente de oeste a este y constituyen arealrr.ente ei 20% del área aproximadamente. Estas francas, al igual que mas al norte, en la Hoja Illapel (RIVALO y SEPULVEDA, 1991) han sido asimiladas a las Superunidades en el sentido de RIVANO y SEPULVEDA (1991) , que difiere de la definición original prouesta por COBBINGS y PITCHER (1972) , pero que sin embargo resulta ser de fácil maneje para establecer una nomenclatura de terreno. Para las Franjas y/o Superunidades reconocidas en las Hojas Quillota-Portillo se ha preferido mantener la nomenclatura establecida mas ai norte por existir continuidad de afloramiento. Para las unidades se ha tratado de mantener dentro de los posible el mismo esquema de nomenclatura, sin embargo algunas facies litológicas especiales han sido designadas con nombres locales dentro del área de estudio especialmente para ios granitoides jurásicos (ESPIÑEIRA, 1989). Se han reconocido asi cuatro franjas principales que corresponden a episodios intrusivos mayores y que se ubican en el Jurásico, Cretácico Inferior a Superior, Cretácico Superior a Paleógeno y la franja del Neógeno. Adicionalmente se ha detectado en el limite sur de la hoja Quillota una franja de intrusivos subvolcánicos de orientación transversal (WNW-ESE) que corresponden al Mioceno Inferior y que es desc rita separadamente de la franja del Neógeno de orientación N-S. INTRUSIVOS DE LA FRANJA JURASICA
Superunidad Mincha.
(Rivano et al., 1985)
Constituye la franja mas occidental de los intrusivos MesoCenczoicos y conforma gran parte de la Cordillera de la Costa y Planicies litorales (aproximadamente 40%) (figura 35) aflorando en forma discontinua con rumbo general MS con un ancho proemdio de unos 15 Km y con máximo de 35 Km en el borde sur de la Hoja Quillota. Los intrusivos de la Superunidad mincha Intruyen a rocas paleozoicas (Unidad Cochoa) y a rocas del Triásico-Jurásico Medio (Formaciones Pichidangui, La Ligua, Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial y Cerro Calera) . Los afloramientos de rocas de la Superunidad Mincha son cubiertos por sedimentos consolidados y no consolidados del Neógeno y Cuaternario. En la Hoja Quillota sólo se han reconocido tres de las cuatro unidades reconocidas mas al norte (RIVANO et. al., 1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1991) en la Superunidad Mincha (figura 35): Unidad Puerto Oscuro, Unidad Tranquilla y Unidad Cavilolén. Unidad Puerto
Oscuro,
(RIVANO et
al., 1385).
La Unidad Puerto Oscuro aflora en dos cuerpos batoliticos de forma irregular que se extienden entre el rio La Ligua, por el norte y el estero la Canela por el sur. El cuerpo de mas al norte se ha
123
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Figura 35. Distribución de las unidades intrusivas de la franja jurásica en las Hojas QuillotaPortillo. 1. Unidad Puerto Oscuro: subunidad Cuarzodioritas de Cachagua. 2. Unidad Puerto Oscuro: subunidad Gabro de Las Cujas. 4. Unidad Tranquilla. 5. Unidad Cavilolén.
denominado Plutón Papudo y el de mas al sur Plutón La Laguna (figura 35) . Ambos cuerpos estar, separados por una franja de intrusivos perteneciente a la Unidad Caviioién. Esta unidad se distingue por sus colores oscuros a gris verdoso, debido asu alto contenido en máficos. En ella se han reconocido tres subur.idades: las Cuarzcdioritas de Cachagua, ei Gaoro de Las Cujas, ubicadas principalmente en el plutón Papudo y las Cuarzodioritas de La Laguna que ocupan la totalidad del plutón de La Laguna. Rocas asignadas a esta unidad (ESPIÑEIRA, 1935) afloran también en el acantilado costero entre Caleta Horcón y Ventanas en donde son cubiertas por sedimentos Cuaternarios (Pqd) y Mi.o-Plioceno (Th)
.
Subunidad
Cuarzodioritas ESPIÑEIRA, 1989}
.
de
Cachagua
(=
Unidad
Cachagua,
Se ubica principalmente en el plutón de Papudo y a lo largo del acantilado costero entre caleta Horcón y Ventanas. Corresponde a cuarzodioritas, cuarzomonzodioritas y dioritas de colores gris oscuro a negro; subordinadamente pueden aparecer tonalitas. En en ios afloramientos costeros, las rocas de esta ocasiones, subunidad muestran orientación mineralógica (Balneario de Cachagua, Zapallar y Papudo y en el sector de Alto de ios Cardos) . A lo largo de la costa predominan las cuarzodioritas y las dioritas. Petrográficamente (ESPIÑEIRA, 1989) corresponden a cuarzodioritas, 36) cuarzomonzodioritas, (figura y dioritas tonalitas de ciinopiroxencs, biotita, hornblenda y en menor proproción, crtopiroxenos . La textura es faneritica de grano medio a grueso con 30>IC<50. Muestran evidencias de cataclasis tales como doblamiento de cristales, es común la presencia de cúmulos de máficos, opacos y accesorios. La plagioclasa corresponde a Anÿ.{0 observándose a veces reemplazo parcial por parches de feldespato potásico. El cuarzo aparece pequeños cristales xenomorfos. La biotita muestra un fuerte pieocroísmo en tonos pardos a rojos. La horblenda es feurtemente en normalmente, y pleocroica a reemplaza, tonos verdes clinopiroxenos . Ocasionalmente en algunos sectores se observaron inclusiones rnáficas de formas elipsoidales y subcirculares con bordes def inidoscuya composición varia desde cuarzodioritas ieucocráticas a dioritas melanocráticas; estas inclusiones son especialmente notorias en el sector del cerro La Cruz de Zapallar en donde llegan a constituir hasta un 45% de la roca. Las rocas de esta subunidad son intruidas por delgadas vetillas de granodioritas de hornblenda las que según ESPIÑEIRA (1989) podrían corresponder a fluidos residuales de la cristalización y ricos en álcalis y alúmina. Las edades conocidas para la subunidad son dos antiguas mediciones por el método Plomo-a (LEVI et al., 1963, DRAKE, in MUÑIZAGA y VICENTE, 1982 ) y 3 edades K-Ar en biotita y una en anfiboia (ESPIÑEIRA, 1989), además en el sector de Papudo se realizó una isócrona con 11 muestras (ESPIÑEIRA y PARADA, 1987) . Las edades obtenidas (tabla 9) dan un rango entre 160 y 167 Ma . Subunidad Gabro de Las Cujas. 1989) .
(=
Gabro de Las Cujas, ESPIÑEIRA,
Corresponde a un pequeño sector ae afloramientos en el sector de la caleta Las Cujas. Se trata de dos cuerpos pequeño de no mas de
130
un 1/4 de km2 de superficie que afloran al norte de Caleta Las Cujas, en donde se por.e en contacto brusco con las cuarzcdioritas de Cachagua, y el otro en el sector de Santa Rosa de Colmo en ia vertiente sur del valle del rio Aconcagua, en dnode es parcialmente cubierto por los depósitos de la Formación Confluencia. Estos cuerpos, dada su pequeñez no nan sido figurados en el mapa 1:250.000, una ubicación mas precisa figura en ESPIÑEIRA (1989). Son gabros de hornblenda de color gris negro de grano grueso a muy grueso. Al microscopio (ESPIÑEIRA, 1989) muestran hornblenda y subordinadamente clinopiroxenos La hornblenda es fuertemente pleocroica en tonos verde amarillo a verde intenso. Los clinopiroxenos de hábiot prismático presentan parches de anfibolas. Las plagioclasas son An43_54. Los accesorios mas comunes son pistacita y opacos. El IC es 55>IC<60. En el sector de Santa Rosa de Colmo estas rocas muesuran evidencias de cataclasis tales como distorsión y doblamiento de cristales lo que, unido al recubrimiento por los sedimentos Neógenos, impide establecer una relación clara con las otras rocas intrusivas que alli afloran, para esta subunidad no se cuenta con dataciones de ningún tipo.
.
Subunidad
Cuarzodioritas
ESPIÑEIRA, 1989)
.
de
La
Laguna.
(=
Unidad
Catapilco,
Constituye un sólo plutón de carácter batolitico, el plutón de La Laguna (figura 35), de forma irregular y que hacia el este y sureste intruye niveles de rocas volcánicas de la frormación Ajial las que aparecen suavemente plegadas y afectadas por metamorfismo (ESPIÑEIRA, 1989). Hacia el norte son intruidas por las termal plutonitas de la Unidad Cavilolén, contacto que en gran parte está
cubierto por sedimentos de la Formación Confluencia y por una densa foresta y suelo vegetal, haciendo problemática su observación. Las rocas corresponden a cuarzodioritas de grano medio, similares a las de la subunidad Cachagua pero que presentan una fuerte alteración silícica y cloritica lo que ha causado la cloritización de los máficos y un color pardo amarillento. Petrográficamente, estas rocas y, corresponden a cuarzodioritas, cuarzomonzodioritas subordinadamente, tonalitas y monzonitas cuarciferas (figura 36) de anfibolas verdes y clinopiroxeno El IC, modal, varia entre 22 y 28. la textura es la misma que las cuarzodioritas de Cachagua. Las plagioclasas varian entre An27_32, encuentran se comunmente argillizadas . los accesorios mas comunse son esfeno, apatita, circón y opacos. En algunos sectores, como en San Alfonso, rocas asignadas a esta subunidad corresponden a tonalitas blancas con una ausencia casi total de máficos con un aspecto muy similar la Unidad Tranquilla del plutón Mauco. Las inclusiones máficas son escasas, oscilando composicionalmente entre cuarzodioritas a dioritas de anfibola, con IC entre 32 y 48; su textura es porfirica de grano medio En esta subunidad sólo se dispone de una antigua edad Pb-Cl en el estero Catapilco de 170 ± 20 Ma (LEVI et al., 1963) (tabla 9).
.
.
131
TABLA 9 EDADES
K/Ar
y PbS DE LA FRANJA JURASICA
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Material ÿ
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1° 27,69 2 ° 2 9 , 90 7 i° 25, 00 Zapaliar
i dad Cavilolén
E- 10
ud
i
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Biotita
7.564 :i . 516 i"
Cuarr rrctzodiori ta
Biotita
6.334 41. 736
Monzeeita
32a 35, 50 7 1° 21, 70' 32° 35 , 50 7 1° 2 i,7 0
1
i4
2
167
-
2
7.0
151
r 4
2
Biotita
7 C66 47.916 13.0
162
±4
2
Cjarzodiorita
Biot i ta
7.C66 47.916 13. C
166
14
2
Coa zzcd axila
Biotita
7.553 43.213
160
x 4
2
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Grarodiori ta
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32° 35, 50 ' 71"16, 00'
32° 36, 40 71°23, 50
1
1
An iibo ! a 0.95C
4
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5
1601 8 ?b/S
4
156
14
3
6.C96
158
x 7
2
Uioti ta
6. 644 44 .396
164
+4
2
Cu a r z or,nz odio r it a
Biotita
6.506 4 3 . 355
164
± 4
1
Grani to
Biotita
6. 1357 43.479
156
1 4
2
Anf ibola 7.301 4 5. 425
166
1 4
2
Granodior. do Anf-Ut
Biotita
7.413 49.339
160
± 4
2
Granodior. de Anf-Bt
Biotita
7.4 99 49.639
163
14
2
Pegraat i ta (Qz-Fd-Mus)
Muscovi . 9.24 2 51.001
153
i4
2
Dior ita
Biotita
156
1 4
2
Mor.zodi orita - Dior.
Aní ibola 0. 591
3.4 94
140
112
2
Grancdicrita
Biotita
7. 015 45.511
160
± 4
2
3iotita
6.353 41.116
159
14
2
Biotita
5.280 30. 135
141
± 4
2
Biotita
6. 931 43.914
156
± 4
2
158
+ 5
2
.
32 ° 42 30' 7 1" 2 9, 20 ' 32°57, 61' 71" 32, 74 ' 32° 55, 43 ' 71° 32, 90 '
.
.
Biotita
1
32° 07 ,36 71°20, 53 32 ° 4 4 ,4 0 ' 7 1° 2 9, 50'
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5
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32° 47 ,30 70° 33, 10 ' 33° Costa
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± 2.0
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33° Costa
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Biotita
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Li.-I et aio., 1963.
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Figura 36. Diagrama QAP de composición modal para las unidades intrusivas de la Suoerunidad Mincha.
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Unidad Tranquilla. (RIVANO et al . , 1985) (=Unidad Mauco, ESPIÑEIRA,
19899 Corresponde al plutón Mauco, de forma ligeramente ovoide, con su eje mayor orientado NS y con un apéndice elongado en dirección NW-SE y del cual lo separa una falla de igual rumbo (figura 35) que ha desarrollado foliación en la roca de caja. Hacia el este estas rocas ir.truyen rocas metamórficas cuyo protolito original son rocas volcánicas asignadas a la Formación Ajial. Hacia el oeste sen cubiertas por depósitos Neógenos y Cuaternarios. Las rocas de esta unidad corresponden según ESPIÑEIRA (1989) a leucotonalitas amarillentas a rosácease intruidos por numerosos cuerpos pequeños (stocks y filones) de composición dioritica y de colores grises a negros y que corresponden a cuerpos menores de la Unidad Puerto Oscuro. Ocasionalmente (ESPIÑEIRA, 1989) se ven
filones sinplutónicos disruptados, cuyos fragmentos están alineados entre si e inmersos en las leucotonalitas. ai microscopio se presnta como rocas hololeucocréticas con 2
No existen edades radiométricas disponibles para esta unidad podiendo tan sólo asegurarse que esta unidad intruye a rocas metamórficas asignadas a facies metraorficas de la Formación Ajial (=Corr.plejo El Cajón de CORVALA y DAVILA, 1964} . Tampoco es posible establecer mayores relaciones de contacto con las otras unidades intrusivas jurásicas a excepción de aparecer intruida por cuerpos menores v filones dioriticos asignables a la Unidad Puerto Oscuro, relación que es la misma que se observa en ia localidad tipo de amias uniaades mas ai norte. Unidad Cavilolén. ESPIÑEIRA, 1989) .
(RIVANO
ec
al.,
1985) (=Unidad
Limache
de
Es la mas extensa de las unidades intrusivas jurásicas, aflora en grandes plutones batoliticos y cuerpos menores asociados (figura 35). Los principales plutones son: el plutón de Petorca-Quilimari, plutón de Guaquén, plutón de La Ligua, plutón de Las Salinas, plutón de El Melón-Catapilco, plutón de Zapallar, plutón Quintero, plutón Santa Teresa y plutón de Limache. Estos plutones corresponden a cerca del 75s-. de la franga Jurásica en la Hoga Quillota. los mas importantes por su tamaño son el Plutón PetorcaQuilimari que alcanza una superficie aproximada de 450 Km2 y que se continúa mas allá del limite norte de la Hoga. El Plutón de Limache, en el extremo sur de la hoja y que se extiende hacia el sur de ella es el segundo plutón en importancia, seguido por el plutón de El Melón-Catapilco el que es parcialmente cubierto por la Formación Confluencia (Te) en su parte central. También se ha incluido en esta unidad el cuerpo dioritico de Zapallar (=Diorita de zapallar, ESPIÑEIRA, 19899. El color predominante es gris claro y es notorio un bandeamiento mineralógico acentuado por la presencia de inclusiones máficas orientadas acorde a dicho bandeamiento. Las rocas de esta unidad ir.truyen a todas las unidades estratificadas del Triásico-Jurásico y al unidad intrusiva Cochoa del Paleozoico. A.demás el contacto con la unidad Puerto Oscuro es neto y brusco y de carácter intrusivo. se desconoce las relaciones de contacto con la unidad Tranquilla. Estas rocas son además intruidas por pequeños cuerpos graníticos, no mapeables a la escala 1:250.000, y por filones dioriticos. Petrográficamente corresponden a granodioritas, tonalitas y mas raramente, a rnonzogranitos (figura 36) de biotita, hornblenda y en menor porporción, clinopiroxenos . La textura es faneritica de grano grueso con 1024. Son comunes las evidencias de cataclasis, tales como la deformación y/o doblamiento de cristales, en los afloramientos meridionales (Plutón de Limache, plutón de Santa Teresa y plutón de Quintero) . La plagioclas es An27.3?, con hábito tabular y zonadas. El cuarzo es xenomorfo y ocasionalmente muestra golfos de corrosión y extinción ondulosa. El feldespato potásico es microclina xenomorfa cuyos bordes suelen mostrar entrecrecimiento de cuarzo y plagioclasa. La biotita presenta pleocroismo en tonos pardos a rojos y a veces aparece con el diva je doblado, la hornblenda tiene pleocroismo en tonos verdes fuertes y puede estar aiteradad a epidota y/o clorita; puede reeplazar clinopiroxenos a lo largo de los bordes o en los palnos ae clivage. Los accesorios mas comunes son esfeno, opacos, apatito y circón. Las inclusiones máficas, de formas elipsoidales y alargadas, 13 4
poseen bordes definidos y algunas de ellas presentan una zonación de color con la facies mas melanocrática al centro de las Composicionalmente desde varían inclusión. cuarzodioritas leucocráticas a dioritas melar.ocraticas con IC entre 28 y 52. En algunos sectores, como en los balnearios de Ventanas y Quintero, estas inclusiones aparecen con grandes dimensiones (hasta 1,7 m de largo) (ESPIÑEIRA, 1989) y alineadas lo que sugiere que se trata de filones sinplutónicos . En el sector de Zapallar estas rocas adquieren un aspecto almohadillado en las que se distingue un melanosoma constituido por fragmentos dioriticos orientados dispuestos en una matriz leucocrática (leucosoma) que forma entre un 10 a 35% del volumen total. Los fragmentos melanocráticos son de formas elipsoidales a cuadrangulares y tamaños entre 4 a 40 cm de eje mayor. La matriz leucocrática es de color gris claro y posee fábrica orientada paraleela a la dirección de los fragmentos melanocráticos. también se observan en este sector los filones de granitos leucocráticos Las radiométricas conocidas para esta unidad edades corresponden a 2 antiguas edades Pb-a (LEVI et al., 1963; MUÑI ZAGA, 1972), 7 edades K-Ar en biotita (ESPIÑEIRA, 1989; este trabajo), una (ESPIÑEIRA, 1989), K-Ar en edad anfibola par dos K-Ar Biotita/Anf ibola (ESPIÑEIRA, 1989) (tabla 9) y dos isócronas una en la Cuesta Zapata y la otra en Quintero. Las edades obtenidas se agrupan entre los 156 y 166 Ma, sin embargo las isócronas dan valores algo mayores 173±28 la de la Cuesta Zapata y 168±4 la de Quintero (ESPIÑEIRA, 1989) Estas edades radiométricas dan un rango entre 156 y 170 Ma para esta unidad.
.
.
Rocas intrusivas asociadas a la Superunidad Mincha. Granitos de Punta Sanf uentes
.
(ESPIÑEIRA, 1989).
Estas rocas corresponde a un conjunto de intrusivos graníticos muy pequeñas dimensiones, por lo que no han podido ser representados en el mapa 1:250.000, y que forman filones centimétricos a cuerpos lenticulares. Normalmente intruyen a las rocas de las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén. Numerosos cuerpos apliticos asignados a esta asociación, se observan en las cercanías del cerro Colorado en Reñaca, Quintero, Zapallar y Papudo (ESPIÑEIRA, 1989) En Punta Sanfuentes y Papudo afloran junto con apitas pegmatitas granitos dispuestos las y bandeados, subhorizontalmente, con una potencia de 50m, se disponen sobre la unidad Cavilolén. Petrográficamente corresponden a sieno y monzogranitos (figura 36) leucocráticos de biotita y mica blanca subordinada, con 14 con textura fanerítica de grano medio a muy grueso. La plagioclasa es Anl0_16, zonadas. La microclina es el feldespato potásico presente y aparece xenomorfa y con su caracterítica macla de enrejado. El cuarzo está siempre rellenando espacios tardíos y tiene extinción ondulosa. La biotita es pleocroica en tonos pardos. La mica blanca es muy fina y forma cúmulos. Ocasionalmente se observa textura simplectitica . Los accesorios son opacos y esfeno. (1989) según relacionan ESPIÑEIRA se Estos granitos estrechamente a las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén indicando que corresponderían a líquidos residuales de las unidades mencionadas, sin embargo los antecedentes aportados no son
de
.
135
conciuyentes . Se ha obtenido 2 edades radiorr.étricas K-Ar para esta asociación que dan valores discordantes de 159 y 74 Ma {tabla 9), siendo ei primero el mas probable. Filones Dioriticos.
(ESPIÑEIRA, 1989)
Corresponden filones con espesores variables entre 0.1 a 2m que cortan a las unidades Puerto Oscuro, Cavilolén y Kauco. Se distinguen dos tipos: el mas abundante, de textura porfirica de crano medio a fino v que no muestra bordes de enfriamiento en la roca de caja y un segundo tipo, también con textura porfirica pero de grano muy fino y que presenta bordes de enfriamiento y alteración en la roca de caja, apareceindo estos últimos sólo en el costero entre Petrográficamente Papudo y Cachagua. sector corresponden a dioritas de homblenda y biotita con clinopiroxenos subordinados de color negro. Existen 2 edades conocidas (IRWIN et ai., 1987) para estos filones con edades discordantes de 118 y 151 Ma (tabla 9)
.
INTRUSIVOS DE LA FRANJA CRETACICA
Superunidad Illapel.
(RIVANO et al., 1985).
Los intrusivos de la Superunidad Illapel se agrupan en un conjunto de cuerpos de dimensiones desde batolitos a stocks distribuidos en una franja irregular de unos 20 a 25 Km de ancho a lo largo de la parte media de la Hoja Quiliota. F.1 rumbo de esta franja es N20°-30°W y, en general, los plutones mayores muestran una morfología de afloramiento acorde con dicha orientación, la que coincide por lo demás, con la orientación de algunos lineamientos y Fallas regionales. Al sur del valle del rio Aconcagua la franja de afloramientos de esta superunidad aparece claramente desplazada nacía el oeste unos 15 a 20 Km de la ubicación esperadad dada la proyección normal de la franja hacia el sur. Los plutones principales son (figura 37) : el plutón de TiiamaSan Lorenzo, con forma alargada en dirección N30°W , con un ancho promedio de 7 km y un largo de mas de 50 km, extendiéndose en forma initerrumpida desde mas allá del limite norte de la Hoja Quiliota hasta el estero guayacán, por el sur; al oeste del plutón TilamaSan Lorenzo, en la parte norte de la hoga, aflora el plutón del Morro López paralelamente al cuerpo mayor, extendiédose desde el valle del rio Quilimari hacia el sur por unos 15 Km y un ancho de 3 a 4 km, entre ambos cuerpos afloran cuerpos menores. Entre Petorca y Chincolco afloran una serie de cuerpos de pocos Kmz de extensión y ai norte de ellos se ubica el plutón de Pedernales. Hacia ei sur del plutón Tilama-San Lorenzo aflora, en el sector entre San Felipe y Llayllay, el batolito de Panquehue que se extiende a todo lo largo del valle de Aconcagua entre esas localidades, afectado por notorias fallas inversas en sus bordes oriental y occidental originando el Horst de Panquehue (ver capitulo Estructura y Tectónica). Entre ambos cuerpos afloran varios cuerpos menores siendo los mas importantes el Plutón de Guayacán, el plutón del Cerro Blanco y el Plutón de Quebrada Herrera. Al sur del plutón de Panquehue aflora en el extremo sur de hoja el plutón batolitico de Caleu-La Campana con un ancho de 12 a 136
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Figura 37. Distribución de las unidades intrusivas de la franja cretácica. 1. unidad La Campana. Unidad Chalinga. 3. Unidad Quebrada Herrera. 4. Unidad Chagres. 5. Zonas de alteración relacionadas a la franja cretácica.
2.
15 km y un largo NS de 15 Km, extendiéndose hacia el sur de los 33°. Las rocas intrusivas de esta superunidad intruyen a las rocas estratificadas, volcánicas y/o sedimentarias de la Formaciones jurásicas y de las formaciones Lo Prado (THOMAS, 1958), Veta Negra (THOMAS, 1958; PIRACES y MAKSAEV, 1977), Las Chilcas (THOMAS, 1953; PIRACES y MAK3AC.V, 1311) del Cretácico Inferior. Estas rocas intrusivas aparecen frecuentemente asociadas con áreas de alteración hidrotermal las que son mas notorias en la mitad norte de la franya y asociadas también a importantes distritos mineros y que se distribuyen según lineamientos estructurales de orientación general NNW. Las unidades reconocidas dentro de la Superunidad son la Unidad La Campana (Tidy, 1971) Unidad Chalinga (Rivano et al., 1985), Unidad Queorada Herrera y Unidad Chaqres. Unidad La Campana.
(Tidy, 1971)
.
Sólo fué reconocida en el borde oeste del Plutón de Caleu- La (figura 37) en donde ocupa alrededor de 8 Km2 aproximadamente en el sector del cerro la Campana (TIDY, 1970) . Se trata de un cuerpo de gabro y dioritas subordinadas de colores gris oscuro a negro con IC>65, de grano medio a grueso (1 a 4 mm) . La textura es hipidiomorfa granular ofitica a subofitica. Al microscopio se observa que la plagioclasa corresponde a An56_66, zonada con sericitzación incipiente y localmente reemplazo por epidota. El piroxeno seria diópsido con algo de hipersteno (TIDY, 1970) , el piroxeno aparece en gran parte reemplazado a actinolita de color verde a verde pálido. La magnetita e ilmenita aparecen como los accesorios mas abundantes y aparecen rellenando espacios intercristalinos y fracturas. Las edades conocidas para esta unidad corresponden a una antigua edad K-Ar en plagioclasa (TIDY, 1970) (tabla 10) que dá una edad de 6618 Ma, edad manifiestamente minima dado el material AI sur de la Hoja esta unidad se reconoce nuevamente en usado. el sector de El Llano de Caleu.
Campana
Unidad Chalinga.
(RIVANO et al., 1985).
Constituye aproximadamente el 95% del total de la Superunidad lilapel (figura 37), con un amplio espectro petógráfico desde dioritas a sienogranitos . Predominan las facies granodioriticas a tonaliticas y en menor proporción las facies de monzonitas y monzodioritas cuarciferas; las facies monzograniticas y tonaliticas son subordinadas (figura 38). Petrográficamente corresponden a granodioritas de hornblenda y biotita y monzodioritas cuarciferas con textura Hipidiomórf ica ir.equigranular , a veces con marcada tendencia a texturas porfidicas. Son rocas leucocráticas con 5
138
Q A
/
/ \
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Figura 38. Diagrama QAP de composición modal para las rocas de la unidad Chalinga.
\
\
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poikilitica. El cuarzo, anhedral, presenta en las zonas contiguas a fallas, microf racturamiento y a menudo, bordes de reacción en los contactos con la ortoclasa. Los minerales máficos predominantes son la biotita y hornblenda esta última con pleocroismo incoloro a verde pálido, la biotita está casi siempre cloritizada. Los piroxenos son escasos y mas frecuentes en las facies mas dioriticas ycasi siempre asociados con hornblenda; en muchos casos es normal que presenten bordes uralitizados . Los accesorios son opacos, esfeno apatito y circón. Asociadas a la unidad Chalinga, y especialmente en el sector de valle del rio Aconcagua (plutón de Panquehue) y Llayllay-Ocoa, (figura 38) aparecen facies de dioritas y/o metandesitas ; esta facies (Kila) se ubica siempre en los bordes de contacto de los plutones mayores, mostrando un paso gradual hacia las facies mas típicas de la unidad, correspondiendo a una facies de transición entre la roca de caja y el intrusivo. Son rocas obscuras de textura inequigranular con tendencia porfirica en la que destacan: cristales semitabulares de plagioclasa tipo Andesina (70%) que a veces alcanzan los 2.4 mm y con zonación; hornblenda verde en cristales prismáticos con leves indicios de recristalización; cuarzo, hasta 10%, en cristales anhedrales y productos de recristalización y opacos escasos y de forma cúbica. En sectores, el aspecto de la roca cambia a una roca con textura microcristalina con escaso cuarzo intersticial, recordando la textura recrsitalizada de una lava. Se destacan abundantes vetillas de epidota con clorita en los márgenes. También, en el sector de cerros al oeste del Pueblo de Putaendo y cerca de la cima del cordón se extiende una zona de color rojo de alteración del intrusivo (unidad Chalinga) , en ese sector la textura del intrusivo es brechosa: clastos de intrusivo de tamaño desde centimétrico a decamétrico se disponen en una matriz oscura de aspecto metálico que corresponde en su mayor parte a magnetita. Esta brecha de magnetita se extiende por unos 1,5 a 2 Km en el borde del intrusivo que alli aflora que corresponde a un pequeño stock de la unidad. 139
TABLA 10 EDADES RADIOMETRICAS PARA LA FRANJA CRETACICA ve. Ar
N° Mta.
*
Material
5: tóldela
Coordenadas
A: i
ra:;
ate
Retar
ET.-.D
Unidad La Campana 290
32*57 , 00 '
n
j.
k
-
Plagiadas
66
r 5*
101
± 5
7 1° 05 , 4 0'
7
Unidad Chalinqa 610-3 1006-S
Dionta de anfiboia
Ar. í ibo a
.
0 585
2.375 41.5
32*16,68' 71*07,87'
Tonalita de Kb.- 3t
Anfiboia
C. 473
1 93? 4° .0
.
102
15
32° 11,03'
Grar.ociorita
1
32 ° 04 ,16' 7 i" 11,61 '
-
.
1
Tona
Biotita
7.263 30.572 20.7
105
±3
Tcr.ai.ita de Hb.- 3t
Biotita
7 530 31.741 15.7
1C 6
i3
2
Tena 11ta de Hb.- 3t
3iot ita
7.011 29.021 19.9
103
13
1
Forfido dioritico
Roca total
1.652
6.362 23.5
96
±3
2
Porlido dioritico
Roca total
1. 666
6. 133 15.4
92
t 3
1
Granodi orita
3: dt ita
6.433 30. 127 20. 3
118
t 3
1
Grancdiorita
Biotita
6.4 33 30. 17 2 "2.8
! 17
f
3
1
Granod; ori ta
Biotita
6.517 21.334 31.0
02
1 2
1
2266-R
Granodiorita
Anf ibola
0.759
3.079 56,0
101
± 6
1
2283 -R
Grancdiorita
Biotita
6.365 20.903 24.0
03
12
1
2283-R
Granodiorita
Ai f ibuia
0. 910
2.939 41.0
79
±2
1
2284 -R
Montogranito
Biotita
G. 500 21.825 29.0
86
1
2
1
Roca total
1. 587
8.832 16.0
139
í 5
1.7 58
7 683
109
1 i*"
1
9613
3
1009-S 1011-S 1C14-S
1116-R 1116-R 1164-R 1164-R
2266-R
7 1° 0 6 ,7 8 ' 32° 11, 46' 7 1° 06, 4 6' 32*09, 70' 7 1° 0 S , 0 1'
32° 4 0 , 40 '
70°53, 15' 32°40, 40' 7 0" 53 , 15' 32*49,72' 70° 56, 29 1 32° 4 S , 72 ' 70° 36, 2 9 '
.
32°
Mcntodiorita
RD-9";
32° 11,20'
Roca si 1ici 1icada
Boca total
A-3800
70*59,20' 32°26, 00' 7 1* 0 1,3C '
Granito
Biotita
Pedegua
Granodiorita
iiornblcnda
88
17
4
436
Cuesta La
Granodiorita
Biotita
85
18
7
31
Dormida 32*19,30' 7C°05, 10'
Grancdiorita
2451
RUNGUE
Granodiorita
22 94 -R
cuate,
L'laqioclas
6.65
2.215
.
25. 5
9.788
7
12.8
(9413)
123 ±20 ?b/C
6
9.0 (11011) 1 13 i3
5
1 Este trabajo. 2. PARATA et al., 1988. 3 UNIZAGA Y VICENTE, 1982. 4 MUNIZAHGA (in MUNI ZAGA y VICENTE, 1982). 5 DRAKE et al., 1976. 6 MUÑI ZAGA 1972, 7 TIDY 1970.
unidad esta Para dispone se de dataciones varias radiométricas, fundamentalmente K/Ar y que se presentan en la tabla 10. El análisis y comparación de las edades readiométricas obtenidas indican una edad fundamentalmente Cretácico Inferior a Cretácico Superior basal (Cenomaniano) , lo que está de acuerdo con edades determinadas para esta unidad mas al norte (RIVANO et al., 1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1991). Unidad Quebrada Herrera.
(Este trabajo)
.
Esta unidad corresponde a un cuerpo menor, Plutón de Quebrada Herrera cuyos afloramientos forman una franja de unos 3 km de largo en dirección norte sur por 8un ancho de unos 0,7 a 1.5 Km en el
140
cordón del cerro los Marines, en la ladera oriental frente a la localidad de Quebrada de Herrera (figura 37). Los limites norte, oeste y sur del cuerpo lo constituye ei contacto intrusivo con rocas de la Formación Las Chilcas, en tanto que ei limite oriental lo constituye el relleno actual del rio Putaendo. Se trata de un cuerpo monzcr.itico de color verde, de grano medio con textura equigranular v sin cuarzo. En su biorde de contacto con las voicar.itas de la Formación Las Chilcas la monzonita presenta un color rojo marcado producto, probablemente de una reacción metasomática con la roca de caja o por una autoalteración, en efecto, excepto por el color, a primera vista no hay otros cambios texturales visibles. Petrográficamente corresponde a monzonita con cristales de plagioclasa subhedral y ortoclasa argillizados pervasivamente y en cuyos bordes de contacto se produce abundante entrecrecimiento gráfico que puede llegar a un 301; los f erromagnesiano son piroxeno (diópsido?) anhedral a subhedral con macla frecuente y poco alterados y hornblenda subordinada y totalmente cloritizada lo que contribuye al color verde característico de este intrusivo; los opacos corresponden a pequeños granos cúbicos que se ubican en las cercanías de los ferromagnesianos . El borde de color rojo de este cuerpo tiene la misma composición petrográfica y un aspecto muy similar a excepción de los ferromagnesianos los que aparecen totalmente reemplazados por óxidos de Fe. Este cuerpo es atravesado por filones de andesita microporf idica a porfídica y por filones de color pardo con fenocristales de feldespato de color negro, la masa fundamental es de color rosado oscuro a pardo, micro granular y de composición monzonitica. Para esta unidad no se dispone de edades radiométricas dado sus especiales características petrográficas y de alteración las que no permiten intentar una datación. Unidad Chagres.
(Este trabajo).
Esta unidad es un cuerpo de color rosado claro a anaranjado que aflora en las puntillas que bordean, por sur la ruta 60 de San felipe a Llay-Llay (extremo occidental del Plutón del Aconcagua) frente a la Refinería de cobre de Chagres y que aparece intruyendo (figura 37). Macroscópicamente es un a la Unidad Chalinga sienogranito hololeucocrático de grano fino a medio que hacia el contacto con la Unidad chaliga se decolora adoptando un tono gris claro. Se presenta con una fuerte fracturación muy penetrativa, que hace incluso difícil la toma de muestras de mano y es intruido por abundantes filones andesiticos subparalelos . Al microscopio se presenta como un sienogranito compuesto por Feldespato K (=45%) y cuarzo (=40%) con cantidades menores de plagioclasa (5 a 10%) y con cúmulos cristalinos escasos de Biotita pleocroica en tonos pardos y cloritizada asociada a hornblenda de color verde intenso y pleocroica, como accesorios se aprecia esfeno y muy pocos opacos. Hacia el contacto con las rocas de la Unidad Chalinga, la plagioclasa y los ferromagnesianos aumentan en importancia y la roca aparece menos alterada. La observación microscópica muestra sectores en los que el tamaño del grano es significativamente menor y con predominio del cuarzo. Debido a las dificultades de obtener muestras frescas para datar no se han podido obtener datos radiornétricos para esta unidad, la que según las relaciones de terreno con la Unidad Chalinga es
141
relativamente mas joven ya que intruye a esta última unidad. INTRUSIVOS DE LA FRANJA CRETACICA
-
PALEOGENA
En esta franja se incluyen las unidades San Loren.no y Fredes ocupando ambas unidades una posición mas oriental respecto de la Franja de Intrusivos del cretácico (Superunidad Iiiapel) (figura 39)
.
Unidad San Lorenzo.
(Rivar.o et al., 1985).
Esta unidad aflora en el sector oriental de la Hoja Quillota y se extiende desde a todo lo largo de la hoja desde el sector de Pedernales por el norte hasta el sector de Montenegro por el sur (figura 39). Definida previamente por Rivano et al. (1985) en el ámoito de la Hoja Iiiapel, esta unidad se extiende en forma continua, desde ai menos los 30° lat . S hasta por lo menos mas al sur de ios 33° lat. S (Rivano, com. verbal 1994). Esta unidad corresponde ?. un rosario de pequeños cuerpos intrusivos con dimensiones desde fiionianas hasta no mas de 6 Krri. se trata de cuerpos dioriticos (los mayores) , pórfidos andesiticos y andesitas microgranulares . Se ha incluido en esta unidad el filón circular que aflora en el sector de Pedernales por identidad litológica. El color general es gris a gris verde oscuro y forman relieves positivos en
el área. La textura de estes cuerpos es desde holocristalina porfídica hasta glomeroporfidica, llegando en algunos filones menores a ser porfídica con masa fundamental intergranular. Los f enocristales son comunmente plagioclasa (Apm8) , anfíbola y cúmulos de glomerocristales de piroxeno (augita) y divino, en ese orden de abundancia. La masa fundamental es de similar composición con algo de material felsítíco intersticial. En general estas rocas están alteradas generalmente a clorita, montmorillonita, epidota, calcita y anhidrita. A escala regional esta unidad aparece asociada a una franja de alteración hidrotermal que se caracteriza por el contenido de natroalunita, caolinita y alunita, las que en algunos sectores ha dado origen a un tipo litológico conocido localmente como "Combarbalita" .
TABLA 11 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD SAN LORENZO N"Mta. R13-6
Coordenadas
32° 14, IC¬ IO o -i , 10 3 2 " 0 6 , 2 i' 70°5o, 35' a 32 04,20 ' 70° 55, 35' 32° 1.5, 2C 1 "iC 48, 10 1 32° 13, 20 ' 70°4R, 10'
Litoiogí ,i
Material
% K
Vol Ar iAr rad atm
EDAD
Refer
Pórfido dioritico
Plagrociasa 0.984
3.380 42.0
86
±3
2
Pórfido dioritico
Feldespato
6.862
7.421 35.0
79
±3
2
Pórfido diorifico
Roca total
3.144
9.996 20. C
CO O
+4 rt
2
Porfirio d:or. de 11b Plagi ociasa 1.027
2.563 40
63
±2
1
Porfirio dior. de lib Anfíbola
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R3-157 RB-1 4 9
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Este trabajo. 2 CAKOS et ai., 1ÿ86.
Se han obtenido para esta unidad algunas edades radiorcétricas principalmente en el sector de la Quebrada Pedernales (Camus et al., 1986) (tabla 11) las que sitúan estas rocas en el Cretácico Superior. De este modo la edad previa de una edad de 65 Ma, obtenida mas al
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Figura 39. Distribución de las unidades intrusivas de la franja cretácica-paleogena . 1. Unidad San . 3. Zonas de alteración de la megafalla Pocuro.
Lorenzo. 2. Unidad Fredes
norte en el sector de Cogoti (Hoja Illapel, Rivano y Sepuiveda, 1991), seria muy probablemente una edad minima, por lo tanto y de acuerdo a la. escala del IUGS de 1969 se ubicarla esta unidad en ei rango Santoniano a Maastrichtiano . Unidad Fredes .
(Rivar.o et a.1-
.,
1385).
Esta unidad fue definida mas al norte como parte de la Superunidad Cogoti (Rivar.c et ai., 1985). En el área de la Hoga quillota aflora en su sector mas oriental y desde el limite norte hasta el norte del Valle de San Felipa - Los Andes en donde parece Esta unidad está chocar contra la megafalla Pocuro (figura 39) formada por stocks de dimensiones entre 20 y 100 Km2 y otros cuerpos menores. Los plutones mas importantes son el plutón de Las Lomas Amarillas-Rio del valle, plutón Alicahue y plutón Los Patos. La variación petrográfica de esta unidad abarca desde monzogranitos ce hornblenda y biotita hasta gabros de anfibola (figura 40), pasando por granodioritas, tonalitas y monzodioritas, con un predominio de los términos mas básicos. El IC varia entre 5 y 44.
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Figura 40. Diagrama composición de QAP modal para las rocas de la unidad Fredes
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-— *P La textura es faneritica de grano medio inequigranular y con tendencia porfinca en algunos tipos. La plagicclasa es abundante (25 a 95%) siempre en cristales tabulares grandes zonados y con macla polisintética mostrando a veces un fino borde de reacción con feldespato K. El cuarzo y ei feldespato K presentes en las facies mas siálicas, son siempre anhedrales y aparecen en posición intersticial y frecuentemente en entrecrecimier.to paragráfico. Los ferromagnesiancs son horblenda y biotita; la anfibola aparece en cúmulos cristales que en los bordes muestran textura poikilitica con inclusiones de opacos, la biotita aparece en los bordes de los cúmulos de máficos o como crsitales aislados, es frecuente que presenten un borde opaco. Los minerales accesorios son apatito y 1
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opacos . TABLA 12 EDADES RADIOMETRICAS DE LA UNIDAD FREDES No.Mta. Coordenadas 1072-S
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32° 02,70 • 70°41,30' 32 03 , 70 ' 7 0° 4 0 ,6C ' 32°0 18 , 54 ' 1 0
7 0 3 9 ,C 0 32° 18, 14 ' 71° 4 1,00' 32° 30 , 90 '
70°38, 00' 32° 30, 60' 70" 37,20'
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55.4 ± 1.4
1
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Biotita
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15. 60
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Granito
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63.7 ± 6.7
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3
1 Este trababjo. 2 MUÑI ZAGA y VICENTE 1982. 2 MUÑI ZAGA 1972.
Para esta unidad se cuenta con 6 dataciones radiométricas (tabla 12) que indican una edad entre 45 y 67 Ma dando un rango de edad Cretácico Superxor terminal - Eoceno Inferior. La distribución areal de las edades, dentro de la franja de afloramiento de esta
unidad muestra una disminución relativa de la edad en dirección al este (Rivano y Sepulveda, 1991). INTRUSIVOS DE LA FRANJA NEOGENA
Esta franja corresponde a la Superunidad Rio Chicharra (Rivano y Sepulveda, 1991; Rivano et al., 1985é) en la cual se han reconocido tres unidades las que engloban todos los tipos litológicos de los plutones neógenos de la Alta Cordillera de Aconcagua. Esta franja intrusiva se ubica exclusivamente al este de la Megafalla Pocuro y sólo algunos pequeños cuerpos de intrusivos cuarzo f eldespáticos se ubican en la zona de la Megafalla. Se distinguen varios plutones principales de dimensiones entre batolito y stock (figura 41) entre los que destacan : el plutón Rio Chicharra, plutón Quebrada Los Nacimientos, plutón Rio Colorado, plutón Cerro Pimentón, plutón Agua de Los Caballos, grupo plutónico del Arco del Choapa - Quebrada Videla. Asociados a estos cuerpos principales aparecen numerosos cuerpos menores (figura 41) . Unidad Rio Cerro Blanco. (Rivano et al., 1985). Es la unidad mas importante de la franja, constituyendo por si sola los cuerpos plutónicos mas importantes tales como los plutones río Chicharra, Quebrada Los Nacimientos, Rio Colorado y algunos otros cuerpos menores entre los que destaca el plutón de Juncalillo que aflora en la subida de Juncal a Portillo por la ruta internacional a Mendoza (figura 41). por unidad esta Petrográficamente constituida está y monzogranitos cuarcíferas, y monzonitas monzodioritas granodioritas con facies dioriticas (figura 42) hacia los bordes de los cuerpos. Son rocas hololeucocráticas a leucocráticas , de colores grises, con 2
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Figura 41. Distribución de las unidades intrusivas de la franja neógena y de la franja transversal. 1. Unidad Río Cerro Blanco. 2. Unidad Portezuelo del Azufre. 3. Unidad Tambilloa. 4. Pórfidos riodací ticos , 5. Intrusivos hipabisales y cuellos volcánicos basálticos.
Figura 42 . Diagrama QAP de composición modal para las rocas de unidad Rio la Cerro
Blanco .
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cristalinos en los que se distinguen frecuentemente frecuentemente con bordes uralitizados, y/o anfibolas estas últimas casi siempre subordinadas, la biotita siempre aparece en cristales pequeños asociados a los otros máficos y menos f receuntemente en cristales aislados. El cuarzo y la ortoclasa aparecen a menudo en entrecrecimiento gráfico entre si o en bordes de reacción con la Plagioclasa. Los accesorios presentes son opacos (magnetita), apatito, esfeno y circón. Existen 8 edades radiométricas K/Ar para esta unidad (tabla 13) de las cuales cuatro se hicieron en biotita y tres en roca total; las edades hechas en biotita arrojan valores entre 15 y 17,2 Ma con una sola muestra que da una edad de 12,1 Ma; las edades en Roca Total dan valores entre 18,4 a 19,2 Ma . Estas edades, que indican el Mioceno Inferior alto a Mioceno Medio, unido al hecho de que estos intrusivos no aparecen cortando a las volcanitas de la Formación Farellones permiten sugerir que probablemente se trate de las cámaras magmáticas desde donde se habria generado el volcanismo de Farellones, toda vez que el rango de edad es muy similar a las rocas efusivas de esa unidad.
piroxeno,
Unidad Portezuelo del Azufre. (Rivano et al., 1985; Modificada en este trabajo) .
Originalmente definida como una unidad que agrupaba varios cuerpos pequeños del tipo pórfidos cuarzo-feldespáticos , esta unidad se modifica en este trabajo en el sentido de que en ella se incluyen además de les pórfidos cuarzo-f eldespáticos, otros tipos litológicos que van desde pórfidos dioriticos hasta pórfidos riodaciticos, y cuya característica mas fundamental es la de formar pequeños cuerpos
de tipo lacolítico hasta filones y aparecer siempre estrechamente relacionados a las volcanitas de la Formación Farellones (figura 41) . Los tipos cuarzo-f eldespáticos invariablemente aparecen asociados a zonas de alteración hidrotermal que afectan a rocas de la Formación Farellones. Los pórfidos dioriticos aparecen hacia el
147
oeste de la zona de distribución y sensiblemente alineados a lo largo de la traza de la megafa_ia Focurc. Los cuerpos mas importantes son el platón del cerro Pimentón, el platón Quebrada Agua de ios Caballos y el grupo plutónico Arco del Choapa-Quebrada Videla (figura 41). La textura general es porfirica aunque en algunos pórfidos dioriticos es microgranular; los colores varian desde grises claros a gris oscuro. Ai microscopio destaca la presencia de fenocristales ae plagioclasa en una masa fundamental vitrea (normalmente devitrif icada a un agregado microcristalino irregular de cuarzo en ios tipos alterados) a microgranuda en los términos mas básicos, los f erromagnesianos son corrientemente anfibola y/o piroxeno con alteración a epidota la que suele aparecer también en la masa fundamental. En los términos mas básicos el cuarzo aparece en pequeña cantidad en cristalitos aislados o intersticialmente . los opacos sólo abundan en los términos básicos. Las edades radiométricas obtenidas (3) (tabla 13) para esta unidad indica valores de 18 Ma en promedio lo que es sensiblemente mas antiguo que la edad original atribuida por Rivano et al. (1985) y por Rivano y Sepulveda (1991) a esta unidad la que era de alrededor 13 Ma de acuerdo con una datación obtenida mas al norte (Cuitiño, 1985) la que debe ser considerada de toda evidencia sólo una edad minima y probablemente es una edad de alteración. En conclusión la edad mas probable para este cortejo de intrusivos hipabisales subvolcánicos sea la de unos 18 Ma lo que las ubica en
el Mioceno Inferior alto. Unidad Tambillos .
(Rivano et al., 1985).
Esta unidad se extiende en la hoja entre el Rio Rocin por el norte y el valle del Aconcagua por el sur y corresponde a una serie de cuerpos daciticos de tamaño stock (figura 41) y otros menores de tipo lacolitico. Entre los plutones mayores destacan el plutón de Los Columpios del Diablo, plutón del rio Blanco y plutón "del cerro La Gloria. Esta unidad destaca en el paisaje cor su color característicamente blanco (foto 29) y por estar siempre intruyendo las volcanitas de a la Formación Farellones. rocas Son hololeucocráticas y al microscopio muestran una textura netamente porfirica en la que destacan fenocristales euhedrales y zonados de plagioclasa y subordinadamente (no mas de un 5%) fenocristales de biotita parda y/o hornblenda verde; en algunos tipos es posible observar grandes fenocristales de cuarzo muy corroídos con grandes embabiamientos. La masa fundamental es microgranuda a intersertal, con un entrecrecimiento intimo de cuarzo y feldespato K en la que destacan numerosos y abundantes cristalitos de plagioclasa y de biotita u hornblenda, siempre euhedrales. El contenido de opacos es muy bajo lo que les ootorga su característico color blanco. Se disponen para esta unidad de un conjunto de 3 edades K/Ar (1 en biotita y 2 en Roca total) (tabla 13) de ellas 2 corresponden a cuerpos tamaño stocks y una corresponde a un filón. El rango de edad es entre 6.5 a 5.8 Ma, ubicándose las edades de los cuerpos mayores entre 8 a 9.8 Ma, estimándose asi que esta seria la edad mas significativa para la unidad con lo cual se ubicarla en el Mioceno Superior temprano. las aqui presentadas coinciden edades estrechamente con las edades obtenidas mas al norte para esta unidad (Rivano et al., 1385) y con las edades de la alteración del mineral
148
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1 Este trabajo. 2 PARADA et al., 1988. 3 VERGARA et al 1932. 6 DRAKE ot al., 1976.
9 6 : 2 i 9.81.3
1988. 4 RIVANO et al., 1985. 5
MUÑI ZAGA V VICENTE,
de Pelambres (Rivano y Sepulveda, 1991), esto mas el hecho de que estos pórfidos daciticos aparecen estrechamente asociuados a las zzonas de alteración hidrotermal mas importantes del sector del Alto Rio Colorado - Rio Rocín permiten inferir una asociación genética y temporal entre ellos y las zonas de alteración relacionadas . La Franja Transversal de Montenegro-Cerro Manquehue
trabajo)
.
.
(este
En el extremo sur de la Hoja Quillota entre Aucó y Montenegro (figura 41) aflora una serie de cuerpos intrusivos y subvolcánicos que de acuerdo con su composición han sido agrupados en dos unidades distintas las que, por su posición espacial, fuera del trend normal de orientación de las franjas de intrusivos de orientación N-S, tan característica de Chile entre los 28° a 34° Lat.S, no pueden ser sindicadas como pertenecientes a alguna de estas franjas. rocas En esta área afloran dos tipos distintos de subvolcánicas que cortan a toda la secuencia estratificada y probablemente a intrusivos de la unidad San Lorenzo: un tipo lo constituyen intrusivos riodaciticos (probablemente domos) de sección semicircular a elongada que aparecen en el sector de La cuesta de Chacabuco al norte del Túnel en el sector de Aucó - Santa Teresa de los Andes. El otro tipo corresponde a verdaderos "necks" basálticos de ios cuales el cerro Huechún es el mejor ejemplo. Hacia el ESE y ya fuera de los limites de la Hoja estos cuerpos parecen seguirse
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una verdadera franja de orientación WliW-GSE La cue es absolutamente discordante cor. las franjas de intrusivos v;: descritas. 150
Los intrusivos ácidos corresponden a pórfido riodaciticos de colores gris claro a rosado pardo, frecuentemente con inclusiones liticas de tamño de hasta 5 cm, o bier, algunos muestran lineas de fluidez tal como se puede observar en el sector de Aucó (figura 43) en el punto en donde nace el desvio de la ruta 68 (a San Felipe) para ir hacia los Baños de Aucó (no está figurado en el mapa fuera de texto) . La textura es netamente porfirica con grandes f enocristales de plagioclasa y de norr.blenda dispuestos en una masa fundamental intergranular a intersertal. Los términos mas coloreados presenta los f erromagnesianos alterados a nematita lo que impregna el resto de la roca. Este tipo tiene una edad K/Ar en roca total (tabla 13) que da un valor de 18,4 Ma, sensiblemente mas vieja que la de los pórfidos daciticos de la unidad Rio Tambillos a los cuales se asemeja bastante. Los intrusivos básicos corresponden a pórfidos andesiticobasálticos de color gris oscuro a negro profundo con textura desde microgranuda a porfirica y que corresponden a cuellos volcánicos erodados. Las edades de estos cuerpos (tabla 13) obtenidas en Roca Total varian entre 20,2 a 20,3 Ma . Las edades obtenidas para esta franja señalan una importante actividad efusiva acompañada por el emplazamiento de domos alrededor del Mioceno Inferior. Esta actividad en una ubicación "anormal" dentro de la polaridad intrusiva de Chile Central ( Aguirre et al., 1974) pareciera estar ligada al cambio de la inclinación o alabeamiento de la zona de Benioff puesto que esta franja coincide con el lugar geométrico del cambio de la inclinación de la Placa de Nazca Subductante. Por otra parte es interesante resaltar la continuidad geográfica que esta franja muestra con la dorsal de Juan Fernandez, lo que constituye otro hecho interesante para analizar.
Quimismo de las rocas intrusivas meso-cenozoicas . franjas de las de rocas quimicas caracteristicas intrusivas meso-cenozoicas de las hojas Quillota y Portillo es en todo similar al carácter químico que presentan las rocas intrusivas de mas al norte (Hoja Illapel, RIVANO Y SEPULVEDA, 1992). Asi, considerando la totalidad de la distribución de la mineralogía modal en los diagramas QAP (figuras 36, 38, 40, 42) para cada franja, se aprecia que las rocas intrusivas en las Hojas Quillota y Portillo presentan, para las principales superunidades y unidades, una tendencia que define una serie calcoalcalino-granodioritica (K mediano) (figura 43). En el diagrama AFM (figura 44), asi como (figura 45), estos granitoides en el gráfico Si02 versus K20 mesocenozoicos siguen una tendencia tipica de serie calcoalcalina, y con contenido mediano de K (figura 43) . Para cada unidad, como es usual en rocas subalcalinas, los similares, elementos mayores muestran tendencias de variación notándose un aumento del K20 y una disminución del A102, FeO, CaO y MgO respecte del Si02, en tanto que el Na20 permanece relativamente constante (figura 46) . Al igual que mas al norte, los téminos extremos muestran posiciones aberrantes en el marco de los limites establecidos para cada gráfico, valores que, de nuevo, coinciden con valores semejantes en los gráficos respectivos obtenidos en la Hoja Illapel (RIVANO y SEPULVEDA, 1992). Si se comparan los diagramas de elementos versus Si02 (figura 16), se observan correlaciones positivas para K20/Na20, Rb/Sr y Las
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Figura 43. Diagrama de composición modal de las franjas intrusivas meso-cenozcicas de las Hojas Quillota Portillo: 1.- Franja jurásica 2.- Franja cretácica. 3.- Franja cretácica-paleógena 4.- Franja
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Figura 45. Gráfico de
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rocas intrusivas mesocenozoicas de las Hojas QuillotaPortillo. 1. Superunidad Mincha. 2. Superunidad Iilapel (U. Chalinga) 3, Unidad San Lorenzo. 4. Unidad Fredes . 5. Unidad Rio Cerro Blanco. 6. Unidad portezuelo del Azufre. 7. Unidad Tambillos. 8. Pórfidos riodaciticos Miocenos (Franca Transcersal) . 9 . Cuellos volcánicos andesiticos Oligocenos (Franja Transversal)
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Si02
negativas para Ti02, MgO, y P205. En los gráficos K20 versus Rb (figura 47) y Rb/Sr versus Si02 (figura 46) , se observa una correlación positiva en sus variaciones, lo cual, junto con la "densidad" de ubicación de los puntos en las cercanías de la curva general en el diagrama de K20 versus Rb (figura 47), asi como la escasa dispersión en el diagrama AFM (figura 44), muestran que, probablemente, se trata de magmas cuya composición parece ser similar a través del tiempo. Es decir, aparentemente, las unidades intrusivas mesocenozoicas, en este sector de Chile, habrian sido originadas a partir de magmas que se generaron en condiciones similares y sin una mayor variación a lo largo del tiempo. En general, se trata de granitos de tipo I y la mayoria son granitos metaluminosos (figura 48) (serie 3 calcoalcalina de mediano K de Lemeyre y Bowden, (1982) (ver figura 43), sin embargo los granitos pertenecientes a las unidades Millahue y Tranquilla son granitoides peraluminosos (figura 48) . En el caso de los granitoides Mincha), jurásicos (Superunidad las diferencias claras petrográficas, texturales, mineralógicas y modas que presentan entre si, asi como el hecho de que su quimica muestra una clara separación (aun cuando, en su mayoria, caen dentro de los limites de la tendencia calcoalcalina general de los granitoides mesocenozoicos) hace suponer que se trataria de magmas diferentes. Sin embargo, si se piensa en una probable diferenciación magmática temprana, lo que
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Figura 47. Diagrama K20 versus RB para las rocas intrusivas raesocenonoicas de Las Hojas Qui illota-Portiilo . 1. Superunidad Mincha. 2. Suparunidad Iliapel (U. Chalinga) 3, Unidad San Lorenzo. 4. Unidad Fredes 5. Unidad ?.io Cerro Blanco. 6. Unidad portezuelo del Azufre. 7, Unidad Tambillos . 3. Pórfidos riodaciticos Miocenos (Franja Transcersal) . 9. Cuellos volcánicos andesiticos Oligocenos (Franja Transversal).
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Diagrama de discriminación entre granitcides I y S y entre granitoidea neta y peraluminosos para las rocas intrusivas mesocenozorcas de ias Hojas Quiiilota- Por tillo. 1. Superunidad Mincha. 2. Superunidad Illapei (U. Chalinga) 3, unidad San Lorenzo. 4. Unidad Fredes. 5. Unidad Rio Cerro Blanco. 6. Unidad portezuelo del Azufre. 7. Unidad Tarioillos. 8. Porfióos riodaciticos Miocenos (Franja Transcersal). 9. Cuellos volcánicos andesiticos Oligocenos (Franja Transversal).
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es compatible con las edades obtenidas para las distintas la Superunidad Mincha, se puede suponer que se de unioades trataria, más que nada, de intrusivos ligados estrechamente entre si. 2n conclusión, es probable que no haya habido cambios en ei ciem.oo desee ei Jurásico al Cenozoico para la generación de los magmas que originaron ios granices mesocer.ozoicos .
156
ESTRUCTURA Y TECTONICA
Dominios Estructurales
En .las Hojas
Quillota- Portillo se pueden definir tres grandes Dominios Estructurales los que s e separar, por limites morfológicos y geológicos (figura 49):
El Dominio Costero
Está compuesto por terrenos de_ Mesozoico inferior-Medio (formaciones triásicas Pichidangui y La Ligua y formaciones jurásicas Los Molles, Quebrada Dex Pebre, Ajial, Cerro Calera y Horqueta) y por rocas intrusivas del Paleozoico Superior (Unidad Cochoa) en su extremo sur, ir.truidas por los granitoides de la
franca jurásica.
Este dominio coincide bastante bien con las Planicies Litorales v con la mayor parte de la Cordillera de la Costa; su limite occidental lo constituye la linea de costa y el oriental corresponde al contacto supuestamente discordante entre las (Jurásico Horqueta formaciones Medio-Supe r io r ? , Volcánico-continental ) y Lo Prado (Neocomiano, marino-volcánico) (figura 49) . En general se trata de un ambiente tectónico que muestra deformación importante. En este dominio se puede distinguir: un ambiente tectónico sometido a deformación compresiva debida probablemente a rotación horaria de bloques corticales aislados (BECK et al., 1990) que habria generado accidentes de rumbo de dirección predominante NNW, tal como sucede en algunos sectores de la Formación Ajial en el trea del Valle inferior del Aconcagua en donde las volcan: tas y sedimentitas de esta unidad aparecen afectadas por una intensa foliación subparaiela a la estratificación v que ha desarrollado neoforinacicn de minerales en los planos de foliación, incrementado con un efecto secundario de metamorfismo de contacto a lo largo de los contactos intrusivos con los granitoidea jurásicos (Superunidad Mincha). Esta foliación es concordante, en general con la orientación de algunos rasgos fisiográf icos mas importantes de la zona como la orientación del Valle del Rio Aconcagua y otros cauces menores, asi como con algunos lineamie.nr.os estructurales de primer
orden . En otros sectores, como en el sector de La Ligua y en el sector de Pichidangui-Quilimari , la deformación, intensa de algunos niveles ae las unidades alli presentes, se manifiesta en el estiramiento y deformación de clastos (Formación La Ligua) o en la presencia de una fuerte foliación pianar con aplanamiento y deformación de estructuras fósiles (Formación Los Molles) (Lámina II). Esta foliación se relaciona con una franja de deformación que se extiende entre Los Molles y El limite norte de La Hoja Quillota, CHARRIER et al., (1991) han determinado en este sector la existencia de una zona de foliación de unos 700 m de ancho la que se asocia a tallas inversas de alto ángulo. Esta zona de foliación corresponde a una faja de roca de intensa foliación cor. zonas milcniticas y desarrollo de porf iroblastos , características que sugieren un accidente ce ubicación relativamente profunda en la corteza.
157
DOMINIO COSTERO
DOMINIO central
DOMINIO CORDILLERA
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Figura 49, dominios estructurales y principales accidentes entre los 32a y 33a de latitud sur.
El Dominio Central
granitoidea del Cretácico y Paleoceno, occidental es la supuesta discordancia 4 3) 49)
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respectivamente Cu limite entre la parte superior de
El limite oriental es ia zona de la Megafalla Pccuro
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En genera- se trata de una zona de deformación suave y limitada a suaves pliegues que afectan a las rocas volca noclas ti cas y favorece el desarro lio de fallas de extensión y loca 1 mente , ¿e pilares o "horst" en compresión que originar, en sus cor des fa_lis inversas y cabalgamientos locales . Tiene, como rasgo esencial, la existencia de un estilo de plegair.iento suave y amplio de varios centenares de metros o de kilómetros de radio de curvatura. Este estilo da origen, a relieves monoclmaies hacia el este, en ia parte occidente 1 de ) dominio, y a relieves suonormontaies en su mitad oriental . Ca : acte rist :comerte este dominio ¡nuestra una estructura relativamente s.m.pre, uuu i. no Laca
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en gran parte per ia existencia de grandes masas batoliticas que otorgan una resistencia natural a ios eventos deformativos ; por otra parte, ia escazes y poca potencia de los niveles sedimentarios poco competentes, coopera para reducir la deformación a manifestaciones discretas y reducidas a las zonas focales de la deformación. En general, en este dominio el piegamiento de las formaciones volcánicas es dei orden hectométrico a kilométrico con valores promedios de manteo entre 35° v 45"-. En la mitad oriental dei dominio, la Formación Salamanca, constituye por si misma un gran sinciinorium muy suave con un radio de curvatura que supera los 80 km. , en tanto que la subyacente Formación Las llega Cínicas a una adoptar disposición horizontal en la parte mas meridional del Dominio Central, hasta chocar con la zona de la Megafalla Pocuro. La estructura mas importante del Dominio Central lo constituye el Pilar de Par.quehue (figura 49) que consiste en un bloque dei Batoiito de Panquenue alzado en un estilo en compresión y limitado al este y oeste por sendas fallas inversas de alto ángulo: la Falla del Carbón, que es el limite oeste, y la Falla de la Giganta que constituye el limite oriental (foto 12 y figura 22) . Las dos fallas, inversas y de alto ángulo, aparecen someramente paralelas con una dirección general NNW-SSE. La Falla del cerro El Carbón hacia el sur se dobla al este y se va debilitando hasta resolverse y diluirse en una serie de repliegues que afectan a las tobas y niveles de calizas intercalados, de la Formación las Chilcas en el sector de Montenegro. Hacia el norte del cerro El Carbón la traza se puede seguir al otro lado del valle del rio Aconcagua (figura 49) en donde se calizas, totalmente una aprecia secuencia de recristalizadas, de la Formación Las Chilcas pinzadas entre dos bloqu s del batoiito de Panquehue. La Falla de la Giganta es mas espectacular (foto 12 y figura 22) ya que a lo largo del contacto se observan capas de calcáreas de la Formación Las Chilcas, las que por su plasticidad y menor competencia han originado un piegamiento espectacular, acentuado por la disposición subhorizontal a horizontal de la unidad en el resto del área. Al este del accidente principal y siempre en los sedimentos calcáreos, se observa el desarrollo de pequeñas fallas inversas de bajo ángulo subordinadas a la estructura principal (foto 30) . El Dominio Cordillerano.
Este dominio corresponde a todo el flanco occidental de la Cordillera Principal (figura 49) y representa un gran apilamiento tectónico compresivo marcado por un importante fallamiento inverso hacia el este de lo que podría considerarse el ala oriental del Sinciinorium Andino formado por las formaciones jurásico-cretácicas (formaciones Rio Damas y Tordillo, del Jurásico Superior; formaciones San José, Cristo Redentor y Pelambres del Cretácico Inferior; Formación Salamanca, del Cretácico Superior) equivalentes litoestratigráf icos de las unidades jurásico-cretácicas de los Dominios Central y Occidental, y por la Formación Farellones del Mioceno Medio a Superior, a la que acompañan un conjunto de cuerpos intrusivos a hipabisaies ligados estrechamente a esta unidad volcánica, y que se reconocen al oeste de la Zona de la Megafalla Pocuro. El limite oriental de este Dominio traspasa la frontera chileno-argentina ubicándose con seguridad en el frente oriental de
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Foto 31. Panorama hacia el sur desde la Laguna de El Toro mostrando una secuencia andesitica, probablemente el miembro superior de la Fm. Farellones, ai sur inmediato de los 33'- y afectada por un estilo de rampa de poco desplazamiento no mas de 150 m en la horizontal y
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oeste.
Las primeras afectan en general principalmente sólo a los niveles de rocas cretácicas, aún cuantío en ni caso ce las laclas inversas del Rio Alitre y del oeste de xa Laguna de El Pelado, de la Formación vergencia oeste, también aparece comprometida Farellones. Las estructuras de vergencia este corresponden a fallas inversas con desarrolle de rampas que afectan notoriamente a las 162
Foto 32. Panorama ai norte del. Hi o i'ocin, subiendo por el Rio de Los Tambil los hacia el vio colorado, .le observa claramente la estructura plegada de las de la Formación Pelambres, (compararvoicar.ociast.itas con figura .11 ¡ .
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Panorámica hacia el sur del Estero san José desde el pié del portezuelo Navarro mostrando el dispositivo estructural de las unidades mesozoicas. (Comparar con esquema explicativo de la figura 52). Foto 35.
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Fm. Pelambres
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Fm. San José
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Esquema explicativo estructural de la panorámica de la foto 35.
165
rocas ce la Formación Farellones (foto 25 y 31) aun cuando sin alterar mayormente sus relaciones de contacto, ai ser estructuras de coco desplazamiento. En la mitad norte de la Hoja, los pliegues más espectaculares se observan a lo largo de la franja vcicancclástica de la Formación Pelambres en la ladera norte del rio Rocin (foto 32 v figura 51), y en la parte sur, a lo largo del valle del Aconcagua (foto 33), y especialmente en el sector del Rio Juncal y esteros San José y monos de Agua (fotos 34 y 35 y figura 52) en donde la deformación compresiva hacia el este ha llegado a generar importantes franjas de deformación con desarrollo de pliegues y fallas inversas que marcan el inicio del frente de la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua (RAMOS, 199- ) . Sistemas de fallas
En toda la extension de las Hojas Quillota-Portillo, es posible bservar numerosas fallas de extensión generalmente subverticales a verticales y que muestran sistemas de orientación bien definidos (figura 49); estas fallas se pueden agrupa en:
Sistema de fallas NS-NNW Sistema de fallas NWN-NW Sistema de fallas NNE-NE Sistema de fallas NS-NNW:
Es el mis importante en cuanto a la importancia de las fallas de esta orientación y por ser las regionalmente más destacadas. este sistema de fallas aparece bien representado a en el Dominio Centraÿ, y también en el Dominio Cordillerano, sin rembargo el principal accidente corresponde a la zona de la Megafalla Pocuro que marca el 'limite entre el Dominio Central y el Dominio Cordillerano. La zona de la Megafalla Pocuro destaca como uno de los elementos mayores dentro de las Hojas Quiiiota- Portillo. Esta megafalla, cuya traza se puede seguir sin dificultad a lo largo de más de 3 grados de latitud (31° a 34°) constituye, sin duda el elemento más notable de las Hojas quillota-Portillo. A lo largo de su trazado se observa un sector de unos 5G0 a 2000 m de ancho que corresponde a la zona de la traza principal que se ubica al lado oriental de la zona de influencia de la Megafalla, hacia el oeste una serie de fallas menores subparalelas que se enraizan en la tarza principal (figura 49) definen un ancho cercano a unos 6000 m como máximo para esta zona de influencia. La Megafalla Pocuro corresponde a una zona de fallas extensivo y en f racturamiento intenso de rumbo con un esquema parte de f racturamiento intenso y complejo de la corteza, lo que se traduce en terreno en el desarrollo, al interior de la zona de fallas, de una serie de fallas menores de rumbo mas o menos paralelo al rumbo de la estructura mayor y fallas conjugadas debidas al reacomooamiento y equilibrio mecánico del material involucrado, lo ha producido zonas de rocas con un fuerte clivaje de fractura muy penetrativo, que oblitera la estratificación, como se puede apreciar en las cercanías de la ciudad de Los Andes, y sectores de roca fracturada como se aprecia a lo largo del valle inferior del Estero
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Chalaco, al norte inmediato del Resguardo Los Patos. También se observan en algunas sectoresde la zona de la fallas menores con relleno de saivar.da. In algunos casos, como en el portezuelo entre los valles de Alicahue y II Sobrante los espejos de falla (foto 36) son verticales, bien desarrollados y con estrias que buzan 80° a 85°.
También, a lo largo de su traza principal es posible observar zonas de alteración hidrotermal (foto 37) siempre orientadas siguiendo la traza de la falla y que contrastan con la roca de campo . En otros sectores a lo largo de ella, especialmente en Jahuel (al este de San Felipe) y mas al sur de los 33°, al interior de la localidad de Colina, la Falla Pocuro muestra actividad hidrotermal la que se traduce en la afloracion de aguas termales de baja temperatura, indicando asi que la zona de la Megafalla Pocuro constituye una zona de alta permeabilidad en donde aguas meteóricas son infiltradas hasta cierta profundidad para después resurgir a lo largo de la Falla Pocuro. Desde un punto de vista geofísico la Falla Pocuro muestra, una clara y estrecha asociación con la distribución de las anomalías gravimétricas de Bouguer (aire libre) lo cual sugiere que se trata de una estructura mayor de la corteza y que en profundidad compromete probablemente a gran parte de la corteza continental (figura 50) . Sistema de fallas NWN-NW En la parte norte de los dominios Costero y Central es posible observar este sistema, evidenciado por fallas normales, subparalelas entre si y de corto trayecto, las que, además, probablemente pueden tener una componente de rumbo de tipo sinistral, en algunos casos. Los planos de falla son generalmente verticales a subverticales, y no se presentan muy bien desarrollados, lo que dificulta observar la presencia de estrias de falla que pudieran confirmar el desplazamiento de rumbo. Sin embargo este sistema de fallas coincide bastante bien con la orientación general del Pilar de Panquehue el cual se explica muy bien con un sistema desplazaminetos según el rumbo con movimiento sinistral, lo que coincide bastante bien con lo propuesto para el área por Beck et al. (1990) quienes determinan de aciuerdo a los datos paleomagnéticos obtenidos en las rocas cretácicas de la Hoja Quillota, un desplazamiento rotacional en sentido horario de unos 15° para bloques corticales discretos y delimitados en el área. Sistema de fallas NNE-NE
Es un sistema de fallas que aparece mejor desarrollado en la parte sur del dominio occidental (figura 49) y también en la parte norte del Dominio Central en ambos casos, el bloque alzado es siempre el oriental, este conjunto de fallas es poco notable y aparece como fallas conjugadas asociadas a los otros dos sistemas.
168
Discordancias
Varias discordancias se observan entre los 32? y 33° 3, muchas de las cuales se conocen desde hace tiempo y han sido motivo de varios estudios. La discordancia entre
la formación La Ligua y La sobreyacente Formación Quebrada del Pobre .
Esta consiste esencialmente en una discordancia de erosión y levemente angular que se ubica en el contacto entre las formaciones La Ligua y Quebrada del Pobre (THOMAS, 1958) en el Dominio Costero. esta discordancia consiste en la transgresión de la base de la Formación Quebrada del Pebre (marina) sobre volcanitas de la Formación la Ligua. Unidades equivalentes de estas unidades, ubicadas mas al oeste (formaciones Pichidangui y Los Molles) muestran una continuidad absoluta y transición gradual entre ellas; por lo tanto esta discordancia más que tectónica correspondería a un probable cambio del nivel de base local acompañado de una transgresión generalizada, lo que implica un cambio paleográfico importante al pasar desde un amiente continental a un ambiente marino . La acordancia entre las unidades jurásicas (Formación Cerro Calera y Formación Horqueta) y la parte basal de la Formación lo Prado.
Se ubica en el limite entre el Dominio Costero y el Dominio Central. Las unidades jurásicas aparecen fuertemente replegadas (sic. SEPULVEDA, 1987) en tanto que la Formación Lo Prado aparece en disposición monoclinal encima, esto permite sospechar la existencia de una importante discordancia en la base de la Formación Lo Prado, aún cuando no ha sido posible su observación directa. Cabe hacer notar que al norte de los 31° la ausencia de los niveles de los Estratos de Pupio (=Formación Ajial) debajo de la base de la Formación Arqueros (Cretácico Inferior) , en la parte norte de la Hoja Illapel, ha inducido a RIVANO y SEPULVEDA (1991) a considerar la probable existencia de una importante discordancia hacia la base del Cretácico Inferiuor. También mas al norte, en la Hoja Vallenar, MOSCOSO et al (1982A) describen un contacto similar entre las lavas del Grupo Bandurrias (Neocomiano) y las sedimentitas de la Formación Canto del Agua (Triásico), reconociéndola además en varios sectores de la Hoja. En la Cordillera Principal, al norte de los 31°S, en el cuadrángulo El Maqui, MPODOZIS (1974); RIVANO (1975) y MPODOZIS y RIVANO (1976) y, más recientemente, MPODOZIS y CORNEJO (1986) han puesto en evidencia el contacto discordante entre las calizas básales del Neocomiano (Formación Rio Tascadero) y las sedimentitas Jurásicas (Formaciones Tres Cruces y Mostazal) Esta discordancia ha sido atribuida a una fase tectogenética denominada Fase Inf raneocomiana por MPODOZIS Y RIVANO (1976) la que se ubicarla en algún momento del Jurásico Superior alto (Kimmeridgiano-Titoniano? ) . En conclusión, es posible afirmar que si bien no hay evidencias directas de una Discordancia en la base de la Formación Lo Prado en la Hoja Quillota, y esto debido exclusivamente a la mala calidad de
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Fo t o 39. Panor á rn io cíe i a estr ucto r .: formación Fa reí ior:
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ios afloramientos y a que se hallan cubiertos por la vegetación y escombros de falda, existen bastantes argumentos a nivel regional lo suficientemente fuertes como para proponer la existencia de dicha discordancia y, como tal, nomologarla con la discordancia correspondiente a ia Fase Inf raneocomiana de la Cordillera Principal de Ova ile. La discordancia angular y de erosión en la bas3e de la Formación Salamanca (Cretácico Superior) .
Es especialmente visible en el cordón de cerros del Morro La Bandera y el cerro Vizcachas (limite norte de ia Hoja), en el Dominio Costero, alli se ven lavas subhorizontales asignadas a la Formación Salamanca (RIVANO y SEPULVEDA, 1991), que sobreyacen en neta discordancia angular a estratos jurásicos indiferenciados . Esta discordancia también seria visible, aún cuando en menor gradoen el Dominio Central en el sector del Valle de La Mostaza al sur de Alicahue. Alli se observa las volcarruditas básales de la Formación Salamanca (foto 20) dispuestas sobre las volcanitas de la formación Las Chilcas con una pequeña angularidad. La discordancia de la base de la Formación Farellones.
Esta discordancia,
conocida en los Andes de Chile Central
(7VCUIRRE, I960; VICENTE, 1970; AUBOUIN et ai., 1973; MUÑI ZAGA y VICENTE, 1982; MOSCOSO et al., 1982b; RIVANO et al., 1990), se aprecia claramente en los dominios Central (borde orietal) y
Cordillerano. Esta discordancia se caracteriza porque la base de la Formación Farellones se apoya sobre distintas unidades jurásicas y/o cretácicas . Asi en el sector de la laguna de El Pelado (foto 23) , en el limite nortede la hoja, la formación Farellones se apoya sobre la Formación Tordillo. En ei sector entre el Río Rocín, por el norte y el valle del Aconcagua por el sur, la discordancia es visible en numerosos sectores, siendo los mas espectaculares para su observación el valle del rio Colorado (fotos 38 y 39) y el sector del Estero La Cañada (foto 24) (MOSCOSO et al., 1982) afluente oriental del rio Colorado. En este sector la base de la Formación Farellones se apoya directamente sobre estratos volcanoclásticos de la Formación Pelambres. El contacto es netamente angular y de erosión revelando un profundo entallamiento y erosión de las unidades mas antiguas. En el Dominio Central la discordancia es claramente visible en el sector del Alto del Diablo, entre el estero Chalaco y el Estero Alicahue. Allí la base de la Formación Farellones, constituida por tobas e ignimbritas descansa en suave discordancia angular sobre volcanitas de la Formación Salamanca.
171
RECURSOS NATURALES
GEOLOGIA ECONOMICA INTRODUCCION
La minería metálica en el área de la Hoja Quillota-Portillo (32°-33° L.3.) está constituida principalmente por yacimientos cuya mena principal son cobre y cobre-oro. Además se reconocen asociaciones de esta mena con oro y/o plata y/o molibdeno y/o zinc y/o plomo. Menos frecuente son los yacimientos donde el oro es la mena principal. Los placeres auríferos son también poco frecuentes y se encuentran en las cercanias de Petorca y Putaendo y en valles próximos a la costa. Los yacimientos de fierro, son escasos y se encuentran en los distritos de cobre y oro definidos aqui. Algunos de estos tienen contenidos de oro y/o cobre importantes. La minería no metálica está constituida principalmente por yacimientos de carbonatos y subordinadamente por yacimientos de arcillas, caolin y baritina. Aisladamente se encuentran yacimientos de cuarzo, yeso, feldespato, combarbalita, azufre, diatomita y canteras de roca ornamental. La ubicación y características principales de todas las minas, yacimientos y prospectos detectados en esta área se encuentran en el anexo N° 1 que acompaña este texto y además han sido figuradas en un mapa de yacimientos anexo al mapa geológico. También se ha ubicado los yacimientos y minas en el mapa geológico en una trama color
gris
.
La fuente principal de información bibliográfica para este capitulo proviene de la recopilación hecha por MAGMA (1981), la cual fue revisada y contrastada con los datos de terreno durante el trabajo de mapeo; se han añadido además algunos puntos de interés y minas abandonadas no figuradas en dicha recopilación. YACIMIENTOS METALICOS
Los numerosos yacimientos (incluyendo minas y prospectos) catastrados en esta Hoja fueron agrupados regicnalmente en distritos establecidos aqui, principalmente en base a la edades de las rocas intrusivas, las cuales constituyen franjas de orientación general norte-sur con edades decrecientes hacia el este. Estos distritos se concentran especialmente al norte de Petorca y en la zona comprendida entre Cabildo - Putaendo. En lineas generales se observa qye están estrechamente ligados a sistemas estructurales de tendencias NNW y NNE, además de la característica zona de contacto entre las Formaciones Lo Prado (marino continental) y Veta Negra (volcanoclastica continental) inmediatamente al sur de Cabildo. Estos yacimientos son principalmente de cobre y secundariamente de oro. Generalmente contienen varias asociaciones de menas, siendo las más comunes: oro - cobre - plata ± plomo; cobre - plata y oro - plata. acompañan tungsteno y plomo, zinc Los minerales de frecuentemente a las menas de plata, cobre y molibdeno. Las minas de fierro son escasas y en algunos casos contienen subproductos de cobre y/o oro.
172
La morfología más común de estos yacimientos es vetiforme. También sor. estratiformes, bolsones, cuerpos irregulares, chimeneas de orecha, enrejado de vetillas ( "stockwork" ) y placeres. DISTRITOS RELACIONADOS INTRUSIVOS TRIASICOS.
CON
ROCAS
TRIASICAS
Y
CON
LA
FRANJA DE
Estos distritos se distribuyen a lo largo de la franja costera y cada uno de ellos está constituido por un reducido número de minas y placeres. Están asociados a rocas de las Formaciones Pichidangui y Ajial (Triásico-Jurásico Inf.) y a rocas intrusivas de la Unidad Puerto Oscuro (Jurásico Medio-Superior) de la Superunidad Mincha. Las minas son principalmente de oro y minoritariamente de cobre y fierro. DISTRITO QUILIMARI
Se ubica aproximadamente a 5 km. al nor-oeste de Quilimari. Está constituido por yacimientos auríferos vetiformes y placeres. Ambos están emplazados tanto en la Formación Pichidangui (volcánica-marina) triasica como en rocas intrusivas jurásicas de la Unidad Puerto Oscuro. Las vetas se ubican a lo largo de fracturas orientadas N 30°E y N 60°W, con inclinaciones subverticales, la potencia de ellas varia entre 0.5 a 18 m. No hay antecedentes de los La orientación general del distrito es NNW. los tenores en Au. placeres se ubican en la terraza actual del rio quilimari y quebradas afluentes; son claramente de origen proximal. la explotación de estos placeres ha sido siempre de carcter artesanal. DISTRITO CAJON DE LAS YEGUAS
Se ubica en las cercanías del Cajón Las Yeguas. Los yacimientos son vetiformes, la mena principal es oro y secundariamente oro - cobre. Están emplazados en rocas intrusivas de la Unidad Puerto Oscuro (dioritas) de edad Jurásico Medio Superior. Sobre este distrito no hay mayores antecedntes ya que las labores son pequeñas y se encuentran abandonadas y aterradas. Las vetas se emplazan a lo alrgo de fracturas aociadas a fallas menores. DISTRITO CERRO IMAN
Está ubicado al este del distrito anterior. Está constituido por yacimientos auríferos vetiformes poco estudiados y por un yacimiento de fierro estratiforme. Las minas auríferas están emplazadas en la zona de contacto entre las rocas intrusivas Jurásicas Medio a Superior de la Unidad Puerto Oscuro y rocas de las Formaciones Aÿiaÿ, Cerro Calera y/u Horqueta o en el intryusivo que las corta. Las vetas se ubican a lo largo de fracturas NS. El único yacimiento de fierro está emplazado en rocas volcanoclásticas afectadas por el intrusivo Jurásico por lo que se le supone un probable origen me ta somático - metamórfico.
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DISTRITO PLAC ILLA
Se encuentra en el sector de la localidad de Placilla y está constituido por un grupo yacimientos auriferos vetiformes con vetas de desarrollo paralelo y asociadas a una zona de alteración hidrotermal en la que destaca la presencia de caolinita. La roca ce caja son volcanitas y sedimentitas de la Formación Pichidar.gui, volcánica marina del Triásico y de la Formación Ajial, volcánica continental, Jurásica Inferior a Medio. La orientación general de las estructuras es N20°E. En este distrito actaulmente destaca el prospecto Pullalli (ex Maria Luisa) . Las leyes de Au históricas concoidas para este sctor varian entre 1 a 7 g/T con pntos que dieron valores de hasta 18 a 44 g/T. Las vetas tienen potencias de 0,6 a 2,6 m. El oro se encuentra en vetas de cuarzo. DISTRITO PUCHUNCAVI
Se ubica aproximadamente a 5 km. al este de Puchuncavi, corresponde a un distrito cuprifero con menas de cobre y cobre (plata - oro) . Los yacimientos son vetiformes y/o estratiformes relacionados. Existen yacimientos de forma irregular y vetillas que tienen un origen común con los de tipo vetiforme. Los minerales de mena son malaquita, tenorita, bornita, calcopirita y arsenopirita . La orientación general de las estructuras vetiformes es NW a N80° con inclinaciones entre 90° a 40°N. El cuerpo estratiforme tiene una actitud N45°E/5°a 12°E. Les vetas están emplazadas en la zona de contacto entre rocas met amórficas y rocas volcánicas continentales ambas atribuidas a la Formación Ajial Jurásico Inferior a Medio. En general, las vetas presentan corridas de 100m de largo por unos máximos de 20 a 24m de ancho las profundidades de algunas labores llegan hasta 15m. Las leyes históricas concoidas de Cu varian entre 0,15 a 7%; las de Agpueden llegar hasta 65 g/T y las de Au no sobrepasan los 2 g/T. DISTRITO QUILLOTA
Se encuentra en las cercanías de Quillota. Los yacimientos son tipo vetiforme, a partir de los cuales se han originado, por erosión de las vetas, placeres proximales a no mas de 1 a 3 Km de las vetas madres . Las menas son oro y oro - cobre. En los yacimientos vetiformes ocurre pirita aurífera y calcosina. La orientación de las estructuras es NW. En el único placer visitado, el manto aurífero tiene una extensión visible aproximada de 40 m, desconociéndose su orientación. Todos estos depósitos están emplazados en rocas metamórficas atribuidas a la Formación Ajial (Jurásico Medio Superior). Los contenidos de Au en vetas varian entre 1,5 a 18 g/T en vetas que tienen corridas de mas de 90m con esepsores de 3 a 10cm.
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DISTRITOS ASOCIADOS A LA FRANJA DE INTRUSIVOS CRETACICOS.
Estos distritos son predominantes cupriferos, secundariamente polimetalicos y minoritariamente auríferos. Las asociaciones de menas factibles de encontrar son: cobre - oro - plata ± zinc; cobre (tungsteno) - plata; cobre - plomo - oro ± Zinc; plata - oro y cobre - Zinc. En general los yacimientos son vetiformes y estratiformes. También se encuentran bolsones, cuerpos irregulares, chimeneas de brecha y enrejados de vetillas o "stockworks "y placeres. Todos estos yacimientos se emplazan en rocas estratificadas e intrusivas del Cretácico Inferior. Especif icamente los yacimientos polimetálicos y auriferos se emplazan en rocas volcanoclásticas de origen continental - lagunar asignadas a la Formación Las Chilcas. Los yacimientos de cobre se emplazan preferentemente en rocas volcanoclásticas continentales pertenecientes a la Formación Veta Negra y a rocas marino - volcánico de la Formación Lo Prado. DISTRITO TILAMA
Se ubica inmediatamente al noroeste de Tilama. Las menas son cobre y oro - cobre. Los minerales de mena son óxidos de cobre (crisocola, tenorita, cuprita, malaquita); sulfúros de cobre (oornita, calcopirita); almagrado y oro visible. Todos ellos se encuentran normalmente diseminados. Los yacimientos se emplazan en zonas de metamorfismo de contacto que se produce entre rocas volcanoclásticas continentales asignadas al miembro Ocoa de la Formación Veta Negra y rocas marino - volcánico de la Formción Lo Prado, con el intrusivo granodioritico asignado a la unidad Chalinga. En general los yacimientos tipo skarn son comunes en este distrito. La forma de estos yacimientos es estratiforme, aunque constituyen irregulares y cuerpos también bolsones. Minoritariamente son vetiformes. En general los cuerpos de mena tienen entre 70 a 100 m de corrida y 2 a 10 m de potencia. Están orientados preferentemente al noreste (N5° - 55°E) y en menor proporción al nor-oeste (N35° 50°W) . Los buzamientos varían entre 45° a 70°. Al este del distrito entre Co. Potrero Alto t Co. Bayo aparecen algunos yacimientos de cobre y cobre - plata. Los minerales de cobre son crisocola, atacamita, malaquita, azurita, bornita, calcosina y calcopirita. Los antecedentes de la mena de plata están en relación a la ley de mineral escogido (130 gr Ag/t) de la mina La Sufrida. Respecto a la ley de cobre, en mineral escogido se detectó en la mina Corral del Peñón 6 a 10% CuT. Los yacimientos son vetiformes y están emplazados en lavas porfiricas audesiticas asignadas al Miembro Ocoa de la Formación Veta Negra. mineralización La está por controlada de sistemas f racturamientos de rumbo N10° a 35°W y N25° a 40°E, con inclinaciones variables entre subvertical a 45°. Las dimensiones del las vetas son aproximadamente 120m de corrida y 6 m de potencia. Aproximadamente a 3 km al sur-este de Tilama dentro de este distrito se encuentran unos yacimientos vetiformes y estratiformes cuya mena principal es oro y oro-cobre. Entre los minerales de cobre se encuentra calcopirita, bornita y crisocola. La actitud de
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las vetas es N40°W/62°SW y la del cuerpo estratiforme es N80°W/35°S. Estos yacimientos se emplazan en rocas andesiticas del Miembro Ccoa de la Fm. Veta Negra y en la zona de metamorfismo de contacto producida por granodioritas de la Unidad Chalinga. DISTRITO CAMISA
El distrito se ubica en el limite norte de la Hoja Quillota, y es la continuación al sur de los 323 del distrito homonimo de la Hoja Illapel (RIVANO y SEPULVEDA, 1991) Se trata de un conjunto de yacimientos vetiformes con algunos estratiformes asociados que se han emplazado a lo largo de fracturas claramnete subordinadas a las direcciones de f racturamiento regionales, la mena principal es cobre acompañado de oro y en algunos yacimentos al sur del distrito la mena principal es oro. la roca de caja corresponde alas volcanitas de la Formación Las Chilcas y en menor proporción se encuentran minas instaladas en granitoides de la Unidad Chalinga (Crteácico)o en la zona de contacto con las volcanitas cretácicas. Las vetas presentan direcciones desde N20°E hasta N60°W con un claro predominio de las orientaciones NW; el manteo es gteneralmente uno 60°SW a 90°. Los yacimientos estratiformes presentan una orientación general NS/30°E. Los antecedentes disponibles indican corridas desde 12 a 600m con potencia de veta desde 0,45 a 3, 60m y profundidad de mas de 200m. La mineralización consiste en sulfuros (calcopirita- [bornita] -pirita) con algún grado de enriquecimiento secundario en algunos casos (Calcosina) y óxidos en la parte superior de las vetas. Las leyes de Cu alcanzan a veces hasta 4%. Los yaciminetos auríferos de este distrito 'presentan una asociaión de Cu-Ag-Au o Cu-Au. Los margenes históricos de estos minerales varian entre: Cu hasta 6%; Ag hasta 50 g/T5; Au hasta 5 g/T.
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DISTRITO EL BRONCE
Este distrito se ubica entre el sector del Mo Quemado, por el norte y Petorca por el sur. Las menas mas importantes son cobre-oro -plata- (zinc) ; cobre-plata-tungsteno; oro-cobre y cobre. Los principales de mena de cobre son: malaquita, cuprita, calcosina, calcopirita y bornita. En general se encuentran diseminados en venillas. Los minerales de ganga comunmente son: baritina que, hematita, especularita , cuarzo y calcita. Los yacimientos de este distrito están emplazados en rocas volcanoclásticas continentales a lagunares asignadas a la Formación Las Chilcas, en una zona de debilidad estructural y en zonas de metamorfismo de contacto producidas por algunas intrusiones de granodiovita (Unidad Chalinga) a las que se asocian zonas de
alteración hidrotermal. Los yacimientos en general son vetiformes y minoritariamente constituyen bolsones o cuerpos irregulares.. Los minerales de mena mas frecuentes son atacamita, malaquita, crisocola, calcosina, bornita, calcopirita, galena y oro. Entre los minerales de ganga se encuentra la especularita y cuarzo. En general la mineralización se encuentra en zonas de intensa fracturación y específicamente, la mineralización de sulfuros está esencialmente diseminada en la roca de caja. Las leyes de mineral escogido detectadas son 5% CuT, 2 grAu/t y 40 grAg/t. La actitud de las vetas es en general NS-60°W/70°SW y N25°-
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70°E/65°-80°W. . Tienen entre 15 a 1200 m. de corrida, 1 a 3,5m de potencia . Se detectan leyes del orden de 11 gr Au/t, y 3.8% CuT en mineral escogido. En este distrito destaca el yacimmeto aurífero de El Bronce de Petorca. DISTRITO CHINCOLCO
Se ubica entre Petorca y Chincolco; corresponde a un grupo de yacimientos vetiformes cuya mena principal es cobre y cobre-oro se encuentran asociados a unz zona de alteración hidrotermal, las orientaciones de las vetas son según N45oW/90o-80oE, N5o-15oW/90o75oE y N20o-30oE/65oE-50oW. Estas vetas se emplazan en rocas de la Formación Las Chuicas. DISTRITO FIERRO VIEJO
Está aproximadamente a 6 km. al suroeste, en linea recta, de Petorca. Está constiuido por minas de cobre y placeres de oro. Estos últimos se encuentran a 1 - 2 km. al oeste de las minas de
cobre .
Los yacimientos de cobre son vetiformes y están orientados principalmente N 35° a 42° W y secundariamente N 25° E. Los buzamientos varian entre 68° a 80°. Los minerales de mena son: malaquita, tenorita, bornita, calcopirita, pirita aurífera y oro libre. Las leyes detectadas de mineral escogido son: 14% CuT v 20 grAu/t. En este distrito la roca de caja son andesitas porfídicas del Mienbro Ocoa de la Formación Veta Negra (cretácico inferior) . Estas rocas han sido afectadas por sistemas estructurales principales noroeste y secundarios noreste, es decir paralelos a las vetas. DISTRITO LA MIEL
Se encuentra aproximadamente a 5 km. en linea recta al sur de Petorca. Aqui afloran principalmente rocas volcanoclásticas de la Formación Las Chilcas, algunas apófisis de rocas intrusivas granodioriticas de la unidad Chalinga y zonas de alteración
hidrotermal . Las menas son principalmente cobre y cobre - plata - oro. & minerales de cobre son: malaquita, crisocola, bornita, calcopirita, calcosina y neodiaenita. Los minerales de ganga son generalmente cuarzo, hematita, limonita, especularita, calcita y jarosita. Los depósitos son vetiformes y están emplazados en rocas de la Formación Las Chilcas. La orientación predominante es N25°W a N40°E. Los buzamientos varian entre 65° y 80°. La potencia de las vetas es variable entre 0,1 a 3 m. La corrida promedio es de 100 m. alcanzando hasta 500 m. La profundidad máxima es de 250 m. Las leyes medias son del orden de 2 a 3% CuT, 35 grAg/t y 0,5 - 1,5 grAu/t.
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DISTRITO EL MANZANO
Está ubicado aproximadamente a 12 km. al sureste en linea recta de San Lorenzo. Los yacimientos son vetiformes de cobre y cobre - (plata) y se emplazan, al igual que en el distrito anterior en rocas volcanoclásticas de la Formación Las Chilcas. En las cercanías, aflora una zona de alteración hidrotermal. Las fallas del distrito son predominantes N10° a 55°W/65°NE, las que a su vez controlan los depósitos de mena. Las vetas están orientadas al nor-este y menor norte-sur con inclinaciones de 65° a 55°E, tienen una potencia variable entre 0,7 a 1,5 m. Se desconoce su corrida. Los minerales de cobre son: malaquita, azurita, tenorita, chalcantita y calcopirita. Entre los minerales de ganga se encuentra el cuarzo y la calcita. DISTRITO CABILDO
Es uno de los distritos con mayor actividad. Se ubica inmediatamente el sur de Cabildo y se extiende hasta el yacimiento El Cobre de Melón por el sur. En este distrito los yacimientos son principalmente estratiformes y minoritariamente vetiformes, cuerpos irregulares y bolsones. Se emplazan esencialmente en la zona de contacto entre las andesita porfiricas del Miembro Ocoa de la Formación Veta Negra y las calizas y rocas volcanoclásticas de la Formación Lo Prado, asi como tamrién en cada una de estas formaciones. En el extremo norte de este distrito afloran stocks de granodiorita - diorita cuarcifera que generan aureolas de metamorfismo de contacto, en las cuales se emplazan algunos yacimientos. En el intrusivo mismo ocurre el único yacimiento de oro - cobre del distrito. Este corresponde a una veta de 300 m. de corrida, orientado N25°E con un buzamientode 50°W. La potencia varia entre 0,4 a 3,5 m. con leyes de mineral escogido de 8 Au g/T; 8 % Cu y 25 Ag g/T. El resto de los yacimientos y prospectos tienen mena de cobre, y su minerologia consiste en malaquita, azurita, chalcantita, crisocola, calcopirita, bornita, calcosina, digenita, covelina. Además se detectó pirrotina y saflorita, que podrían presentar contenidos de niquel y cobalto. Todos estos minerales se distribuyen en forma diseminada masiva, nodulos, relleno de brecha y en guias venillas. Entre la mineralización de ganga se encuentra granate, limonita, clorita, calcita y especularita . Los depósitos tienen una orientación NS a NW, que corresponde a el sistema de f racturamiento regional, salvo escasas excepciones los manteos de los cuerpos estratiformes varian entre 20° a 40°NE y en las vetas entre 75°NE a verticales. En general tienen una corrida entre 20 a 470 m. con una potencia que alcanza hasta los 70 m. La profundidad máxima explotada es de 250 m. Los tenores de cobre detectados en este distrito varían entre 1,5 a 8% Cu en mineral escogido. Yaciminetos iumportantes de este distrito son El Sauce, Los Maquis, La Comuna, La Patagua, El Soldado, Veta del Agua, etc.
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DISTRITO EL CERRADO
Se ubica aproximadamente a 10 km al sur, en linea recta, de San Lorenzo. Los yacimientos de este distrito están emplazados en lavas Miembro la del de Fm.Veta Ocoa porfiricas andesiticas Negra (Cretácico Inferior). En el sector sur-este del distrito, afloran apófisis del intrusivo granodioritico-dioritico cuarcifero asignado a la unidad Chalinga. Una mina esta emplazada en la aureola de metamorfismo de contacto generada por estas apófisis. El sistema estructural regional predominante es nor-oeste y La circulación los fluidos secundariamente de nor-este. mineralizados v posterior depositación de estos, se encuentran estrechamente relacionados con el sistema estructural nor-oeste generando yacimientos del tipo vetiforme, muchos de los cuales se encuentran en la traza de estas fallas, que alcanzan 8 km de corrida y 10 m de espesor. En general los depósitos vetiformes tienen potencias de hasta 8 m, con una corrida máxima de hasta 1300 m y buzamientos del orden de 45° W.La mena es principalmente cobre y secundariamente cobreoro-plata. La mineralogía de mena es malaquita, tenorita, bornita, calcopirita, (chalcantita, brocantita) y galena. Además se detectó arsenopirita . Entre los minerales de ganga se encuentran calcita, limonita, hematita y blenda. Uno de los yacimientos mas notavbles de este distrito es el de El Cerrado. DISTRITO CERRO NEGRO
En este distrito, cuyo nombre deriva de su yacimiento mas importante, los yacimientos se emplazan en rocas volcanoclásticas de la Fm. Las Chilcas (Cretácico Inferior) las que están afectadas por un sistema estructural predominante N5°-20°W. La mena principal es cobre y minoritariamente cobre-plata(tungsteno) . Los yacimientos son estratiformes y vetiformes, predominando éstos últimos hacia el sector norte del distrito. La actitud de los cuerpos estratiformes varia entre NS a 67°W/90° a 50°W. Las vetas orientadas hacia el este son escasas. DISTRITO PUTAENDO
Se ubica inmediatamente al oeste de Putaendo. Las menas son cobre y cobre (tungsteno) -plata . Los yacimientos son vetiformes y están emplazados, al igual que el distrito anterior, en rocas volcanoclásticas de la Fm. Las Chilcas y en el intrusivo monzonitico asignado a la unidad Quebrada Herrera. El sistema estructural predominante del área es nor-oeste y norte-sur, que corresponden también a la orientación de los cuerpos de mena. La mineralización es similar a la del distrito Cerro Negro, caracterizándose por un enriquecimiento secundario superficial de óxidos con espesores de 5 a 15 m y una mineralización primaria de sulfuros entre los que predominan calcopirita y bornita con un tenor menor de calcosina.
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DISTRITO EL BOSQUIAL
Se encuentra aproximadamente a 2 km al nor-este de Nilhue y está constituido por menas de cobre y cobre (tungsteno) -plata . Geológicamente este distrito se caracteriza por una estructura principal ñor-oeste, que cruza un nivel de calizas y volcanoclastitas andesiticas de la Formación Las Cniicas y apófisis granodioriticos {Unidad Chalinga; . Estas últimas generan aureolas de metamorfismo de contacto con las rocas estratificadas. Los yacimientos son estratiformes y vetiformes .La orientación de los cuerpos estratoligados son hacia el nor-este con inclinaciones entre 15° a 20°E, en cambio las vetas tienen orientación NW con inclinaciones subverticales
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DISTRITO CATEMU
Se ubica aproximadamente a 6 km al nor-este de Nilhue y está constituido por yacimientos de cobre siendo predominante los de tipo vetifirme hacia el norte del distrito en tanto que los de tipo estratiformes se ubican mayoritariamente en el sectror sur. los yacimientos están emplazados en lavas porfídicas de composición andesiticas del miembro Ocoa de la Fm. Veta Negra las que sirven de huésped a los cuerpos estratiformes. El rumbo de los cuerpos vetiformes fluctúa entre N10°E a N20°W y los buzamientos son en general subverticales y hacia el oeste. Las orientaciones de los vetiformes es similar, es decir, entre NNE a NNW pero con inclinaciones entre 20° a 35°E. Los minerales de mena principales son malaquita en la zona superior de enriquecimiento secundario y bornita en la zona primaria con calcosina y calcopirita subordinados. La potencia de las vetas puede alcanzar hasta 8m en algunos yacimientos. DISTRITO HIJUELAS
Se encuentra aproximadamente a 10 km al oeste-noroeste de Llaillay. Los yacimientos son vetiformes y constituyen generalmente grupos de vetas. También se presentan como cuerpos estratiformes, olsones y cuerpos irregulares. La mena es de cobre y está distribuida principalmente en venillas y secundariamente diseminada y rellenando espacios abiertos. La mineralogía de mena consiste en óxidos de cobre entre ellos malaquita, y en súlfuros de cobre donde el principal es calcopirita. En menores proporciones ocurre calcosina, covelina y bornita. Entre los minerales de ganga se encuentra la especularita . Los cuerpos de mena están orientados preferentemente al oeste (N10° a 42°W) y escasamente al este (N10° a 15°E) Las vetas tienen inclinaciones subverticales y los cuerpos estratiformes buzan 20°E y W. En general los cuerpos de mena alcanzan una corrida de hasta 1000 m, y una potencia de 1,5 m. Están emplazados en el miembro Ocoa de la Fm. Veta Negra, al igual que los dos últimos distritos. El esquema estructural predominante en esta área es N20° a 30°E.
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DISTRITO EL SAUCE
Este distrito corresponde a un grupo de minas entre las que se ubica el yaimiento de El Sauce en el sector de la bajada de la cuesta Las Chilcas hacia Llayllay. Los yacimentos de este distrito se ubican a lo lagro de vatas que se distribuyen en la zona ce contacto entre las plutoniotas de la unidad Chalinga y los niveles conglomerádicos de La formación Las Chilcas, los que han sido metamorf izados y en parte fallados contra el intrusivo. El yacimineto de El Sauce es estratiforme y corresponde a un yacimiento de origen metamórfico, su minerales principlaes son hematita, pirita, arsenopirita, blenda, calcopirita, bornita y calcosina, los otros yacimientos corresponde a vetas eplazadas en la zona de contacto y en el intrusivo; las orientaciones predominantes son N50°-70oW/90°-75c'S . Los mienrales de ,mena principales son Bornita y Calcopirita con escasas zonas de enriquecimiento secundario. DISTRITO VICHICULEN
Se encuentra aproximadamente a 3 km al sur de Llaillay, y esta constituido por un grupo algo disperso de minas de cobre emplazadas en lavas porfirices andesiticas del Miembro Ocoa de la Fm. Veta
Negra
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Yacimientos a 58°W e
son vetiformes e irregulares con orientaciones Tienen una inclinaciones entre 45° a 60°W. corrida de hasta 300 m y la potencia de cada veta varia entre 0,5 a 3,0 m. En general cada yacimiento consiste en un grupo de vetas. La calcopirita es el mineral de mena más común. Las leyes varian entre 1% a 1,97%Cut. Entre los minerales de ganga más común esta el cuarzo y calcita.
Los entre N10
DISTRITO LA CAMPANA
Se encuentra aproximadamente a 6 km al nor-este de Olmué . Esta constituido por yacimientos estratiformes emplazados en la zona de skarn producido entre rocas de la Fm. Lo Prado y rocas dioriticas y granodioriticas de las unidades Campana y Chalinga respectivamente. Las menas son cobre-oro; cobre; cobre-oro-zinc- (plata) . La mineralogía de mena consiste en calcopirita, enargita, magnetita, discrasita, oro y galena. Además de arsenopirita y pirrotíta. Entre ios minerales de ganga se encuentra la blenda, marcasita, especularita, hematita y cuarzo. Estos cuerpos estratiformes tienen una corrida variable entre 70 a 500 m y potencias desde algo más de 1 m a 20 m máximos. Están orientados NS a N50°W con un buzamiento de 50°E. Las leyes medias recopiladas en mineral escogido son; 2 a 6 gr Au/ t; 90 a 400 gr Ag / t, 15 a 25% Zn; 1 a 2% CuT (excepcional 6%
CuT)
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DISTRITOS ASOCIADOS A LA FRANJA DE INTRUSIVOS DEL CRETACICO SUPERIOR -PALEOGENO
los yacimientos asociados a esta franja de intrusivos son esencialmente de tipo vetiforme y primarios, los escasos yacimientos de tipo estratiforme están siempre ligados a alguna veta, existen también yacvimientos de tipo irregular, chimeneas de brecha y algunos placeres auríferos regoliticos. En general están asociados al o cerca del contacto de rocas pertenecientes a las formaciones Las Chilcas (Cretácico Inferior) y/o Salamanca (Cretácico Superior) con pórfidos andesito-dioriticos de la unidad San Lorenzo (Cretácico Superior - Paleoceno) . A lo largo de esta franja intrusiva y probablemente asociada a ella se reconoce desde el norte de Combarbalá, (San Marcos), y pasando por Salamanca, una faja de alteración que se distingue por una alteración pervasiva marcada por la presencia de alunita, natroalunita, ¡caolinita y otros minerales arcillosos que han originado una roca especial conocida localm, ente como Combarablita; es probable que la mineralización mas importante de la zona pudiere estar también relacionada a dicha alteración. DISTRITO LA CALDERA.
Está constituido por yacimientos vetiformes de cobre, los que están orientados según N20° a 30°E y N5° a 30°W con buzamientos de 55°SW a 90°. Tiene una corrida variable entre 10 a 15 m y potencias variables entre 1,3 a 2,0 m. Las profundidades explotadas alcanzan hasta 40 m. El mineral de mena mas importante es calcopirita y entre los minerales de ganga se encuentran cuarzo y calcita. Las leyes detectadas en mineral escogido son del orden de 1,2% de CuT. Estos depósitos se encuentran asociados a lavas andesiticas y daciticas asignadas a la Formación Salamanca (Senoniano-Paleoceno?) , a zonas de alteración hidrotermal y a sistemas estructurales de orientación general noreste y noroeste. DISTRITO PEDERNAL
Se encuentra aproximadamente a 12 km. al NNE de Chincolco. Está conformado esencialmente por yacimientos vetiformes los que generalmente constituyen grupos de vetas y en menor proporción por yacimientos irregulares y chimeneas de brecha. Estos yacimientos se emplazan en rocas volcanoclásticas de la formación la Formación Las Chilcas (Cretácico Inferior) y en pórfidos andesiticos de la Unidad San Lorenzo (Cretácico SuperiorPaleoceno) . El sistema estructural predominante en este distrito es
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nor-este La mena principal es cobre y escasamente cobre (tungsteno) + plata. Los minerales de cobre son predominantemente del tipo tetraherdritay y (calcopirita, calcosina, sulfuros bornita minoritariamente óxidos (malaquita, atacamita ycrisocola) Entre los minerales de ganga se encuentra cuarzo, calcita y hematita. Generalmente se reconocen manifestaciones aisladas de mineralización en areas de 1000 * 300 m2 . Los cuerpos vetiformes están controlados por el sistema estuctural nor-este (N 15° a 45° E) y escasamente se encuentran orientadas este-oeste. Los buzamientos comúnmente son subverticales
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(78° a 90°). Tienen una corrida variable entre 50 a 800 m., con potencias que alcanzan hasta 5 m. Las leyes detectadas en mineral escogido son: 1,3 a 2% CuT (excepcional 7% CuT) y 55 a 100 grAg/t. DISTRITO
MINILLAS
Se ubica aproximadamente a 10 km. al norte de Putaendo. Está constituido por yacimientos vetiformes, estratiformes y placeres regoliticos . Los yacimientos están emplazados en rocas volcanoclásticas de la Formación Las Chilcas (Cretácico Inferior) , las que a su vez están instruidas por pórfidos andesiticos de la Unidad San Lorenzo (Cretácico Superior - Paleoceno) . Los placeres auríferos se encuentran en regolito y bastante cercanos a los yacimientos (0,5 a 2 km. aproximadamente) . El sistema estructural en este distrito es complejo con tendencias predominantes nor-este y nor-oeste. Las menas son oro, cobre, cobre + plata y cobre + plata + oro. Los cuerpos vetiformes tienen un amplio rango de orientación (N 40° W a N 70° E) con inclinaciones entre 60° a 80° principalmente al norte. Los cuerpos estratiformes, en general tienen rumbos norte-sur con buzamientos subhorizontales . DISTRITO LAS BARRANCAS
Está aproximadamente a 6 km. al sur de Putaendo. Las menas son cobre y cobre (tungsteno) - plata. Los cuerpos de mena son vetiformes y están emplazados, al igual que en el distrito anterior, en rocas volcanoclásticas de la Formación Las Chilcas. El rumbo de las vetas es principalmente nor-oeste (N 40° a 60° W) y escasamente nor-este (N 20° E) . Las inclinaciones son entre 75° N a 90°. DISTRITOS ASOCIADOS A LA FRANJA DE INTRUSIVOS NEOGENOS Y A LA ZONA DE LA MEGAFALLA POCURO
En estos distritos las menas son oro, ; oro + cobre; cobre; cobre + oro + plata + zinc. Los yacimientos son del tipo vetifcrme, estratiforme, irregular y stockwork. Se emplazan preferentemente en rocas de las Formaciones Salamanca (¿Senoniano - Paleoceno?) y Los Pelambres (Neocomiano - Turoniano?) las que están intruidas por pórfidos miocenos cuarzo feldespáticos y daciticos, asignados a las Unidades Portezuelo del Azufre y Tambillos respectivamente. DISTRITO TRANQUILLA
Este distrito corresponde a una gran área en donde aparecen varias zonas de alteración hidrotermal muy extensas que se desarrollan desde mas la norte del limite de "las hojas QuillotaPortillo hasta cerca del valle del Rio del Sobrante por el sur y que han dado origen a una toponimia muy descriptiva del área (Lomas Amarillas, Cerro Las Minas, Quebrada pedernal, etc.) . Es una zona de dificil acceso y que se ubica a lo largo de las trazas de la Zona de 183
la Megafalla Pocuro. Se caracteriza por presentar zonas de alteración mas o menos intensas (marcadas en el mapa geológico) . Estas zonas mas marcadsa presentan en superficie fuerte silicificación y hematitización, observándose en algunos sectores "boxwcrks" que indican lixiviación de minerales sulfurados. En otros de esta zona, sectores se ha descrito fuentes de salida desintresiliceos , indicativas de un nivel muy alto (superficial) del sistema hidrotermal, tanto hacia el sur, norte, este y oeste de esta zona de alteraciones hidrotermales existen pequeñas evidencias superficiales de mineralización indicativas de una probable anomalía interesante en dicho sector, estas zonas de alteración hidrotermal se ubican en rocas pertenecientes a la Formación Salamnca y que han sido intruidas por plutones de la Unidad Fredes (Paleoceno-Eoceno) lo que ha dao origen a una gran variedad de tipos de rocas metamórficas de contacto, volcanitas, plutonitas y variedades de origen metasomático .
DISTRITO EL SOBRANTE
Se encuentra aproximadamente a 21 km al este de Chincolco y está constituidos por yacimientos vetiformes cuyas menas son oro; cobre. Estos yacimientos se encuentran asociados a lavas andesiticas y daciticas asignadas a la Formación Salamanca (¿SenonianoPaloceno?), a pórfidos cuarzo-f eldespático de la Unidad Portezuelo de Azufre (Mioceno) y zonas de alteración hidrotermal. Asi como también al sistema estructural predominante de tendencia general
norte-sur
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DISTRITO RISCO DEL DIABLO
Se ubica aproximadamente a 20 km al sur-este del pueblo Chincolco. La mena principal es oro y secundariamente se presenta cobre + oro + plata; cobre + (oro) . Los yacimientos se emplazan predominantemente en las apófisis de los pórfidos cuarzo-feldespático asignados a la Unidad Portezuelo del Azufre (Mioceno) . Los cuerpos de mena son vetiformes y están asociados preferentemente al sistema estructural nor-este (N15° a 20°E) con una inclinación general de 80°W. DISTRITO VIZCACHAS
Se encuentra aproximadamente a 35 km al nore-este de Putaendo. Las menas son cobre + molibdeno + oro y plomo + zinc + plata. Los cuerpos de mena (veta y stockworks) están asociados a rocas volcánicas andesiticas marinas asignadas a la Formación Los Pelambres (Neocomiano-Turoniano?) y a rocas volcánicas andesiticas y daciticas continentales asignadas a la Formación Salamanca. El sistema estructural predominante en este distrito es norte-sur.
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DISTRITO ROCÍN
Se ubica aproximadamente a 25 km al norte-este de Putaendo. Las menas son cobre y cobre + plata. Al igual que en el distrito anterior los yacimientos están emplazados en rocas asignadas a las Formaciones Los Pelambres y Salamanca . Los cuerpos de mena de cobre sen vetiformes y están orientados NS a N45c E con inclinaciones subverticales . Los cuerpos de mena cobre + plata son estratiformes y están orientados N70°E a EW con buzamiento 0 30°N. DISTRITO PIMENTON
Se ubica aproximadamente a 4 km al SSE del Cerro Pimentón. constituido por prospectos de oro + cobre, los que se encuentran asociados a rocas de la Formación Los Pelambres (Neocomiano-Turoniano?) y a un complejo sistema estructural. Además aflora en este distrito una zona de alteración
Está
hidrotermal y apófisis de pórfidos cuarzo feldespático miocéncicos, asignados a la Unidad Portezuelo del Azufre. DISTRITO JAHUEL
Se ubica aproximadamente a unos 12 Km al este de la localidad de putaendo en el sector de Alto Jahue. está constituido por cuerpos vetiformes principalmente a los que se asocian cuerpos mineralizados estratiformes, la mena principal es cobre, sin indicaciones de otros minerales metálicos, estos yaciminetos se emplazan en rocas volcanoclásticas de la formación Las Chilcas y a lo largo de sistemas de fallas de orientación NS a N25°W (rumbo predominante en las vetas) y N60° a 75°E que forman parte del sistema de fallas de la Megafalla Pocuro. Una zona de alteración hidrotermal limitada a la zona de fallas se encuentra asociada a estos tacimientos. Los rumbos de las vetas y cuerpos estratiformes son coincidentes con las orientaciones ya indicadas y con inclinaciones de 60n a 80° ai norte o sur y de 25° a 59° al W y S para los estratiformes. DISTRITO EL ARPA
Se encuentran aproximadamente a 6 km al sur-oeste del sector Las Lagunitas.
Está constituido por yacimientos de cobre y un yacimiento de fierro y caolin (estratiforme N30° W/O), los cuales están asociados a rocas andesíticas y dacíticas de la Formación Salamanca (¿Senomiano-Paleoceno?) y a pórfidos dacíticos asignados a la Unidad Tambillos (Mioceno) . DISTRITO CRISTOBAL COLÓN
Se ubica aproximadamente a 3 km al sur-este de la localidad de Rio Blanco. Las menas son cobre-plata. Los yacimientos son vetiformes, cuerpos irregulares y zonas de alteración hidrotermal. Las vetas están orientadas NS a N 15° W con ouzamientos de 65°W. Están emplazados en rocas asignadas a la Formación Los
185
Pelambres (Neoccmiano-Turoniano? )
.
YACIMIENTOS NO METALICOS
Entre los yacimientos no metálicos que nan estado o estén en explotación los de mayor importancia económica son las calizas. Además en esta Hoja se reconocieron yacimientos de yeso, cuarzofeldespato, arcillas, caolin, combarbalita, baritina, diatomita, azufre y rocas ornamentales. La forma más común en que se presentan estos yacimientos es estratiformes. Los más representativos de este tipo de yacimiento son los yacimientos de calizas, yeso, marmol, diatomitas y arcilla. Otra forma importante en estos tipos de yacimientos son los bolsones y cuerpos irregulares, que típicamente se observan en los grandes desarrollos de cuarzo, feldespato y caolin. Los yacimientos vetiformes son los menos comunes en los nometálicos, y en esta forma solo se encuentran la baritina y algunos yacimientos de caolin. A las rocas de utilidad ornamental se les considera como cuerpos masivos. CALIZA
Los principales yacimientos de caliza en el Dominio Costero y Central corresponden a intercalaciones calcáreas que se ubican en las unidades del Jurásico Medio a Crétacico Inferior (Formación Ajial, Cerro Calera, Horqueta, Lo Prado y en los niveles calcaréos de la Formación Las Chilcas) . El el Dominio Cordillerano ios yaciminetos de caliza corresponden a los niveles superiores de la Formación San José (Titoniano-Neocomiano) aparecen entre el Portezuelo Navarro y el limite sur de la hoja. Los niveles calcáreos que se explotan en la actualidad corresponden a los niveles intercalados en la Formación Horqueta (Mina Cerro Navio) y niveles calcáreos, en parte recristalizados que pertenecen a la Formación Lo Prado (sector de Tilama-Cuesta La Grupa) . Estos niveles en general consisten en calcarenitas en parte recristalizadas . Las calizas de la Formación Las Chilcas, especialmente en el sector vecino a San Felipe y en el sector de Nilhue (quebradad El Bosquial) muestran evidencias de haber sido explotadas anteriormente, del mismo modo ocurre igual con las calizas de la Formación San José, las que constituyen sin duda las mayores reservas del recurso en las Hojas Quillota-Portillo. YESO
Las únicas reservas de yeso disponibles en el entorno de las Hojas Quilllota-Portillo aparecen en el Dominio Cordillerano y correspondenna un jalón diapirico del Yeso Principal (Jurásico Superior) que aflora en el sector del Estero San José. También aparece yeso en la parte inferior-media de la Formación San José en delgadas sedimentarias asociados a calizas intercalaciones micriticas. El Yeso Principal constituye una reserva muy importante de este recurso solo comparable por su dimensión al yacimiento de El Volcán del Cajón de El Maipo a sur de los 33° S y del cual constituye 186
la prolongación hacia el norte. CUARZO y FELDESPATO
Los yacimientos de cuarzo y feldespato, están asociados a los intrusivos de la Unidad Chalinga (Crétacico Inferior) y corresponden a los yacimientos mas al sur de la franja de bolsonadas de cuarzo y feldespato asociadas a la la Unidad Chalinga y que se extiende desde La Serena (Quebrada Villaseca) hasta el limite sur de la Hoja Quillota. Los yacimientos principales consisten en bolsonadas de cuarzo con algo de feldespato (la mayor parte del cual se encuentra argillizado) que se ubican en Tilama y los alrededores de dicha localidad. El yacimiento mas meridional de esta franja se ubica en el sector de las nacientes del Estero Rabuco cerca del limite sur de la Hoja Quillota, este yacimineto se encuentra abandonado a seasr de tenr un alto contenido de silice y feldespato. El feledsepato que
suele acompañar al cuarzo es generalmente feidespatyo potásico. De algunos de estos yaciminetos, en especial el que se ubica en Tilama, se han extraído grandes cristales (hasta de más de 1 metro) de cuarzo de gran valor comercial por su valor estético y mineralógico. TA ARCILLAS, CAOLIN y COMBARBAL I
Estos tres recursos se han agrupado dado que representan un conjunto de minerales arcillosos originados a partir de la alteración de rocas preexistentes y por lo tanto, pese a sus distintas denominaciones corresponden a un mismo grupo de minerales. Los principales yacimientos de arcilla conocidas como tales se ubican en el sector del Cerro Huechún y Montenegro y corresponden a mantos de arcilla con alto contenido de Si02 las que habrían sido originadas por un proceso de lateritización (CZOLLAK, 1983) durante el Cretácico Inferior, otros yaciminentos de arcilla menos conocidos se ubican entre Petorca y Chincolco los que aparecen relacionados a
una zona de alteración hidrotermal. Los yaciminetos de caolin se ubican en zonas de alyteración hidrotermal que afectan rocas intrusivas cretácicas (principalmente granodioritas y dioritas de la Unidad Chgalinga) consisten e cuerpos irregulares de dimensiones modestas, no hay antecedntes respecto a su mineralogía a excepción de que la mineralogía principal de estos yaciminetos está constituida por Caolinita y Gypsita, ocasionalmente algunos de estos yaciminetos pueden contener yeso en cantidades suficientes para tener interés comercial. La Combarbalita es un recurso que se encuentra también asociado asociado a algunas zonas de alteración hidrotermal, como es el caso de los puntos de af loraminento que se ubican en el sector de MeiggsMontenegro y en Aucó (Sector de Rinconadad de Los Andes) . La combarbalita es una mezcla de arcilla que altera rocas de las formaciones cretácicas, produciendo un tipo de roca varicolor y blanda lo que permite su trabajo como roca ornamental para ser usada en artesanía; en su variedad mineralógica destacan la natroalunita, la alunita y la pirofilita, con cantiodades variables de calcita, silice y otros minerales arcillosos como caolinita. En genral todos estos yaciminetos se presentan a lo largo de un eje norte-sur que coincide con una franja de alteración hidrotermal con edades de alteración entre 72 y 78 MA (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991) la que ha sido detectada entre los 30 a 330 S y que
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se sitúa entre las Franjas intrusivas de la Unidad Chalinga y de las unidades Fredes v San Lorenzo. BARITINA
Los yacimientos de baritina son escasos en el área y sólo se concoen algunos, de tipo vetiforme, asociados a zonas de alteración hidrotermal ubicados al suroeste de Chincolco. Se trata de vetas con una potencia promedio de 1,2 m con corridas de hasta 200m y profundidad de hasta 50 m. La mineralogía principal se caracteriza por el contenido de Baritina, Calcita, Witherita, Limonita, Goethita y Cuarzo; también suele aparecer algo de Malaquita, Bornita , Azurita y otros minerales de Cu. DIATOMITA
Se conoce un sólo yacimineto de diatomita que se ubica en sedimentos cerca y al noreste de Puchuncavi, Se ubican en un manto horizontal de 50 a 72 cm de potencia, intercalado en las gravas s arenas aluvionales del Cuaternario antiguo (unidad Pqd(a)) bajo una sobrecarga de alrededor de tres metros. El contendió de diatomeas alcanza entre 35 a 50% con un total de silice cercano a 54-66% lo que no hace rentable su explotación por silice. AZUFRE
En el ámbito de las Hojas Quillota-Portillo existe una sola referncia a un probable yacimento de azufre que se ubicarla en el sector del Rio Colorado. Consiste en un manto de andesita vesicular en las que el relleno de las vesículas es de azufre de 99% de pureza, además se reseña la existencia de lentes de hasta 20 cm. de potencia
.
ROCAS ORNAMENTALES
Las rocas ornamentales constituyen un recurso poco conocido y no aprovechado en Chile, a excepción de algunos tipos de travertino y mármol provenientes de la zona de Vallenar y de Calama. En el área de las Hojas Quillota-Portillo existen, sin embargo, varios tipod de roca ornamentales algunas de las cuales ya han sido ensayadas con éxito en el mercado nacional e internacional. Dentro de este recurso no tradicional en la minería de la zona se pueden distinguir tres tipos principales rocas ornamentales de origen sedimentario, rocas ornamentales de origen ígneo y rocas ornamentales de origen de alteración. Entre estas últimas figura la Combarbalita, que ya ha sido descrita en la sección de Arcillas. Entre las rocas de origen ígneo deben considerarse como rocas ornamentales utilizables; las monzonitas verdes y rojas de la Unidad Quebrada de Herrera (Cretácico) , los monzogranitos y sienogranitos beige a gris blancos de la Unidad Tranquilla (Jurásico), algunos tipos máficos de color gris oscuro a negro de las unidades Puerto Oscuro (Jurásico) y Le Campana (Cretácico) , Como material de menor valor merceológico se ubican las granodioritas y tonalitas de la Unidad Chalinga (Cretácico) que afloran entre La Cuesta de la Grupa y el límite norte de la Hoja Quillota, las cuales se presentan sin embargo de muy fácil acceso y explotación. Las andesitas porfídicas del miembro
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Figura 53. Ubicación de las áreas de prospectos para proyectos de embalses en las Hojas Quillota-Portillo.
Ocoa son muy atrayentes por su color verde y textura porfídica, sin embargo falta determinar sus condiciones de canterabilidad . Entre las rocas sedimantarias los tipos principales para roca ornamental lo co.nstiuyen los niveles de conglomerados de las Forsamción Las Chilcas que muestran un grado adecuado de dureza y tenacidad y los niveles calcáreos (en parte metasomatizados) y tobáceos de la misma
formación .
RECURSOS HIDRICOS
Las Hojas Quillota-Portillo constituyen un área de gran actividad industrial y agrícola con un importante desarrollo en los últimos años, por lo que es de sperar un aumento masivo en el consumo ae recursoso primarios tales como el agua como recurso directo y le energía eléctrica que proviene de las centrales hidroeléctricas. Por otra parte, esta zona, dada su ubicación climática y su especial fisionomía (uno de los principales valles transverasles) se constituye en uno de los lugares comunes naturales para el acontecimiento de dos tipos principales de eventos catastróficos con consecuencias de grave daño al patrimonio público y privado: periodos prolongados de sequia y años de excesivas precipitaciones que acarrean inundaciones y remociones en masa de laderas mal consolidadas con la conseceunte destruccción de rutas e instalaciones anexas y en algunas oportunidades la destrucción de pueblos y villorrios. Desde el punto de vista geológico un paliativo importante para evitar y/o disminuir tales desastres y eventualmente desarrollar y aprovechar mejor los recursos antes mencionados, es la construcción planificada y programada de embalses de retención que sirvan, al mismo tiempo de almacenamiento y reguladores de los caudales de los rios mas importantes con el fin de racionjalizar y asegurar una distribución mas regular y permenete del recurso superficial. A este fin y sólo a titulo indicativo y siempre desde una perspectiva geológica se han figurado en la figura 53 algunas zonas que se estima pudieren ser favorables para la instalación de tales y que se estiman que cumplen con las características embalses geológicas que permitirían enfrentar el estudio de factibilidad de tales prospectos. AGRADECIMIENTOS
El autor quiere expresar aqui sus agradecimientos a los colegas que participaron con él en las campañas de terreno y que por esas cosas del destino tomaron otros rumbos antes de poder dar término a este trabajo. También deseo expresar mi agradecimiento a mi colega Srta. Ana Torres quien me cooperó en forma absoluta y desinteresada en la redacción de las priemras versiones del capitulo de Recursos Naturales . No puedo dejar de mencionar la ayuda y participación importante, asi como el interés demostrado por el equipo de dibujantes ded Departamento de Geología Regional. La Sra. Carmen Saenz ha cooperado activamente en la redacción del texto, vayan para ella mis mas sinceros agradecimientos. En las campañas de terreno compartí además muchos dias con arrieros y gente de las localidades 190
que en gran medida compartieron el trabajo con interés y dedicación. a ellos también cebo una eran parte de la culminación de este trabajo. Fir.aimer. ce, entre 198S y 1990, y entre 19S3 y 1994 se realizaron campañas ae terreno para estudios financiados por el FONDECYT (Proyectos 1045-89 y 1930004) que han contribuido a este trabajo
.
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202
ANEXO A LAS HOJAS QUELLOTA PORTILLO listado de yacimientos ordenados por cuadrángulos
CUADRANGULO PICHIDANGUI
NS
Nombre
1*
N/N 1
2
Vetarrón
(ex La
Rucia)
3 4
5 6
N/N 2 N/N 3
N/N 4
N/N 5
- QUILIMARI
(E
-
23)
Coordenadas
32 2 10.19 Lat.S 71 15 43.82 Long .W
Au
32 3 24.09 Lat.S 71 27 28.52 Long.W
Au
32 5 7.26 Lat.S 71 25 50.69 Long.W
Au
32 5 13.18 Lat.S 71 25 44.19 Long.W
Au
32 5 20.40 Lat.S 71 25 40.39 Long.W
Au
32 6 13.63 Lat.S 71 21 1.08 Long.W
Au
VETA
Cu
VETA: N30°E/75°W PLACER
RIVAN0 Y SEPULVEDA, este traba-
PLACER
RIVANO Y SEPULVEDA, este traba¬
PLACER
RIVAN0 y SEPULVEDA, este traba¬
jo. VETA: N25°-30°W/45oE
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo. Au
8""
Juanita
32 7 13.98 Lat.S 71 22 55.89 Long.W
Cu
9
N/N 7
32 7 27.73 Lat.S 71 24 18.52 Long.W
Au
32 12 2.86
Au
VETA
-
Mo -(W)
VETA: N85°W/90°
VETA: N60°W/90°-80°N
CHAIT, 1956. En MAGMA 1981. RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
71 30 26.58 Long.W 11*
N/N 9
32 13 10.33 Lat.S 71 24 26.64 Long.W
Au
VETA
12*
N/N 10
321321.00 Lat.S 71 17 53.64 Long.W
Au
VETA
13*
Cajón de Oro
32 13 59.90 Lat.S 71 16 0.64 Long.W
Au
VETA
14*
N/N 11
32 14 7.02 Lat.S 71 14 59.90 Long.W
Au
VETA
15*
N/N 12
32 14 1.10 Lat.S 71 29 44.53 Long.W
Au
16*
N/N 13
321411.67 Lat.S 71 26 9.62 Long.W
Au
* : sin información.
RIVAN0 y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
32 711.83 Lat.S 71 16 52.90 Long.W
Lat.S
-
Referencias
jo-
N/N 6
N/N 8
Tipo y orientación
jo-
7*
10*
Mena
ubicación dudosa.
1
CUADRANGULO TILAMA (E N<¡
1 2
-
24)
Nombre Saturno
Sultana
Coordenadas
32 0 0.69 Lat.S 71 11 8.05 Long.W
Cu
32 0 29.37 Lat.S 71 0 28.97 Long.W
CU
Referencias
Tipo y orientación
Mena
ESTRATIFORME: NS/90°
BOURNAT, 1967.
(indicio)
ESTRATIFORME:
BOURNAT, 1967.
NS/30°E
3
Talhuen
32 0 39.20 Lat.S 71 6 28.91 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
4
Montecarlo
32 0 40.64 Lat.S 71 6 0.05 Long.W
CU
ESTRATIFORME:
GALAY y DE ANDRADE, 1974.
32 041.12 Lat.S 71 7 52.78 Long.W
Cuarzo
5
Los Cristales
N50aW/45°E RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
BOLSON
jo-
6
Rajo Gonzalez
32 71
0 45.46 Lat.S 6 53.48 Long.W
Cu
ESTRATIFORME BOLSON
BOURNAT, 1967. B0TT0, 1968.
7
Mi raf lores
32 0 46.01 Lat.S 71 6 45.44 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
BOURNAT, 1967. BOTTO, 1968.
32 1 4.42 Lat.S 71 6 24.63 Long.W
Cu
32 1 15.53 Lat.S 71 9 36.40 Long.W
Cuarzo
32
1 31.06 Lat.S 71 10 56.06 Long.W
Cu
1 37.27 Lat.S 71 9 44.96 Long.W
Cu
1 38.97 Lat.S 6 1.59 Long.W
Cu
32 1 41.20 Lat.S 71 4 30.28 Long.W
Cu
32 1 47.77 Lat.S 71 13 30.45 Long.W
Cu
32
1 51.85 Lat.S 71 11 2.86 Long.W
Cu
8 9 10
Campanario
N/N 1 Durazno
11
Remache
32
12
Esmeralda
32 71
13
14 15
La Sufrida
Bella Aurora
N/N 2
NW/2Q°-35°W ESTRATIFORME BOLSON
BOURNAT, 1967. BOTTO, 1968. GALAY y DE ANDRADE, 1974. RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
BOLSON
jo. -
ESTRATIFORME:
Au
N08°W/80°E
-
-
(Au)
(W)- Ag
BOURNAT, 1967. GALAY y DE ANDRADE, 1974.
BOLSON
BOURNAT, 1967.
ESTRATIFORME CUERPO IRREGULAR
BOTTO, 1968.
VETA: NS/75°W
BOURNAT, 1967. FUENTES, 1969.
BOURNAT, 1967.
N10"W/45°E N40°E/75°NW N35°W/90° ESTRATIFORME:
N20°W/55°W VETILLAS y BOLSONES
BOURNAT, 1967. GALAY y DE ANDRADE, 1974. RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
16
Graneros
32 1 59.13 Lat.S 71 6 21.94 Long.W
Cu
VETA: N55°E/70°W
BOURNAT, 1967.
17
Urano
32 2 6.67 Lat.S 71 0 0.87 Long.W
Cu
VETA
ALISTE, 1970. MAGMA, 1981.
18
Flor de Chi le I y II
32 2 28.72 Lat.S 71 7 52.74 Long.W
Cu
PROSPECTO
BOURNAT, 1967.
N/N 3
32 241.69 Lat.S 71 12 57.36 Long.W
Caliza
32 3 5.59 Lat.S 71 8 45.52 Long.W
Cu
19
20
Mariana
fallas: N70°E/70°NW ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬ jo.
VETA: N35°W/65°SW
2
BOURNAT, 1967.
N«
Coordenadas
Nombre
Referencias
Tipo y orientación
Mena
21
Corral del Peñón
32 3 22.73 Lat.S 71 3 44.36 Long.W
Cu
VETA: NW/5-E
B0URNAT, 1967.
22
Peumo
32 3 29.42
Cu
VETA
MILT0N, 1935.
32 3 28.93 Lat.S 71 7 50.14 Long.W
Cu
VETA: NS/80°W
32 341.62 Lat.S 71 8 40.20 Long.W
Au
32 4 30.46 Lat.S 71 3 30.26 Long.W
Cu
32 4 30.98 Lat.S 71 3 48.66 Long.W
CU
VETA: N65°E/?
32 5
Cuarzo
BOLSONES
Lat.S
71 8 42.39 Long.W 23
San Gregorio
Centinela
24
Los Ma itenes
25 26
El Trébol
27
T ilama
4.90
Lat.S
-
Cu
(Ag)
-
VETA: NW/0°SW
MILTON, 1935.
VETA: N60°E/?
BOURNAT, 1967.
N25°E/55°W
N/N 4 N/N 5
29
Caliza
RIVANO y SEPULVEDA, este traba-
6 3.87 Lat.S 71 11 10.49 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo. ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
-
VETA: N40°W/62°SW
BOURNAT, 1967.
Caliza
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬ jo.
32 6 25.81 Lat.S 71 11 24.16 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬ jo.
Manto de Abalo
32 6 29.26 Lat.S 71 7 22.78 Long.W
Au
ESTRATIFORME: N80°W/35°S
BOURNAT, 1967.
34
Pajaritos
32
7 59.79 Lat.S 71 9 58.57 Long.W
Cu
VETA: N45°E/?
BOURNAT, 1967.
35
Morro Negro
32 8 0.06 Lat.S 71 11 2.12 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
BOURNAT, 1967.
32 10 0.77 Lat.S 71 8 5.18 Long.W
Cu
32 12 22.82 Lat.S 71 9 46.56 Long.W
Caliza
32 12 41.36 Lat.S 71 9 29.03 Long.W
Caliza
30
Las Astas
32
6 8.63 Lat.S 71 8 29.88 Long.W
Au
31
N/N 6
32 6 9.91 Lat.S 71 11 25.87 Long.W
32
N/N 7
33
Las Palmas (ex-
36
Transito)
37
N/N 8
38
39
40
*
32 5 57.63 Lat.S 71 11 26.57 Long.W 32
BOURNAT, 1967.
jo-
71 10 11.35 Long.W 28
BOURNAT, 1967.
N10°E/80°W
N/N 9
*
Ossandon
32 14 1.94 Lat.S 71 13 31.17 Long.W
Cerro Imán
32 14 6.34 Lat.S 71 14 12.67 Long.W
Cu
NS/30°E
- Au -
CUERPO IRREGULAR
CARTER, 1960.
(Ag)
ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo. ESTRATIFORME
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬
jo.
i ESTRATIFORME
Fe
: sin información.
3
RUIZ y otros, 1965.
CUADRANGULO PETORCA
(E
-
25)
Nombre
N8 «II
Referencias
32 0 0.11 Lat.S 70 56 58.96 Long.W
Cu
VETA
ARAYA, 1967.
2
N/N 1
32 0 11.49 Lat.S 70 56 47.32 Long.W
Cu
VETA:N15°W/65°W
BORIC, este trabajo.
3
Orégano
32 0 14.58 Lat.S 70 59 43.75 Long.W
Cu
VETA: N45°W/70°W
BOURNAT, 1967. GALAY y DE ANDRADE, 1974.
4
La Peta
32 0 18.83 Lat.S 70 56 36.50 Long.W
Cu
VETA:NS-1 5o E/65-700 E
BORIC, este trabajo.
S
Eta
32 0 24.55 Lat.S 70 57 26.25 Long.W
Cu
VETA:N07°W/60°W
FUENTES, 1969.
Sultanas (La Sul¬
32 0 29.53 Lat.S 70 59 59.77 Long.W
Cu
VETA: NS/30°E
BOURNAT, 1967. GALAY y DE ANDRADE, 1974.
Los Peladeros
32 0 41.13 Lat.S 70 56 22.28 Long.U
Cu
VETA: N30oW/67°-75°W
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
Ojo de Oro
32 0 39.98 Lat.S 70 59 49.43 Long.W
Cu
32 0 59.46 Lat.S 70 52 59.93 Long.W
Cu
VETA: N20°-30"E/90o
BORIC, este trabajo.
32 1 17.62 Lat.S 70 58 56.45 Long.W
Cu -(Au)- Ag
VETA: NW/50°?
BOURNAT, 1967.
6
tana)
7 8
(mineral del Mauro)
9
10
N/N 2 Los Reyes (mineral
del Mauro)
-
Au
-
Ag
VETA: N60°W/70°SW
(MEMORIA U. CHILE)
BOURNAT, 1967. GALAY y DE ANDRADE, 1974.
11
N/N 3
32 1 17.82 Lat.S 70 57 36.30 Long.W
Au
VETA: N05°W/90°
BORIC, este trabajo.
12
Chi ripa
32 1 19.75 Lat.S 70 56 44.33 Long.W
Cu
VETA:
BOTTO, 1970. ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
N20°-30°W/50°-60"W
13
La Felicidad
32 1 31.43 Lat.S 70 57 38.39 Long.W
Cu
14
N/N 4
32 1 35.34 Lat.S 70 53 41.84 Long.W
Cu
-
15
N/N 5
32 1 36.22 Lat.S 70 57 47.32 Long.W
Au
-
N/N 6
32 1 41.43 Lat.S 70 53 31 .14 Long.W
Cu - Au?
N/N 7
32 1 42.25 Lat.S 70 58 10.64 Long.W
AU
16
|
j
Tipo y orientación
Mena
Merceditas
<1
I
Coordenadas
VETA: N17°W/?
BOTTO, 1970.
Au?
VETA: N05°W/55°SW
BORIC, este trabajo.
Cu
VETA:
BORIC, este trabajo.
BOLSON
N55o-82°E/80°N80oS
-
Cu
VETA: N15°W/67°W
BORIC, este trabajo.
VETA: N65°E/80<ÍSE
BORIC, este trabajo.
N25°E/90°
18
Las Ramadas
32 1 44.95 Lat.S 70 53 28.75 Long.W
Cu
VETA
BOTTO, 1970.
19
N/N 8
32 1 46.99 Lat.S 70 51 47.07 Long.W
Cu (?)
VETA: N20°-30QW/90°
BORIC, este trabajo.
20*
N/N 9
32 2 0.41 Lat.S 70 57 11.89 Long.W
Cu
-
W
-
Ag
VETA
32 2 17.72 Lat.S 70 56 47.28 Long.W
Cu
-
W
-
Ag
VETA
i
21*
N/N 10
4
NO
Nombre
Coordenadas
Mena
Tipo y orientación
22
Brillante del Tambo
32 2 30.03 Lat.S 70 55 58.82 Long.W
Cu
-
(W)- Ag
VETA: N20°-30°E/?
23*
La Cumbre
32 2 36.13 Lat.S 70 57 11.65 Long.W
Au
-
Cu - Ag
VETA
32 2 40.74 Lat.S 70 56 11.51 Long.W
Ag - Au Pb Zn
-
VETA
24*
La Plata (sector norte)
Zn
-
Cu
Referencias B0TT0, 1970
25
N/N 11
32 241.55 Lat.S 70 57 24.11 Long.W
Au
-
Cu
- Ag
VETA: N40°W/?
BORIC, este trabajo.
26
N/N 12
32 2 48.36 Lat.S 70 57 42.03 Long.W
Au
-
Ag
-
Cu
VETA: N60°W/?
BORIC, este trabajo.
27
N/N 13
32 2 54.78 Lat.S 70 58 3.59 Long.W
Cu
-
Au
- Ag
VETA: N20°W/?
BORIC, este trabajo.
28*
La Plata (sector central sur)
32 3 1.71 Lat.S 70 57 2.81 Long.W
Ag
-
Au - Cu
Pb
29
Esperanza
32 3 12.27 Lat.S 70 58 13.39 Long.W
Au
- Cu - Ag
VETA: N40oE/70°-80°W
BORIC, este trabajo.
30
Los Maquis
32 3 30.00 Lat.S 70 49 39.51 Long.W
Cu -(W0)- Ag
VETA: N15 0 -20° E/75 ° -85 °W
HUETE, 1972.
31
Teresita
32 3 42.12 Lat.S 70 57 12.51 Long.W
AU
- Cu
VETA: NS/85°W
BORIC, este trabajo.
32 421.65 Lat.S 70 50 38.85 Long.W
Cu
-
VETA: N40°E/80°E
32
Damian
VETA
Zn
N43°E/?
(W)-Ag
33
Escondida
32 4 25.53 Lat.S 70 50 40.13 Long.W
Cu
34*
Florida
32 4 23.76 Lat.S 70 55 10.82 Long.W
Cu - Ag
-
Pb
VETA
35*
Valparaiso
32 4 30.42 Lat.S 70 54 17.06 Long.W
Cu
-
-
Ag
VETA
36
N/N 14
32 431.01 Lat.S 70 57 40.85 Long.W
Cu
37?
Carmen
32 4 36.93 Lat.S 70 54 59.16 Long.W
Au Pb
38
N/N 15
32 4 36.39 Lat.S 70 57 58.52 Long.W
Cu
39*
Don pedro
32 4 37.95 Lat.S 70 55 22.43 Long.W
Cu
40
Los Mantos
32 4 48.83 Lat.S 70 53 46.89 Long.W
Cu - (W)- Ag
41
Doña Herminda
32 4 49.12 Lat.S 70 56 59.69 Long.W
Au
42
Rodrigo
32 5 16.32 Lat.S 70 50 9.74 Long.W
Cu
43
Chepon
32 5 24.22 Lat.S 70 54 59.66 Long.W
Au
VETA: N15°E/80°W
-
-
-
-
GONZALEZ, 1966. HUETE, 1972.
BOLSON
Au
Ag
-
Cu
Au - Ag
Ag
-
Cu
Ag - Cu
VETA: N30°W/?
BORIC, este trabajo.
VETA: N30°E/75°SE
BORIC, este trabajo.
VETA: N20°E/82°NW
BORIC, este trabajo.
VETA
PROSPECTO
BORIC, este trabajo.
VETA: N20°E/?
BORIC, este trabajo.
CUERPO IRREGULAR
HUETE, 1972.
VETA: N65"E/75°SE
BORIC, este trabajo.
N80°E/70°N N75°E/90°
5
HUETE, 1972.
i
i i
N9
Nombre
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
44
Resguardo
32 5 31.47 Lat.S 70 48 8.73 Long.W
Cu
VETA: N15°E/90°
HUETE, este trabajo.
45
Ceci Lia
32 5 39.57 Lat.S 70 47 37.22 Long.W
Cu
VETA: N25°E/85aW
HUETE, este trabajo.
46
Las Raices
32 5 42.25 Lat.S 70 57 29.09 Long.W
Cu
VETA: N35°W/80°-85DW
BORIC, este trabajo.
N45o-65°W/90°-75°N
-
Ag - Cu
47
N/N 16
32
5 42.42 Lat.S 70 56 23.64 Long.W
Au
48
Alaska
32 6 19.63 Lat.S 70 46 57.26 Long.W
Cu
49
California
32
Au - Ag
6 16.70 Lat.S
-
Cu
VETA: N70°E/90°
BORIC, este trabajo.
VETA:N40°E/90°
HUETE, este trabajo.
VETA: N35°E/55°NW
BORIC, este trabajo.
70 54 52.97 Long.W 50
Veta del Cura
32 6 23.82 Lat.S 70 54 29.36 Long.W
Au
VETA: N55°E/70°SE
BORIC, este trabajo.
51
Esperanza
32 6 23.52 Lat.S 70 54 10.53 Long.W
Cu
VETA: N20°E/50°W
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
52
N/N 17
32 6 30.29 Lat.S 70 54 59.53 Long.W
Au
-
Ag
VETA: N62°E/55"NW
BORIC, este trabajo.
53
N/N 18
32 6 42.23 Lat.S 70 54 7.98 Long.W
Au
-
Cu
-
Ag
VETA: N20°E/75°W
BORIC, este trabajo.
54*
Plomiza
32 6 48.01 Lat.S 70 54 11.55 Long.W
Cu
-
Au
-
Ag
VETA
55
Judas Tadeo
32 6 54.52 Lat.S 70 47 57.25 Long.W
Cu
56
El Maiten
32 7 11.34 Lat.S 70 46 57.01 Long.W
Cu
I
CUERPO IRREGULAR
HUETE, 1972.
IRREGULAR
HUETE, 1972.
'
VETILLAS VETA: N20°E/50°NW
BORIC, este trabajo.
Cu
VETA: N30°E/70°NW
BORIC, este trabajo.
Cu
VETA: NS/80°W
BORIC, este trabajo.
57
N/N 19
32 7 5.76 Lat.S 70 55 47.38 Long.W
Au - Ag
58
N/N 20
32
7 6.43 Lat.S 70 54 17.93 Long.W
Au - Ag
-
59
N/N 21
32 7 6.24 Lat.S 70 54 53.69 Long.W
Au
-
Ag
-
60*
Los Llanos
32 7 12.80 Lat.S 70 54 29.50 Long.W
Ag
-
Au
61
N/N 22
32 7 43.31 Lat.S 70 46 57.61 Long.W
Cu
IRREGULAR VETILLAS
BORIC, este trabajo.
62
Katanga (ex Santa
32 7 54.08 Lat.S 70 46 59.45 Long.W
Cu
VETA:
CHAZARRO, 1962. C0NTRERAS, 1963
Cu
CHIMENEA DE BRECHA
HUETE, 1972.
Cu
VETA: EW/90"
BORIC, este trabajo.
Au - Ag - Cu
VETA
Fi Lomena) 63
Dulcinea
32 8 0.18 Lat.S 70 48 36.50 Long.W
64
La Cabra
32
8 23.83
Lat.S
VETA
N38 ° -45 ° W/90 ° -78 °N
70 45 35.08 Long.W 65*
San Lorenzo
32 8 23.63 Lat.S 70 55 18.59 Long.W
Pb
6
Referencias
Mena
Tipo y orientación
Au
-
VETA: N15°W/900
GONZALEZ, 1965. BORIC, este trabajo.
32 9 42.86 Lat.S 70 54 17.46 Long.W
Cu
- Au - Ag
VETA: NS/80°E
BORIC, este trabajo.
N/N 24
32 10 6.23 Lat.S 70 55 0.37 Long.U
Au
-
VETA: N20"E/SubVert.
BORIC, este trabajo.
69
El Romero
32 10 20.37 Lat.S 70 56 59.93 Long.U
Au
- Ag -
Cu
VETA: N40°E/80°E
BORIC, este trabajo.
70*
El Carbonero
32 10 19.96 Lat.S 70 56 22.18 Long.U
Cu
-
Au
Ag
VETA
71
Porvenir
32 10 49.10 Lat.S 70 57 42.16 Long.W
Au
-
Ag - Cu
72*
El Bronce
32 10 48.21
Cu
-
Au
-
Ag
VETA
Cu
-
Au
-
Ag
VETA
Coordenadas
NO
Nombre
66
El Porvenir
32 9 24.53 Lat.S 70 58 48.84 Long.W
67
N/N 23
68
Lat.S
Cu - Ag
Ag
-
VETA: N10°W
BORIC, este trabajo.
70 56 16.34 Long.W 73*
N/N 25
32 10 54.47 Lat.S 70 56 7.04 Long.U
74*
El Rosario
32 10 56.16 Lat.S 70 56 30.18 Long.U
75*
El Alamo
32 11 28.52 Lat.S 70 50 28.98 Long.W
Arci Lias?
76*
La Gaucha
32 11 40.16 Lat.S 70 50 15.94 Long.W
Arci Lias?
I
77*
El Espino
I
78
N/N 26
'
79*
El Espino
80*
El Espino
I 81*
Codiciada
32 11 48.56 Lat.S 70 50 19.37 Long.W
Arci lias?
Socorro
32 11 38.97 Lat.S 70 53 13.18 Long.W
Arci lias?
El Espino (B)
32 11 48.77 Lat.S 70 56 13.04 Long.W
Cu - Au
84*
El Espino
32 11 50.49 Lat.S 70 55 54.56 Long.W
Cu
I
85*
N/N 27
i
86
N/N 28
'
87
N/N 29
'
82*
| 83*
VETA
-
-
32 11 35.25 Lat.S 70 56 7.66 Long.W
Cu
32 11 41.54 Lat.S 70 54 48.56 Long.W
Au
(C)
32 11 42.71 Lat.S 70 56 6.21 Long.W
Cu
-
Au - Ag
VETA
(D)
32 11 42.50 Lat.S 70 55 48.11 Long.W
Cu
-
Au - Ag
VETA
(D)
(A)
Au
Ag
VETA
VETA: NS-N10°E/90°
-
-
Ag
VETA
Au - Ag
VETA
BORIC, este trabajo.
32 12 4.35 Lat.S 70 52 41.14 Long.W /
32 12 6.47 Lat.S 70 56 10.24 Long.U
Au
VETA: N15°-20°E/?
BORIC, este trabajo.
32 12 18.16 Lat.S 70 54 48.00 Long.W
Au
VETA:
BORIC, este trabajo.
N100-15°E/60°-70°S
7
Nombre
NB
j
Coordenadas
Los Gallos
32 12 18.74 Lat.S 70 56 12.33 Long .W
89*
Pedro de Valdivia
32 12 19.04 Lat.S 70 55 17.74 Long .W
Cu
90
El Bronce y N/N 30 32 12 37.22 Lat.S 70 56 47.13 Long.U
Au
91
Llahuin
32 12 42.85 Lat.S 70 55 11.57 Long.W
Au
Cu
VETA: N54°E/55°E
BORIC, este trabajo.
VETA: N45°W/90°-80°E
CHAZARR0, 1962.
VETA
N/N 31
32 12 50.37 Lat.S 70 57 29.71 Long.W
93*
Co losa
32 12 57.51 Lat.S 70 53 3.85 Long.W
94*
N/N 32
32 12 58.91 Lat.S 70 54 44.09 Long.W
I
95
Rio Tinto
32 13 18.03 Lat.S 70 53 0.18 Long.W
Cu
|
96*
Boton de Oro
32 13 36.62 Lat.S 70 55 47.16 Long.W
Cu
I
97
España
32 13 42.11 Lat.S 70 52 48.33 Long.W
Cu
98
Delirio
32 13 56.76 Lat.S 70 51 24.00 Long.W
Au
32 14 6.70 Lat.S 70 56 40.98 Long.W
|
'I
!
| 99
I
I
San
Francisco
- Au
- Ag
-
Ag
-
Cu
VETA
VETA: N10°E/?
BORIC, este trabajo.
VETA: N30°E/80oE
BORIC, este trabajo.
N20°E/?
N10°-15°W/90o-75°E BORIC, este trabajo. N20°-30oE/65°E-50°W
- AU -
Ag
VETA VETA: N40°W/65°W
CHAZARR0, 1962. BORIC, este trabajo.
VETA:
CONTRERAS, 1963. GONZALEZ, 1964 BORIC, este trabajo.
- Ag -
Cu
Au
-
Ag
-
Cu
VETA: N15o-20DE/70°-75°E
BORIC, este trabajo.
-
Ag
-
Cu
VETA: N5°W/65°W
BORIC, este trabajo.
VETA:
BORIC, este trabajo.
N25"W-10oE/90tl-70°W
100
N/N 33
32 14 13.66 Lat.S 70 51 59.42 Long.W
Au
101
N/N 34
32 14 43.63 Lat.S 70 53 41.71 Long.W
Cu
32 14 48.97 Lat.S 70 58 14.59 Long.W
Au
-
Cu
VETA: N20°-30°E/?
BORIC, este trabajo.
Cu
-
Au
VETA: N60°W/50°SW
BOURNAT, 1967.
102
'
Referencias
88*
92
|
Tipo y orientación
Mena
N/N 35 Veta La Cocinera
**
(mineral del Mauro)
**
(mineral del Mauro)
N30 ° -45 °W/75 ° -85 ° E
N35°W/55°SW NS/60°W
Norato
Cu
VETA: N50°W/80°SW
BOURNAT, 1967.
**
Manto Herrero
Cu
ESTRATIFORME
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
**
Socavón San Pedro
Cu
VETA: N10°E/65°W
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
**
Navarra
N30°E/85°W 32 14 13.66 Lat.S 70 51 59.42 Long.W
información. ***:: Sin No aparece en el mapa, pero figuran en Ubicación dudosa. ? : Nombre dudoso.
Cu
VETA
Listado SERNAGEOMIN sin ubicación.
8
ARAYA, 1971. Memoria U. Chile.
CUADRANGULO TRANQUILLA (E N¡¡
| I1 |
1 1 *
Coordenadas
Referencias
Tipo y orientación
Mena
- Zn -
VETA
BIEZE, 1944. en MAGMA 1981
Cu
VETA
CIREN - CORFO, 1986.
32 13 57.74 Lat.S 70 36 25.11 Long.W
Au
VETA
CIREN
-
CORFO, 1986.
Los Castillos
32 14 6.08 Lat.S 70 35 48.25 Long.W
Au
VETA
CIREN
-
CORFO, 1986.
6*
Molino
32 14 14.32 Lat.S 70 39 16.93 Long.W
7*
El Morado
32 14 48.58 Lat.S 70 39 42.20 Long.W
1
EL Gaucho
32 0 50.78 Lat.S 70 33 59.75 Long.W
2*
Li Len
32 7 34.37 Lat.S 70 43 38.22 Long.W
3
Concentradora
32 13 18.00 Lat.S 70 25 52.66 Long.W
4
Los Cristales
5
Pb
Cu
.
: sin información.
CUADRANGULO PLACILLA (E
1
26)
Nombre
I
1 I
-
-
Nombre
N9
28)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1
1*
N/N 1
32 16 1.37 Lat.S 71 25 40.87 Long.W
Au
I
2
Maria Luisa
32 25 14.22 Lat.S 71 17 17.19 Long.W
Au
VETA: N20°E/NW
GIOVO, 1965. enami 5098.
'
3
Graciela (ex Limo¬ 32 25 33.76 Lat.S y socavón 71 17 28.26 Long.W veintiuno
Au
VETA
GIOVO, 1965. enami 5098.
N/N 2
Au
VETA: NS/908
MICHELL, 1934.,1941. SALINAS, 1978.
nera)
4*
32 28 19.36
Lat.S
71 17 31.94 Long.W
I
5
*
Terremoto 1-10 (sector EL Boldo)
32 18 00.00
Lat.S
Co - As
71 19 00.00 Long.W
: sin información.
9
CUADRANGULO LA LIGUA (E NO
- 29) Coordenadas
Nombre
Referencias
Mena
Tipo y orientación
-
VETA: N35°-40°W/70°S
CARTER y ALISTE, 1963.
1
Canga lLa
32 15 24.71 Lat.S 71 1 7.89 Long .W
Au
2
Los Cristales
32 15 30.75 Lat.S 71 1 46.19 Long.W
Au
PLACER
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬ jo.
3
Zapa Llar
32 15 41.74 Lat.S 71 0 25.60 Long.U
Cu
VETA: N25°E/?
CARTER y ALISTE, 1963.
A
Los Castillos
32 15 52.97 Lat.S 71 2 1.02 Long.W
Au
PLACER
RIVANO y SEPULVEDA, este traba¬ jo-
5
Arbolito Viejo
32 15 59.43 Lat.S 71 0 32.30 Long.W
Cu
VETA: N42°W/68°-80°S
CARTER y ALISTE, 1963.
6
El Arbolito
32 16 7.65 Lat.S 71 0 45.87 Long.W
Cu
VETA: N20°E/75°S
CARTER y ALISTE, 1963.
7*
La Aguila
32 16 23.69 Lat.S 71 12 3.96 Long.W
Cu
i
8*
Chi le
32 16 31.89 Lat.S 71 13 25.32 Long.U
Calcita
ESTRATIFORME
9*
Rosita
32 16 47.03 Lat.S 71 13 28.15 Long.W
Calcita
ESTRATIFORME
10*
Hierro Viejo
32 17 0.83 Lat.S 71 0 42.21 Long.W
11*
Los Loros
32 17 17.07 Lat.S 71 13 32.78 Long.W
12*
Curauma
32 17 35.01 Lat.S 71 9 50.41 Long.W
13*
Calera
32 18 19.35 Lat.S 71 8 24.16 Long.W
14*
Pulgar
32 18 30.33 Lat.S 71 8 45.55 Long.W
15*
Yolanda 1-2
32 18 34.87 Lat.S 71 0 36.06 Long.W
16
Descubri mentó
32 20 25.83
(ex-Mercedes)
71 6 13.36 Long.W
Suerte
322036.45 Lat.S 71 4 55.90 Long.W
17
Caliza
Cu
Lat.S
18*
N/N 1
32 22 35.92 Lat.S 71 2 33.39 Long.W
19*
N/N 2
32 22 54.14 Lat.S 71 0 39.65 Long.W
20*
San José
32 23 58.25 Lat.S 71 3 59.30 Long.W
21*
N/N 3
32 24 58.83 Lat.S 71 8 58.54 Long.W i
Calcita
-
(W)
ESTRATIFORME
-Ag
CARTER y ALISTE, 1963.
ESTRATIFORME :
N40"W/40oNE CARTER y ALISTE, 1963.
ESTRATIFORME :
Cu
N55°W/40°NE
Caliza
ESTRATIFORME
I
l
10
I
—1+
Nombre
N®
22*
N/N 4
Coordenadas 32 26 20.63
Tipo y orientación
Mena
Referencias
Lat.S
71 1 0.60 Long.W 23*
Las Guias
32 26 38.29 Lat.S 71 3 33.22 Long.W
Cu
24
Farellones
3227 1.78 Lat.S
Cu
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME :
CARTER y ALISTE, 1963.
N18°W/46°NE
71 3 39.51 Long.W 25*
La Luisa
32 27 4.93 Lat.S 71 3 49.98 Long.W
Cu
26
El Sauce
32 27 12.13 Lat.S 71 4 5.48 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME :
NS/35°-45°E
CARTER y ALISTE, 1963. THOMAS y SERRANO, 1966. DAVILA, 1968. RIVERA, SILVA, EGERT y ESPINOZA, 1970. VALENZUELA, 1975.
MERCADO, 1977.
27
Los Maquis
32 27 42.56 Lat.S 71 3 48.05 Long.W
Cu
ESTRATIFORME :
CARTER yALISTE, 1963.
N10°-21°W/45°-50oNE
28
Maria
32 27 45.83 Lat.S 71 141.57 Long.W
Au - Cu (Ag)
VETA : N25°E/50°W
STIERLING, 1941. HUBER, 1943.
29
Torre (La Torre)
32 28 12.38 Lat.S 71 3 46.28 Long.W
Cu
VETA :N 2°E/43°-72°W
CARTER y ALISTE, 1963.
32 28 38.85 Lat.S 71 3 44.77 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1963.
Regalo)
Despreciada
32 28 57.91 Lat.S
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
30
Rega lo (El
31
Nl5°W/48°-86°E
71 3 43.42 Long.W 32
Represa
32 29 19.68 Lat.S 71 3 27.05 Long.W
Cu
33*
EL carmen
32 29 22.34 Lat.S 71 4 7.88 Long.W
Cu
34
Ermitaño
32 29 50.67 Lat.S 71 3 24.67 Long.W
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
35
Carmen
32 29 52.85 Lat.S 71 3 52.55 Long.W
Cu
ESTRATIFORME : N 2°- 8°W/37°E
CARTER y ALISTE, 1963.
36
Rafaela
32 29 53.96 Lat.S 71 4 11.30 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
37
Chancleta
32 30 71 4
0.20 Lat.S 0.62 Long.W
Cu
ESTRATIFORME :
MORENO, 19??.
(Fortuna)
N12°E/20°-25aE N20°W/20°-25°E
38"
Hortensia
Au
VETA
SEPULVEDA, este trabajo.
39"
Cangallita
Cu - Au
VETA
SEPULVEDA, este trabajo.
40"
Los Quilos
Au
VETA
SEPULVEDA, este trabajo.
*"
: sin información. : no están indicadas en el mapa.
11
ÿ
CUADRANGULO SAN LORENZO (E
- 30) Coordenadas
NO
Nombre
1
La Tórtola
32 15 6.67 Lat.S 70 51 27.01 Long.W
2*
N/N 1
32 15 19.53 Lat.S 70 52 41.22 Long.W
3*
N/N 2
32 15 20.10 Lat.S 70 52 16.81 Long.W
4*
N/N 3
32 15 21.58 Lat.S 70 52 36.57 Long.W
5*
N/N 4
32 16 16.55 Lat.S 70 48 39.56 Long.W
6
Las Vacas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
Cao Iin
CUERPO IRREGULAR
CARTER y ALISTE, 1963.
32 16 19.68 Lat.S 70 51 11.87 Long.W
Ba
VETA: N10°W/10<'W
CARTER y ALISTE, 1963.
N20°-30°E/90°-30DSE
7*
N/N 5
32 16 25.94 Lat.S 70 51 20.47 Long.W
Ba
VETA
8*
N/N 6
32 16 32.25 Lat.S 70 51 12.17 Long.W
Ba
VETA
9*
La Oveja
32 16 38.16 Lat.S 70 52 58.50 Long.W
10
Punto El Litre
32 16 46.60 Lat.S 70 55 27.26 Long.W
Cu
VETA
11*
N/N 7
32 16 50.14 Lat.S 70 51 0.87 Long.W
Ba
VETA
12
Casa de Piedra
32 17 4.15 Lat.S 70 54 20.45 Long.W
Yeso ,Caolin
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
13
Romero
32 17 12.85 Lat.S 70 55 55.24 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
14
Escondida
32 17 20.33 Lat.S 70 58 0.00 Long.W
Cu
VETA: N20°E/90°
CARTER y ALISTE, 1963.
15*
N/N 8
32 17 31.23 Lat.S 70 52 43.88 Long.W
16
Algarrobal
32 17 39.72 Lat.S 70 57 49.71 Long.W
cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
17
Los Perales
32 18 40.78 Lat.S 70 47 58.45 Long.W
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
18
Los Quilos
32 19 4.77 Lat.S 70 57 7.56 Long.W
Cu -(Au)- Ag
VETA: N25°W/77°E N10°-20°W/4Q°-85°W
RUGE, 1974.
19
Retami Lia
32 19 6.67 Lat.S 70 54 48.36 Long.W
Cu
VETA: NS-N20°E/?
CARTER y ALISTE, 1963.
20
Ciruelo
32 19 6.37 Lat.S 70 50 11.21 Long.W
Caolín
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
21
Cuesta Vieja
32 19 40.28 Lat.S 70 55 59.89 Long.W
Cu
VETILLAS y FRACTURAS
CARTER y ALISTE, 1963.
12
CARTER y ALISTE, 1963.
NO
22
Nombre
Salinas
23
Magdalena
24
Pililén 2 Paihuen
25
Qui seo
26
Coordenadas
y
Montoya
Tipo y orientación
Mena
32 19 49.64 Lat.S 70 55 14.36 Long.W
Cu
32 19 49.84 Lat.S 70 54 45.65 Long.W
Cu
32 19 55.45 Lat.S 70 52 44.52 Long.W
Cu
32 20 9.57 Lat.S 70 57 36.82 Long.W
Cu
322011.09 Lat.S 70 57 0.36 Long.W
Cu
VETA:
Referencias CARTER y ALISTE, 1963.
N10°-45°E/90°-60°NW
-
Caolín
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
VETA: N45°E/?
CARTER y ALISTE, 1963.
VETA:
CARTER y ALISTE, 1963. RUGE, 1974.
N10°E-10°W/80°E VETA: N20°-30°E/90°
NS-N23°W/65°-75°E Nl0°W-10°E/85°-88°E
CARTER y ALISTE, 1963. RUGE, 1974.
VETA: N5°W-5CE/80°E N10° -20° E/60°-80° E
RUGE, 1974.
VETA: N10°E/80°E
CARTER y ALISTE, 1963.
27
Pajaritos
32 20 13.11 Lat.S 70 56 36.27 Long.W
Cu
28*
N/N 9
32 20 15.91 Lat.S 70 52 4. 77 Long.W
Cu
-
Caolín
29
Santa Rosa 1-2-3
32 20 29.50 Lat.S 70 56 37.28 Long.W
Cu
-
(W)
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
VETA:
GONZALEZ, 1966.
-Ag
N10°-20°W/65°-75°SW
30
Morado
32 20 31.00 Lat.S 70 56 58.63 Long.W
31*
Camarico
32 20 31.97 Lat.S 70 58 6.48 Long.W
32
7 Machos
32 20 50.28 Lat.S 70 56 57.77 Long.W
Cu
RUGE,
N6°-42°E/76°-88aW
33
Santa Elena
32 20 56.10 Lat.S 70 57 9.96 Long.W
Cu
VETA:NS-10°W/60-75°E N25°W/50°E-82°W
CARTER y ALISTE, 1963.
34
Horno
32 20 56.43 Lat.S 70 56 52.46 Long.W
Cu
VETA: N5 °035 °E/70°-80° W
RUGE, 1974.
35
Andacollo
32 21 29.69 Lat.S 70 51 27.75 Long.W
Cu
VETA: N10°-20°W/35°S
CARTER y ALISTE, 1963.
36
Chachacoma
32 21 41.48 Lat.S 70 45 57.22 Long.W
Cu
VETA
CIREN
37
Chivato
32 23 44.44 Lat.S 70 49 34.65 Long.W
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
38
El Salto
32 23 54.64 Lat.S 70 49 18.29 Long.W
Cu
VETA: N42°W/55°NE
CARTER y ALISTE, 1963.
39*
La Grandiosa
32 24 17.06 Lat.S 70 55 33.53 Long.W
13
ENREJADO DE VETILLA o CHIMENEA DE BRECHA
40
Bellavista
32 24 52.85 Lat.S 70 51 14.02 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
41
Chai
-
32 24 58.84 Lat.S 70 56 30.99 Long.W
Caolín -
CUERPO IRREGULAR
CARTER y ALISTE, 1963.
Chai
-
CORFO, 1980.
Cuarzo
42
La Fortuna
32 25 52.59 Lat.S 70 48 23.47 Long.W
Cu
VETA: NS/65°E
RIVANO, este trabajo.
43
Vitahue
32 26 49.26 Lat.S 70 49 29.92 Long.W
Cu
VETA: N25°-30°W/90°
RIVANO, este trabajo.
6
13
1974.ÿ
NO
Nombre
Coordenadas
6.64 Lat.S 0.12 Long .W
44
Hospital
32 27 70 57
45
Florida
32 27 40.63
Lat.S
Tipo y orientación
Nena
Referencias
Caolin
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1963.
Cu
VETA: N45°W/90°-85°W
CARTER y ALISTE, 1963.
Cu
VETA: N25°-30°W/90°N
RIVAN0, este trabajo.
70 50 57.46 Long.W 46
Agua del Barro
32 27 42.34 Lat.S 70 49 15.68 Long.W
47*
N/N 10
32 27 49.04 Lat.S 70 45 21.53 Long.W
48
San Juan
32 28 23.50 Lat.S 70 53 22.89 Long.W
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
49
Dama de Verde
32 28 25.83 Lat.S 70 47 2.92 Long.W
Cu
VETA: N75°-80°E/60°N
RIVAN0, este trabajo.
50
Los Burros
32 28 36.37 Lat.S
Cu
- Ag
VETA
CARTER y ALISTE, 1963.
-
VETA: N18°-20°W/75°W N40°-55°W/76°N
CARTER y ALISTE, 1963.
CARTER y ALISTE, 1963.
70 49 45.20 Long.W
*
51
Leona
32 28 49.16 Lat.S 70 49 5.95 Long.W
Cu
52
Ajial
32 28 56.51 Lat.S 70 53 42.48 Long.W
Cu
VETA: N20°W/50"-60°N
53
La Puerta
32 29 3.16 Lat.S 70 45 2.76 Long.W
Cu
CUERPO IRREGULAR VETA: NS/90"
54
Prosperidad
32 29 18.72 Lat.S 70 46 17.46 Long.W
Cu -(Ag)
VETA: N-ENE/?
Ag
-
RIVANO, este trabajo.
CARTER y ALISTE, 1963.
: sii información.
CUADRA 1GUL0 ESTERO ALICAHUI (E
NO
1*
Nombre Sector
El Maiten
-
31)
Coordenadas
32 16 23.25 Lat.S 70 34 46.45 Long.W
Pb
Nena
Tipo y orientación
-
VETA
Cu - Au
Referencias
Zn
2
Santa Fe
32 17 44.02 Lat.S 70 40 35.73 Long.W
Cu
VETA
CIREN
-
CORFO, 1980.
3
Buenos
32 18 17.33 Lat.S 70 41 44.50 Long.W
Cu
VETA
CIREN
-
CORFO, 1980.
4
Rio Grande
32 20 55.65 Lat.S 70 41 40.82 Long.W
Cu
VETA
RIVANO, este trabajo.
5
N/N 1
32 21 4.66 Lat.S 70 39 57.68 Long.W
Au
VETA: N20°E/80°W N15°E/80°W
RIVANO, este trabajo.
6
N/N 2
32 21 25.54 Lat.S 70 39 36.70 Long.W
Au
VETA: N15°E/80°W
RIVANO, este trabajo.
7*
Sector Las Tomas
32 21 37.52 Lat.S 70 38 41 .80 Long .W
Cu -(Au)
VETA
8
N/N 3
32 21 47.16 Lat.S 70 39 27.38 Long.W
Au
VETA: N20°E/80°W
-
Au
-
Ag
14
RIVANO, este trabajo.
f
I
Nfi
I
9
I
' *
32 22 4.00 Lat.S 70 38 33.10 Long .U
Au
10
La Canoa
32 22 47.39 Lat.S 70 44 13.15 Long.W
Cu
11
Los Pasos
32 24 40.58 Lat.S 70 39 7.08 Long.W
Cu
12*
Los Plomos
32 25 6.69 Lat.S 70 35 59.29 Long.W
Pb
13
San Jorge
32 27 42.46 Lat.S 70 42 12.43 Long.W
Cu -(Au)-Ag
-
(W) -Ag
Zn
-
Ag
VETA: N20°E/85°W
RIVAN0, este trabajo.
VETA
CIREN
ESTRATIFORME
CIREN - C0RF0, 1980.
-
CORFO, 1980.
VETA
ESTRATIFORME VETA:
ANONIMO. RIVANO, este trabajo.
: sin información.
| N2 1
- 32)
Nombre
2"
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Vizcachitas
32 25 10.00 Lat.S 70 24 18.00 Long.W
Cu
-
Mo
- Au
ENREJADO DE VETILLAS PROSPECTO
Sector Cuesta de
32 27 7.94 Lat.S 70 26 43.07 Long.W
Pb
-
Zn
-
VETA
I
I
-
Referencias
Tipo y orientación
Mena
N/N 4
CUADRANGULO RIO ROCIN (E
1
Coordenadas
Nombre
Plata
Ag
Referencias ARIAS, 1984.
'I
3
Veta san José
32 28 28.26 Lat.S 70 29 11.52 Long.W
Cu
VETA: NS-30°E/90° N45°E/90°
CASTRO, 1983.
I
4
Veta Frontón an¬
32 29 28.53 Lat.S 70 29 43.83 Long.W
Cu
VETA: N30°E-N45°W/?
CASTRO, 1983.
VETA: N40°E/90°
CASTRO, 1983.
cho
I
I I
5
Veta Los Copihues
32 29 58.15 Lat.S 70 29 49.74 Long.W
Cu
6
Prospecto Pimen¬ tón
32 27 59.00 Lat.S 70 11 57.00 Long.W
Au
-
Cu
PROSPECTO
7
Prospecto Colum¬ pios del Diablo
32 29 55.00 Lat.S 70 13 59.60 Long.W
Au
-
Cu
PROSPECTO
I
.
"
: sin referencias.
CUADRANGULO PAPUDO (E - 34)
I
Ne
Nombre
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1*
N/N 1
32 37 14.37 Lat.S 71 19 39.96 Long.W
'
2
Quintero 1 al 18
32 41 54.04 Lat.S 71 23 3.15 Long.W
Diatomita
ESTRATIFORME
H0RNK0HL, 1947.
I
3
Los Pajaritos
32 43 3.45 Lat.S 71 20 22.81 Long.W
Cu -(Ag-Au)
VETA: N80°W/65°N
QUEZADA, 1947.
32 43 44.68 Lat.S 71 20 45.52 Long.W
Cu
32 44 3.82 Lat.S 71 20 51.80 Long.W
Cu
I
N80°W/40°N
|
4
Raiz del Cobre
I
I I
5
El Márquez
ESTRATIFORME:
SALAS, 1958.
WALBERG, 1957. RODRIGUEZ, 1958.
ARAVENA, 1970.
N450E-5°W/5°-12°E IRREGULAR VETILLAS: N40°W/90°
15
ARROBA, 1957.
RODRIGUEZ, 1959.
Nombre
Coordenadas
6
Calizas del cerro Yerbas Buenas
32 44 3.65 Lat.S 71 18 55.49 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
FIGUEROA, 1936.
7
California
32 44 41.15 Lat.S 71 17 33.13 Long.»
Caliza
ESTRATIFORME
SIMIAN, 1940.
FELSCH, 1942.
Cu
ESTRATIFORME
COSSORO, 1942.
SALAS, 1958.
Cu
ESTRATIFORME
RODRIGUEZ, 1959.
ESTRATIFORME:
RODRIGUEZ, 1959.
NO
8** Tigre 9**
(El
Tipo y orientación
Mena
Tigre)
Los Pantanitos
10** La Negra
Cu
Referencias
ARAVENA, 1970
N39oE/10°-15°SE
11** Los Azulillos
Cu
12** Cata
Cu
VETA
RODRIGUEZ, 1959.
ESTRATIFORME:
RODRIGUEZ, 1959.
N20°E/10°-15°SE sin información, sólo indicada en mapa topográfico IGM. sin ubicación. Figuran en el Listado de MAGMA.
***::
CUADRANGULO NOGALES (E
Nombre
NB 1
-
35)
Coordenadas
32 30 16.60 Lat.S 71 4 11.54 Long W
Chancleta
.
32 30 17.35 Lat.S 71 4 2.04 Long.»
3
El Peumo
32 30 26.35 Lat.S 71 4 11.19 Long.W
Cu
32 30 39.73 Lat.S 71 4 4.84 Long.W
Cu
4
i
5
Guaya cán
323041.84 Lat.S 71 4 30.76 Long.W
1
6
Cateo Rosilla
32 30 55.14 Lat.S 71 2 54.14 Long.W
1
7*
Rosa
32 30 48.16 Lat.S 71 4 5.53 Long.W
8*
López
32 30 46.24 Lat.S 71 2 6.76 Long.W
9*
Coquimbano
32 31 28.56 Lat.S 71 0 4.91 Long.W
1 1
10
Las Animas
32 31 30.96
ESTRATIFORME:
Cateo Adobones i
12*
Las Vacas
32 31 33.03 Lat.S 71 4 52.85 Long.W
CARTER y ALISTE, 1962.
CARTER y ALISTE, 1962.
N75°E/20I>S N17QE/84°E
CARTER y ALISTE, 1962. GLUSCHKE, 1969.
Cu
ESTRATIFORME: N 5°U/15-28°E
CARTER y ALISTE, 1962. GLUSCHKE, 1969.
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1962.
ESTRATIFORME:
VETA
Cu
VETA;
N50°W/>55°S N85°-90"E/58o-68°S
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1962.
71 6 53.59 Long.W 11
I
Lat.S
Referencias
N10°U/29°E
Porvenir
I
ESTRATIFORME:
Cu
2*
Rusa
Tipo y orientación
Mena
32 31 37.93 Lat.S 71 1 38.64 Long.W
16
Nombre
| NO
La Retaguardia
32 31 39.80 Lat.S 71 4 43.61 Long.U
14*
La Ho lie
32 31 47.37 Lat.S 71 7 26.53 Long.W
15
Patagua y Molle
32 31 53.66
| 13*
I
Coordenadas
Lat.S
VETA: N 5°W/90° N75°U/80°N N 5°/30°E
Cu
71 6 48.50 Long.U ÿ
16*
N/N 1
32 32 10.50 Lat.S 71 0 54.75 Long.W
'
17
Farellón Delirio
32 32 10.69 Lat.S 71 5 0.43 Long.U
|
18*
N/N 2
32 32 19.40 Lat.S 71 0 24.78 Long.U
19
Cateo Herminia
32 32 16.47 Lat.S 71 5 14.22 Long.U
Cu
ESTRATIFORME
32 32 24.35
Cu
VETA: N14°W/75°-78°N
I 20
Centinela
Lat.S
ESTRATIFORME:
Cu
21*
N/N 3
32 32 30.78
CARTER y ALISTE, 1962.
CARTER y ALISTE, 1962.
N35°W/27°N
71 7 56.00 Long.U ,
Referencias
Tipo y orientación
Mena
CARTER y ALISTE, 1962.
NS-12°E/55°E
Lat.S
71 0 43.01 Long.U Cateo Blanco
32 32 45.99 Lat.S 71 7 44.67 Long.U
N/N 4
32 32 53.34 Lat.S 71 0 49.95 Long.U
Cateo (Iónica
32 33 6.78 Lat.S 71 0 44.11 Long.U
N/N 5
32 33 14.34 Lat.S 71 4 19.29 Long.W
26
Cateo Llamuco
32 33 17.02 Lat.S 71 4 43.67 Long.U
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1962.
27
Los Mantos
32 33 23.29 Lat.S 71 6 25.76 Long.U
Cu
VETA: N15°U/61°W
CARTER y ALISTE, 1962.
32 33 24.52 Lat.S 71 7 56.63 Long.W
Cu
32 33 40.78 Lat.S 71 0 53.08 Long.W
Cu
VETA: NS/40°-45°W
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
VETA: N25°W/77°W
CARTER
32 34 12.98 Lat.S 71 5 0.99 Long.U
Cu
VETA: NS/85°E
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
22
I 23* 24
1 25* 1
1
28
29
Cebada Rosario Las Cuevas (ex-Adela)
1
30
Cateo Infiernillo
32 33 47.79 Lat.S 71 0 27.21 Long.W
|
31*
N/N 6
32 33 50.65 Lat.S 71 4 44.88 Long.U
32
San
'
Pedro
33
Vizcachas
323421.31 Lat.S 71 0 43.26 Long.W
34*
N/N 7
32 34 22.17 Lat.S 71 7 20.31 Long.W
Cu
VETA: N40°-48°W/90°
CARTER y ALISTE, 1962.
Cu
VETA
CARTER y ALISTE, 1962.
-•
EU/35°N VETA: N40°W/75°N
CARTER y ALISTE, 1962.
N10°-25°W/60°W-90°
y ALISTE, 1962.
N60°-80aE/50°S-90° N30°-35°W/60°W VETA: N22°E/57°W N 5°W-5QE/38°W
17
CARTER y ALISTE, 1962.
Nombre
NO
Coordenadas
35*
N/N 8
32 34 33.23 Lat.S 71 4 58.01 Long.W
36
Cateo Suerte
323451.75 Lat.S 71 4 31 .17 Long.W
37*
N/N 9
Tipo y orientación
Mena
Referencias
Cu
PROSPECTO
CARTER y ALISTE, 1962.
VETA
CARTER y ALISTE, 1962.
VETA: N15°-30oW/32°W
CARTER y ALISTE, 1962.
323511.62 Lat.S 4 45.68 Long.W
71
38
Galvez
32 35 21.47 Lat.S 71 0 .0.39 Long.W
Cu
39
El Cerrado
32 36 13.20 Lat.S
Cu
71 0 8.18 Long.W
N22°E/54°W
AO
El Queñe
32 36 33.10 Lat.S 71 6 27.40 Long.W
Cu
ESTRATIFORME: N15°E-15°W/25°-35°E
CARTER y ALISTE, 1962.
41
La Comuna
32 36 32.76 Lat.S
Cu
VETA: N16°-30°W/50°W
CARTER y ALISTE, 1962.
N55°E/75°S 71 6 2.73 Long.W
42*
N/N 10
32 36 34.31
ESTRATIFORME
Lat.S
71 11 36.06 Long.W 43*
Andacollo
32 37 17.61 Lat.S 71 8 53.23 Long.W
44
San José
32 37 58.58 Lat.S 71 1 11.01 Long.W
Cu
-
Au - Ag
-(Zn)
45
El Soldado
32 38 23.44 Lat.S 71 6 41 .10 Long.W
46*
El Melón
3239 1.95 Lat.S 71 10 37.69 Long.W
I
47
Veta Negra
323911.97 Lat.S 71 5 35.24 Long.W
Cu
I
48
323941.67 Lat.S 71 6 5.15 Long.W
Cu - (W)- Ag
(Arturo)
La Veta del Agua
Cu
VETA: NS/35°W N25°E/50°W
KAISER, 1951.
CUERPO IRREGULAR VETA
-
(Ag)
ESTRATIFORME: N10o-15°E/25uE
CARTER y ALISTE, 1962.
VETA: N15°-40°W/80°W
CARTER
y ALISTE, 1962.
N62°W/45°S
I
49*
Los Pinos
32 39 57.67 Lat.S 71 6 14.52 Long.W
!
50
El Navio
32 40 4.30 Lat.S 71 11 32.49 Long.W
I
51*
N/N 11
32 40 42.88 Lat.S 71 13 48.05 Long.W
I
52*
Rincón de los Car dos
32 41 10.34 Lat.S 71 7 5.29 Long.W
53"
San Francisco de Nogales
Caliza
FELSCH, 1942.
Cateo las Arbole¬
Au ?
FIGUEROA, 1936 in CARTER y ALIS TE, 1962.
| 54" I_
*"
Caliza
ESTRATIFORME: N10°W-40oE/30o-40°E
das
: sin información. : no figuran en el mapa pero están en el listado de MAGMA.
18
CARTER y ALISTE, 1962.
CUADRANGULO NILHUE (E
N8
-
36)
Nombre
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1
Ñipita
Lat.S 32 33 00 70 45 28.67 Long.W
Cu
VETA: N15°E/78°W N10°W/53°W
CARTER y ALISTE, 1961.
2
Palqui
323231.75 Lat.S 70 59 51.15 Long.W
Cu
ESTRATIFORME: NS- 5°W/45°-52°E
CARTER y ALISTE, 1961.
3
Prospecto Pequeries
32 32 49.62 Lat.S 70 54 26.02 Long.W
Cu
VETA: N30°E/75°E
CARTER y ALISTE, 1961.
4
Grupo Borníta
32 33 22.38 Lat.S 70 45 31 .10 Long.W
Cu
VETA: NS/70"E N150W/90°
RODRIGUEZ, 1964.
5
El Romero
32 33 19.65 Lat.S 70 57 0.07 Long.W
Cu ?
VETA: N32°W/35°W
CARTER y ALISTE, 1961.
6
Veta del Agua
32 33 30.84 Lat.S 70 45 31 .34 Long .W
Cu
VETA: N10°W/80°W NS-10°W/63°-80°E
CARTER y ALISTE, 1961.
7
La Chagua l
32 33 39.50 Lat.S 70 56 18.80 Long.W
Cu
VETA: N17°W/60°W
CARTER y ALISTE, 1961 .
8
Golondrina
32 33 59.34 Lat.S 70 48 48.28 Long.W
Cu
VETA: N20°W/90°
CARTER y ALISTE, 1961.
9
Valparaíso
32 34 0.07 Lat.S 70 50 46.99 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1961 .
32 34 2.92 Lat.S 70 50 34.84 Long.W
Cu
10
Pirquitas
-
Au ?
STAGER, 1968.
ESTRATIFORME:
NS-45°W/15°-22°SW
CARTER y ALISTE, 1961. ZA, W., 1969.
11*
N/N 1
32 34 6.89 Lat.S 70 50 36.56 Long.W
Cu
12
Diablo
32 34 32.25 Lat.S 70 51 11.47 Long.W
Cu
32 34 37.94 Lat.S 70 51 16.49 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
32 34 35.64
Cu
VETA: N38°-40',W/50oW
CARTER y ALISTE, 1961.
32 34 49.77 Lat.S 70 45 46.81 Long.W
Cu -(Ag)
VETA: NS/65-W
RODRIGUEZ, 1965.
13
Diablo Sur
14
Andacollo
Lat.S
ESPINO-
ZA, W., 1969. HUETE, 1972. ESPINOZA, L., 1973. ESPINO¬
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME:
N67°W/ 5°-10"W
CARTER y ALISTE, 1961. ESPINO¬ ZA, W., 1969. OLCAY, 1979.
70 49 16.81 Long.W
15
Esperanza
NS-80°W/? SW
16
Rompeojotas
32 35 0.41 Lat.S 70 45 40.78 Long.W
Cu
17
Dos Amigos
32 36 9.05 Lat.S 70 45 5.39 Long.W
Cu
-
(W) -Ag
VETA: NE-SW/? NW
VETA: N50°-60°W/?
FIGUEROA, 1939. FRANQUEZA, 1962. SLACHEVSKY, PARRAGUEZ, 1966.
1961.
-
18
Mantos Portales
32 36 32.83 Lat.S 70 51 17.52 Long.W
Cu
19
Florida y Mi raf lo¬ 3237 1.01 Lat.S 70 44 59.62 Long.W res
Cu
20
Los Loros
32 38 37.06 Lat.S 70 45 29.20 Long.W
Cu
VETA: N45°W/65°W
CARTER y ALISTE, 1961.
21
La Leona
32 38 50.22 Lat.S 70 45 1.83 Long .W
Cu
VETA: N50D-55°W/72°N
CARTER y ALISTE, 1961.
(W) -Ag
ESTRATIFORME
VETA: N 5°W/46°-52°W N10°W-N20°E/65°W-70°E
19
CARTER y ALISTE, 1961 .
N«
Nombre
22
Manto Verde
32 38 56.49 Lat.S 70 45 8.41 Long.U
Cu
23
Portezuelo
32 39 30.92 Lat.S 70 53 48.66 Long.U
Cu
32 39 51.59
Granito
24
San Nicolás
Coordenadas
Lat.S
Mena
Tipo y orientación
Referencias
VETA: N60°-65 ° U/70" -75 D S
CARTER y ALISTE, 1961.
ESTRATIFORME:
THOMAS, 1967.
N30°E/20°E CUERPO MASIVO
Este trabajo.
VETA: N10°-15°U/68°-70QU
CARTER y ALISTE, 1961.
VETA: N50°E/»S
CARTER y ALISTE, 1961.
Rivano, 1991.
70 45 48.35 Long.U 25
Veta Grande
32 39 54.21 Lat.S 70 47 6.29 Long.U
Au - Zn
26
La Victoriana
32 39 57.58 Lat.S 70 57 45.67 Long.U
Cu
27
Amelia
32 40 13.70 Lat.S 70 53 3.26 Long.U
Cu
32 40 15.90 Lat.S 70 54 10.97 Long.U
Cu
324021.44 Lat.S
cu -
Zn
28 29
Los mantos Las Animas
70 53 59.32 Long.U
-
Pb
ESTRATIFORME:
THOMAS, 1967.
NS/15°-20°E VETA: N40°E/?
LLAUMET, 1977.
ESTRATIFORME:
CARTER y ALISTE, 1961 THOMAS, 1967.
N30°E/15°E
Blanca Torre
32 40 29.38 Lat.S 70 46 0.22 Long.U
Cu
-
Ag
31
El Romero
32 40 24.42 Lat.S 70 53 42.48 Long.U
Cu
-
Zn
Castillo, Pata Sur
32 40 24.24 Lat.S 70 58 31.61 Long.U
Cu
VETA
Cu
ESTRATIFORME
y otras 33
Amazonas
32 40 28.20 Lat.S 70 53 11.94 Long.U
34
Bellavista
32 40 39.47 Lat.S 70 47 56.29 Long.U
Au
-
STAGER, 1968.
.
ESTRATIFORME
30
32
ESPIN0-
-
Au
VETA: N30°U/90°
CARTER y ALISTE, 1961
.
ESTRATIFORME
Ag - Cu
FERNANDEZ, 1937.
CUERPO IRREGULAR
CARTER y ALISTE, 1961.
Zn
35
Lucrecia
32 40 33.00 Lat.S 70 58 54.82 Long.U
Cu
VETA: N20oU/65°U
K0EBERLIN, 1923. LISTE, 1961.
36
Santo Domingo
32 40 38.77 Lat.S 70 53 27.69 Long.U
Cu -(Ag)
VETA: N60°U/90°
THOMAS, 1967.
37
La Cardenilla
32 40 40.02 Lat.S 70 58 27.48 Long.U
Cu
VETA: N10°E/50°-70°U
CARTER y A-
LLAUMET, 1977.
CARTER y ALISTE, 1961.
1968.
STAGER, MARTIN0VIC, 1976, 1977.
38
La Unión
32 40 54.28 Lat.S 70 52 59.16 Long.U
Cu
VETA
39
Iguana de Catemu
32 40 46.06 Lat.S 70 59 24.19 Long.U
Cu ?
VETA: NS/30°-40°U
STAGER, 1968.
40
Fortuna
32 41 9.46 Lat.S 70 48 15.83 Long.U
Caliza
ESTRATIORME
DONOSO, 1939.
41
Serena (ex-San Francisco)
32 41 17.98 Lat.S 70 53 6.13 Long.U
Cu
VETA: N40°U/90°
CARTER y ALISTE, 1961.
42*
La Poza
32 41 44.54 Lat.S 70 53 28.53 Long.U
Cu
43
La Japonesa
324211.26 Lat.S 70 49 59.95 Long.U
Cu
-
(U) -Ag
VETA
VETA: N70°U/20°N N14°E/? E
20
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
Nombre
NS
44
N/N 2
45
Verde
(La Verde)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
3243 1.99 Lat.S 70 54 14.76 Long.W
Caliza
32 43 0.03 Lat.S 70 57 49.23 Long.W
Cu
ESTRATIFORME
Referencias Este trabajo.
ESTRATIFORME:
CARTER y ALISTE, 1961 .
NS/30"? E
1969.
ESTRATIFORME
Este trabajo.
ESTRATIFORME:
CARTER y ALISTE, 1961.
46
N/N 3
32 43 21.09 Lat.S 70 54 19.57 Long.W
Caliza
47
Prospecto Gutie¬
32 43 44.06 Lat.S 70 58 9.96 Long.W
Cu
32 44 14.73 Lat.S 70 58 9.58 Long.W
Cu
32 44 38.38 Lat.S 70 58 59.10 Long.W
Cu
32 44 48.09 Lat.S 70 58 8.83 Long.W
Cu
32 44 49.03 Lat.S 70 59 29.57 Long.W
Cu
32 44 52.93 Lat.S 70 45 36.58 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
Este trabajo.
rrez
48 49
50
51
Los Picados
El Manzano El Salado
Florida y Molino
NS/? E ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
NS-NNE/30°E ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
NS/30°E N15 °-20°W/30°-35 °E
CARTER y ALISTE 1961. HUETE, 1969. ARAVENA y GODOY, 1969. DIVIN, 1972.
ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
ESTRATIFORME:
NNE-NNW/20°-33°E
52
Las Tinajas
53
Bramador (prospec¬ 32 44 52.93 Lat.S to) 70 45 36.58 Long.W
CU
VETA: N12°W/?
CARTER y ALISTE, 1961
54
Verde (prospecto)
32 44 52.93 Lat.S 70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA:N12°W/70°W
CARTER y ALISTE, 1961.
55
Templo
32 44 52.93 Lat.S 70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA: NS/68<1-70°W
CARTER y ALISTE, 1961 .
(sur y nor¬
te)
.
56
Rosario
32 44 52.93 Lat.S 70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA: N 5°E/75°W N50"-80°E/74°N N20°-28° E/62°-68 °W
CARTER y ALISTE, 1961 .
57
Ladera (1 y 2) (prospecto)
32 44 52.93 Lat.S 70 45 36.58 Long.W
Cu
VETA: N10°W/51°W
CARTER y ALISTE, 1961.
58
N/N 4
32 44 52.93 Lat.S 70 45 36.58 Long.W
Au
VETA: N35°E/35°-40°E ESTRATIFORME
Este trabajo.
ESTRATIFORME:
HUETE, 1969.
59** Valentina
(ex-Mo-
-
Cu
Cu
lino)
60**
Leningrado
HUETE,
SERRANO, 1977.
N10°W/30°-35°E Cu
ESTRATIFORME:
SERRANO, 1977.
NS-25°W/35°-48°E 61**
Manto Li len
Mn
62**
Divisadero Rojo
Cu
63**
Nueva Margarita
Cu -(Ag)
ESTRATIFORME
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
64**
Mantos San José
Cu
ESTRATIFORME: N3Q°E/10°E
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
ESTRATIFORME
CARTER y ALISTE, 1961. GUTIERREZ y VEGA, 1967.
21
Coordenadas
Nombre
NO
65**
Tres Pocitos
Cu
66**
Atahualpa
Cu
Referencias
Tipo y orientación
Mena
- Fe
VETA: N15°E/60°U
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
ESTRATIFORME:
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
NE/? NU
67**
Los Qui los
Cu
VETA: N40°-50°E/? N
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
68**
El Farellón
Cu
ESTRATIFORME
GUTIERREZ y VEGA, 1967.
69**
San Pedro
CU
70**
La Compañía
Cu
Anónimo. ESTRATIFORME: NS/30°-50°E
STAGER, 1968.
: sin información. **: sin ubicación en el mapa pero etán en el listado de MAGMA.
*
CUADRANGULO SAN FELIPE (E
-
Nombre
NA
37)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
1
La Suerte
32 30 36.94 Lat.S 70 40 25.86 Long.W
Cu
VETA: N50°-60°E/45°N N36°W/14°W
RODRIGUEZ, 1965.
2
Las Marias
32 30 35.98 Lat.S 70 40 9.53 Long.W
Cu -(Ag-Au)
VETA: N70°E/90°
RODRIGUEZ, 1965.
3
Boris Angelo
32 31 0.98 Lat.S 70 40 59.41 Long.W
Cu
VETA: EW/60°-80°N
EGERT, 1970.
SERRANO, 1976.
(ex-Suerte)
Llano de Quebrada rica
32 31 34.12 Lat.S 70 41 47.46 Long.W
Au
MUÑOZ, 1932.
GREINER, 1985.
Las Mimllas (sec¬
32 31 37.01 Lat.S 70 41 30.55 Long.W
Au
PLACER
GREINER, 1985.
Este trabajo.
32 31 51.98 Lat.S 70 41 26.12 Long.W
Au
PLACER
GREINER, 1985.
Este trabajo.
32 32 70 42
3.00 Lat.S 0.16 Long.U
Cu
VETA: N40°W/80°S
RODRIGUEZ, 1965.
A
5
tor)
6
Las Mini lias (sec¬ tor)
7
El Indio
IRREGULAR
-
BOLSON
PLACER
Este trabajo.
-
Ag
(Au)
-
8
Lavadero
32 32 8.37 Lat.S 70 40 42.50 Long.W
Au
PLACER
Este trabajo.
9
Todo Santo
32 36 15.10 Lat.S 70 44 59.52 Long.W
Cu
VETA: N15°U/56°W
RODRIGUEZ, 1965.
10
San Antonio
32 36 44.44 Lat.S 70 44 58.87 Long.W
Cu -(Ag)
VETA: N25°W/50°-60°W
N30uW/90°-80°E
WAISBERG, 1957. CARTER y ALIS¬ TE, 1961. FRANQUESA, 1962.
VETA: N60°W/60°S
CARTER y ALISTE, 1961.
VETA: N25°W/90°
QUEZADA, 1943.
VETA: NS/ ?
ALISTE, 1966.
11
El Cobre
32 36 58.06 Lat.S 70 44 49.22 Long.W
Cu
12
La Peste
32 37 27.46 Lat.S 70 44 22.94 Long.W
Cu
32 37 52.52 Lat.S 70 35 2.35 Long.W
Cu
13
Katanga
-
Ag
-
(Au)
22
STAGER, 1968.
Nombre
N2
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
14
Veta del Agua
3238 1.01 Lat.S 70 35 3.50 Long.W
Cu
VETA: NS-NNE/ ?
ALISTE, 1966.
15
Socavón del Cánta¬ ro
32 38 14.79 Lat.S 70 35 34.78 Long.U
Cu
VETA: N25°W/80°W
ALISTE, 1966.
16
Cantarito
32 38 17.36 Lat.S 70 35 44.34 Long.W
Cu
ESTRATIFORME:
STAGER, 1968.
17
Cantera Los Estan¬ 32 38 16.88 Lat.S ques (grupo ex-San 70 35 25.41 Long.W
Cu
STAGER, 1968.
NS/25°W SLACHEVSKY, 1961.
ALISTE, 1966
ta Filomena)
18
Santa Filomena (ex
El
farellón)
32 38 16.38 Lat.S 70 35 0.12 Long.W
Cu
ESTRATIFORME: VETA: N60°E/60°S
19
Socavón El Quillay
32 38 23.52 Lat.S 70 35 24.34 Long.W
Cu
20
Socavón No. 1
32 38 27.13 Lat.S 70 35 26.64 Long.W
Cu
21
Sagrada Familia
32 40 59.92 Lat.S 70 43 26.96 Long.W
Cu
22
Las Coimas
32 41 9.53 Lat.S 70 43 21.06 Long.W
Cu
23
San Cayetano
32 42 7.08 Lat.S 70 43 38.02 Long.U
24
Santa Josefina y cateo Ojeda
32 42 17.12 Lat.S 70 32 54.37 Long.W
Cu - Ag
N/N 1
32 31 17.08 Lat.S 70 44 46,30 Long.U
Cu
32 31 22.70 Lat.S 70 44 30.00 Long.W
Cu
25 26
La Chi lena
SLACHEVSKY, 1961.
N75°E/59°S ALISTE, 1966. ALISTE, 1966.
-
(W) -Ag
VETA: N60°U/90"
RODRIGUEZ, 1965.
VETA: N40oW/90o-75°N BUSTAMANTE y SEPULVEDA, 1977. SERRANO, 1977 N20°E/90°
VETA
FRITIS, 1929.
ESTRATIFORME:
SERRANO, 1977.
NS-20°W/20°-40°E
-
ESTRATIFORME:
Este trabajo.
VETA: N60aW/75°-80°N
Este trabajo.
VETA
NS/00"
ESTRATIFORME
27**
Andacollo
32 31 24.00 Lat.S 70 41 19.24 Long.W
Cu
- Ag
VETA
28
California
32 31 31.60 Lat.S 70 43 26.96 Long.W
Cu - (Au)
VETA
FIGUEROA, 1939.
29
El Ca Letón
32 31 38.60 Lat.S 70 44 30.00 Long.W
Cu
ESTRATIFORME VETILLAS
Este trabajo.
30
Nina De Tablas
32 31 48.60 Lat.S 70 44 28.00 Long.W
Cu
ESTRATIFORME VETILLAS
Este trabajo.
31
Paso de La Zorra
32 32 30.80 Lat.S 70 43 33.30 Long.W
Cu
VETA: N45°W/90° VETILLAS
Este trabajo.
33*
Hormiguitas
Cu
34*
El Cu Lebrón
Cu
35*
El Leoncito
Cu
-
-
(Ag)
Ag
-
Au
RODRIGUEZ, 1965.
- Ag
VETA: N70°E/?
RODRIGUEZ, 1966.
VICENCIO, 1970 ?.
23
N2
Coordenadas
Nombre
Tipo y orientación
Mena
Referencias
36*
Abundancia
Cu
VICENCIO, 1970 ?.
37*
Santa Filomena de
Cu
STAGER, 1968.
Rinconada de Silva
38*
Las Guias
Cu
- Ag
39*
Mexi co
Cu
-
Ag
-
VETA: N40°E/60°W NS-NE/60°W
DANUS, 1963.
VETA: NS/70°-80°W
ARAVENA, 1969.
STAGER, 1967.
(Au)
40*
Romeral
Cu
VETA VETILLAS
41*
Hermita
Cu
VETA: N30°E/90°
42*
La Despreciada
Cu -(Ag)
ESTRATIFORME:
RODRIGUEZ, 1965.
NS-EW/00° 43*
Central
VETA
Cu
FIGUEROA, 1939.
ubicación. Figuran en el listado de MAGMA. ***:: sin sin información.
CUADRANGULO RIO COLORADO (E - 38)
NO
1
Nombre
Coordenadas
Maria Auxiliadora
32 30 13.73 Lat.S 70 29 35.85 Long.W
Cu
- Ag
2
Los Quillayes
32 30 19.67 Lat.S 70 29 16.52 Long.W
Cu
-
Ag
3
Sector Flautero
32 30 27.73 Lat.S 70 29 48.99 Long.W
Cu
-
Ag
Las Delicias
32 38 44.28 Lat.S 70 19 26.35 Long.W
5*
San Carlos
32 39 17.17 Lat.S 70 29 51.34 Long.W
Cu
6*
N/N 1
32 39 20.34 Lat.S 70 29 33.28 Long.W
Cu
7*
N/N 2
32 39 22.26 Lat.S 70 29 42.99 Long.W
Cu
8
Gutierrez
9
Leona
32 42 46.65
10*
N/N 4
32 43 52.52 Lat.S 70 18 28.67 Long.W
11** Norteamericana
Lat.S 70 18 29.70 Long.W
ESTRATIFORME:
Referencias CASTRO, 1983.
N70°E/30°N ESTRATIFORME: EW/30°N
CASTRO, 1983.
ESTRATIFORME:
CASTRO, 1983.
EW/30°N
4*
y N/N 3 32 40 50.59 Lat.S 70 28 51.87 Long.W
Tipo y orientación
Mena
Fe - Caolin
ESTRATIFORME:
WAISBERG, 1959.
N30°W/00° Azufre
ESTRATIFORME: N80°E/60°S
VACCARO, 1944.
Cu
VETA: N23"W/28°W
STAGER, 1968.
24
Coordenadas
Nombre
NO
Tipo y orientación
Mena
Referencias
12"
Estero Lagunillas
Zona de Alte ración
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
13"
Quebrada Mancilla
Zona de Alte ración
M0SC0S0, PADILLA y RIVAN0, 1982
14"
Quebradas Los Men¬ doza y Las Minas
Zona de Alte
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
Estero San Francis co y Cajón del To¬
Zona de Alte ración
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
Zona de Alte
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
15"
ración
ro
16"
Quebrada EL Arpa
ración información. ***:: sin sin ubicación.
"
: no figuran en el mapa de yacimientos.
CUADRANGULO LIMACHE (E
N»
-
Nombre
41)
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
PLACER
COSSORO, 1938.
VETA: NU/ ?
RODRIGUEZ, 1966.
1
Los Barrancos
32 50 23.23 Lat.S 71 22 54.63 Long.U
Au
2
El Peumo
32 51 20.30 Lat.S 71 18 14.94 Long.W
Au
3*
Lavadero de Oro
32 51 44.26 Lat.S 71 19 42.20 Long.W
Au
PLACER
4
El Colmo
32 53 59.26 Lat.S 71 19 59.96 Long.U
Fe
VETA
MAGMA, 1981.
5*
Las Tórtolas
32 58 24.61 Lat.S 71 15 39.72 Long.W
6*
N/N 1
32 59 54.20 Lat.S 71 17 56.95 Long.W Cu
VETA: N82UW/68°S
C0NTRERAS, 1962.
7** Buena Esperanza
-
Cu
8**
Elcira
Au
VETA: EU/35°S N60°E/75°S
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934.
9**
De La Herradura
Au
VETA: N70"W/70°S
RODRIGUEZ, 1965.
10** Inca de Oro
Au
VETA
RODRIGUEZ, 1965.
11** Bellavista
Au
VETA: N45°E/90"-»S
RODRIGUEZ, 1965.
12** Los Toros
Au
13**
"1933"
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934. VETA: EW/25°-60°S BOLSON
Au
25
-
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934.
Nombre
NO
Coordenadas
Tipo y orientación
Mena
Referencias
14** Santa Julia y San Felix (ex-Ma lacara
Au
VETA: N80°W/70°
FERNANDEZ y MUÑOZ, 1934.
15** La Co losa
Au
VETA: N30°E/90°-65°E
MICHEL, 1935.
RODRIGUEZ, 1965.
sin información, solo iguran en mapa topográfico. ***:: ubicación imprecisa, no figuran en el mapa.
CUADRANGULO LA CALERA (E - 42)
Nombre
NO
Coordenadas
1
El conde de Monte- 32 46 39.28 Lat.S cristo y Monserrat 71 4 20.64 Long.W
Cu
2
Santa Filomena
324641.51 Lat.S 71 2 25.41 Long.U
Cu
(La Filomena)
Tipo y orientación
Mena
VETA: N28-W/ ?
IRIBARREN, 1969.
ESTRATIFORME:
GALLARDO, 1972.
N10°-15°E/25°E
3*
N/N 1
32 47 40.91 Lat.S 71 10 53.38 Long.W
Caliza
4
Las Cabritas
32 47 46.86 Lat.S 71 10 55.35 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
ESTRATIFORME:
N/N 2
32 48 10.56 Lat.S 71 11 25.76 Long.W
Caliza
VETA
6*
N/N 3
32 48 20.88 Lat.S 71 11 28.14 Long.W
Caliza
VETA
Fortuna (ex-Infier
32 48 26.29 Lat.S 71 4 44.03 Long.W
Cu
ni lio)
MUÑOZ, 1927.
N10°-15°W/20°E
5*
7
Referencias
VETA: N70°E/68°-70°S N10°W/46°S N65°E/90°
LEON, 1967.
SERRANO, 1977.
8*
Calera
32 48 36.34 Lat.S 71 11 25.95 Long.W
Caliza
ESTRATIFORME
9
Verde de Hijuelas - Santa Rosa
32 48 47.70 Lat.S 71 6 29.96 Long.W
Cu
VETA: N20°-50°W/70°S ESTRATIFORME: N20°W
CARTER, 1960. BURN0L, 1966. RICHARD, 1976.
Libertad de Pure-
32 49 1.87 Lat.S 71 6 0.29 Long.W
Cu
VETA: N18°-42°W/90° IRREGULAR
CONTRERAS, 1964.
Cu
VETA: N40°-60°E/75°N HAGEL, 1952.
10
hue
11*
El Timón
32 49 6.78 Lat.S 71 6 24.34 Long.W
12*
La Mercedita
32 49 25.24 Lat.S 71 11 7.75 Long.W
13
San Eugenio
32 50 22.10 Lat.S 71 10 19.41 Long.W
14*
N/N 4
32 50 23.58 Lat.S 71 9 12.34 Long.W
15*
Verde
32 51 35.59 Lat.S 71 3 36.79 Long.W
16*
N/N 5
32 53 7.24 Lat.S 71 10 49.74 Long.W
17
Veta Grande
32 55 20.65 Lat.S 71 6 51.04 Long.W
Cu
-
(Au ?)
ESTRATIFORME:
N20°W/50°E
26
TIDY, 1970.
BURNOL, 1966.
TULCANAZA, 1966.
NS
Nombre
Coordenadas
18
Mina del Hierro
32 55 59.92 Lat.S 71 6 30.17 Long .W
19*
20 21
22 23
N/N 6 Santa Teresita
El Guanaco Pronosticada
Felicidad
32 54 59.02 Lat.S 71 10 2.72 Long.W
Cu
32 56 59.05 Lat.S 71 7 30.86 Long.W
Cu
32 57 19.85 Lat.S 71 7 24.03 Long.W
Cu
32 58 0.15 Lat.S 71 7 0.85 Long.W
Cu
N/N 7
32 58 30.72 Lat.S 71 13 2.17 Long.W
25
Opositora
32 58 42.01 Lat.S 71 6 30.50 Long.W
27* 28
El Agui la
29**
32 58 40.77 Lat.S 71 2 54.84 Long.W
N/N 8
32 59 2.84 Lat.S 71 2 57.32 Long.W
Las Damas y veta
32 52 15.40 Lat.S 71 14 50.32 Long.W
Poligono Zoila Rosa
Fe
- Au
ESTRATIFORME:
Referencias MAGMA, 1981.
NS-15°W/45°-50°E
32 56 2.25 Lat.S 71 10 34.30 Long.W
24*
26
Tipo y orientación
Mena
-
Au - Ag
NS/90°-70°W
HEMMER y BIANCHI, 1935. TIDY, 1970. THOMAS, 1957.
ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
VETA: NS-10°W/70°W
NS/40°-50°E
Cu
-
Au
- Zn
- Au
- Au
Cuarzo
ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
N20°-25°W/40°-50°E ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
N40°-50°W/45°E
- Ag
ESTRATIFORME:
TIDY, 1970.
N20°W/70o-80oE
-
Fel
IRREGULAR
-
BOLSON
SEGURA, 1962
despato
Au
Cu
VETA
FIGUER0A, 1939.
IRREGULAR:
RODRIGUEZ, 1966.
NS/45°-60°E 30**
Las Cañas
VETA:
Au
HORNKOHL, 1964. RODRIGUEZ, 1965
N30°-50°W/45o-50°S 31**
Pangue
Au
VETA: N35°W/75°S
CACERAS, 1946. ETCHEGARAY, 1947.
32**
Socorro
Au
VETA: N30°-40°E/36°N
MUÑOZ, 1933.
33**
Ramoncito
Au
VETA: N45°E/ ?
MUÑOZ, 1933.
Au
VETA
MUÑOZ, 1933.
34** Higuera
información, solo ubicación en mapa topográfico. ***:: sin sin ubicación en mapa.
27
CUADRANGULO LLAILLAY (E
N«
I
-
Tipo y orientación
Mena
Coordenadas
Nombre
Referencias
VETA: NA5°-67°U/77°N
SERRANO, 1977.
Au
VETA: N50°-70oU/75°S
RIVANO, 1990.
PEEBLES, 1991.
(Ag)
VETA
STAGER, 1968.
G0D0Y, 1969.
VETA:
C0NTRERAS, 1961. RODRIGUEZ, 1966.
32 A7 8.13 Lat.S 70 59 29.55 Long.U
Cu
Santa Adela
32 A9 18.70 Lat.S 70 55 9.81 Long.U
Cu
-
3
El Carbón
32 A9 35.23 Lat.S 70 51 13.61 Long.U
Cu
-
*
La Golondrina
32 50 '6.5A Lat.S 70 5 A 50. A5 Long.U
Cu
5
Calandria
32 51 A5.70 Lat.S 70 59 1.07 Long.U
Cu
IRREGULAR (zona de falla: N25°U/50°U)
6*
El Sauce
32 52 5.87 Lat.S 70 53 26.58 Long.U
Cu
ESTRATIFORME
7*
N/N 1
32 5A 5.82 Lat.S 70 58 32.63 Long.U
3
Socavón
32 55 26.33 Lat.S 70 57 17.A7 Long.U
Cu
IRREGULAR
SERRANO, 1977.
9*
N/N 2
32 56 5.85 Lat.S 70 50 3.88 Long.U
10*
N/N 3
32 56 2A.39 Lat.S 70 51 A8.15 Long.U
11*
N/N A
32 56 39.23 Lat.S 70 56 53.82 Long.U
El Toro
32 57 1A.A6 Lat.S 70 52 37.25 Long.U
13*
El Maqui
32 57 20. A8 Lat.S 70 51 A3.8A Long.U
14
Nueva Paloma
32 58 26.58 Lat.S 70 A9 3A. 25 Long.U
Arcilla
ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
32 58 38. A7 Lat.S 70 A8 AO. 82 Long.U
Arcilla
1
Ramayana no
2
-
'I
- A3)
El Chi
N50°-60°U/90°-78°S
SERRANO, 1977.
KAISER, 1941. DEMIPE.
1
r
i i i | 12*
' I
I
(Vega)
NA2°E/12°N
I
I
i
15
El Guindo (El Sauce)
16
Los Colitos
32 58 5A. 92 Lat.S 70 A9 10.70 Long.U
Arci LLa
I
17
Andacollo
32 58 59.63 Lat.S 70 A9 2A.75 Long.U
Arci lia
I
La Paloma
32 59 11.2A Lat.S 70 A8 A8.5A Long.U
Arcilla
19
Codorniz
32 59 15.68 Lat.S 70 A8 A3. 19 Long.U
Arci lia
32 59 20. 0A Lat.S 70 A9 11.39 Long. U
Arci lia
32 59 35.90 Lat.S 70 A9 26.86 Long.U
Arci lia
El Yal ÿ
21
Tricolor
i
ESTRATIFORME: EU/15°S
CZOLLAK, 1983.
ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
N 5°W/25°E
18
20
CZOLLAK,. 1983.
N45°-40°U/10°-15°S
I
I
ESTRATIFORME:
ESTRATIFORME: NS/A3°E
CZOLLAK, 1983.
ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
N15°E/38°U ESTRATIFORME:
CZOLLAK, 1983.
N79°E/33°S ESTRATIFORME:
N18°U/15°E
28
G0D0Y, 1969.
CZOLLAK, 1983.
Coordenadas
Nombre
Na
Tipo y orientación
Mena
-
Referencias Este trabajo.
Lat.S Long.U
Cb
IRREGULAR
32 54 39.70 Lat.S 70 58 1.08 Long .W
Cu
VETA: N100W/45°W N58°W/45°W
SEGURA, 1963.
Lat.S Long .II
Cb
IRREGULAR - BOLSON
Este trabajo.
VETA: N30°W/50°E
SERRANO, 1977.
VETA: N10°E/78°W
SERRANO, 1977.
VETA: N30°W/65°E N60°E/80°N N20°W/90° N20°W-N10°E/ ?
SERRANO, 1977.
Cu
VETA
FIGUER0A, 1939.
22
N/N 5
23
Fortuna
24
N/N 6
25**
Sacrificio
Cu
26**
Qui L lay
Cu
27**
Pata del Diablo
Cu
28**
La Bandera
Cu
29**
El Guindo y Monte-
-
-
Ag
Ag
BOLSON
SERRANO, 1977.
cristo 30**
Elsa
Cu
VETA
FIGUEROA, 1939.
31**
Si Ivana
Cu
VETA: N60°E/50c>-80oS
RODRIGUEZ, 1966. RIOS, 1966. BUSTAMANTE y SEPULVEDA, 1977.
Cu
VETA: N65°W/90°
ZAN0NI, 1962.
32** Andacollo de Llaillay y Los Cañones
I
I I
N65-E/900 N85°E/90"
33**
Preferida
Cu
34**
Manto Blanco y otras
Cu
I
información. ***:: sin sin ubicación en el mapa,
CUADRANGULO LOS ANDES (E
| N9
I II
I
Nombre
VETA: N50°E/ ?
DIVIN, 1969. RODRIGUEZ, 1966.
sólo información en listado de SNGM.
- 44) Coordenadas
Referencias
Mena
Tipo y orientación
-
IRREGULAR
GONZALEZ, 1947.
1
Cerro Alto
32 45 23.63 Lat.S 70 32 40.72 Long.W
Cu
2
Caracoles
32 50 30.43 Lat.S 70 43 1.42 Long .W
Cu
VETA: N25°E/73°E-90°
R0CHEF0RT, 1970.
3
Santa Ana
32 52 31.42 Lat.S 70 44 8.83 Long.U
Fe
VETA: N20°W/60°E
FLORES, 1942.
4*
La Gitana
32 53 8.12 Lat.S 70 40 45.31 Long.W
5*
Tabón
32 54 11.25 Lat.S 70 44 15.30 Long.W
Au
N45oW/60°-70°S
29
DIVIN, 1972.
R0CHEF0RT, 1970.
Coordenadas
Nombre
N-
"
* *
Tipo y orientación
Mena
Tres Amigos
Cu
Fortuna
Cu
Santa Fi Lomena
Cu
-
(Au)
Referencias
IRREGULAR
STAGER, 1967.
VETA: EW/70°S
RODRIGUEZ, 1964.
IRREGULAR
RODRIGUEZ, 1964.
: sin información. in ubicación en el mapa, sólo información listado MAGMA 1981.
ANGULO RIO BLANCO (E
,U».
-Mr
Coordenadas
Cristóbal Colón
32 55 42.04 Lat.S 70 17 3.85 Long.W
32 55 52.00 Lat.S 6.00 Long.W
Caracoles (Mina Estero Riecillos
Referencias
Mena
Tipo y orientación
Cu
-
Ag
VETA IRREGULAR
brown, 1921. Mcdonald. 1926. SMITH, 1929. FRITIS, 1930.
Cu
-
Ag
VETA: NS/65°W N15°W/65°W
RICON, 1937.
70 15
Blanca) j**
45)
Nombre
I.
'
-
Zona de alt. Hidrotermal
MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
iin ubicación en el mapa, sólo información en listado MAGMA 1981. **I: ubicación dudosa.
CUADRANGULO PORTILLO (E - 46)
Nombre
NO
Coordenadas
"*
Tres Reinas
32 50 41.00 Lat.S 70 9 43.00 Long.W
Cu
-
Yesera Juncal
32 52 31.96 Lat.S 70 2 13.95 Long.W
Yeso
Chorrillos
A
6**
**
R**
Referencias
VETA: N65°W/0°
GONZALEZ, 1930.
za
ESTRATIFORME: NS/70°E
FLORES, 1940. MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
32 53 19.00 Lat.S 70 9 39.00 Long.W
Cu
VETA: N65°E/ ?
GONZALEZ, 1930.
Marmoleras San Jo¬ sé y Sector Juncal
32 55 0.95 Lat.S 70 1 48.08 Long.W
Mármol liza
ESTRATIFORME
VILA, 1953. MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
San José
32 55 26.98 Lat.S 70 2 37.49 long .W
Caliza
(Carmela
y Eliana)
San José y Los Mo¬
rros .
Tipo y orientación
Mena
Estero Mardones Cajón de Chépica
Rio JuncaL lio
-
Porti
Cu
-
-
Au
Cali¬
-
Ca¬
ESTRATIFORME
-
Ag
VETA: N75°W/55°S N45°W/0° N10°W/35°W
GONZALEZ, 1930.
Alteración Hidrotermal
MOSCOSO, PADILLA y RIVAN0, 1982
Alteración Hidrotermal
MOSCOSO, PADILLA y RIVANO, 1982
**. sin ubicación en el mapa, sólo referencia. ubicación dudosa.
*
30
sedimentarias muestran una clara componente volcanoclástica y en
donde las escasas intercalaciones de lutitas negras con restos fósiles de vertebrados, ostrácodos y vegetales aparecen sólo en la parte basa! de la formación, sugiriendo asi la retirada o escasa importancia del ambiente marino en ese momento y el cual habría desaparecido por colmatamiento a consecuencia del relleno de la Cuenca Marginal Abortada neocomiana por las volcanitas y sus derivados detríticos. Formación LAS CHILCAS (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977 ; Enm. este trabajo) .
Definición y relaciones estratigraf icas .
Herbert Thomas (1958) propuso definir como Formación Las Chilcas a una secuencia volcanoclastica con marcada variación de facies lateral que se apoya concordantemente sobre el miembro Ocoa de la Formación Veta Negra y subyacente a una formación volcánica con intercalaciones sedimentarias que denominó Formación Lo Valle. La Formación Las Chilcas, según CARTER y ALISTE (1962), presenta una parte superior mas sedimentaria y una parte inferior de carácter volcánico y piroclástico, proponiendo estos autores utilizar el término de Formación Las Chilcas sólo para la parte superior proponiendo designar a la parte inferior Formación Cerro Morado. PIRACES y MAKSAEV (1977) prefirieron la definición original de THOMAS en razón de la gran variación lateral de facies y la significación paleogeograf ica similar de toda la secuencia. Por las (1982) mismas razones GODOY enfatiza el engrane entre las formaciones Las Chilcas y Lo Valle (sensu THOMAS, op. cit.) indicando que la discordancia previamente descrita entre ambas unidades no es tal, sino que se trataria de una falla que pone en contacto niveles diferentes de la Formación Las Chilcas. En este trabajo, y de acuerdo con la descripción original de THOMAS para la formación al norte del valle del Rio Aconcagua y de acuerdo con GODOY (1982) que afirma la inexistencia de una discordancia entre Las Chilcas y Lo Valle, se propone incluir en la Formación Las Chilcas a las rocas asignadas a la Formación Lo Valle que afloran en el sector Aucó-Cuesta de Chacabuco, vista la similitud de facies que presenta con la formación Las Chilcas al norte del rio Aconcagua (sector de Putaendo - La Mostaza Alicahue) . No obstante la existencia de estructuras volcánicas residuales con edades Oligoceno-Mioceno (Cerro Huechún, por ejemplo) no permiten descartar la probable existencia de estratos mas nuevos que los de la Formación Las Chilcas y que podrían haber sido incluidos en ésta. La Formación las Chilcas en su parte norte y oriental es cubierta en discordancia angular por la Formación Salamanca (RIVANO y SEPULVEDA, 1991) del Cretácico Superior, unidad que se destaca de la Formación Las Chilcas por presentar un relieve mas abrupto. En la mayor parte del área su límite superior lo constituye el actual nivel de erosión. Distribución, litología y espesor. La Formación las Chilcas ocupa una extensión considerable de
72
la Hoja Quillota en una posición central y formando una gran franja de afloramientos que coincide con gran parte de la Mediana Montaña. su extensión sobrepasa los limites de la hoja ya que muestra continuidad tanto hacia el norte como al sur (figura 2C) . Una de sus características mas notables es su marcado color ro]izo a pardo claramente predominante, 3si como su variabilidad litológica. Estructuralmente, la Formación Las Chilcas, en su mitad occidental, es monoclinal al este, con ligeros pliegues locales amplios, en tanto que hacia el este adopta claramente una disposición subhorizontal a horizontal que sólo se ve perturbada en las cercanías de los cuerpos batoliticos de la Superunidad Illapei. La litologia de la Formación Las Chilcas es marcada por importantes y rápidos cambios de facies laterales y verticales; en la unidad se reconocen desde coladas andesiticas hasta calcilutitas aglomerados, pasando grises, por conglomerados tobas, y paraconglomerados de diverso origen, areniscas, etc. En general la estratificación es de buena a regular. Una de sus características mas notables es su marcado color rojizo a pardo claramente predominante, asi como su variabilidad litológica. En la parte inferior de la unidad se distinguen de preferencia niveles de rocas volcánicas con una distribución local y secuencias clásticas y tobáceas que predominan ampliamente como sucede en el sector entre Cerro Negro, Llay-Llay y San Felipe. Además, en este sector se nan reconocido algunas intercalaciones de niveles calcáreos (AREVALO, 1992) de los cuales el mas superior tiene una gran extensión lateral y que correspondería al miembro Nilhue de THOMAS (I960) . Esta intercalación mas superior consiste en una secuencia de unos 150 m de espesor, bien estratificada, de areniscas calcáreas y calcilutitas grises a negras, a veces margosas, generalmente con estructuras estromatoliticas (Lámina III, 1), areniscas calcáreas, e intercalaciones de tobas (foto 11) . Este nivel forma una larga y angosta franja sedimentaria en el borde oriental del cordón de La Giganta (figura 22) en donde es posible observarla fuertemente replegada y en contacto, en parte por falla inversa (foto 12), con el plutón de Panquehue (Superunidad Illapei) . También aflora de manera muy continua en el cordón de cerros (cuesta Las Chilcas) entre Llay-Llay y la estación Meiggs extendiéndose hacia el sur en forma mas o menos continua por lo menos hasta las canteras de Cemento Polpaico, mas allá del limite sur de la Hoja. En este sector la franja de afloramientos corre a lo largo de una falla inversa subvertical (Falla de El Carbón) que la monta sobre conglomerados superiores (sector de la cuesta Las Chilcas) . Al norte del valle del rio Aconcagua la franja se continua pasando al este de Catemu hasta la localidad quebrada El Bosquial y desde alli se continua hacia el norte, hasta el sector de la mina Los Portales frente a Cerro Negro en donde se produce un rápido cambio de facies desapareciendo los niveles calcáreos los que no vuelven a aparecer hasta el sector de El Espino, al norte de Illapei (RIVANO y SEPULVEDA, 1991) . Petrográficamente los niveles calcáreos corresponden a biomicritas (lámina III) y micritas a veces En general los niveles calcáreos muestran un estromatoliticas. contenido fosilifero que no es particularmente diagnóstico de su edad, consistiendo en su mayor parte en algas y otros organismos coloniales (espongiarios?) (lámina III) y en escasos gastrópodos (lámina III) y pelecipodos pequeño, además de abundantes restos de vegetales y restos óseos de vertebrados en muy mal estado de
73
áÉjplp&$ ?i >
Foto 11. Detalle de una intercalación tooáceu en la secuencia calcárea de la oarte media de la Formación Las Fulleas ce aprecia el greet;. mas grueso; en la parte infera or estructuras estromatol :" .o a: abundantes en .os niveles cu j. en reos .
Wipi
«aBWIÉÉMjB
Foto 12. Panorama fia o ia di u ;r desde la o, ir re- era era. re Lar. Felipe y Llayiiay, sector del cordón la Giganta: ce aprecia jas capar; subhori son talos o'e la Formación las Ghixcas que. al Llegar ai contacto con el plutón de Parrquohuo r:e ron i i ega :. fuertemente encontrándose en contacto por falla inversa cor, e .. gluten.
/4
conservación (Mina Cerro Negro) , todo io cual, si bien permite caracterizar a estas facies no aportan mayores evidencias sobre su edad. La estratificación es buena y de 20 a 40 cm de espesor; hacia la parte superior de esta franja aparecen delgadas intercalaciones de areniscas tobáceas y de tobas de color rojizo que van predominando hacia la parte superior para finalmente dar paso a las areniscas gris - verdosas y conglomerados superiores. El mejor lugar de exposición de esta franja es en la quebrada El Bosquial. El espesor de esta franja es variable siendo en general de 20 a 200 m aproximadamente. El espesor medido en un perfil realizado en la quebrada El Bosquial fue de 180 m (foto 13) . Hacia el norte y hacia el techo de la unidad predominan las facies volcánicas con un marcado carácter andesitico con intercalasciones de volcarenitas y tobas; un buen ejemplo de la litologia de esta parte de la unidad lo constituye el perfil del morro El Gato (foto 14, figura 23). En ese sector se tiene desde abajo hacia arriba en un perfil parcial de las volcanitas superiores de Las Chilcas (figura 23) lo siguiente : Base: vclcanitas de la formación Las Chilcas 1- Mas .de 50 m de andesita de piroxeno gris-verdosa micro cristalina con textura fluidal intergranular formada por microlitoo grandes de plagioclasa subcrientados y entrecrecidos con cristales de piroxeno de tendencia poikilítica. aparecen yrénulos de magnetita y cuarzo intersticial escaso. :.as amígda'.as están rellenas por un cerdo delgado de cuarzo y el centro por zoolito. Aparece también clorita cono mineral de
alteración .
Figura 22. Esquema estructural explicativo de la foto 12, mostrando las capas de la Formación Las Chilcas replegadas y en contacto por falla inversa con el plutón de Panquehue.
75
Foto 13. Panorama nacía el sureste de la secuencia sedimentaria de la parte media de la Formación Las Chilcas en la quebrada El Bosquial. 3e aprecia hacia la izquierda de la panorámica la secuencia de arenas, calizas arenosas y tobas de color ro ;o de la secuencia sedimentaria marina para dar paso a ios niveles do brechas y conglomerados volcánicos de la parte superior
W&S3Qtmñ&
III# mmr.
4
Foto 14. Panorama hacia el norte del cordon del morro El Gato, se aprecian los niveles volcario-sedimentarios , en tonos rojo y ocre, y los niveles volcánicos en color gris.
76
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1500
1200
Figura 23. Perfil litoestratigráf ico de la sección basal de el morro del Gato (Formación Las Chilcas) 1.. Lavas andesiticas. 2. Volcarenitas 3. Paraconglomerados 4. Conglomerados arenosos. 5. Pórfido dacitico.
.
.
.
2- 1 a 2 m de volcarenita brechosa morada formada por lastos líticos y fragmentos de feldespato mal redondeados, la composición do los Uticos es andesítica, los granos están cementados por hematita lo que le da el color a la roca. rojos 350 m sedimentos de compuesto por intercalaciones de paraconglomerados, de esqueleto matriz soportado con clastos volcánicos de 5 a 12 cm, y areniscas y limolitas rojas conqlomerádicas en bancos de 2 a 5m de potencia. <1- 5 m de ar.desita gris verdosa similar a la ya descrita pero con textura porfírica en donde destacan cristales de plagioclasa argillizados y fracturados en una mas fundamental intergranular a intersertal en la que destacan microlítos de plagioclasa, gránulos de piroxeno y pequeños cristalitos de magnetita, en los espacios intersticiales se observa clorita y mas escasamente, cuarzo. Se observan grandes playas de clorita en la roca las que podrían corresponder a reemplazo de fenocristales 5- 275-300 m de una secuencia sedimentaria de color rojo-morado como la ya descrita la que es cortada por un pequeño intrusivo de pórfido andesítico perteriecieente a la Unidad San Lorenzo. 6- 120 m de iavas andésíticas de color gris verde con bandas de color rojo orientadas al azar; corresponden a andesita de piroxeno con textura porfírica con fenocritales de plagioclasa en una matriz igual a la de la base del perfil, existe además de clorita y cuarzo intersticial calcita como mineral secundario; los opacos son magnetita.
.
El espesor total medido de este perfil es de unos 502m aproximadamente . AREVALO (1992) ha realizado una completa descripción, análisis e interpretación de las rocas epiclásticas del sector de Cerro Negro-mina Portales la que puede tomarse como válida para toda Lámina III. Fósiles y microfacies de la intercalación marina de la Formación las Chilcas. 1. Estromatolito 2. aspecto al microscopio de las calcilutitas de la formación La Formación Las Chilcas. 3, Porifera (Spongiaria) ? . 4. Gastrópodo en tronco fósil, formación Las Chilcas sector
de Polpaico.
78
la unidad. En la mitad sur de la hoja Quiiiota (Cuesta Las Chilcas, Quebrada El Bosquial, ladera oeste del valle del ric Putaendo; inmediatamente por sobre la franja de calizas y las areniscas que las suceden, rápidamente se desarrollan en sucesión lateral y vertical conglomerados v brechas gruesas los que a su vez gradan hacia arriba y lateralmente hacia el norte a tobas, areniscas tobáceas e ignimbrita ¿cidas a intermedias. La gran variabilidad de facies reconocida en esta parte mas superior impiden reconocer un lugar tipo aun cuando buenas exposiciones se encuentran en las laderas oeste del valle de San Felipe - Los Andes y desde el valle Putaendo hasta El Estero Los Ángeles de que lo corta transversalmente. Otra área de buena exposición es el valle de La Mostaza que cae hacia Alicahue en donde es posible observar ampliamente el desarrollo iitoiógico de esta parte de la unidad. El espesor estimado en el sector de Cerro Negro-Llay-Llay para la parte inferior de la uniaad (por debajo de la franja de calizas de El Bosquial) es de 1500 m como minimo en tanto que el espesor de la parte superior es estimado en unos 2000m lo que da un total estimado de unos 3500m para la Formación Las Chilcas. Esta unidad aparece depositada en un ambiente de llanura aluvional a plataforna neritica somera delante de un frente volcánico desde el cual llegaban los aportes de piroclásticos y lavas los que eventualmente se depositaban intercalándose con los sedimentos. Hacia el noreste del estero Los Angeles, asi como en la cuesta de Chacabuco ei material volcánico adquiere un predominio absoluto sobre el sedimentario. Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
La Formación Las Chilcas tal como se define aqui constituye la prolongación natural de la Formación Quebrada Marquesa de la Hoja Illapel (31°-32°S) hacia el sur con la que se encuentra en continuidad de afloramientos. Hacia el este en la hoja Portillo la Formación Pelambres es el equivalente iitoiógico de la Formación Las Chilcas de la cual es separada sólo por la traza de la Megafalla Pocuro. La edad de la Formación Las Chilcas en el área no está apoyada por ningún dato paleontológico directo ya que los fósiles hasta ahora recolectados en los niveles calcáreos no sen diagnósticos de edad. La superposición concordante de esta formación sobre la Formación Veta Negra supuesta, por autores anteriores, como de edad Barremiano - Albiano y el hecho de encontrarse en los conglomerados de la parte inferior clastos rodados de ocoitas, condujo a asignar y aceptar erróneamente una edad Cretácico Superior para esta unidad deshechando la idea, tempranamente expresada por THOMAS (1967), de una probable edad Cretácico Inferior. Esta última idea se ha visto apoyada últimamente por los resultados de dataciones radiométricas obtenidas en intrusivos de la Superunidad Illapel (Plutón de Panquehue) que cortan a esta formación en todo su espesor y que han dado edades de 118 a 80 Ma (RIVANO et al., 1985) (ver TABLA 10). Adicionalmente, BECK et al. (1990) han determinado que tanto las volcanitas de la Formación Las Chilcas como las de la subyacente Formación Veta Negra presentan una magnetización remanente que las sindica como pertenecientes a la época de polaridad normal del Cretácico Inferior alto (Hauteriviano - Albiano) hasta el Cretácico
79
Superior bajo (Cenomaniano - Turoniano) lo que es coincidente con el rango de edades ya mencionadas. Mas recientemente, el hallazgo y descripción de microfósiies en el sector de ias calizas de Polpaicc, ai sur de la hoja Quillota (GALLEGOS, 1994; MARTINEZ y GALLEGOS, en prensa) han permitido confirmar la edad Cretácico
Inferior para esta unidad. Paieogeográf icamente la Formación Las Chilcas representa un periodo de disminución de la actividad volcánica del Neocomiano; la paleogeografía correspondería a un relieve acentuado que dió origen a la generación y depositación de importantes volúmenes de flujos detríticos transportados en masa (derrumbes, avalanchas, flujos de barro, etc.), los que dieron origen a los variados tipos de rocas clásticas alli presentes. Algunos de estos depósitos son claramente laháricos, probablemente originados durante emisiones de flujos piroclásticos , vista la relación de terreno que se observa entre ambas facies. AREVALO (1992) describe facies de lahar subacuático lahar subaéreo asociados a tobas en el sector de la mina Cerro Negro. Las características litológicas y contenido fosilifero de los niveles calcáreos: estromatolitos, espongiarios?, ostrácodos, microfósiies indet., asi como la presencia de abundantes restos de troncos, sugieren que ellos se depositaron en un ambiente marino litoral-transicional de laguna costera somera con poco aporte terrigeno sometido a fuerte insolación, como lo indica el gran tamaño que alcanzan algunas oncolitas (> de 5 mm) . Ocasionalmente llegaban hasta las lagunas depósitos piroclásticos (foto 12). La abundante presencia de troncos fósiles en varios niveles sugiere también una tierra firme cercana con vegetación abundante y un (los ie alta energia aporte sedimentos calcáreos muestran similitudes litológicas, petrográficas y faunisticas muy marcadas con el miembro inferior de la Formación Quebrada Marquesa en la Hoja Illapel (sector de Cuesta El Espino) (RIVANO y SEPULVEDA, 1986) . En conclusión la Formación Las Chilcas se habria depositado en un ambiente subaéreo continental, con recurrencias episódicas de influjos del ambiente marino costero somero, especialmente en su mitad inferior; todo era dominado por un volcanismo intermedio a ácido correspondiente a una etapa terminal del volcanismo del Cretácico Inferior marcada por una mayor participación de material piroclástico que en las etapas precedentes. EL CRETACICO INFERIOR DEL SECTOR ORIENTAL.
Estratos RIO ALITRE
(RIVANO Y SEPULVEDA, 1986, 1991)
Esta unidad, ya descrita en la Hoja Illapel aflora solamente en un pequeo sector en el extremo norte del area en la Hoja Portillo apretada tectónicamente entre dos "losas" de la Formación Farellones
Figura 20) . Estos afloramientos son la continuidad areal y natural de los afloramiemntos que aparecen en la localidad tipo, su litologia es la misma y corresponde a brechas tectónicas o cataclasitas cuyos clastos corresponde a calizas (biorruditas y biocalcarenitas ) rodeados por una matriz escás compuesta por una mezcla de arcillas (no determinadas) y calcita rnicrocristalina a f anerocristalina . Por estar en continuidad areal con los afloramientos de la Hoja Illapel y no presentar nuevos antecedentes remitimos al lector
80
ai texto de la Hoja Iliapel. La edad estimada para estos estratos seria Cretácico Inferior. Formación SAN JOSE (AGUIRRE, 1957; 1960;
ermi.
este trabajo)
Definición y relaciones estratigráficas . Con esta denominación AGUIRRE (1960) designó a una secuencia caicarea marina fosilifera que se extiende al oriente del Rio Juncal en el limite con Argentina desde el portezuelo Navarro, por el norte hasta el limite sur de la Hoja Portillo (Figura 20) . En el sentido original de AGUIRRE esta unidad es concordante con la Formación Lagunillas y subyace discordantemente a la Formación Abanico (incorporada aqui en la Formación Pelambres; ver mas adelante); esta ultima relación de contacto es en realidad un contacto concordante ei que, en el extremo sur (quebrada Monos de Agua) es afectado por una importante falla inversa (foto 15) . En este trabajo se incluye además en la Formación San José las calizas del miembro inferior de la Formación Lagunillas de AGUIRRE (1960) que aparecen muy cerca de la frontera, en la quebrada Lagunillas y que muestran identidad de facies con las calizas de la franja principal de la unidad, apareciendo alli en el lado oriental del Accidente del Estero Lagunillas que consiste en una falla inversa de cobertura que permitió el ascenso, en parte diapirico del Yeso Principal. La Formación San José sobreyace en concordancia depositacional a la Formación Rio Damas en la ladera oriental del Cajón de San José, a su vez es sobreyacida en concordancia por la Formación Pelambres en la ladera occidental de los esteros Navarro y San José.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación San José aflora entre el portezuelo Navarro por ei norte y el limite sur de la Hoja por el sur, alli aparece intruida por granitoides terciarios los que interrumpen parcialmente su continuidad hacia el sur de los 33°. La litologia es fundamentalmente calcárea y corresponde a calcarenitas y calcilutitas con algunas intercalaciones de biorruditas, un tipo litológico especial lo constituyen algunos niveles de intrabrechas calcáreas, probablemente de origen tectónico (foto 16) y los niveles yesíferos y arenosos de la parte media de la secuencia. En la parte norte de la franja de afloramientos, en el Portezuelo Navarro, la unidad se presenta bastante completa (figura 24, foto 17), alli se observan, apoyándose en concordancia sobre areniscas y conglomerados rojos de la Formación Rio Damas:
Un primer espesor de algunas decenas de metros (50 a 80 de calcilutitas y pelitas calcáreas negras finamente laminadas, con estructura de tapices algáceos, con intercalaciones de areniscas verdes muy finas en la base y que corresponderían a los últimos niveles de la Formación Rio Damas. - 150 a 200 m de niveles calcáreo-yesiferos con niveles arenosos rojos con intracalastos de lutitas rojas y grietas de secamiento en la parte media. Los niveles arenosos corresponden a volcarenitas finas a media con buena estratificación; les niveles calcáreos son
-
m)
81
Foto 15. Panorama hacia el norte en ±a ladera norte del estero Monos de Agua, mostrando el contacto por falla inversa entre las calizas de la Formación San José y las rocas voj-canoclásticas de la Formación Pelarais -es; se aprecian en rojo los contactos tectónicos.
Foto 16. Detalle de una de
las brechas tectónicas intercaladas en el perfil de la parte superior de la formación San José en la ladera occidental del cajón San José .
82
Foto 17
.
Panorama del cordón fronterizo en el estero Navarro mostrando el aspecto de la secuencia completa de la Formación San José. Comparar
con figura 24.
Portezuelo Navarro
Figura 24. Esquema explicativo de la foto 17, mostrando la secuencia de la Fm. San José en el estero Navarro. 1. Pelitas negras. 2. Calcilutitas negras. 3. Calcilutitas con yeso interestratificado 4. Calcarenitas y calcirruditas fosiliferas. 5. Areniscas terrigenas. 6. Conglomerados. 7. Brechas volcánicas. 8. Volcanitas
.
33
biomicritas
a biodismicritas con f oraminíf eros bentónicos, (Miliolida sp.), ostrácodos, calcisferas, espiculas de esponjas y
bioclastos de bivalvos (lámina IV). - Una parte superior de unos 130 a 150 metros de calcarenitas grises a negras en bancos de hasta mas de 1 m de espesor y con niveles coquinoideos . Hacia el sur, por el estero San José, por efecto de la erosión y el relleno del fondo del valle, sólo es observable la parte superior fosilifera. Al llegar a la divisoria entre los esteros San José y Monos de Agua la tectónica, que ha producido plegamientos y sobrecorrimientos hacia el este (foto 15) (estero Monos de Agua), oscurece la estratigrafía de la unidad. Un perfil parcial de unos 75 m levantados en la ladera oeste del cajón de San José, ilustra la petrografía de los niveles calcáreos superiores (Figura 25), alli se observan de abajo hacia arriba y a partir de los escombros de falda: 1- 3 ra de calcilutitas masivas negras fosilíferas con bioclastos algáceos (Solenopora (lamina y de sp.?) V). pelecipodos quebrantados Petrográficamente corresponden a biomicruditas dismicritizadas y con (lámina V) de cristales de dolomita fantasmas en los parches pseudospariticos Los bioclastos corresponden a grandes fragmentos rotos de pelecipodos y a abundantes calcisferas sp., algunas de ellas con forma arriftonada; la matriz micritica fina aparece parcialmente recristalizada en parches y venillas a microesparita y pseudosparita 2- 8 a 9 m de calcarenitas finas negras en bancos de 20 a 50 cm que gradan en los últimos 3.5 m a calcilutitas negras fosilíferas, en parte fisibles, que terminan en un banco de 1 m de calcilutita coquinoldea con restos de pelecipodos y gastrópodos y de algas coloniales (Solenopora sp.?). Petrográficamente corresponden a bio-intramicritas y onco-biomicritas algo terrigenas y poco alteradas; los nivelees mas altos coquinoideos son biodismicruditas biopseudosparitas con bioclastos de pelecipodos, gastrópodos y probables valvas de ostrácodos; la matriz original era micrita en todos los casos, en los niveles con oncolitas éstas corresponden a intraclastos y bioclastos indeterminados rodeados usualmemnte de una sola capa micrita y raramente mas de dos capas. 3- 1? m de calcarenitas muy finas gris oscura en bancos de 30 a 40 era con niveles bioturbados (túneles de gusanos a los 6 m desde la base y con bioclastos mayores y nódulos o concreciones en los últimos 10 m. Petrográficamente corresponden a bio-oncodismicritas y bio-oncomicruditas Los bioclastos mayores corresponden a pelecipodos y gastrópodos, en tanto que los bioclastos menores son calcisferas sp. arriflonadas y fragmentos de espinas de espongiarios calcáreos y restos indeterminados provenientes de la desintegración de los bioclastos mayores, la matriz era originalmente
.
.
.
micrita.
4- un dique de 2.5 m de espesor andesitico. 5- 13 m de calcilutitas negras con estrati f icaciuón fina (hasta 5 cm) y con risibilidad marcada en los primeros 7 m. A los 7 m desde la base aparece un nivel de brecha intraclástica con clastos exclusivamente calcáreos la matriz corresponde a una mezcla de arcilla y calcita fina de color amarillento de alteración lo que unido a la fisibilidad presente por debajo de ella y a la deformación existente regionalmente permiten sugerir que se trate de una brecha de falla (cataclasita?) (foto 16) Petrográficamente las calcilutitas corresponden a dismicritas mtraclásticas , los intraclastos corresponden en gran medida a bioclastos muy finos indeterminables. 6- 5 a 6 m de una brecha igual a la anterior. 7- 1 m de caliza recristalizada (pseudosparita) sin trazas de fósiles. 8- 2 m de calcirrudita gris en bancos de 60 cm con bioclastos de algáceos. gastrópodos, pelecipodos, ostrácodos y fragmentos Petrográficamente consisten a bio-pelseudosparitas empaquetadas. Además de los bioclastos de pelecipodos y gastrópodos aparecen abundantes peloides micrí ticos y placas de equinodermos. 9- 7 m de calcarenitas fosilíferas grises a negras en bancos de 20 cm, los 2 m básales corresponden a calcirruditas en bancos de 50 cm. Los fósiles coquinoideas roca. aparecen dispersos la mas en con pasadas Petrográficamente, corresponden niveles a los biobásales intraesparruditas, en tanto que los mas altos son biodismicruditas . Los bivalvos, de gastrópodos, fragmentos de son placas equinodermos bioclastos y calcisferas y espiculas de esponjas en los niveles mas altos; los intraclastos, micriticos, son abundantes en los niveles básales. La matriz original era micrita, neomorfizada parcialmente a pseudosparita y
.
.
84
micrcspanta . 10- 13 in de calcilutitas negras a gris negro er. bancos métricos con biociastos dispersos. Petrográficamente son dismicri tas fosiliferas o intraciásticas con escasos fragmentos de tamaño mayor que arena gruesa, los biociastos corresponden a fragmentos menores ce bivalvos, gastrópodos, equinodermos y valvas de Ostracoda sp. En los últimos metros aparecen grandes ostreidos.
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Figura 25. Columna litoestratigráfica de la parte superior de la Formación San José en la vertiente occidental del estero San José (= Fm. Agrio del Grupo Mendoza ) . 1. Calcilutitas 2.
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Calcarenitas 3. Calcirrudita . 4. Calcilutitas fosiliferas. 5. Calcilutitas masivas fosiliferas. 6. Calcilutitas con fisibilidad. 7. Brecha calcárea, posiblemente tectónica. 8. Filón andesítico
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A todo lo largo del perfil se observan pequeños fragmentos detríticos que consisten en fragmentos cristalinos de cuarzo y feldespatos de tamaño arena muy fina a limo; algunos de los feldespatos, con formas euhedrales, corresponden a albita la que podria tener un origen diagenético. También se observan, a lo largo del perfil, especialmente en los niveles mas finos pequeños cristales euhedrales, rómbicos (lamina V) , que sugieren una fase de dolomitización incipiente probablemente durante etapas de la
diagenésis temprana. Este perfil corresponde a un sector de la parte superior de la secuencia de la Formación San José. En un perfil similar realizado en una cuchilla al norte de este perfil, y en los mismos niveles, LOFORTE (LOFORTE y RIVANO, inédito) reconoció entre otros fósiles (tabla 6) Olcostephanus sp., que indica la presencia del Valangíniano Superior, Pseudof avrella garatei LEANZA y LEANZA, Lyticoceras australe LEANZA, Acanthodiscus
85
TABLA 6 LISTADO DE FOSILES RECOLECTADOS EN LA FORMACIÓN SAN JOSE (PARTE SUPERIOR) 35
NUMERO LOCALIDAD EOSILIFERA
36
BIVALVIA
Andi trigonia c:". larrberti LEVY
*
Trigonia carinara AGASSIZ
*
Trigonia transitoria Steinmann (var. Quincucoensis
*
Weavwer)
Trigonia eximia PHILLIPI
*
Steinmanella (Transitrigonia) transitoria Steinmann
*
Cucullaea qabrielis Leyir.etie
*
Eriphyla araaritina aurckhardt
*
Isocardia koeneni BEHRENDSEN
*
Lucina lenfuensis Weaver
*
Panopea dupiniana D'ORBIGNY
*
Pecten cf. P. robinaldinus D'ORBIGNY
*
*
Pinna Robinaldina D'ORBIGNY
* *
Pnoladomya qiqantea (SOWERBY) Ptychomia sp.
*
Rutitrigonia agrioensis Weaver
*
GASTROPODA
Cerithium sp.
*
Harpaqodes sp.
*
Lissochilus so.
*
Nerinea sp.
*
Pleurotomaria sp.
*
Tylostoma iaworsky WEAVER
*
*
AMMONOIDEA
Acanthodiscus sp.
*
Acanthodiscus sp. aff. A. wickmanni GERTH
*
Acanthodiscus radiatus
*
Acanthodiscus cf. vaceki (NEUMAYR y UHLIG)
*
Cuyaniceras sp.
*
Lyticoceras australe aff. LEANZA Y WTEDMANN
*
Olcostephanus sp.
* *
Pseudofavrella garatei LEANZA y LE.ANZA Spiticeras sp.
*
VERMES
Serpula occidentalis LEANZA
*
86
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Cajón de San José
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Calcilutiics negras
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Calcilutitos, imvolitas
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con yeso
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Calc'iulitos grises
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con yeso /
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U-rl-T-Z
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Colcilutilas y lutilas negros con intervalos de arenisca fina
Figura 26. Equivalencias litoestratigráficas entre la Formación San
José y el
Grupo Mendoza.
Lámina IV. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San Jose. 1. Miliolidae sp.l. 2. Miliolidae sp. 2. 3. Calcisferas y posibles espículas de espongiarios. 4 y 5. Bioclastos de Gastropoda indet. 6. Espina de Equinodermo. 7 y 8. Microfacies de las biomicritas .
.
Lámina V. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San José. 1. Solenopora? sp. 2. Bioclastos de pelecipodcs quebrantados con sobrecrecimiento de briozoos. 3. Cristales de Dolomita (algunos reemplazados pseudomórficamente por calcita neomórfica) reemplazando la mineralogía primaria prediagenética . 4. micrita fo3Ílifera.
89
cf. Vaceki (NEUMAYR y UHLIG) y Acanthodiscus radiatus, que indican la presencia del Hauteriviano inferior (LOFORTE in LOFORTE y RIVANO, inédito; . Edad y correlaciones y condiciones de depositación .
AGUIRRE (1960), en base a determinaciones de la abundante y variada fauna fósil (cefalópodos, bivalvos y gastrópodos) recolectada y estudiada por CORVALAN (1959) quien asignó la fauna hallada a la zona de Spiticeras Damesi, estableció una edad Valanginiano para la parte media de la secuencia. MOSCOSO et al. (1982) le asignaron una edad neocomiana en general. Recientemente (1990) al. RAMOS et equivalencias han la establecido estratigráf icas a ambos lados de la frontera chileno - argentina entre la Formación San José y el Grupo Mendoza (figura 26) el que constituye la prolongación ininterrumpida hacia el norte y en Argentina de esta unidad. En la base del Grupo Mendoza, en el lado argentino del portezuelo Navarro han sido recolectados ammonoideos del Titoniano Inferior - Medio : Choicensisphmctes choicensis (BURCKHARDT) (LOFORTE IN LOFORTE y RIVANO) . Los fósiles recolectados en la parte superior de la Formación San José completan entonces la ubicación cronoestratigráf ica de la Formación San José, permitiendo asignarle una edad Titoniano - Hauteriviano Inferior. En este marco estratigráf ico la Formación San José se correlaciona tanto litoestratigráficamente como cronológicamente con el Jurásico Superior - Cretácico Inferior marino de la Alta cordillera al sur de Santiago (Formación Lo Valdés) y de mas al sur (Formación Baños del Flaco), representando el mismo evento sedimentario. Hacia el norte de la Hoja, en Chile, esta formación se correlaciona litoestratigráficamente y sólo en parte cronoestratigráf icamente con la parte inferior de la Formación Rio Tascadero (RIVANO y SEPULVEDA, 1990) que tiene una edad atribuida en base a fósiles entre el Berriasiano Superior y el Hauteriviano. La franja de sedimentos marinos a la que pertenece la Formación San José forma parte de una digitación hacia el norte de la zona de depocentro del Neuquén activa desde el Jurásico. Resalta de esta franja su natural avance transgresivo hacia el norte, hacia donde la base es cada vez mas joven hasta llegar a la zona de Ovalle - La Serena en donde el nivel estratigráf ico mas antiguo, reconocido en su base, es el Berriasiano Superior (MPODOZIS, 1974; RIVANO, 1975) . El ambiente depositacional mas recurrente a lo largo de la franja, corresponde a un ambiente infralitoral neritico caracterizado en su borde mas occidental por importantes aportes clásticos que indican una actividad volcánica comtemporánea . La presencia y tipos de fósiles, los que abundan en todos los niveles y latitudes de esta franja sedimentaria, señalan condiciones climáticas de mares poco profundos y de aguas templadas a cálidas (presencia de corales, algas, espiculas de esponjas, etc) . La parte inferior de la secuencia en el Portezuelo y Estrero Navarro, constituida por calcilutitas negras con laminación algácea (algal Mats) indica condiciones de depositación litoral. Los niveles yesíferos, intercalados con niveles de calcilutitas negras fétidas con estructuras algáceas que aparecen en la parte media de la Formación San josé (foto 17), indican claramente un ambiente de sabkha a zona supralitoral , lo que es apoyado por la presencia de
90
los niveles de areniscas rojizas de la parte media con sus pasadas de intraclastos de iutitas rojas (foto 17) y grietas de secamiento junto con el yeso intercalado, ademas la incipiente dolcmitización observada en algunos cortes de la parte superior (lamina V) apoyan lo anterior. Sólo la parte superior de la secuencia de la Formación San José, muestra condiciones de depositación francamente sublitorales . Formación CRISTO REDENTOR (AGUIRRE, 1960) Definición y relaciones estratigráficas .
AGUIRRE (1960) definió como formación Cristo Redentor a una secuencia de sedimentitas terrigenas de color rojo predominante que aflora en el lado argentino de la frontera en el sector del Cristo Redentor y que en Chile se presenta sólo en el sector fronterizo formando una área triangular reducida (figura 20) AGUIRRE (op. cit.) describe el contacto basal de esta secuencia como concordante con la Formación San José en Argentina; en tanto que en su techo seria sobreyacida en discordancia por la Formación Abanico (= Formación Pelambres, en este trabajo) RAMOS et al. (1990) han considerado que los contactos de la Formación Cristo Redentor en Argentina y Chile, en el sector fronterizo son tectónicos, y sólo en Argentina, al norte del Rio Las Cuevas, es posible observar el contacto concordante transicional entre las formaciones San José (=Grupo Mendoza) y Cristo Redentor. En este trabajo, dadas las dificultades de acceso al sector fronterizo y a las deformación existente en el área no fue posible acceder al contacto superior, por lo cual se ha preferido exponer en el mapa sólo el área de afloramiento .
.
.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación Cristo Redentor aflora en el lado chileno en el sector del Cristo Redentor (Paso La Cumbre) formando un área triangular de unos 1,5 Km2 de extensión con un manteo general hacia el oeste lo que, dada la inclinación de las laderas a favor del manteo dificulta el levantamiento de buenos perfiles. La litologia corresponde a niveles de volcarenitas y conglomerados finos a medios intercalados con niveles de calcilutitas y areniscas calcáreas con frecunets estructuras estromatoliticas . Cerca de la frontera aparecen niveles de areniscas verdes los que corresponden a volcalitarenitas de tamaño medio a grueso con matriz (~10%) arcillosa alterada totalmente a clorita; en algunos sectores aparece cemento calcáreo de reemplazo. Los niveles rojos clásticos corresponden a volcarenitas y/o volcarruditas, de acuerdo con el tamaño del grano, frecuentemente con matriz y cemento calcáreos. Los niveles calcáreos corresponden a micritas y dismicritas terrigenas (lámina VI) con fragmentos finos a muy finos de cuarzo, volcánico; fragmentos y feldespato Uticos origen de ocasionalmente, estos niveles finos muestran pasadas de areniscas calcáreas (lamina VI) y niveles estromatolíticos (lamina VI) . El contenido fosilifero es escaso y aparte de los niveles de algas estromatoliticas y en escasos restos de ostrácodos y bioclastos indeterminados no hay restos identif icables . De modo muy similar a 91
MSI
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algunos niveles de la Formación San José, se pueden apreciar en algunos cortes transparentes, que la matriz micritica presenta pequeños intraclastos redondeados de tamaño uniforme que sólo se distinguen mejor cuando la micrcesparitización de la matriz original es mayor. Algunos niveles calcáreos de color amarillento corresponden al microscopio dolomicroesparitas . El espesor estimado por AGUIRRE para la secuencia en Chile es de unos 1.800 m a base de la interpretación de fotos aéreas, espesor; en Argentina, MUSSINI (in RAMOS et al., 1990) ha calculado un espesor máximo de 550 m que parece a los autores del presente trabajo mas ajustado a la realidad. Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
Esta unidad no contiene otros restos fósiles que los descritos, por lo cual su ubicación cronológica sólo puede ser establecida litoestratigráf icamente por sus relaciones de contacto con las unidades infra y suprayacente . La secuencia, por apoyarse en Argentina concordantemente sobre el Grupo Mendoza, al norte de Las Cuevas, y siendo el grupo Mendoza equivalente de la Formación San José, la edad máxima para la Formación Cristo Redentor seria Hauteriviano Inferior que es la edad de la parte superior de la infrayacente Formación San José. La edad minima es mas difícil de establecer ya que las relaciones de contacto con la Formación Pelambres no son claras, sin embargo, dado que su ubicación litoestratigráf ica mas probable es entre las formaciones San José y Pelambres su edad mínima difícilmente será mas alta que la edad mínima estimada para la Formación Pelambres, esto es, Barremiano. Una posibilidad a considerar es que esta unidad representaría un cambio de facies lateral para la parte alta de la Formación San José, lo que en parte por las condiciones de depositación somera que presenta la Formación San José, por otra parte, las intercalaciones marinas que aún subsisten en la parte inferior de la suprayacente Formación PELAMBRES, al norte del Rio Aconcagua, en el sector fronterizo y que muestran claras recurrencias del ambiente litoral-nerítico. En consecuencia los autores proponen para esta unidad un rango de edad amplio entre el Hauteriviano y el Barremiano, aun cuando consideran su edad mas probable como
Hauteriviano .
La Formación Cristo Redentor Ha sido considerada como una secuencia subaérea continental (AGUIRRE, I960) y a lo mas "lacustre en base a que grada a un ambiente fluvial de alta energía con episodios de sedimentación lahárica" (sic MUSSINI, in RAMOS et al., 1990). Sin
embargo en opinión de los autores la presencia de bioclastos de ostrácodos, de niveles estromatolíticos y de niveles dolomíticos, mas que un ambiente lacustre sugiere un ambiente de sabkha costera a litoral regresivo que hacia arriba grada a un ambiente fluvialcontinental .
Lámina VI. Macrofacies y microfacies de los niveles estromatolitico3 de la Formación San José. 1. Microfacies de los niveles estromatolíticos. 2. Detalle de las pasadas arenosas. 3 y 4. Aspectos general de los afloramientos con estromatolitos de la Formación Cristo Redentor.
93
Formación PELAMBRES (RIVANO Y SEPULVEDA, 1986; 1990)
.
Definición y relaciones estratigráf icas .
Esta unidad ha sido definida por RIVANO y SEPULVEDA (1990) en el sector del estero Pelambres - rio Totoral, en la cordillera de Salamanca como una potente secuencia volcanoclástica sedimentaria compuesta por lavas, brechas y conglomerados andesiticos, tobas y areniscas, fueretmente replegada y que afloran en una amplia franja norte - sur a lo largo de la Cordillera Principal. Estas mismas caracteristicas se registran en la Hoja Portillo, en donde los afloramientos asignados a esta unidad se muestran en continuidad areal y de afloramiento con los afloramientos de la Formación Pelambres de la Hoja Illapel. Se han incluido ademas en esta unidad, también por evidente continuidad areal, los afloramientos de rocas volcanoclásticas y sedimentarias que afloran al sur del valle del rio Aconcagua y que AGUIRRE (1960) incluyó en la Formación Abanico demostrándose asi la equivalencia total entre ambas formaciones entre los 32°-33°. Se excluye expresamente la Formación Cristo Redentor (AGUIRRE, 1960) por constituir ella una facies característica que la hace fácilmente reconocible, aún cuando mas al norte de la localidad tipo se han reconocido facies similares en la Formación Pelambres. La Formación Pelambres es concordante con la Formación San José, contacto que sólo puede observarse en el cajón homonimo toda vez que gran parte de la base de la unidad se encuentra aflorante en el lado argentino de la frontera. En algunos sectores el contacto normal es afectado por un fallamiento inverso como ocurre en el estero Monos de Agua o en el extremo norte de la Hoja Portillo (figura 20) . En su techo está en (RIVANO y contacto discordante con la Formación Salamanca SEPULVEDA, 1990) del Cretácico Superior.
Distribución, litologia y espesor. La Formación Pelambres se distribuye de norte a sur en la Hoja Portillo (figura 20) abarcando gran parte del sector oriental en donde es afectada por numerosos pliegues y fallamiento inverso. Su limite oriental lo constituye en general la frontera con Argentina y su limite occidental es la megafalla Pocuro que la pone en contacto con la Formación Las Chilcas con la cual comparte similitudes litológicas y condiciones de depositación asi como una ubicación litoestratigráfica similar. La Formación Pelambres está constituida principalmente por rocas sedimentarias clásticas y por rocas tobáceas finas a medias, normalmente retrabajadas, con intercalaciones de lavas en la parte inferior a media y de rocas calcáreas en la parte inferior. En general la estratificación es marcada lo que resalta notoriamente las estructuras deformativas . La secuencia se presenta con una actitud general monoclinal al oeste, pero afectada por un plegamiento moderado que se hace mas intenso (foto 18) hacia el oeste llegando a desarrollarse importantes cabalgamientos, lo que unido a la falta de buenos niveles-guia no permite efectuar una columna litoestratigráfica detallada, sin embargo ha sido posible reconocer las facies que la componen asi como la distribución general de éstas. Las lavas, que al norte de los 32° (Hoja ILLAPEL) desempeñaban
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Foto 18. Panorama de detalle hacia el sur del flanco oriental del anticlinal del cerro Juncal.
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Foto 19. Aspecto de los niveles calcáreos
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conglomerados en la Formación Pelambres en el sector del paso de Los Contrabandistas (nacientes de estero La Cañada)
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cierto rol de consideración en la unidad, aqui pierden importancia, de manera que a partir de las nacientes del rio Rocin hacia el sur, las lavas son reemplazadas parcialmente per conglomerados, brechas volcánicas andesiticas; éstas ultimas hacia el sur se hacen cada vez menos importantes pasando a desempeñar un rol preponderante los niveles de tobas arenosas, volcarenitas, y microconglomerados En general las lavas son porfiricas con grandes fenocristales de plagioclasa (entre 1 a 4 mm) con sericitización frecuente y, mas raramente con fenocristales de ferromagnesianos, generalmente de anfibola clcritizada; la matriz tiene texturas desde intragranular a pilotaxitica y en algunas muestras es posible observar una matriz ferruginosa con microlitos de plagioclasa. La alteración principalmente cloritica y sericitica es mas fuerte en la parte inferior de la secuencia, siendo especialmente intensa en las lavas intercaladas con los niveles carbonatados. Las tobas son, en su mayoria, tobas andesitico-daciticas liticas finas con cristales de plagioclasa y escaso cuarzo el que muestra bordes de reacción con la mesostasis silicea recristalizada a un agregado de silice muy fino, microlitos de plagioclasa suborientados pueden aparecer en la mesostasis, como mineral de alteración principal aparece clorita (4%) y calcita la. que forma relleno de vetillas. Muchos niveles descritos macroscópicamente como tobas, al microscopio muestran ser tobas retraba jadas En el sector fronterizo aparecen facies sedimentarias en lo que seria la parte media de la secuencia (foto 19) en donde es posible reconocer conglomerados, areniscas y calizas, generalmente micriticas con estromatolitos, oncolitas y escasos fósiles de pelecipodos y gastrópodos no diagnósticos, en algunos niveles aparecen delgados niveles de yeso de no mas de 5 cm de espesor. Hacia el oeste, las intercalaciones de niveles sedimentarios carbonatados son mas escasas y las intercalaciones sedimentarias adquieren un carácter mas continental. En el sector de la subida al Paso de los Contrababndistas , en el Estero de La Cañada se puede apreciar una secuencia sedimentaria carbonatada intercalada entre los sedimentos ruditicos continentales (foto 19); alli las facies carbonatadas corresponden a micritas, dismicritas y pseudoesparitas extraclásticas, poco fosiliferas, a excepción de una muestra en la que aparceieron dos secciones de foraminiferos grandes (lámina VII); los extraclastos, en su mayoria son fragmentos cristalinos angulosos de cuarzo y feldespato muy fresco este último, de tamaño arena fina a media, generalmente bien secleccionados (lámina VII) Otra facies, mas gruesa, está representada por calcirruditas de colores grises a rojizos que corresponde a bioextrapseudosparruditas en donde los extraclastos, tan abundantes como hasta un 30%, son fragmentos
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cristalinos y/o volcánicos, la matriz original está toda recristalizada a pseudosparita y los bioclastos, de tamaño conglomerado fino a grande aparecen como restos rellenos con cemento esparitico de origen primario (Lámina VII) y corresponden
Lámina VII.
Detalles de las microfacies de los niveles carbonatados intercalados en la Formación Pelambres: 1 y 2. Sección de foraminifero, de gran tamaño. 3. Tipo de extraclastos predominantes en los niveles calcáreos, se pueden apreciar sus formas angulosas y el escaso o nulo retrabajamiento (lluvia de piroclastos) 4. Estromatolitos.
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a moldes internos de pelecípodos y gastrópodos, casi siempre completos. Las facies clásticas corresponden a volcarenitas y volcarruditas finas a gruesas, generalmente con poca matriz y con cemento calcáreo o silíceo; en algunos niveles más gruesos y siempre cerca de la transición con los niveles carbonatados subyacentes es frecuente observar la presencia de clastos carbonatados (intraclastos ) . Entre las facies clásticas y las carbonatadas existe toda una gradación de composición. El espesor de la formación Pelambres no ha podido ser medido directamente por las razones arriba mencionadas, sin embargo su extensión abarcando prácticamente todo el sector de la Cordillera Principal al este de la Megafalla Pocuro y los desniveles topográficos que muestra en sus afloramientos, sugieren espesores de por lo menos 4.000 a 5.000 m, descartando las posibles repeticiones tectónicas en el sector fronterizo. AGUIRRE (1960) midió un espesor minimo de 3.610 m. Edad, correlaciones y condiciones de depositación
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En la Hoja Portillo la Formación Pelambres no presenta un contenido fosilifero diagnóstico, los escasos fósiles recolectados en la parte oriental sólo señalan una edad Cretácico en general. La Formación Pelambres ha sido considerada en la Hoja Illapel de edad (RIVANO y 1990) Cretácico Inferior SEPULVEDA, a base de consideraciones litoestratigráf icas : estas consideraciones son válidas también en la Hoja Portillo, aun cuando, la edad máxima, por sobreyacer a capas del Hauteriviano Inferior (Formación San José) (RAMOS et al., 1990) debe ser considerada como Hauteriviano Inferior. Por otra parte la Formación Pelambres seria el equivalente litoestratigráf ico del conjunto de las formaciones Veta Negra y Las Chilcas (este trabajo), siendo esta última considerada de edad esencialmente Cretácico Inferior (RIVANO et al. 1986) lo que se ha confirmado actualmente con los trabajos de GALLEGOS (1994) y MARTINEZ y GALLEGOS (1994) en el área de Polpaico quienes la ubican entre el Neocomiano alto y el Albiano. La Formación Pelambres, hacia el sur de la Hoja Portillo se muestra en continuidad areal, con identidad de facies y continuidad estructural, con la Formación Abanico de la cordillera frente a Santiago. La Formación Pelambres constituirla entonces la continuidad sedimentaria y depositacional hacia el este de la Formación Las Chilcas, completando asi el esquema de una amplia area con predominio de depositación predominantemente subaérea, continental, dominada por una marcada erosión de relieves volcánicos previos (Veta Negra, Lo Prado, etc.) y con una actividad efusiva y piroclástica la que se hace mas importante hacia la parte superior de la secuencia. En este ambiente, de características geotectónicas propias de una región en extensión, y posiblemente mas relacionados a cambios eustáticos en el nivel general de los oceános que a tectogénesis, ocurrieron las últimas ingresiones marinas hacia la parte media de la secuencia, las que fueron de poca extensión y en condiciones muy someras; estas ingresiones podrían marcar la mayor extensión del mar del Cretácico Inferior (HALLAM, BIRO y PEREZ, 1986) en el ámbito cordillerano, antes de la retirada definitiva del marino, ambiente y pueden correlacionarse litoestratigráficamente con los niveles sedimentarios carbonatados
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70 -60km
Eip«»or < 10 km
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70 00km
Figura 27. Esquema del probable dispositivo paleogeográfico-estructural durante el Cretácico Inferior. A. Probable d ÿpositivo de cuenca en extensión con corteza delgada (fundamentalmente Berriasiano-Barremiano? ) B. Probable estructura del dispositivo paleogeográf ico durante el Barremiano?-Toarciano Inferior?. Modelos no a escala.
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que aparecen en la Formación Las Chilcas entre la mina Portales y Polpaico, al sur de la Hoja. CONCLUSION GENERAL DEL CRETACICO INFERIOR.
El ciclo sedimentario del Cretácico Inferior se inicia en realidad hacia el Jurásico terminal (Kimmeridgiano Superior Titoniano Inferior) con la depositación de las areniscas rojas de la formación Tordillo que constituirán el basamento de la transgresión del Titónico-Neocomiano después de un episodio marino generalizado en las zonas externas del orógeno (Cuenca Aconcagüino Neuquénica) y marcado por una importante actividad volcánica lávica, muy intensa en el borde pacifico y menos marcada hacia el este, de modo que se hace dificil precisar la existencia de un arco volcánico (figura 27), se produce en forma generalizada a partir del Neocomiano alto (Hauteriviano? a Barremiano) la retracción del ambiente marino y un cambio en el regimen volcánico, desapareciendo paulatinamente las lavas para ser reemplazadas, de una manera generalizada, por una activida de tipo explosivo dando origen a depósitos de tobas e ignimbritas. Tales cambios deben ser relacionados probablemente a cambios importantes en el régimen de subducción del borde pacifico de Sudamerica o también, lo que parece mas probable a un espesamiento de la corteza producido por la misma acumulación de los depósitos volcano-sedimentarios productos del volcanismo del Cretácico Inferior.
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EL CRETACICO SUPERIOR.
Jucción . EL Cretácico Superior está representado solamente por la :r. ción Salamanca, expuesta en la zona centro oriental de las Quillota - Portillo (figura 28), principalmente hacia el rte del area. Es una época de fuerte actividad volcánica efusiva c racter andesitico y en ambiente continental.
rruación SALAMANCA (RXVANO y SEPULVEDA, 1991) . ifinición y relaciones estratigráficas
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La Formación Salamanca ha sido definida en la Hoja Illapei
íorte de los 32° L.S.) como una secuencia volcanosedimentaria r.v uesta por lavas, tobas, brechas volcánicas andesiticas a ac" ticas, con intercalaciones rioliticas y que hacia la base, en u parte occidental, presenta importantes niveles de conglomerados reniscas. En ella se han distinguido dos miembros : uno nÿerior, miembro SANTA VIRGINIA, principalmente conglomerádico renoso y reducido a los afloramientos mas occidentales, y uno u_ jrior, miembro RIO MANQUE, andesitico a dacitico de gran :x+-ensión areal. En el area de las Hojas Quillota - Portillo la 'oÿmación Salamanca se presenta con un carácter marcadamente mas re' cánico con un miembro inferior reducido a tan sólo algunos íiveles de areniscas y conglomerados el que se observa sobre todo 2r, los afloramientos al sur de Alicahue, en el camino de acceso a L< mina Rio Grande, entre las quebradas Los Maitenes y Las Canchas (foto 20 y figura 29) Su base la constituye el contacto pe .udoconcordante y de erosión sobre las unidades mas antiguas del Cÿtácico Inferior (Formación Las Chilcas y Formación Pelambres) y soore formaciones el Jurásico y Cretácico en la parte occidental de 1 Hoja Quillota en el extremo norte; su techo lo constituye la d; scordancia angular y de erosión en la base de la Formación
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Farellones en el borde oriental de la Hoja Quillota y en el ámbito c la Hoja Portillo o, en otros sectores, la actual superficie de erosión .
r stribución, litologia
y espesor.
La Formación Salamanca aparece principalmente en la mitad irte del area ocupando una posición centro oriental, situándose en el limite entre las Hojas Quillota y Portillo; en general se ÿ
y y braquisinclinales suaves amplios formando ¡.resenta raquianticlinales con flancos que mantean entre subhorizontales a no mas de 20°; la dirección general de los pliegues y el rumbo de as capas es NNO. En el extremo norte en un area muy reducida, "bicada en el limite con las Hoja Illapei, en el area del Co. vizcachas (figura 28), la Formación Salamanca aparece en neta .iscordancia angular y de erosión sobre el Jurásico Medio a Superior indiferenciado y sobre la Formación Lo Prado (Neocomiano) : alli la base de la Formación son lavas andesiticas subhorizontales. (In el sector de Petorca - Pedernales (figura 28), asociada a la formación Salamanca aparece una estrucura circular de unos 14 a 15 xm de diámetro constituida por un dique anular muy continuo (Unidad 1
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Figura 28. Distribución del Cretácico Superior (Fm. Salamanca) en las Hojas Quillota-Portillo
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San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986) y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21 y figura 30) . El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce
claramente al sur de Alica'nue en el cordón que separa las quebradas Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto 20 y figura 29) : Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con ciastos andesítico redondeados, do 5 a 15 c.o (foto 23) dispuestos en una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de 10 m de volcarenitas gruesas gris rojiías dispuestas en bancos de 5 a 10 cm, sequidas a su vez por - 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con Intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las
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arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas andesiticas grises y potentes caracteristicos del miembro superior. La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las areniscas y conglomerados básales. La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente porfiricas, con f enocristales de plagioclasa sericitizados y/o argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se aprecia mesostasis cuarzo cristalino. generalmente es La microgranular , traquitica y hasta pilotaxitica . La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos; los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti (Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra (Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos: lacolitos, filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas) probablemente relacionada a la megafalla Pocuro. Él espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m. Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S) El espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
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San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986) y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21 y figura 30) El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce claramente al sur de Alicahue en el cordón que separa las quebradas Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto 20 y figura 29) :
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Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con clastos anees itico redondeados, de 5 a 15 cm (foto 23) dispuestos en una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de - 10 m de volcarenitas gruesas gris rojizas dispuestas en bancos de 5 a 10 cm, sequidas a su vez por - 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas andesiticas grises y potentes característicos del miembro superior. La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las areniscas y conglomerados básales. La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente porfiricas, con fenocristales de plag.ioclasa sericitizados y/o argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se aprecia cuarzo generalmente cristalino. mesostasis es La microgranular, traquitica y hasta pilotaxitica . La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos; los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti (Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra (Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos; lacolitos, filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas) probablemente relacionada a la megafalla Pocuro. El espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m. Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S) . El espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún 103
Foto 20. Panorama hacia el sur por el camino de acceso a la mina Rio Grande, sector de la Mostaza-Alicahue . Se ven los niveles sedimentarios gruesos y finos de la parte basal de la Formación Salamanca. La figura 29 explicita la panorámica.
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Figura 29. Esquema explicativo de la foto 20, parte basal de la Formación Salamanca en el sector de Alicahue. 1. Conglomerados derivados de material volcánico. 2 Volcarenitas gruesas gris-rojizas en bancos de 5-10 cm. 3. Volcarenitas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm
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Foto 21. Panorama general hacia el NNW del sector de la confluencia del rio Hidalgo con el rio Rocin. Se aprecian capas de la Formación Pelambres que se hunden hacia el este, en tanto que sobre ellas se dispone, localrnente discordante, una secuencia volcánica (Formación Salamanca ?); en la parte superior, marcada por una secuencia de color claro se aprecia la Formación Farellones discordante sobre el conjunto. La figura 30 explicita lo anterior.
NNW
Discordancia
Figura 30. Esquema expl explicativo de la foto 221 1 mostrando las relaciones 1as Formaciones Pelambres, Salamanca y discordantes entre las Farellones en el sector del Rio Rocin-Estero Hidalgo.
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sedimentarias muestran una clara componente volcanoclástica y en
donde las escasas intercalaciones de lutitas negras con restos fósiles de vertebrados, ostrácodos y vegetales aparecen sólo en la parte basa! de la formación, sugiriendo asi la retirada o escasa importancia del ambiente marino en ese momento y el cual habría desaparecido por colmatamiento a consecuencia del relleno de la Cuenca Marginal Abortada neocomiana por las volcanitas y sus derivados detríticos. Formación LAS CHILCAS (THOMAS, 1958; PIRACES Y MAKSAEV, 1977 ; Enm. este trabajo) .
Definición y relaciones estratigraf icas .
Herbert Thomas (1958) propuso definir como Formación Las Chilcas a una secuencia volcanoclastica con marcada variación de facies lateral que se apoya concordantemente sobre el miembro Ocoa de la Formación Veta Negra y subyacente a una formación volcánica con intercalaciones sedimentarias que denominó Formación Lo Valle. La Formación Las Chilcas, según CARTER y ALISTE (1962), presenta una parte superior mas sedimentaria y una parte inferior de carácter volcánico y piroclástico, proponiendo estos autores utilizar el término de Formación Las Chilcas sólo para la parte superior proponiendo designar a la parte inferior Formación Cerro Morado. PIRACES y MAKSAEV (1977) prefirieron la definición original de THOMAS en razón de la gran variación lateral de facies y la significación paleogeograf ica similar de toda la secuencia. Por las (1982) mismas razones GODOY enfatiza el engrane entre las formaciones Las Chilcas y Lo Valle (sensu THOMAS, op. cit.) indicando que la discordancia previamente descrita entre ambas unidades no es tal, sino que se trataria de una falla que pone en contacto niveles diferentes de la Formación Las Chilcas. En este trabajo, y de acuerdo con la descripción original de THOMAS para la formación al norte del valle del Rio Aconcagua y de acuerdo con GODOY (1982) que afirma la inexistencia de una discordancia entre Las Chilcas y Lo Valle, se propone incluir en la Formación Las Chilcas a las rocas asignadas a la Formación Lo Valle que afloran en el sector Aucó-Cuesta de Chacabuco, vista la similitud de facies que presenta con la formación Las Chilcas al norte del rio Aconcagua (sector de Putaendo - La Mostaza Alicahue) . No obstante la existencia de estructuras volcánicas residuales con edades Oligoceno-Mioceno (Cerro Huechún, por ejemplo) no permiten descartar la probable existencia de estratos mas nuevos que los de la Formación Las Chilcas y que podrían haber sido incluidos en ésta. La Formación las Chilcas en su parte norte y oriental es cubierta en discordancia angular por la Formación Salamanca (RIVANO y SEPULVEDA, 1991) del Cretácico Superior, unidad que se destaca de la Formación Las Chilcas por presentar un relieve mas abrupto. En la mayor parte del área su límite superior lo constituye el actual nivel de erosión. Distribución, litología y espesor. La Formación las Chilcas ocupa una extensión considerable de
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la Hoja Quillota en una posición central y formando una gran franja de afloramientos que coincide con gran parte de la Mediana Montaña. su extensión sobrepasa los limites de la hoja ya que muestra continuidad tanto hacia el norte como al sur (figura 2C) . Una de sus características mas notables es su marcado color ro]izo a pardo claramente predominante, 3si como su variabilidad litológica. Estructuralmente, la Formación Las Chilcas, en su mitad occidental, es monoclinal al este, con ligeros pliegues locales amplios, en tanto que hacia el este adopta claramente una disposición subhorizontal a horizontal que sólo se ve perturbada en las cercanías de los cuerpos batoliticos de la Superunidad Illapei. La litologia de la Formación Las Chilcas es marcada por importantes y rápidos cambios de facies laterales y verticales; en la unidad se reconocen desde coladas andesiticas hasta calcilutitas aglomerados, pasando grises, por conglomerados tobas, y paraconglomerados de diverso origen, areniscas, etc. En general la estratificación es de buena a regular. Una de sus características mas notables es su marcado color rojizo a pardo claramente predominante, asi como su variabilidad litológica. En la parte inferior de la unidad se distinguen de preferencia niveles de rocas volcánicas con una distribución local y secuencias clásticas y tobáceas que predominan ampliamente como sucede en el sector entre Cerro Negro, Llay-Llay y San Felipe. Además, en este sector se nan reconocido algunas intercalaciones de niveles calcáreos (AREVALO, 1992) de los cuales el mas superior tiene una gran extensión lateral y que correspondería al miembro Nilhue de THOMAS (I960) . Esta intercalación mas superior consiste en una secuencia de unos 150 m de espesor, bien estratificada, de areniscas calcáreas y calcilutitas grises a negras, a veces margosas, generalmente con estructuras estromatoliticas (Lámina III, 1), areniscas calcáreas, e intercalaciones de tobas (foto 11) . Este nivel forma una larga y angosta franja sedimentaria en el borde oriental del cordón de La Giganta (figura 22) en donde es posible observarla fuertemente replegada y en contacto, en parte por falla inversa (foto 12), con el plutón de Panquehue (Superunidad Illapei) . También aflora de manera muy continua en el cordón de cerros (cuesta Las Chilcas) entre Llay-Llay y la estación Meiggs extendiéndose hacia el sur en forma mas o menos continua por lo menos hasta las canteras de Cemento Polpaico, mas allá del limite sur de la Hoja. En este sector la franja de afloramientos corre a lo largo de una falla inversa subvertical (Falla de El Carbón) que la monta sobre conglomerados superiores (sector de la cuesta Las Chilcas) . Al norte del valle del rio Aconcagua la franja se continua pasando al este de Catemu hasta la localidad quebrada El Bosquial y desde alli se continua hacia el norte, hasta el sector de la mina Los Portales frente a Cerro Negro en donde se produce un rápido cambio de facies desapareciendo los niveles calcáreos los que no vuelven a aparecer hasta el sector de El Espino, al norte de Illapei (RIVANO y SEPULVEDA, 1991) . Petrográficamente los niveles calcáreos corresponden a biomicritas (lámina III) y micritas a veces En general los niveles calcáreos muestran un estromatoliticas. contenido fosilifero que no es particularmente diagnóstico de su edad, consistiendo en su mayor parte en algas y otros organismos coloniales (espongiarios?) (lámina III) y en escasos gastrópodos (lámina III) y pelecipodos pequeño, además de abundantes restos de vegetales y restos óseos de vertebrados en muy mal estado de
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Foto 12. Panorama fia o ia di u ;r desde la o, ir re- era era. re Lar. Felipe y Llayiiay, sector del cordón la Giganta: ce aprecia jas capar; subhori son talos o'e la Formación las Ghixcas que. al Llegar ai contacto con el plutón de Parrquohuo r:e ron i i ega :. fuertemente encontrándose en contacto por falla inversa cor, e .. gluten.
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conservación (Mina Cerro Negro) , todo io cual, si bien permite caracterizar a estas facies no aportan mayores evidencias sobre su edad. La estratificación es buena y de 20 a 40 cm de espesor; hacia la parte superior de esta franja aparecen delgadas intercalaciones de areniscas tobáceas y de tobas de color rojizo que van predominando hacia la parte superior para finalmente dar paso a las areniscas gris - verdosas y conglomerados superiores. El mejor lugar de exposición de esta franja es en la quebrada El Bosquial. El espesor de esta franja es variable siendo en general de 20 a 200 m aproximadamente. El espesor medido en un perfil realizado en la quebrada El Bosquial fue de 180 m (foto 13) . Hacia el norte y hacia el techo de la unidad predominan las facies volcánicas con un marcado carácter andesitico con intercalasciones de volcarenitas y tobas; un buen ejemplo de la litologia de esta parte de la unidad lo constituye el perfil del morro El Gato (foto 14, figura 23). En ese sector se tiene desde abajo hacia arriba en un perfil parcial de las volcanitas superiores de Las Chilcas (figura 23) lo siguiente : Base: vclcanitas de la formación Las Chilcas 1- Mas .de 50 m de andesita de piroxeno gris-verdosa micro cristalina con textura fluidal intergranular formada por microlitoo grandes de plagioclasa subcrientados y entrecrecidos con cristales de piroxeno de tendencia poikilítica. aparecen yrénulos de magnetita y cuarzo intersticial escaso. :.as amígda'.as están rellenas por un cerdo delgado de cuarzo y el centro por zoolito. Aparece también clorita cono mineral de
alteración .
Figura 22. Esquema estructural explicativo de la foto 12, mostrando las capas de la Formación Las Chilcas replegadas y en contacto por falla inversa con el plutón de Panquehue.
75
Foto 13. Panorama nacía el sureste de la secuencia sedimentaria de la parte media de la Formación Las Chilcas en la quebrada El Bosquial. 3e aprecia hacia la izquierda de la panorámica la secuencia de arenas, calizas arenosas y tobas de color ro ;o de la secuencia sedimentaria marina para dar paso a ios niveles do brechas y conglomerados volcánicos de la parte superior
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Foto 14. Panorama hacia el norte del cordon del morro El Gato, se aprecian los niveles volcario-sedimentarios , en tonos rojo y ocre, y los niveles volcánicos en color gris.
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Figura 23. Perfil litoestratigráf ico de la sección basal de el morro del Gato (Formación Las Chilcas) 1.. Lavas andesiticas. 2. Volcarenitas 3. Paraconglomerados 4. Conglomerados arenosos. 5. Pórfido dacitico.
.
.
.
2- 1 a 2 m de volcarenita brechosa morada formada por lastos líticos y fragmentos de feldespato mal redondeados, la composición do los Uticos es andesítica, los granos están cementados por hematita lo que le da el color a la roca. rojos 350 m sedimentos de compuesto por intercalaciones de paraconglomerados, de esqueleto matriz soportado con clastos volcánicos de 5 a 12 cm, y areniscas y limolitas rojas conqlomerádicas en bancos de 2 a 5m de potencia. <1- 5 m de ar.desita gris verdosa similar a la ya descrita pero con textura porfírica en donde destacan cristales de plagioclasa argillizados y fracturados en una mas fundamental intergranular a intersertal en la que destacan microlítos de plagioclasa, gránulos de piroxeno y pequeños cristalitos de magnetita, en los espacios intersticiales se observa clorita y mas escasamente, cuarzo. Se observan grandes playas de clorita en la roca las que podrían corresponder a reemplazo de fenocristales 5- 275-300 m de una secuencia sedimentaria de color rojo-morado como la ya descrita la que es cortada por un pequeño intrusivo de pórfido andesítico perteriecieente a la Unidad San Lorenzo. 6- 120 m de iavas andésíticas de color gris verde con bandas de color rojo orientadas al azar; corresponden a andesita de piroxeno con textura porfírica con fenocritales de plagioclasa en una matriz igual a la de la base del perfil, existe además de clorita y cuarzo intersticial calcita como mineral secundario; los opacos son magnetita.
.
El espesor total medido de este perfil es de unos 502m aproximadamente . AREVALO (1992) ha realizado una completa descripción, análisis e interpretación de las rocas epiclásticas del sector de Cerro Negro-mina Portales la que puede tomarse como válida para toda Lámina III. Fósiles y microfacies de la intercalación marina de la Formación las Chilcas. 1. Estromatolito 2. aspecto al microscopio de las calcilutitas de la formación La Formación Las Chilcas. 3, Porifera (Spongiaria) ? . 4. Gastrópodo en tronco fósil, formación Las Chilcas sector
de Polpaico.
78
la unidad. En la mitad sur de la hoja Quiiiota (Cuesta Las Chilcas, Quebrada El Bosquial, ladera oeste del valle del ric Putaendo; inmediatamente por sobre la franja de calizas y las areniscas que las suceden, rápidamente se desarrollan en sucesión lateral y vertical conglomerados v brechas gruesas los que a su vez gradan hacia arriba y lateralmente hacia el norte a tobas, areniscas tobáceas e ignimbrita ¿cidas a intermedias. La gran variabilidad de facies reconocida en esta parte mas superior impiden reconocer un lugar tipo aun cuando buenas exposiciones se encuentran en las laderas oeste del valle de San Felipe - Los Andes y desde el valle Putaendo hasta El Estero Los Ángeles de que lo corta transversalmente. Otra área de buena exposición es el valle de La Mostaza que cae hacia Alicahue en donde es posible observar ampliamente el desarrollo iitoiógico de esta parte de la unidad. El espesor estimado en el sector de Cerro Negro-Llay-Llay para la parte inferior de la uniaad (por debajo de la franja de calizas de El Bosquial) es de 1500 m como minimo en tanto que el espesor de la parte superior es estimado en unos 2000m lo que da un total estimado de unos 3500m para la Formación Las Chilcas. Esta unidad aparece depositada en un ambiente de llanura aluvional a plataforna neritica somera delante de un frente volcánico desde el cual llegaban los aportes de piroclásticos y lavas los que eventualmente se depositaban intercalándose con los sedimentos. Hacia el noreste del estero Los Angeles, asi como en la cuesta de Chacabuco ei material volcánico adquiere un predominio absoluto sobre el sedimentario. Edad, correlaciones y condiciones de depositación .
La Formación Las Chilcas tal como se define aqui constituye la prolongación natural de la Formación Quebrada Marquesa de la Hoja Illapel (31°-32°S) hacia el sur con la que se encuentra en continuidad de afloramientos. Hacia el este en la hoja Portillo la Formación Pelambres es el equivalente iitoiógico de la Formación Las Chilcas de la cual es separada sólo por la traza de la Megafalla Pocuro. La edad de la Formación Las Chilcas en el área no está apoyada por ningún dato paleontológico directo ya que los fósiles hasta ahora recolectados en los niveles calcáreos no sen diagnósticos de edad. La superposición concordante de esta formación sobre la Formación Veta Negra supuesta, por autores anteriores, como de edad Barremiano - Albiano y el hecho de encontrarse en los conglomerados de la parte inferior clastos rodados de ocoitas, condujo a asignar y aceptar erróneamente una edad Cretácico Superior para esta unidad deshechando la idea, tempranamente expresada por THOMAS (1967), de una probable edad Cretácico Inferior. Esta última idea se ha visto apoyada últimamente por los resultados de dataciones radiométricas obtenidas en intrusivos de la Superunidad Illapel (Plutón de Panquehue) que cortan a esta formación en todo su espesor y que han dado edades de 118 a 80 Ma (RIVANO et al., 1985) (ver TABLA 10). Adicionalmente, BECK et al. (1990) han determinado que tanto las volcanitas de la Formación Las Chilcas como las de la subyacente Formación Veta Negra presentan una magnetización remanente que las sindica como pertenecientes a la época de polaridad normal del Cretácico Inferior alto (Hauteriviano - Albiano) hasta el Cretácico
79
Superior bajo (Cenomaniano - Turoniano) lo que es coincidente con el rango de edades ya mencionadas. Mas recientemente, el hallazgo y descripción de microfósiies en el sector de ias calizas de Polpaicc, ai sur de la hoja Quillota (GALLEGOS, 1994; MARTINEZ y GALLEGOS, en prensa) han permitido confirmar la edad Cretácico
Inferior para esta unidad. Paieogeográf icamente la Formación Las Chilcas representa un periodo de disminución de la actividad volcánica del Neocomiano; la paleogeografía correspondería a un relieve acentuado que dió origen a la generación y depositación de importantes volúmenes de flujos detríticos transportados en masa (derrumbes, avalanchas, flujos de barro, etc.), los que dieron origen a los variados tipos de rocas clásticas alli presentes. Algunos de estos depósitos son claramente laháricos, probablemente originados durante emisiones de flujos piroclásticos , vista la relación de terreno que se observa entre ambas facies. AREVALO (1992) describe facies de lahar subacuático lahar subaéreo asociados a tobas en el sector de la mina Cerro Negro. Las características litológicas y contenido fosilifero de los niveles calcáreos: estromatolitos, espongiarios?, ostrácodos, microfósiies indet., asi como la presencia de abundantes restos de troncos, sugieren que ellos se depositaron en un ambiente marino litoral-transicional de laguna costera somera con poco aporte terrigeno sometido a fuerte insolación, como lo indica el gran tamaño que alcanzan algunas oncolitas (> de 5 mm) . Ocasionalmente llegaban hasta las lagunas depósitos piroclásticos (foto 12). La abundante presencia de troncos fósiles en varios niveles sugiere también una tierra firme cercana con vegetación abundante y un (los ie alta energia aporte sedimentos calcáreos muestran similitudes litológicas, petrográficas y faunisticas muy marcadas con el miembro inferior de la Formación Quebrada Marquesa en la Hoja Illapel (sector de Cuesta El Espino) (RIVANO y SEPULVEDA, 1986) . En conclusión la Formación Las Chilcas se habria depositado en un ambiente subaéreo continental, con recurrencias episódicas de influjos del ambiente marino costero somero, especialmente en su mitad inferior; todo era dominado por un volcanismo intermedio a ácido correspondiente a una etapa terminal del volcanismo del Cretácico Inferior marcada por una mayor participación de material piroclástico que en las etapas precedentes. EL CRETACICO INFERIOR DEL SECTOR ORIENTAL.
Estratos RIO ALITRE
(RIVANO Y SEPULVEDA, 1986, 1991)
Esta unidad, ya descrita en la Hoja Illapel aflora solamente en un pequeo sector en el extremo norte del area en la Hoja Portillo apretada tectónicamente entre dos "losas" de la Formación Farellones
Figura 20) . Estos afloramientos son la continuidad areal y natural de los afloramiemntos que aparecen en la localidad tipo, su litologia es la misma y corresponde a brechas tectónicas o cataclasitas cuyos clastos corresponde a calizas (biorruditas y biocalcarenitas ) rodeados por una matriz escás compuesta por una mezcla de arcillas (no determinadas) y calcita rnicrocristalina a f anerocristalina . Por estar en continuidad areal con los afloramientos de la Hoja Illapel y no presentar nuevos antecedentes remitimos al lector
80
ai texto de la Hoja Iliapel. La edad estimada para estos estratos seria Cretácico Inferior. Formación SAN JOSE (AGUIRRE, 1957; 1960;
ermi.
este trabajo)
Definición y relaciones estratigráficas . Con esta denominación AGUIRRE (1960) designó a una secuencia caicarea marina fosilifera que se extiende al oriente del Rio Juncal en el limite con Argentina desde el portezuelo Navarro, por el norte hasta el limite sur de la Hoja Portillo (Figura 20) . En el sentido original de AGUIRRE esta unidad es concordante con la Formación Lagunillas y subyace discordantemente a la Formación Abanico (incorporada aqui en la Formación Pelambres; ver mas adelante); esta ultima relación de contacto es en realidad un contacto concordante ei que, en el extremo sur (quebrada Monos de Agua) es afectado por una importante falla inversa (foto 15) . En este trabajo se incluye además en la Formación San José las calizas del miembro inferior de la Formación Lagunillas de AGUIRRE (1960) que aparecen muy cerca de la frontera, en la quebrada Lagunillas y que muestran identidad de facies con las calizas de la franja principal de la unidad, apareciendo alli en el lado oriental del Accidente del Estero Lagunillas que consiste en una falla inversa de cobertura que permitió el ascenso, en parte diapirico del Yeso Principal. La Formación San José sobreyace en concordancia depositacional a la Formación Rio Damas en la ladera oriental del Cajón de San José, a su vez es sobreyacida en concordancia por la Formación Pelambres en la ladera occidental de los esteros Navarro y San José.
Distribución, litologia y espesor.
La Formación San José aflora entre el portezuelo Navarro por ei norte y el limite sur de la Hoja por el sur, alli aparece intruida por granitoides terciarios los que interrumpen parcialmente su continuidad hacia el sur de los 33°. La litologia es fundamentalmente calcárea y corresponde a calcarenitas y calcilutitas con algunas intercalaciones de biorruditas, un tipo litológico especial lo constituyen algunos niveles de intrabrechas calcáreas, probablemente de origen tectónico (foto 16) y los niveles yesíferos y arenosos de la parte media de la secuencia. En la parte norte de la franja de afloramientos, en el Portezuelo Navarro, la unidad se presenta bastante completa (figura 24, foto 17), alli se observan, apoyándose en concordancia sobre areniscas y conglomerados rojos de la Formación Rio Damas:
Un primer espesor de algunas decenas de metros (50 a 80 de calcilutitas y pelitas calcáreas negras finamente laminadas, con estructura de tapices algáceos, con intercalaciones de areniscas verdes muy finas en la base y que corresponderían a los últimos niveles de la Formación Rio Damas. - 150 a 200 m de niveles calcáreo-yesiferos con niveles arenosos rojos con intracalastos de lutitas rojas y grietas de secamiento en la parte media. Los niveles arenosos corresponden a volcarenitas finas a media con buena estratificación; les niveles calcáreos son
-
m)
81
Foto 15. Panorama hacia el norte en ±a ladera norte del estero Monos de Agua, mostrando el contacto por falla inversa entre las calizas de la Formación San José y las rocas voj-canoclásticas de la Formación Pelarais -es; se aprecian en rojo los contactos tectónicos.
Foto 16. Detalle de una de
las brechas tectónicas intercaladas en el perfil de la parte superior de la formación San José en la ladera occidental del cajón San José .
82
Foto 17
.
Panorama del cordón fronterizo en el estero Navarro mostrando el aspecto de la secuencia completa de la Formación San José. Comparar
con figura 24.
Portezuelo Navarro
Figura 24. Esquema explicativo de la foto 17, mostrando la secuencia de la Fm. San José en el estero Navarro. 1. Pelitas negras. 2. Calcilutitas negras. 3. Calcilutitas con yeso interestratificado 4. Calcarenitas y calcirruditas fosiliferas. 5. Areniscas terrigenas. 6. Conglomerados. 7. Brechas volcánicas. 8. Volcanitas
.
33
biomicritas
a biodismicritas con f oraminíf eros bentónicos, (Miliolida sp.), ostrácodos, calcisferas, espiculas de esponjas y
bioclastos de bivalvos (lámina IV). - Una parte superior de unos 130 a 150 metros de calcarenitas grises a negras en bancos de hasta mas de 1 m de espesor y con niveles coquinoideos . Hacia el sur, por el estero San José, por efecto de la erosión y el relleno del fondo del valle, sólo es observable la parte superior fosilifera. Al llegar a la divisoria entre los esteros San José y Monos de Agua la tectónica, que ha producido plegamientos y sobrecorrimientos hacia el este (foto 15) (estero Monos de Agua), oscurece la estratigrafía de la unidad. Un perfil parcial de unos 75 m levantados en la ladera oeste del cajón de San José, ilustra la petrografía de los niveles calcáreos superiores (Figura 25), alli se observan de abajo hacia arriba y a partir de los escombros de falda: 1- 3 ra de calcilutitas masivas negras fosilíferas con bioclastos algáceos (Solenopora (lamina y de sp.?) V). pelecipodos quebrantados Petrográficamente corresponden a biomicruditas dismicritizadas y con (lámina V) de cristales de dolomita fantasmas en los parches pseudospariticos Los bioclastos corresponden a grandes fragmentos rotos de pelecipodos y a abundantes calcisferas sp., algunas de ellas con forma arriftonada; la matriz micritica fina aparece parcialmente recristalizada en parches y venillas a microesparita y pseudosparita 2- 8 a 9 m de calcarenitas finas negras en bancos de 20 a 50 cm que gradan en los últimos 3.5 m a calcilutitas negras fosilíferas, en parte fisibles, que terminan en un banco de 1 m de calcilutita coquinoldea con restos de pelecipodos y gastrópodos y de algas coloniales (Solenopora sp.?). Petrográficamente corresponden a bio-intramicritas y onco-biomicritas algo terrigenas y poco alteradas; los nivelees mas altos coquinoideos son biodismicruditas biopseudosparitas con bioclastos de pelecipodos, gastrópodos y probables valvas de ostrácodos; la matriz original era micrita en todos los casos, en los niveles con oncolitas éstas corresponden a intraclastos y bioclastos indeterminados rodeados usualmemnte de una sola capa micrita y raramente mas de dos capas. 3- 1? m de calcarenitas muy finas gris oscura en bancos de 30 a 40 era con niveles bioturbados (túneles de gusanos a los 6 m desde la base y con bioclastos mayores y nódulos o concreciones en los últimos 10 m. Petrográficamente corresponden a bio-oncodismicritas y bio-oncomicruditas Los bioclastos mayores corresponden a pelecipodos y gastrópodos, en tanto que los bioclastos menores son calcisferas sp. arriflonadas y fragmentos de espinas de espongiarios calcáreos y restos indeterminados provenientes de la desintegración de los bioclastos mayores, la matriz era originalmente
.
.
.
micrita.
4- un dique de 2.5 m de espesor andesitico. 5- 13 m de calcilutitas negras con estrati f icaciuón fina (hasta 5 cm) y con risibilidad marcada en los primeros 7 m. A los 7 m desde la base aparece un nivel de brecha intraclástica con clastos exclusivamente calcáreos la matriz corresponde a una mezcla de arcilla y calcita fina de color amarillento de alteración lo que unido a la fisibilidad presente por debajo de ella y a la deformación existente regionalmente permiten sugerir que se trate de una brecha de falla (cataclasita?) (foto 16) Petrográficamente las calcilutitas corresponden a dismicritas mtraclásticas , los intraclastos corresponden en gran medida a bioclastos muy finos indeterminables. 6- 5 a 6 m de una brecha igual a la anterior. 7- 1 m de caliza recristalizada (pseudosparita) sin trazas de fósiles. 8- 2 m de calcirrudita gris en bancos de 60 cm con bioclastos de algáceos. gastrópodos, pelecipodos, ostrácodos y fragmentos Petrográficamente consisten a bio-pelseudosparitas empaquetadas. Además de los bioclastos de pelecipodos y gastrópodos aparecen abundantes peloides micrí ticos y placas de equinodermos. 9- 7 m de calcarenitas fosilíferas grises a negras en bancos de 20 cm, los 2 m básales corresponden a calcirruditas en bancos de 50 cm. Los fósiles coquinoideas roca. aparecen dispersos la mas en con pasadas Petrográficamente, corresponden niveles a los biobásales intraesparruditas, en tanto que los mas altos son biodismicruditas . Los bivalvos, de gastrópodos, fragmentos de son placas equinodermos bioclastos y calcisferas y espiculas de esponjas en los niveles mas altos; los intraclastos, micriticos, son abundantes en los niveles básales. La matriz original era micrita, neomorfizada parcialmente a pseudosparita y
.
.
84
micrcspanta . 10- 13 in de calcilutitas negras a gris negro er. bancos métricos con biociastos dispersos. Petrográficamente son dismicri tas fosiliferas o intraciásticas con escasos fragmentos de tamaño mayor que arena gruesa, los biociastos corresponden a fragmentos menores ce bivalvos, gastrópodos, equinodermos y valvas de Ostracoda sp. En los últimos metros aparecen grandes ostreidos.
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22 I «I °,1
Figura 25. Columna litoestratigráfica de la parte superior de la Formación San José en la vertiente occidental del estero San José (= Fm. Agrio del Grupo Mendoza ) . 1. Calcilutitas 2.
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Calcarenitas 3. Calcirrudita . 4. Calcilutitas fosiliferas. 5. Calcilutitas masivas fosiliferas. 6. Calcilutitas con fisibilidad. 7. Brecha calcárea, posiblemente tectónica. 8. Filón andesítico
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A todo lo largo del perfil se observan pequeños fragmentos detríticos que consisten en fragmentos cristalinos de cuarzo y feldespatos de tamaño arena muy fina a limo; algunos de los feldespatos, con formas euhedrales, corresponden a albita la que podria tener un origen diagenético. También se observan, a lo largo del perfil, especialmente en los niveles mas finos pequeños cristales euhedrales, rómbicos (lamina V) , que sugieren una fase de dolomitización incipiente probablemente durante etapas de la
diagenésis temprana. Este perfil corresponde a un sector de la parte superior de la secuencia de la Formación San José. En un perfil similar realizado en una cuchilla al norte de este perfil, y en los mismos niveles, LOFORTE (LOFORTE y RIVANO, inédito) reconoció entre otros fósiles (tabla 6) Olcostephanus sp., que indica la presencia del Valangíniano Superior, Pseudof avrella garatei LEANZA y LEANZA, Lyticoceras australe LEANZA, Acanthodiscus
85
TABLA 6 LISTADO DE FOSILES RECOLECTADOS EN LA FORMACIÓN SAN JOSE (PARTE SUPERIOR) 35
NUMERO LOCALIDAD EOSILIFERA
36
BIVALVIA
Andi trigonia c:". larrberti LEVY
*
Trigonia carinara AGASSIZ
*
Trigonia transitoria Steinmann (var. Quincucoensis
*
Weavwer)
Trigonia eximia PHILLIPI
*
Steinmanella (Transitrigonia) transitoria Steinmann
*
Cucullaea qabrielis Leyir.etie
*
Eriphyla araaritina aurckhardt
*
Isocardia koeneni BEHRENDSEN
*
Lucina lenfuensis Weaver
*
Panopea dupiniana D'ORBIGNY
*
Pecten cf. P. robinaldinus D'ORBIGNY
*
*
Pinna Robinaldina D'ORBIGNY
* *
Pnoladomya qiqantea (SOWERBY) Ptychomia sp.
*
Rutitrigonia agrioensis Weaver
*
GASTROPODA
Cerithium sp.
*
Harpaqodes sp.
*
Lissochilus so.
*
Nerinea sp.
*
Pleurotomaria sp.
*
Tylostoma iaworsky WEAVER
*
*
AMMONOIDEA
Acanthodiscus sp.
*
Acanthodiscus sp. aff. A. wickmanni GERTH
*
Acanthodiscus radiatus
*
Acanthodiscus cf. vaceki (NEUMAYR y UHLIG)
*
Cuyaniceras sp.
*
Lyticoceras australe aff. LEANZA Y WTEDMANN
*
Olcostephanus sp.
* *
Pseudofavrella garatei LEANZA y LE.ANZA Spiticeras sp.
*
VERMES
Serpula occidentalis LEANZA
*
86
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Cajón de San José
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Calcilutiics negras
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con yeso
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Calcilutitos, imvolitas
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areniscos y
roja 5
con yeso
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(V « V »
Calc'iulitos grises
9 (O
con yeso /
i3SÜ-J
U-rl-T-Z
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Colcilutilas y lutilas negros con intervalos de arenisca fina
Figura 26. Equivalencias litoestratigráficas entre la Formación San
José y el
Grupo Mendoza.
Lámina IV. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San Jose. 1. Miliolidae sp.l. 2. Miliolidae sp. 2. 3. Calcisferas y posibles espículas de espongiarios. 4 y 5. Bioclastos de Gastropoda indet. 6. Espina de Equinodermo. 7 y 8. Microfacies de las biomicritas .
.
Lámina V. Microfacies de la intercalación marina de la Formación San José. 1. Solenopora? sp. 2. Bioclastos de pelecipodcs quebrantados con sobrecrecimiento de briozoos. 3. Cristales de Dolomita (algunos reemplazados pseudomórficamente por calcita neomórfica) reemplazando la mineralogía primaria prediagenética . 4. micrita fo3Ílifera.
89
cf. Vaceki (NEUMAYR y UHLIG) y Acanthodiscus radiatus, que indican la presencia del Hauteriviano inferior (LOFORTE in LOFORTE y RIVANO, inédito; . Edad y correlaciones y condiciones de depositación .
AGUIRRE (1960), en base a determinaciones de la abundante y variada fauna fósil (cefalópodos, bivalvos y gastrópodos) recolectada y estudiada por CORVALAN (1959) quien asignó la fauna hallada a la zona de Spiticeras Damesi, estableció una edad Valanginiano para la parte media de la secuencia. MOSCOSO et al. (1982) le asignaron una edad neocomiana en general. Recientemente (1990) al. RAMOS et equivalencias han la establecido estratigráf icas a ambos lados de la frontera chileno - argentina entre la Formación San José y el Grupo Mendoza (figura 26) el que constituye la prolongación ininterrumpida hacia el norte y en Argentina de esta unidad. En la base del Grupo Mendoza, en el lado argentino del portezuelo Navarro han sido recolectados ammonoideos del Titoniano Inferior - Medio : Choicensisphmctes choicensis (BURCKHARDT) (LOFORTE IN LOFORTE y RIVANO) . Los fósiles recolectados en la parte superior de la Formación San José completan entonces la ubicación cronoestratigráf ica de la Formación San José, permitiendo asignarle una edad Titoniano - Hauteriviano Inferior. En este marco estratigráf ico la Formación San José se correlaciona tanto litoestratigráficamente como cronológicamente con el Jurásico Superior - Cretácico Inferior marino de la Alta cordillera al sur de Santiago (Formación Lo Valdés) y de mas al sur (Formación Baños del Flaco), representando el mismo evento sedimentario. Hacia el norte de la Hoja, en Chile, esta formación se correlaciona litoestratigráficamente y sólo en parte cronoestratigráf icamente con la parte inferior de la Formación Rio Tascadero (RIVANO y SEPULVEDA, 1990) que tiene una edad atribuida en base a fósiles entre el Berriasiano Superior y el Hauteriviano. La franja de sedimentos marinos a la que pertenece la Formación San José forma parte de una digitación hacia el norte de la zona de depocentro del Neuquén activa desde el Jurásico. Resalta de esta franja su natural avance transgresivo hacia el norte, hacia donde la base es cada vez mas joven hasta llegar a la zona de Ovalle - La Serena en donde el nivel estratigráf ico mas antiguo, reconocido en su base, es el Berriasiano Superior (MPODOZIS, 1974; RIVANO, 1975) . El ambiente depositacional mas recurrente a lo largo de la franja, corresponde a un ambiente infralitoral neritico caracterizado en su borde mas occidental por importantes aportes clásticos que indican una actividad volcánica comtemporánea . La presencia y tipos de fósiles, los que abundan en todos los niveles y latitudes de esta franja sedimentaria, señalan condiciones climáticas de mares poco profundos y de aguas templadas a cálidas (presencia de corales, algas, espiculas de esponjas, etc) . La parte inferior de la secuencia en el Portezuelo y Estrero Navarro, constituida por calcilutitas negras con laminación algácea (algal Mats) indica condiciones de depositación litoral. Los niveles yesíferos, intercalados con niveles de calcilutitas negras fétidas con estructuras algáceas que aparecen en la parte media de la Formación San josé (foto 17), indican claramente un ambiente de sabkha a zona supralitoral , lo que es apoyado por la presencia de
90
los niveles de areniscas rojizas de la parte media con sus pasadas de intraclastos de iutitas rojas (foto 17) y grietas de secamiento junto con el yeso intercalado, ademas la incipiente dolcmitización observada en algunos cortes de la parte superior (lamina V) apoyan lo anterior. Sólo la parte superior de la secuencia de la Formación San José, muestra condiciones de depositación francamente sublitorales . Formación CRISTO REDENTOR (AGUIRRE, 1960) Definición y relaciones estratigráficas .
AGUIRRE (1960) definió como formación Cristo Redentor a una secuencia de sedimentitas terrigenas de color rojo predominante que aflora en el lado argentino de la frontera en el sector del Cristo Redentor y que en Chile se presenta sólo en el sector fronterizo formando una área triangular reducida (figura 20) AGUIRRE (op. cit.) describe el contacto basal de esta secuencia como concordante con la Formación San José en Argentina; en tanto que en su techo seria sobreyacida en discordancia por la Formación Abanico (= Formación Pelambres, en este trabajo) RAMOS et al. (1990) han considerado que los contactos de la Formación Cristo Redentor en Argentina y Chile, en el sector fronterizo son tectónicos, y sólo en Argentina, al norte del Rio Las Cuevas, es posible observar el contacto concordante transicional entre las formaciones San José (=Grupo Mendoza) y Cristo Redentor. En este trabajo, dadas las dificultades de acceso al sector fronterizo y a las deformación existente en el área no fue posible acceder al contacto superior, por lo cual se ha preferido exponer en el mapa sólo el área de afloramiento .
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Distribución, litologia y espesor.
La Formación Cristo Redentor aflora en el lado chileno en el sector del Cristo Redentor (Paso La Cumbre) formando un área triangular de unos 1,5 Km2 de extensión con un manteo general hacia el oeste lo que, dada la inclinación de las laderas a favor del manteo dificulta el levantamiento de buenos perfiles. La litologia corresponde a niveles de volcarenitas y conglomerados finos a medios intercalados con niveles de calcilutitas y areniscas calcáreas con frecunets estructuras estromatoliticas . Cerca de la frontera aparecen niveles de areniscas verdes los que corresponden a volcalitarenitas de tamaño medio a grueso con matriz (~10%) arcillosa alterada totalmente a clorita; en algunos sectores aparece cemento calcáreo de reemplazo. Los niveles rojos clásticos corresponden a volcarenitas y/o volcarruditas, de acuerdo con el tamaño del grano, frecuentemente con matriz y cemento calcáreos. Los niveles calcáreos corresponden a micritas y dismicritas terrigenas (lámina VI) con fragmentos finos a muy finos de cuarzo, volcánico; fragmentos y feldespato Uticos origen de ocasionalmente, estos niveles finos muestran pasadas de areniscas calcáreas (lamina VI) y niveles estromatolíticos (lamina VI) . El contenido fosilifero es escaso y aparte de los niveles de algas estromatoliticas y en escasos restos de ostrácodos y bioclastos indeterminados no hay restos identif icables . De modo muy similar a 91
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algunos niveles de la Formación San José, se pueden apreciar en algunos cortes transparentes, que la matriz micritica presenta pequeños intraclastos redondeados de tamaño uniforme que sólo se distinguen mejor cuando la micrcesparitización de la matriz original es mayor. Algunos niveles calcáreos de color amarillento corresponden al microscopio dolomicroesparitas . El espesor estimado por AGUIRRE para la secuencia en Chile es de unos 1.800 m a base de la interpretación de fotos aéreas, espesor; en Argentina, MUSSINI (in RAMOS et al., 1990) ha calculado un espesor máximo de 550 m que parece a los autores del presente trabajo mas ajustado a la realidad. Edad, correlaciones y condiciones de depositación.
Esta unidad no contiene otros restos fósiles que los descritos, por lo cual su ubicación cronológica sólo puede ser establecida litoestratigráf icamente por sus relaciones de contacto con las unidades infra y suprayacente . La secuencia, por apoyarse en Argentina concordantemente sobre el Grupo Mendoza, al norte de Las Cuevas, y siendo el grupo Mendoza equivalente de la Formación San José, la edad máxima para la Formación Cristo Redentor seria Hauteriviano Inferior que es la edad de la parte superior de la infrayacente Formación San José. La edad minima es mas difícil de establecer ya que las relaciones de contacto con la Formación Pelambres no son claras, sin embargo, dado que su ubicación litoestratigráf ica mas probable es entre las formaciones San José y Pelambres su edad mínima difícilmente será mas alta que la edad mínima estimada para la Formación Pelambres, esto es, Barremiano. Una posibilidad a considerar es que esta unidad representaría un cambio de facies lateral para la parte alta de la Formación San José, lo que en parte por las condiciones de depositación somera que presenta la Formación San José, por otra parte, las intercalaciones marinas que aún subsisten en la parte inferior de la suprayacente Formación PELAMBRES, al norte del Rio Aconcagua, en el sector fronterizo y que muestran claras recurrencias del ambiente litoral-nerítico. En consecuencia los autores proponen para esta unidad un rango de edad amplio entre el Hauteriviano y el Barremiano, aun cuando consideran su edad mas probable como
Hauteriviano .
La Formación Cristo Redentor Ha sido considerada como una secuencia subaérea continental (AGUIRRE, I960) y a lo mas "lacustre en base a que grada a un ambiente fluvial de alta energía con episodios de sedimentación lahárica" (sic MUSSINI, in RAMOS et al., 1990). Sin
embargo en opinión de los autores la presencia de bioclastos de ostrácodos, de niveles estromatolíticos y de niveles dolomíticos, mas que un ambiente lacustre sugiere un ambiente de sabkha costera a litoral regresivo que hacia arriba grada a un ambiente fluvialcontinental .
Lámina VI. Macrofacies y microfacies de los niveles estromatolitico3 de la Formación San José. 1. Microfacies de los niveles estromatolíticos. 2. Detalle de las pasadas arenosas. 3 y 4. Aspectos general de los afloramientos con estromatolitos de la Formación Cristo Redentor.
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Formación PELAMBRES (RIVANO Y SEPULVEDA, 1986; 1990)
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Definición y relaciones estratigráf icas .
Esta unidad ha sido definida por RIVANO y SEPULVEDA (1990) en el sector del estero Pelambres - rio Totoral, en la cordillera de Salamanca como una potente secuencia volcanoclástica sedimentaria compuesta por lavas, brechas y conglomerados andesiticos, tobas y areniscas, fueretmente replegada y que afloran en una amplia franja norte - sur a lo largo de la Cordillera Principal. Estas mismas caracteristicas se registran en la Hoja Portillo, en donde los afloramientos asignados a esta unidad se muestran en continuidad areal y de afloramiento con los afloramientos de la Formación Pelambres de la Hoja Illapel. Se han incluido ademas en esta unidad, también por evidente continuidad areal, los afloramientos de rocas volcanoclásticas y sedimentarias que afloran al sur del valle del rio Aconcagua y que AGUIRRE (1960) incluyó en la Formación Abanico demostrándose asi la equivalencia total entre ambas formaciones entre los 32°-33°. Se excluye expresamente la Formación Cristo Redentor (AGUIRRE, 1960) por constituir ella una facies característica que la hace fácilmente reconocible, aún cuando mas al norte de la localidad tipo se han reconocido facies similares en la Formación Pelambres. La Formación Pelambres es concordante con la Formación San José, contacto que sólo puede observarse en el cajón homonimo toda vez que gran parte de la base de la unidad se encuentra aflorante en el lado argentino de la frontera. En algunos sectores el contacto normal es afectado por un fallamiento inverso como ocurre en el estero Monos de Agua o en el extremo norte de la Hoja Portillo (figura 20) . En su techo está en (RIVANO y contacto discordante con la Formación Salamanca SEPULVEDA, 1990) del Cretácico Superior.
Distribución, litologia y espesor. La Formación Pelambres se distribuye de norte a sur en la Hoja Portillo (figura 20) abarcando gran parte del sector oriental en donde es afectada por numerosos pliegues y fallamiento inverso. Su limite oriental lo constituye en general la frontera con Argentina y su limite occidental es la megafalla Pocuro que la pone en contacto con la Formación Las Chilcas con la cual comparte similitudes litológicas y condiciones de depositación asi como una ubicación litoestratigráfica similar. La Formación Pelambres está constituida principalmente por rocas sedimentarias clásticas y por rocas tobáceas finas a medias, normalmente retrabajadas, con intercalaciones de lavas en la parte inferior a media y de rocas calcáreas en la parte inferior. En general la estratificación es marcada lo que resalta notoriamente las estructuras deformativas . La secuencia se presenta con una actitud general monoclinal al oeste, pero afectada por un plegamiento moderado que se hace mas intenso (foto 18) hacia el oeste llegando a desarrollarse importantes cabalgamientos, lo que unido a la falta de buenos niveles-guia no permite efectuar una columna litoestratigráfica detallada, sin embargo ha sido posible reconocer las facies que la componen asi como la distribución general de éstas. Las lavas, que al norte de los 32° (Hoja ILLAPEL) desempeñaban
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Foto 18. Panorama de detalle hacia el sur del flanco oriental del anticlinal del cerro Juncal.
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Foto 19. Aspecto de los niveles calcáreos
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conglomerados en la Formación Pelambres en el sector del paso de Los Contrabandistas (nacientes de estero La Cañada)
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cierto rol de consideración en la unidad, aqui pierden importancia, de manera que a partir de las nacientes del rio Rocin hacia el sur, las lavas son reemplazadas parcialmente per conglomerados, brechas volcánicas andesiticas; éstas ultimas hacia el sur se hacen cada vez menos importantes pasando a desempeñar un rol preponderante los niveles de tobas arenosas, volcarenitas, y microconglomerados En general las lavas son porfiricas con grandes fenocristales de plagioclasa (entre 1 a 4 mm) con sericitización frecuente y, mas raramente con fenocristales de ferromagnesianos, generalmente de anfibola clcritizada; la matriz tiene texturas desde intragranular a pilotaxitica y en algunas muestras es posible observar una matriz ferruginosa con microlitos de plagioclasa. La alteración principalmente cloritica y sericitica es mas fuerte en la parte inferior de la secuencia, siendo especialmente intensa en las lavas intercaladas con los niveles carbonatados. Las tobas son, en su mayoria, tobas andesitico-daciticas liticas finas con cristales de plagioclasa y escaso cuarzo el que muestra bordes de reacción con la mesostasis silicea recristalizada a un agregado de silice muy fino, microlitos de plagioclasa suborientados pueden aparecer en la mesostasis, como mineral de alteración principal aparece clorita (4%) y calcita la. que forma relleno de vetillas. Muchos niveles descritos macroscópicamente como tobas, al microscopio muestran ser tobas retraba jadas En el sector fronterizo aparecen facies sedimentarias en lo que seria la parte media de la secuencia (foto 19) en donde es posible reconocer conglomerados, areniscas y calizas, generalmente micriticas con estromatolitos, oncolitas y escasos fósiles de pelecipodos y gastrópodos no diagnósticos, en algunos niveles aparecen delgados niveles de yeso de no mas de 5 cm de espesor. Hacia el oeste, las intercalaciones de niveles sedimentarios carbonatados son mas escasas y las intercalaciones sedimentarias adquieren un carácter mas continental. En el sector de la subida al Paso de los Contrababndistas , en el Estero de La Cañada se puede apreciar una secuencia sedimentaria carbonatada intercalada entre los sedimentos ruditicos continentales (foto 19); alli las facies carbonatadas corresponden a micritas, dismicritas y pseudoesparitas extraclásticas, poco fosiliferas, a excepción de una muestra en la que aparceieron dos secciones de foraminiferos grandes (lámina VII); los extraclastos, en su mayoria son fragmentos cristalinos angulosos de cuarzo y feldespato muy fresco este último, de tamaño arena fina a media, generalmente bien secleccionados (lámina VII) Otra facies, mas gruesa, está representada por calcirruditas de colores grises a rojizos que corresponde a bioextrapseudosparruditas en donde los extraclastos, tan abundantes como hasta un 30%, son fragmentos
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cristalinos y/o volcánicos, la matriz original está toda recristalizada a pseudosparita y los bioclastos, de tamaño conglomerado fino a grande aparecen como restos rellenos con cemento esparitico de origen primario (Lámina VII) y corresponden
Lámina VII.
Detalles de las microfacies de los niveles carbonatados intercalados en la Formación Pelambres: 1 y 2. Sección de foraminifero, de gran tamaño. 3. Tipo de extraclastos predominantes en los niveles calcáreos, se pueden apreciar sus formas angulosas y el escaso o nulo retrabajamiento (lluvia de piroclastos) 4. Estromatolitos.
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a moldes internos de pelecípodos y gastrópodos, casi siempre completos. Las facies clásticas corresponden a volcarenitas y volcarruditas finas a gruesas, generalmente con poca matriz y con cemento calcáreo o silíceo; en algunos niveles más gruesos y siempre cerca de la transición con los niveles carbonatados subyacentes es frecuente observar la presencia de clastos carbonatados (intraclastos ) . Entre las facies clásticas y las carbonatadas existe toda una gradación de composición. El espesor de la formación Pelambres no ha podido ser medido directamente por las razones arriba mencionadas, sin embargo su extensión abarcando prácticamente todo el sector de la Cordillera Principal al este de la Megafalla Pocuro y los desniveles topográficos que muestra en sus afloramientos, sugieren espesores de por lo menos 4.000 a 5.000 m, descartando las posibles repeticiones tectónicas en el sector fronterizo. AGUIRRE (1960) midió un espesor minimo de 3.610 m. Edad, correlaciones y condiciones de depositación
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En la Hoja Portillo la Formación Pelambres no presenta un contenido fosilifero diagnóstico, los escasos fósiles recolectados en la parte oriental sólo señalan una edad Cretácico en general. La Formación Pelambres ha sido considerada en la Hoja Illapel de edad (RIVANO y 1990) Cretácico Inferior SEPULVEDA, a base de consideraciones litoestratigráf icas : estas consideraciones son válidas también en la Hoja Portillo, aun cuando, la edad máxima, por sobreyacer a capas del Hauteriviano Inferior (Formación San José) (RAMOS et al., 1990) debe ser considerada como Hauteriviano Inferior. Por otra parte la Formación Pelambres seria el equivalente litoestratigráf ico del conjunto de las formaciones Veta Negra y Las Chilcas (este trabajo), siendo esta última considerada de edad esencialmente Cretácico Inferior (RIVANO et al. 1986) lo que se ha confirmado actualmente con los trabajos de GALLEGOS (1994) y MARTINEZ y GALLEGOS (1994) en el área de Polpaico quienes la ubican entre el Neocomiano alto y el Albiano. La Formación Pelambres, hacia el sur de la Hoja Portillo se muestra en continuidad areal, con identidad de facies y continuidad estructural, con la Formación Abanico de la cordillera frente a Santiago. La Formación Pelambres constituirla entonces la continuidad sedimentaria y depositacional hacia el este de la Formación Las Chilcas, completando asi el esquema de una amplia area con predominio de depositación predominantemente subaérea, continental, dominada por una marcada erosión de relieves volcánicos previos (Veta Negra, Lo Prado, etc.) y con una actividad efusiva y piroclástica la que se hace mas importante hacia la parte superior de la secuencia. En este ambiente, de características geotectónicas propias de una región en extensión, y posiblemente mas relacionados a cambios eustáticos en el nivel general de los oceános que a tectogénesis, ocurrieron las últimas ingresiones marinas hacia la parte media de la secuencia, las que fueron de poca extensión y en condiciones muy someras; estas ingresiones podrían marcar la mayor extensión del mar del Cretácico Inferior (HALLAM, BIRO y PEREZ, 1986) en el ámbito cordillerano, antes de la retirada definitiva del marino, ambiente y pueden correlacionarse litoestratigráficamente con los niveles sedimentarios carbonatados
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70 -60km
Eip«»or < 10 km
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70 00km
Figura 27. Esquema del probable dispositivo paleogeográfico-estructural durante el Cretácico Inferior. A. Probable d ÿpositivo de cuenca en extensión con corteza delgada (fundamentalmente Berriasiano-Barremiano? ) B. Probable estructura del dispositivo paleogeográf ico durante el Barremiano?-Toarciano Inferior?. Modelos no a escala.
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que aparecen en la Formación Las Chilcas entre la mina Portales y Polpaico, al sur de la Hoja. CONCLUSION GENERAL DEL CRETACICO INFERIOR.
El ciclo sedimentario del Cretácico Inferior se inicia en realidad hacia el Jurásico terminal (Kimmeridgiano Superior Titoniano Inferior) con la depositación de las areniscas rojas de la formación Tordillo que constituirán el basamento de la transgresión del Titónico-Neocomiano después de un episodio marino generalizado en las zonas externas del orógeno (Cuenca Aconcagüino Neuquénica) y marcado por una importante actividad volcánica lávica, muy intensa en el borde pacifico y menos marcada hacia el este, de modo que se hace dificil precisar la existencia de un arco volcánico (figura 27), se produce en forma generalizada a partir del Neocomiano alto (Hauteriviano? a Barremiano) la retracción del ambiente marino y un cambio en el regimen volcánico, desapareciendo paulatinamente las lavas para ser reemplazadas, de una manera generalizada, por una activida de tipo explosivo dando origen a depósitos de tobas e ignimbritas. Tales cambios deben ser relacionados probablemente a cambios importantes en el régimen de subducción del borde pacifico de Sudamerica o también, lo que parece mas probable a un espesamiento de la corteza producido por la misma acumulación de los depósitos volcano-sedimentarios productos del volcanismo del Cretácico Inferior.
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100
EL CRETACICO SUPERIOR.
Jucción . EL Cretácico Superior está representado solamente por la :r. ción Salamanca, expuesta en la zona centro oriental de las Quillota - Portillo (figura 28), principalmente hacia el rte del area. Es una época de fuerte actividad volcánica efusiva c racter andesitico y en ambiente continental.
rruación SALAMANCA (RXVANO y SEPULVEDA, 1991) . ifinición y relaciones estratigráficas
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La Formación Salamanca ha sido definida en la Hoja Illapei
íorte de los 32° L.S.) como una secuencia volcanosedimentaria r.v uesta por lavas, tobas, brechas volcánicas andesiticas a ac" ticas, con intercalaciones rioliticas y que hacia la base, en u parte occidental, presenta importantes niveles de conglomerados reniscas. En ella se han distinguido dos miembros : uno nÿerior, miembro SANTA VIRGINIA, principalmente conglomerádico renoso y reducido a los afloramientos mas occidentales, y uno u_ jrior, miembro RIO MANQUE, andesitico a dacitico de gran :x+-ensión areal. En el area de las Hojas Quillota - Portillo la 'oÿmación Salamanca se presenta con un carácter marcadamente mas re' cánico con un miembro inferior reducido a tan sólo algunos íiveles de areniscas y conglomerados el que se observa sobre todo 2r, los afloramientos al sur de Alicahue, en el camino de acceso a L< mina Rio Grande, entre las quebradas Los Maitenes y Las Canchas (foto 20 y figura 29) Su base la constituye el contacto pe .udoconcordante y de erosión sobre las unidades mas antiguas del Cÿtácico Inferior (Formación Las Chilcas y Formación Pelambres) y soore formaciones el Jurásico y Cretácico en la parte occidental de 1 Hoja Quillota en el extremo norte; su techo lo constituye la d; scordancia angular y de erosión en la base de la Formación
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Farellones en el borde oriental de la Hoja Quillota y en el ámbito c la Hoja Portillo o, en otros sectores, la actual superficie de erosión .
r stribución, litologia
y espesor.
La Formación Salamanca aparece principalmente en la mitad irte del area ocupando una posición centro oriental, situándose en el limite entre las Hojas Quillota y Portillo; en general se ÿ
y y braquisinclinales suaves amplios formando ¡.resenta raquianticlinales con flancos que mantean entre subhorizontales a no mas de 20°; la dirección general de los pliegues y el rumbo de as capas es NNO. En el extremo norte en un area muy reducida, "bicada en el limite con las Hoja Illapei, en el area del Co. vizcachas (figura 28), la Formación Salamanca aparece en neta .iscordancia angular y de erosión sobre el Jurásico Medio a Superior indiferenciado y sobre la Formación Lo Prado (Neocomiano) : alli la base de la Formación son lavas andesiticas subhorizontales. (In el sector de Petorca - Pedernales (figura 28), asociada a la formación Salamanca aparece una estrucura circular de unos 14 a 15 xm de diámetro constituida por un dique anular muy continuo (Unidad 1
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Figura 28. Distribución del Cretácico Superior (Fm. Salamanca) en las Hojas Quillota-Portillo
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San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986) y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21 y figura 30) . El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce
claramente al sur de Alica'nue en el cordón que separa las quebradas Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto 20 y figura 29) : Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con ciastos andesítico redondeados, do 5 a 15 c.o (foto 23) dispuestos en una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de 10 m de volcarenitas gruesas gris rojiías dispuestas en bancos de 5 a 10 cm, sequidas a su vez por - 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con Intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las
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arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas andesiticas grises y potentes caracteristicos del miembro superior. La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las areniscas y conglomerados básales. La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente porfiricas, con f enocristales de plagioclasa sericitizados y/o argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se aprecia mesostasis cuarzo cristalino. generalmente es La microgranular , traquitica y hasta pilotaxitica . La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos; los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti (Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra (Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos: lacolitos, filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas) probablemente relacionada a la megafalla Pocuro. Él espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m. Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S) El espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún
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San Lorenzo) y asociado al cual aparecen tobas de lapilli daciticas y lavas y brechas andesiticas que indican o sugieren la existencia de restos de una caldera volcánica muy erodada (CAMUS et al., 1986) y discordante sobre las unidades mas antiguas. En el sector de la confluencia entre el Rio Rocin y su afluente principal el rio Hidalgo es posible apreciar en la ribera NW el contacto basal de la Formación Salamanca sobre la Formación Pelambres que, a su vez, es sobreyacida discordantemente por la Formación Farellones (foto 21 y figura 30) El miembro inferior o su equivalente sólo se reconoce claramente al sur de Alicahue en el cordón que separa las quebradas Los Maitenes por el norte de la Quebrada Las Canchas por el sur, a unos 1350 msnm. Alli se observa una secuencia compuesta por (foto 20 y figura 29) :
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Base no expuesta:
- 30 m de volcarruditas monomicticas gruesas con clastos anees itico redondeados, de 5 a 15 cm (foto 23) dispuestos en una matriz de volcarenita gruesa; Estos conglomerados de aspecto masivo, con mala o ninguna estratificación, son la base de - 10 m de volcarenitas gruesas gris rojizas dispuestas en bancos de 5 a 10 cm, sequidas a su vez por - 10 a 15 m de areniscas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm con intercalaciones de fangolitas rojas en capas finas de no mas de 2mm de espesor. Las volcarenitas tienen similar composición que las arriba descritas.
Sobre esta secuencia, que representa el miembro inferior de la Formación Salamanca, siguen hacia arriba los niveles de lavas andesiticas grises y potentes característicos del miembro superior. La secuencia basal (miembro inferior) sobreyace pseudoconcordantemente a niveles de tobas de lapilli y brechas tobáceas finas de la subyacente Formación Las Chilcas; sobre las areniscas y conglomerados básales. La litologia del miembro superior es esencialmente volcánica con abundancia de lavas las que son casi siempre masivas, de colores grisáceos, en contraposición al predominio de los tonos rojos de las formaciones Las Chilcas y Pelambres. La textura es normalmente porfiricas, con fenocristales de plag.ioclasa sericitizados y/o argilizados muy finamente, y, mas raramnete aparecen fenocristales de anfibola, generalmente de menor tamaño que los feldespatos; no se aprecia cuarzo generalmente cristalino. mesostasis es La microgranular, traquitica y hasta pilotaxitica . La Formación Salamanca aparece intruida por numerosos intrusivos; los mas occidentales pertenecen a la franja de la Superunidad Cogoti (Paleógeno) y los mas occidentales a la Superunidad Rio Chicharra (Mioceno); ademas numerosos otros pequeños intrusivos; lacolitos, filones manto y diques de edad miocena y relacionados a la Formación Farellones cortan a la Formación Salamanca. En el sector entre el Rio del Valle y cajón de Pedernales la unidad es afectada por una fuerte alteración hidrotermal (zona de las Lomas Amarillas) probablemente relacionada a la megafalla Pocuro. El espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m. Dicha estimación se basa sobretodo en los espasores estimados para la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32°S) . El espesor estimado por los autores de este trabajo para la Formación SALAMANCA es de unos 2.000 a 2.500 m como máximo, aún 103
Foto 20. Panorama hacia el sur por el camino de acceso a la mina Rio Grande, sector de la Mostaza-Alicahue . Se ven los niveles sedimentarios gruesos y finos de la parte basal de la Formación Salamanca. La figura 29 explicita la panorámica.
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Figura 29. Esquema explicativo de la foto 20, parte basal de la Formación Salamanca en el sector de Alicahue. 1. Conglomerados derivados de material volcánico. 2 Volcarenitas gruesas gris-rojizas en bancos de 5-10 cm. 3. Volcarenitas rojizas finas en bancos de 10 a 40 cm
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Foto 21. Panorama general hacia el NNW del sector de la confluencia del rio Hidalgo con el rio Rocin. Se aprecian capas de la Formación Pelambres que se hunden hacia el este, en tanto que sobre ellas se dispone, localrnente discordante, una secuencia volcánica (Formación Salamanca ?); en la parte superior, marcada por una secuencia de color claro se aprecia la Formación Farellones discordante sobre el conjunto. La figura 30 explicita lo anterior.
NNW
Discordancia
Figura 30. Esquema expl explicativo de la foto 221 1 mostrando las relaciones 1as Formaciones Pelambres, Salamanca y discordantes entre las Farellones en el sector del Rio Rocin-Estero Hidalgo.
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cuando los mayores espesores medidos en desniveles topográficos de afloramientos continuos de la secuencia sólo alcanzan hasta 1300 m. Licha estimación se basa sobretodo en los espascres estimados para la misma unidad en la Hoja ILLAPEL, al norte de los 32CS) . Edad y correlaciones.
La edad de la Formación Salamanca, tal como al norte de los
32° L.S. no puede ser estaolecida mas que a base de su uoicación litoestratigráf ica y por métodos de datación radiométrica de algunos nieveles adecuados y por la datación de los intrusivos que la cortan. En el sector de la quebrada Pedernales se han realizado numerosas dataciones en las tobas y en el dique anular obteniéndose en promedio edades entre 86 y 79 Ma con un promedio muy cercano a los 80 Ma (ver tabla 7); por otra parte la Formación Salamanca es cortada por los intrusivos de la Superunidad Cogcti los que tienen edades radiométricas entre 68 y 45 Ma con un promedio alrededor de los 55 Ma lo que permite asignar a la Formación Salamanca una edad minima
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TABLA 7 EDADES K-Ar DE LA FORMACION SALAMANCA
MUESTRA
COORDENADAS
VolAr10
TIPO DE ROCA
MATERIAL
% K
Rcca
0.416
1.358
03
82 ± 9
2.501
7. 927
55
80 ± 3
1.720
5. 640
25
82 ± 3
0.103
0.507
03
81 114
rad
i Ar At ra
Edad Ma
REFERENCIA
RB-I26
32° 02, 15' 70° 53, 17 '
Toba a ro i11i?.
total
R3-200
32° 02, 15 70s 53, 17 •
Andes 1ta
Roca
RB-203
32' 03,15' 70' 53, 16'
Andesita
RB-502
32° 05, 60 ' 70" 34, 70'
R. volc. al torada
Roca
6B-50
32" 07, 30 ' 70" 53,70'
Andes 1ta
PLagioci
0. 118
0. 609
65
123 ± 9
CAMUS et al. 1986
E3-60
32s 02,15' 70° 53, 17 '
Toba tic 1api 11i
Biotita
6.052
20.311
17
06 ± 3
CAMUS et al. 1936
2125-R
32' 37,-13' 70° 37 , 37 •
Avnriesita
Roca
1.482
3.273
39
56 ±2.1
1
total Roca
total total
*ü C "1 5
1
CAMUS et
al. 1586 CAMUS et
al. 1936 CAMUS et
al. 1986 CAMUS et
al. 1936
Este
trabajo
Paleoceno; la edad máxima, que estaria dada por las edades obtenidas sector de Pedernales, seria Senoniano. Esta ultima edad es concordante con las edades obtenidas para la parte mas oriental de la Superunidad Illapel, para la que se han obtenido también edades similares. Es de notar que la Formación Salamanca no aparece en terreno cortada por intrusivos pertenecientes a la Superunidad Illapel. En conclusión, la Formación Salamanca tendría una edad Senoniano a Paleoceno edad que es concordante con la edad establecida para la formación en la hoja Illapel.
en el
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Salamanca se habria depositado en un ambiente netamente continental y se habria iniciado en algunos sectores con depósitos clásticos, probablemente fluviales o aluvionales los que
106
nabrian sido rápidamente obliterados por el volcanismo. La estructura tipo caldera de Pedernales puede ser interpretada como les restes excepcionaimente conservados de una paleocaldera responsable en gran parte de los depósitos hoy en dia visibles de la Formación Salamanca y testimonian la importancia del volcanismo del Cretácico Superior, actualmente escasamente representado en el Norte Chico. CONCLUSION DEL CRETACICO SUPERIOR.
El Superior Cretácico un periodo representa volcanocrático, subaéreo y continental en donde el reinicio de la actividad efusiva similar a la del Cretácico Inferior bajo (neoccmiano) representa un cambio neto respecto de las condiciones predominantes Cretácioc Inferior alto (Hauteriviano - Barremiano) y hasta el Albiano, por lo menos, caracterizado por un volcanismo predominantemente piroclástico, episódico permitió que la depositación de importantes volúmenes de rocas detríticas.
107
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Figura 31. Distribución de las unidades del Neógeno en las Hojas Quillota-Portillo . 1. Fin. Caleta Horcón. 2. Fm. Confluencia. 3. Fm. Farellones: miembro inferior, 4. Fm. Farellones: ° miembro superior.
NEOGENO
INTRODUCCION .
El Neógeno está representado en el sector oriental del area (figura 31} , por potentes depósitos volcánicos de origen piroclástico y lávico que conforman una gran envoltura subhorizontal sobre las unidades mas antiguas; estas volcanitas se agrupan en la Formación Farellones. Hacia el oeste, el Neógeno está representado por depósitos sedimentarios continentales fluviales y por depósitos marino-litorales; los primeros corresponden a las unidade informales Gravas de Santa Rosa y Catapilco, Gravas de Rautén y Gravas de Quilimari en tanto que los depósitos marino costeros corresponden a la Formación Caleta Horcón. Formación FARELLONES (RIVANO y SEPULVEDA, 1990)
Definición y relaciones estratigráf icas . La Formación Farellones es una de las unidades volcánicas más conocidas en la literatura geológica de la Cordillera de los Andes de Chile Central y considerada como representante del volcanismo miocénico . El fundamento para separar una Formación Farellones en la Cordillera de Chile Central de otra unidad infrayacente ha sido esencialmente estructural, según se concluye de la descripción de KLOHN (1960, p. 67) : "El limite inferior de la Formación Farellones está marcado por una fuerte discordancia angular que la separa de distintos niveles de la formación infrayacente". Esta aceptación de una clara discordancia angular en la base de la Formación Farellones, que es también notoria en los autores posteriores, en especial Aguirre (op. cit.), se vió reforzada por la notoria diferencia en el grado de alteración casi nulo que presenta la Formación Farellones respecto de unidades mas antiguas tales como las formaciones Abanico y Pelambres (RIVANO y SEPULVEDA, 1986), fuertemente alteradas (JAROS Y ZELMANN, 1969). De acuerdo con esto, la Formación Farellones ha sido recientemente redefinida por RIVANO et al. (1990) con localidad tipo en el Cerro La Gloria (Figura 31). Corresponde a una secuencia volcánica continental en la que se distinguen dos miembros; uno inferior, tobáceo-ignimbritico de composición riolitica-dacitica y otro superior, compuesto por flujos andesitico-basálticos intruidos por domos riodaciticos y filones ocoiticos y que muestra restos de aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) . En el área de Farellones, antigua localidad tipo, la Formación Farellones debe restringirse solo al miembro superior de BECCAR et al. (1986), equivalente a la Formación Colorado-La Parva de THIELE (1980), de minima extensión en la Cordillera al este de Santiago, en tanto que el miembro inferior de dichos autores corresponde a parte de la Formación Abanico. La base de la Formación Farellones es claramente discordante sobre las unidades de rocas mas antiguas, relación ya descrita por numerosos autores (AGUIRRE, 1960; JAROS y ZELMANN , 1969; MUÑI ZAGA y VICENTE, 1982) en tanto que su techo, lo constituye la superficie de erosión actual. La relación de contacto entre ambos miembros es de
109
concordancia e interdigitación parcial en el contacto entre los dos miembros, lo que puede apreciarse en toda el área entre el rio Colorado per el norte y el valle del rio Aconcagua por el sur. MUNIZAGA Y VICENTE (op. cit.) también distinguen sólo dos miembros para la Formación Farellones en el rio Aconcagua: uno inferior que denominaren Tuquito y el miembro superior que designaron Buitre. Dentro de este esquema, el miembro medio de AGUIRRE (1960) no es parte de la Formación Farellones tal como se entiende en este trabajo. Los autores prefieren mantener en este trabajo una subdivisión mas neutra utilizando sólo las asignaciones de miembro inferior y superior. Distribución, litologia y espesor. La Formación Farellones se extiende en forma discontinua a todo la largo de la hoja en su parte oriental conformando un gran "plateau volcánico" (MUNIZAGA y VICENTE, 1982) continuo entre el valle del rio Aconcagua y el valle del rio Putaendo - Rocin. Es en este sector donde se muestran mejor los dos miembros que constituyen la formación:
- Un miembro inferior, de colores claros, compuesto por sucesivos depósitos de tobas e ignimbritas rioliticas muy frescas con intercalaciones de niveles delgados de volcarenitas; todo el conjunto de este miembro presenta una coloración gris claro a blanco. Un perfil levantado en el sector de la Laguna del Pelado ilustra las características mas relevantes de este miembro, alli se observa en discordancia sobre sedimentitas rojas de la Formación Rio Damas la siguiente secuencia del miembro inferior (figura 32 y foto 23): 1- 3-10 rn de conglomerado ol iqomlctico a monomictico de color gris a violáceo, pobremente seleccionado, con clastos de 2 a 360 mm, estratificación rnqular a buena; los clastos corresponden a material a y retrabajado volcánico detrítico material subredondoado riodacítico y andesitico; la matriz es tobácea de tamafío arena gruesa 2- 1,5 m de toba litica rosado claro con neta exfoliación en lajas, la matriz es litico-vitrea 3- 8 ra de volcarenita feldespática media a gruesa color verde claro a gris blanco, bien seleccionada; ios clastos, redondeados, son en su mayoria fragmentos de rocas volcánicas porfí ricas { =7 0 r de los clastos) y el resto corresponde a feldespato poco alterados; no se observa matriz y el cemento es sericitico-ciorí tico con reemplazo parcial por calcita que eventualmente aparece también como mineral de alteración de algunos feldespatos ¡Lamina VIH) 4- 6-7 m de toba riodacítica lítico-cristalina de color rosado claro con "flames" en .a base; los clastos son ar.desíticos y se distinguen fragmentes de piedra pómez (1 a 4 cm) escasos, entre los cristales se observa a simple vista "ojos" de cuarzo y biotita. Al microscopio aparecen con como tobas textura vitrociástica parcialmente devitrificada en la cual se reconocen además de los fragmentos Mticos y shards, cristales do cuarzo corroído y biotita muy ferruginosa (Lamina VIII). 5- 8 í0 ra de voicaiitarenita igual a la anterior, color verde claro a gris blanco. 6- 20 m de lava de color verde a gris oscuro que corresponde a una andesita de con íer.ocristales de palgioclasa, catedrales, zonados y con frecuente macla de pericia r.a, ia anfíbola se presnta en cristales euhedraies La marrados. con mesostasis es intergranular ÿr.í crocrlstai.es anfíbola, de gránales opacos y microlitos de plagioclasa (Lairrna VIII). 7- 40 m de tobas liticas riodacíticas corro las anteriores con intercalaciones de tobas arenosas epiclísticas todas de color blanco a rosado muy ciato.
.
.
.
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110
NNE
SS W
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20'
Figura 32. Perfil de la parte inferior de la Formación Farellones en la Laguna del Pelado, ribera sur. 1. Arenisca tobácea. 2. Areniscas. 3. Conglomerado arenoso. 4. Conglomerado. 5. Toba ignimbritica 6. Brecha volcánica. 7. Lavas andesiticas
.
.
8- 10-15 m de brecha volcánica andesítica [aglomerado) de color gris
oscuro.
9- 50 m de tobas líticas riodacit.icas como las anteriores, de color gris pardo a gris claro.
Sobre el último nivel aparecen 20 a 30 m de brechas andesiticasde color gris pardo oscuro que marcan la base del miembro
superior en la Laguna del Pelado. El espesor medido para el miembro inferior en este perfile es de 160 m aproximadamente. En el sector del Cerro El Carbón, hacia el noroeste de la mina Los Bronces, el miembro inferior (Tuquito de AGUIRRE, I960), que alli está constituido por 20-30 m de tobas rioliticas intercaladas con sedimentitas carbonosas lacustres, se apoya sobre un cuerpo de pórfido riolitico, probablemente un domo lacoiitico, erróneamente atribuido a la parte basal de Farellones. A este miembro lo sobreyacen 100 m de coladas y brechas andesiticas, asociadas a centros volcánicos muy erosionados, del miembro superior (miembro Buitre de AGUIRRE, 1960 ) . Esta secuencia scbreyace discordantemente
111
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Foto 23.
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ue utíiaiie ciei sector en donde se lavante el perfil la Formación Farellones en la de Laquna del telado. Le aprecia claramente el miembro inferior de nolo- i.~. ••
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nao ¡ a el este
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113
en el Estero Riecillos a los niveles superiores de la Formación Pelambres. El contacte basal es una superficie arr.esetada y a una aitura de unos 3.000 m aproximadamente; desde ahi, y tanto hacia el este como hacia ei sur, las alturas que corainan este sector, vale decir ei sector de las minas Andina y Los Bronces, corresponden a rocas volcanoclásticas de la Formación Pelambres (RIVALO et al., 1991), lo que sugiere una terminación local hacia el sur y el este, de ios depósitos de Farellones que habría chocado contra un contrafuerte montañoso labrado en las rocas mesozoicas. La distribución area! de este miembro es mas o menos constante en toda el area comprendida en este trabajo, pero no aparece al sur de los 33°. Su espesor es variable desde 0 m hasta mas de 300 m, variabilidad que se explica por haberse depositado sobre un relieve marcadamente irregular lo que se aprecia claramente en la localidad tipo del cerro La Gloria. Este miembro se dispone en neta discordancia angular (foto 24) sobre la Formación Pelambres (=Abanico de AGUIRRE, 1960; MUÑI ZAGA y VICENTE, 1982) y formaciones mas antiguas. Numerosas edades radiómetricas obtenidas para la parte basal de este miembro (tabla 8) indican edades de 15 a 18 Ma . - El miembro superior es un miembro compuesto fundamentalmente por lavas andesíticas y basálticas con intercalaciones de tobas y aglomerados andesíticos y escasas tobas riodaciticas . Asociadas a este miembro aparecen formas volcánicas que permiten identificar restos de aparatos volcánicos muy erodados (foto 22) lo que indica para este miembro una depositación desde centros de emisión independientes. El color general de este miembro es en general negro a pardo oscuro, presentando localmente muy buena estratificación. Su espesor máximo es mayor de 15C0 m, constituyendo su tope superior la superficie de erosion actual. Las lavas, de colores grises a oscuros en afloramiento, al microscopio presentan textura porfírica con fenocristales euhedrales de piagioclasa y, mas escasos y pequeños, de piroxeno rodeados frecuentemente de un halo de tremolita fina fuertemente pleocroica; no se observan cristales de cuarzo. La mesostasis es un entrecrecimiento microgranular de microiitos de plagioclasa, gránuics opacos con relleno de vidrio intersticial, a menudo con aspecto fieltroso y fluidal. En este miembro también son frecuentes algunos niveles de tobas liticc-cristaiinas rojizas que al microscopio muestran fragmentos de rocas andesiticas porfiricas y de tocas; los fragmentos cristalinos corresponden siempre a plagicclasas y la mesostasis es vitrocristaima parcial a totalmente devitrif icada Los sedimentos intercalados en el miembro superior corresponden siempre a delgadas intercalaciones de capas de areniscas medias a gruesas que ai microscopio resultan ser Wackas liticas monomicticas con grano-minerales de feldespatos angulosos a subangulosos y Uticos volcánicos predommatemente andesiticos; la matriz es una mezcla arcillosa originada a partir probablemente de la alteración del vidrio original.
.
Lámina '/III. Microfacies de las rocas de la Formación Farellones: i. Volcarenita intercalada en la parte basa! de la formación Farellones. el en cemento 2. Calcica reemplazando las sericitico-cloritico calcarenitas . 3. Microfacies de las tobas del miembro inferior mostarndo cristales de cuarzo corrido y biotita roja (ferruginosa). 4. Microfacies de las andesitas básales del miembro superior andositicc de Farellones.
114
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Foto 24. Panorama aeneral hacia e¡ sor ñor : o bajad- i<-. ; >- ; ~ ; ••- Leones hacia ei estero La Cañada, o".";;' aprecia o '. r ;J = nte • entre !.a ~or:res:o:i . a r • . . :::••/. •.• . .., :-'o : : /ÿ .-c •ÿ:..ÿ• : •
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Las volcar, itas de la Formación Farellones generalmente no son cortadas por los plutones graníticos del área. Estas raices del
arco magma tico permanecen, por su ascenso cortical más lento, en niveles estructurales algo más bajos. Es frecuente, en cambio, observar a las voicanitas intruidas por stocks, lacolitos y filones dacíticos de 7 a 4 Ma, hasta sus niveles más altos. En el sector de ia Laguna del Pelado (RIVÁNO y SEPüLVEDA, 1591) y en el área del rio Los Leones - Estero de La Cañada la Formación Farellones aparece afectada por fallas inversas (foto 25)
.
Edad y correlaciones .
El lapso de tiempo representado por la Formación Farellones corresponde a un periodo de actividad volcánica iniciado a lo menos alrededor cíe los 20 Ma y concluido hace unos 7 Ma (tabla 8). Sin embargo, la notable existencia de una discordancia que fosiliza un paleorrelieve abrupto y profundamente disecado RIVANO' y VERSARA, en prep.), unido a 1a dificultad para datar la base misma de Farellones permiten suponer una edad máxima para la base que podría llegar hasta el Oiigoceno. De edad Mioceno y carácter composicionai bimodal, esta unidad encuentra encuentra sus equivalentes en las formaciones volcánicas neógenas del norte del pais. En la latitud de Copiapó, por ejemplo, es comparable con la Formación Cerro de las Tórtolas (MAKSAEV et ai., 1984) . Hacia el sur de los 33° S los afloramientos de la Formación Farellones se continúan al menos hasta el valle del En el estado actual del conocimiento de la rio Cachapoal. estratigrafía del volcanismo Mioceno a estas latitudes y dado los niveles de erosión que se alcanzan en el área no ha sido posiole por el momento la individualización espacial y temporal de aparatos volcánicos y su cortejo de depósitos asociados , tal como se ha hecho mas al norte en donde se han preservado mejor los niveles superiores, por lo cual parece recomendable mantener en este sector de Los Andes una terminología formacional para referirse a este Complejo
Volcánico .
Ambiente y condiciones de depositación .
La Formación Farellones representa los restes de una cadena volcánica que, al norte del rio Aconcagua se desarrolló sobre una meseta ignimbritica correspondiente a la acumulación de material pirociástico de varios episodios explosivos ocurridos durante el Mioceno y que rellenaron una paleotopograf ia preexistente labrada sobre rocas cretácicas y mas antiguas. Al norte de los 33° las extensas emisiones piroclásticas ácidas probablemente asociadas a calderas cuyos productos piroclásticos constituyen el miembro inferior, rellenaron una topografía conformada por una zona cordillerana, de relieve muy abrupto, ai este, una zona intermedia de mediana montaña y relieve mas suave y un zona de piedemonte o pediplano al oeste (RIVANO y VERGARA, en prensa) . Al sur de dicha latitud, el miembro inferior casi no existe, desarrollándose en el sector cordillerano sólo el miembro superior representativo de un volcanismo de tipo central andesitico-basáltico, con productos distales localmente
116
TABLA 8. EDADES RADIOMETRICAS DE LA FORMACION FARELLONES Maestra 2041-3 2027-3 2037-3 2040-S 2042-S 947-R 9S5-R 956-R: 959-R 961-R 976-R S86-R 987-R 16S0-R 2012-R
2108-R 2112-K 2113-R 2134-R 2140-R A-3759 A- 17 30 LM-1 LM-2 A- 35 9
A-2202 A- 826
2687 2868
CF-7
219793
Coordenadas 32 36, 80 1 -70 = 26,60' 32" 34, 0C -70=33, 50 ' 3 2 " 3 5 , 0 0 ' -70 = 27 , 20 ' 32=37, 10' -70 = 27, 00' 32=37, 10' -70 = 26, 80' 32=14, 19' -70 = 21, 58' 32=18,50' -70 = 29, 00' 32° 18, 50* -70 = 29,00' 32=14, 90' -70 = 33, 80' 32=14,70' -70 = 31, 60' 32=33, 67' -70 = 21, 38' 32=31,76' -70=15, 19' 32=31, 95' -70=15,59' 32=59,75' -70 = 24,20' 32=20, 65' -70 = 20, 00' 32=17, 90 1 -70 = 31, 45' 32=17, 62' -70 = 32, 19'
32=18,73' -70=33,80'
-70 = 29, 16' -70 = 31,13' -70 = 23, 80' -70=32, 90' -70=35, 00' -70 = 35,00' 32=34,50' -70 = 28, 56' 32=30, 00' -70=20, 90' 32=37,40' -70=22, 30'
32=39,24' 32=39,73' 32=51,70' 32=37,10' 32=32,00' 32=32,00'
32=53, 30'-70=25, 76' 33 = 01, 61' -70 = 24, 46' 32 = 50, 36'-70°13, 70' 32 = 55, 45'-70 = 43, 69' 32 = 54, 40'-70=13, 70' 32 = 52, 50'-70°36, 50' Rio Alitre
Fitología
Tuficita riolit. Riolita Basalto
Andesita Basalto Filón do Ocoita Andesita de Pir. Andesita Andesita de Pir. Andesita porfid. Andesita porfid. Brecha de alt. h Filón de Ocoita Andesita Porfir Filón de Ocoita Andesita Andesita Andesita basalt.
Andesita Andesita Brecha dacit.Lac Ignimbrita Ignimbr ita Ignimorita Dacita Toba dacitica Andes . basalt . Fi 1 Toba riolitica Toba riolitica Dacita Andesita basal. Ignimbrita aac. Pórfido de pirox Andesita basai. Pórfido and.-bas Dacita do hornbl
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1.827 0.458 0. 986 1.201 0. 607 1. 482 0.890
1.305 1.006 4.385 0. 230 1.321 0.413 0.639 1.C91 0. 399 0.204 0.765
3. 60
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1.305 2.296 7 .455 0. 461
% At atm.
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32.0 23.0 80.0
58.0 81 0 43.0 62.4
.
66. 1 54 . 5 72. 6 66.0 57.3 85. 6
19.2 21.1 15.4 20. 9 12. 0 19.3 11.4 30. 1
± 0.7 ± 0.7 i 1.4 + 1.0 ± 1.4 i 0.7 i 0.6 ± 1.7
15. 1 12.8 1S.5 23.1
i 0.6
24.5 ± 1.2 18.0 ± 1.2 11.2 ± 0.6
27 . C 80 . 1
± 2.0 ± 0.7 ± 2.3
21.7 i 1.0 23.2 ± 0.9 16.8 ± 1.4 3.5 ± 1.0 21.8 ± 1.9 Í8.4 ± 1-4 55.0 (10. 9+ 4) 11.2±. 4 16.9
50. C 40.0 70.0 92.0 72. 0
.
Plag. Flag.
33.0 69.0 78.0 84 .C 62.0
(20. 4±. 5)20.71.5 (17. 41. 6)17.91.6 ( 6. lil.2) 6.211.2 ( 4.91.2)4.91.2 ( 4 lí . 1) 4 11. 1
.
.
22. 3 22. 1 18.4 20.3 26.5
R. T. R- T. R. T.
117
II
H
MUNI 2. y VICENTE, 190? y VICENTE. 1982 MUÑI 2 MUNI Z y VICENTE. 1982 DRAKE ot al., 1976
. .
1 0.5
1 0.3 1 0.4 1 0.8 1 l.C 20.2 i 0.5 13.5 1 0.4
Plag . R. T.
.
MUNI Z y VICENTE, 1982 MUNI Z. y VICENTE. 1 9Ü2 MUNI Z . (en M y V, 198?) It
17.5
1.712 2. 10 1.487 2. 13 1.37 0. 3298 0.548 1. 105 7, 101 1.140
VERGARA ot al . , 1988 VERGARA ot al., I960 V MUGARA ot' al., 1980
PADILLA y VERGARA, 1905 M.yV.en MOSC.et al. 1982 PADILLA (memoria) , 1981 M.yV.en MOSC.et al. 1982
interdigitados con sedimentos lacustres ir.termontar.os (RIVANO y . Esta distribución de afloramientos actual, asi cerno sus relación de base netamente de discordancia angular con la formaciones mas antiguas, unido ai hechode que ia Formación Farellones no muestra evidencias de haber sido afectada por ia Megafalla Pocuro, la que que no habria estado activa durante o aespués de la depositación de Farellones han llevado a los autores citados anteriormente a plantear la posibilidad de la existencia de un alzamiento pre -Mioceno de Los Andes originando un importante relieve sobre el cual se depositó la Formación Farellones.
VERGARA, en prensa)
Formación Caleta Horcón (THOMAS, 1958)
Definición y relaciones estratigráf icas
.
THOMAS (1958) denominó asi a los sedimentos poco consolidados que aparecen a lo largo del acantilado costero entre Maitencillo y Horcón (figura 31). Estos sedimentos también se reconocen en una situación similar entre las localidades de La Laguna y Cachagua al norte de la localidad tipo y entre Quintero y Ventanas al sur de la localidad tipo. Probablemente también deben incluirse en esta formación los sedimentos litorales que forman prte del acantilado cestero entre Viña del Mar y Concon los que son especialmente visibles en el sector de Las Salinas y Reñaca. ESPIÑEIRA (1989) ha reconocido extensamente esta formación en los cortes de esteros y quebradas en ia planicie litoral que se extiende entre el valle del rio Aconcagua y Catapilco. Esta formación cubre en clara discordancia depositacional a las unidades mas antiguas estratificadas e intrusivas que afloran a lo largo de la Cordillera de la Costa en este sector y son a su vez cubiertas por depósitos eolicos cuternarios y/o pleistocenos que enmascaran su distribución tierra adentro. En algunos sectores es posible observar como estos depósitos gradan a gravas continentales de origen fluvio aluvional. Distribución y litologia.
Esta unidad aparece muy bien expuesta a lo largo del acantilado costero entre Viña del Mar y Cachagua y en algunos cortes de esteros y quebradas cercanos a la costa. predominantemente por areniscas, Esta compuesta en partes arcillosas, por arcillolitas y limolitas. Sin embargo hacia el norte y ya en la localidad de La Laguna es posible observar niveles
de coquinas intercalados en las areniscas. En el sector de la playa Horcones se puede apreciar de abjo hacia arriba la siguiente columna litoestratigráf ica en el acantilado costero (figura 33) : Base cubierta por la playa actual : 1- 1 m de arenas finas a medias, poco consolidadas cor. una pasada conglomoridica a ios 40 cm desde la base con clastos aplanados y redondeados de basca 7 e:n. 2- 0,5 rada arenas atedias poco consolidadas similares a las anteriores y con abundances turcite! las. 3-3,5 «i da arenas medias a finas con dos niveles mas compactes con concreciones arenosas a los 0,5 y ÿ,5 ir. desde la case; en los últimos ü,4 m aparecen clastos do tamaño conglomerado fir.o a medio. 4- 0,3 m de paracongiomerado con matriz de arena media a gruesa y clastos redondeados y aplanados de .basta 15 cm.
118
a- 1,1 n de arenas fir.as a medias poco consolidadas con turritelias y fragmentes de pelecipodcs en ios primeros 1,4 cm. 6 - 1 rr de arenas cerno las anteriores tero coquina; deas, cor. fragmentos de pe ieci pecios y vertebras pequeñas de Piscis sp. junta a coros u a ocias tos no identificados. 3,5 ir. de arenas sibil aros a las ya descritas con. fragmentos bioclisticos (turritellas y pelecipodosí entre ios 1,5 a 5.5 ir.; a ios 3,9 m aparecen algunos ciastos tamaño conglomerado iir.c a medio uiÿpersos
.
b- 1,1 m de paraccngl omerado simular ai descrito mas abaje, pero con ciastos de 3 a 30 cm ¡bolones! intercalados ccn bancos de 0,25 m do arenas similares a las descritas. y2,8 ¡a de arenas similares a las descritas con una pasada ccng 1omecádi ca a los 0,4 rn desde la base y una intercalación de limo negro hacia la 'parte superior en donde la secuencia termina con el suelo actual.
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Figura 33. Columna litoes tratigráfica de la Formación Caleta Horcón en la playa de Horcón. 1. Paraconglomerados 2. Arenas medias. 3. Arenas finas. 4.
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El espesor medido para este perfil es de 19 m; los espesores estimados en otros algunos lugares dan valores entre 50 y 80 m, mostrando la unidad una disposición claramente horizontal. En muchos casos cuando es posible observar la base de la unidad se la apreciar depositación que inicia con un se microconglomerado a conglomerado fino de origen local compuesto en
puede
119
un 99% oor material proveniente de la descomposición de la roca subyacente (claramnete apreciable en el sector de Horcón y también frente a la bajada a la playa Las Salinas) . Edad y correlaciones.
Si bien los afloramientos son abundantes en f ornas fósiles hay pocos estudios sobre ellas. El único trabajo disponible sobre esta secuencia son las determinaciones de TAVERA (1960) quien reconoció especies que aparecen ya desde el Mioceno y otras que, según dicho autor, estarían restringidas al Plioceno -Reciente. Las formas atribulóles al mioceno serian:
-
Dentalium sp. aff. sulcasum Sow. var. mayus Sow. 3alar.us psittacus Mol. var. minor Pnil.
Las formas con afinidades pliocenicas serian: - Monoceras pyrulatus Phillippi - Monoceras blanvillei d'Orb. - Monoceras doliaris Phil. - Monoceras laevis Phil.
-
"Yoldia"?
Por lo cual TAVERA
(1960) considera la formación de edad Plioceno y equivalente con el piso de Coquimbo. Sin embargo actualmente el piso Coquimbo se ha constituido en la Formación Coquimbo la que en su base correspondería al mioceno medio (MARTNEZ- PARDO, 1979, 1980; MART INEZ -PARDO v CARO, 1980) y aun hasta el Mioceno Inferior (IBARAKI, 1990). Igualmente la Formación Navidad y unidades sobreyacentes (capas de Lo Abarca; Formación La Cueva) que se extienden al sur de los 33° S y de características depositacionales similares a as de la Formación Horcón, se distribuyen en un rango Mioceno - Plioceno (COVACEVICH, 19900) . En opinión de COVACEVICH (1990) si bien la macrofauna de la Formación Horcón es esencialmente pliocena no se puede descartar edades miocenas para ia parte mas basal de la unidad.
Formación CONFLUENCIA (RIVANO y SEPULVEDA, 1991)
.
ESPIÑEIRA (1989) distinguió en los valles de La Ligua, Catapilco, Limache y valle del rio Aconcagua (figura 30) una secuencia de gravas y ripies con intercalaciones de arenas poco consolidadas que se distribuyen en terrazas altas y con potencias de 50 a 100 m las que muestran una distribución superficial parcialmente concordante con el sistema hidrográfico actual. Estas mismas gravas aparecen también y han sido reconocidas como tales en este trabajo en el valle del estero Quilimari. En algunos casos como en Rautén estas gravas muestran claras imbricaciones de los clastos mayores (gravas de Rautén) . Estos sedimentos se depositaron discordantemente sobre las unidades de rocas jurásicas y paleozoicas que afloran en la costa y engranan lateralmente con la Formación Caleta Horcón (ESPIÑEIRA, 1989) y son cubiertos a su vez por sedimentos eólicos y aluvionales mas nuevos. Dadas las relaciones de pasaje lateral a la Formación Horcón y, a falta de mejores antecedentes paleontológicos y/o estraticráf icos , la edad de estos sedimentos puede suponerse ser equivalente con la edad supuesta para la Formación Horcón esto es una edad f undamentaimente
120
pliocer.a. Estos depósitos son la continuación sur de la Formación Confluencia definida mas al norte, en el sector de Choapa, la cual, también de origen fluvio - aluvional aparece engranando con la Formación Coquimbo (= Formación Caleta Horcón) siendo considerada de edad Mio-Plioceno. CONCLUSION DEL NEOGENO .
La paleogeografía del Neógeno que se puede visualizar en este sector del pais se afirma en un marcado volcanismo ampliamente desarrollado al este, en la Cordillera de Los Andes que habria tenido lugar durante casi todo el Mioceno, iniciándose con el desarrollo de un complejo de calderas, durante el Mioceno Inferior a Medio para continuar después con una cadena de aparatos volcánicos de tipo central. Mientras tanto, en la parte occidental del territorio tenia lugar durante el Mioceno y hasta el Plioceno, una depositación litoral con el desarrollo de una plataforma carbonatada de aguas templadas invadida y ahogada parcialmente por el influjo de material detritico proveniente de tierra adentro a través de cursos de agua que muy probablemente tenian una distribución muy similar a la que muestran actualmente los grandes rios del sector. Este dispositivo paleogeograf ico se habria instalado sobre una paleotopograf ia con una dicotomía cordillera oriental y piedemonte occidental desarrollada antes del Mioceno
Inferior .
121
CUATERNARIO
Introducción .
Hojas las en El y Cuaternario Portillo Quillota esta ' representado por una variedad ae depósitos mas o menos ir.consolidados y que corresponden a una serie de fenómenos de ocurrencia local determinada por las condiciones climáticas y topográficas alli imperantes, lo que ha determinado la separación de estos depósitos en una jerarquia informal basada en los modos de ocurrencia y/o mecanismos de depositación, asi como en el tiempo de ocurrencia relativo. Asi se distingue en el Cuaternario de las Hojas antiguos Sedimentos Eólicos Quillota-Portillo . (Paleodunas ) ( PQd) , Terrazas continentales (Qt) ; Terrazas marinas (Qtm) ; Sedimentos eólicos y litorales; Sedimentos aluviales y coluviaies y Sedimentos glaciales y f luvioglaciales y depósitos morrénicos retrabajados (Qg) . Sedimentos eólicos antiguos PQd (unidad informal)
.
Los sedimentos eólicos antiguos (Paleodunas) se reconocen a todo lo largo de la costa en lugares discretos, a partir desde el norte del rio Quilimari hasta el limite sur de la hoja Quillota en el sector de Concón. Forman superficies suavemente onduladas que cubren parcialmente las terrazas costeras, dpositándose sobre los depósitos de la Formación Horcones y sobre unidades mas antiguas tales como los granitoides de la superunidades Cochoa (sector de Concón) y Mincha (sector entre Quinteroy la punta Guallarauco) , al norte de ahi, entre punta Molles y punta Quelén cubren rocas del Triásico y Jurásico, cubriendo áreas mas restringidas. Los cortes de la carretera (foto 26) , algunas quebradas y, ocasionalmente la acción erosivas de las aguas lluvias que originan pequeñas carcavas (denominadas "lluvias" localmente) exponen estos sedimentos: corresponden a arenas poco consolidadas, de colores ocres, muy bien seleccionadas y con evidencias de estratificación entrecruzada frecuente: el espesor puede variar desde unos pocos cm hasta alrededor de 10 m como es el caso de las paleodunas entre Pichicuy y Longotoma, normalmente la superficie superior es convexa u ondulada y sólo cubierta por suelo actual, siendo quizás estas formas onduladas testimonio de una morfología de bar janes. Su distribución, casi siempre relacionada a áreas o sectores a sotavento de playas o al norte de la puntas, indica que se habrían acumulado seqún un regimen de vientos muy similar al actual, es decir con una componente predominante de vientos de dirección NNE. Relacionadas a las paleodunas aparecen gravas finas y arenas aluvionales (PQd(a))en el sector del Estero Pucalán, al este de Quintero; estos depósitos de carácter aluvional se habrían originado por el lavado y erosión del relieve inmediatamente ubicado al este, y, por cubrir a la Formación Confluencia al igual que las Paleodunas (QPd) se las ubica cercanas en el tiempo. La edad de las paleodunas ha sido discutida, mas al norte (RIVANO Y SEPULVEDA, 1991) asignándoles una edad Piioceno-Pleistoceno, edad que se mantiene aqui por tratarse de las mismas paleodunas y en ausencia ce nuevos datos.
122
Terrazas de Depósitos Marinos, en parte informal) .
sin
sedimentos QTm (Unidad
Esta unidad, que er. sentios estri :to csrrespor.de a una unidad morfológica, corresponde a unas pequeñas terrazas que aparecen en Cachagua y Quintero, estas terrazas, ce extensión. comparativamente reducida, están Icradas score sedimentes marino-litorales que son cubiertos lateralmente por .as paleocenas y que probablemente pueden corresponder a la Formación horcones Micceni-Piioceno) , además estas formas afectan a xas raieodunas ;i?d) , por lo cuai se habrían generado posteriormente y probablemente favorecidas por su ubicación geográfica . Terrazas Informal)
continentales ,
.
en
parte
sin
sedimentos
Qt
(Unidad
Se ha preferido utilizar este término morfológico para designar a unas acumulaciones de depósitos semiconsoi iaados que se desarrollan a L este del valle del Aconcagua al este de la ciudad de Los Andes . Estos depósitos consisten en grandes terrazas, de extensión continua que afloran por todo el borde oriental de la cuenca del Valle de San Felipe - Los Andes y que consisten en aumulacion.es de arenas medias y conglomerados finos a medios. Estos depósitos se distinguen del relleno de la cuenca por encontrarse tepog "afleamente mas altos y presentar en sus frentes un notable escarpe que alcanza en algunos lugares alturas de algunas decenas de metros. No se ha podido establecer la relación exacta con el relleno de la cuenca. Puede
Foto 26, Detalle del aspecto de las paleodur.as a lo largo de la carretera (Ruta 5) entre Longotoma y Pichicuy.
123
estar relacionado a un último movimiento de la megafaÿia Pocuro cuya traza es cubierta por estas terrazas. Sedimentos Cuaternarios No Consolidados Qel , Qac, informales)
Qg
(Unidades
.
Como depósitos No Consolidados se reconocen y diferencian en las Hojas Quillota y Portillo los sedimentos eólicos y litorales recientes (Qel) , los sedimentos aluviales y coiuviales (Qac)y los sedimentos f iuvioglaciales y glaciales (Qg) , asignados en general al Cuaternario Superior o Reciente. depósitos los y eólicos litorales a corresponden acumulaciones costeras expuestas bajo la forma playas actuales y dunas, respectivamente; se ubican adyacentes a ia franja costera y su desarrollo está directamente relacionado con los rasgos morfológicos actuales; es asi como las piayas se desarrollan siempre al norte de puntas con acantilados desarrollados que crean bahías protegidas de los vientos NNE y de las corrientes costeras de dirección norte, privilegiando asi las acumulaciones de arena, y siempre a las salidas de las vías de agua que aportan el material para la construcción de las playas. Las acumulaciones eólicas aparecen siempre al norte de las playas, de acuerdo con los vientos predominantes (NNE) ios que transportan desde las playas y desde depósitos mas antiguos el material fino que es depositado en las zonas de baja presión al perder el viento su capacidad de transporte , tanto en las playas actuales como en las dunas es posible apreciar ia clásica forma de media luna, parabólicas, de tipo barján, características de las dunas crecientes (SPALLETTI, 1980) . Los sedimentos aluviales, coiuviales y depósitos de relleno de valles (Qac) están relacionados a los cursos de agua actuales y tiene su expresión mas importante en la Hoya del rio Aconcagua, en la mitad sur del área están formados por acumulaciones de gravas y ripios, regular a mal estratificados, y por arenas y limos, con buena estratificación, se trata e:i ia mayoría de los casos de sedimentos efímeros, especialmente los depósitos de valle y algunos conos de deyección (Qac (a)), los que suelen evolucionar año a año, de acuerdo con la abundancia e intensidad de las precipitaciones. Los dépósitos de colapso gravitacionai (Qac(b)) corresponden a deslizamientos en masa de grandes proporciones, actualmente estabilizados y colonizados por vegetación en la mayoría de los casos; los principales se ubican a lo largo de la Megafalla Pocuro (derrumbes de Conchuca, Alicahue, Los Patos y Campos de Ahumada) (figura 34), otros, de dimensiones mas modestas aparecen en La Olla (Rio Rocín) , Salto del Soldado y Juncaiiilo (por el Camino Internacional a Mendoza) ; el derrumbe de Juncaiiilo, que taponó y dio origen a la Laguna del Inca, ha sido erróneamente figurado en el mapa como un depósito morrénico correspondiendo en realidad a un derrumbe. Estos depósitos se habrian generado probablemnte por colapso gravitacionai debido a movimientos sísmicos, llama la atención su ubicación preferencial a lo largo de la traza de la Megafalla Pocuro la que durarte esos sismos pudo haber constituido una zona de inestabilidad; igualmente llama ia atención la relación espacial entre estos derrumbes y las terrazas del borde oriental de la cuenca de San Felipe-Los Andes (Qt) .
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Figura 34. Distribución de los derrumbos cuaternarios en las hojas Quillota-Portillo . y su relación cor. la megafalla Pocuro.
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extremo sur del pluton dacítico del Rio Blanco. Vista
hacia el este.
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Los depósitos glaciales y f luvioglaciales exponen sólo en la parte oriental del área, Hoja Portillo, generalmente estas acumuclaciones se presentan en zonas fronterizas y asociadas a formas de erosión glacial; estas son especialmente notorias en el curso superior del rio Colorado y en los nacientes del rio Juncal y esteros Navarro y San José; También en el limite norte de la Hoja se peuden apreciar en el sectro del paso Los Teatinos importantes acumulaciones morrénicas, las que están compuestas por abundante material clástico gureso, anguloso, incluido en una matriz arenosa; es común encontrar asociados a estos depósitos lóbulos glacio-nivales recientes. Se han incluido en estos últimos depósitos mencionados morrenas de glaciares actuales como el del Juncal (foto 27) y morrenas de glaciares de roca como el que se observa en el rio Blanco (afluente superior del rio Colorado (foto 28).
127
ROCAS INTRUSIVAS DEL MESO-CENOZOICO
Introducción En las hojas Quillota-Portillo, ias rocas intrusivas del MesoCenozoico aflorar, a le largo de amplias franjas de intrusivos orientadas submeridianamente . Las edades de estas franjas decrecen paulatinamente de oeste a este y constituyen arealrr.ente ei 20% del área aproximadamente. Estas francas, al igual que mas al norte, en la Hoja Illapel (RIVALO y SEPULVEDA, 1991) han sido asimiladas a las Superunidades en el sentido de RIVANO y SEPULVEDA (1991) , que difiere de la definición original prouesta por COBBINGS y PITCHER (1972) , pero que sin embargo resulta ser de fácil maneje para establecer una nomenclatura de terreno. Para las Franjas y/o Superunidades reconocidas en las Hojas Quillota-Portillo se ha preferido mantener la nomenclatura establecida mas ai norte por existir continuidad de afloramiento. Para las unidades se ha tratado de mantener dentro de los posible el mismo esquema de nomenclatura, sin embargo algunas facies litológicas especiales han sido designadas con nombres locales dentro del área de estudio especialmente para ios granitoides jurásicos (ESPIÑEIRA, 1989). Se han reconocido asi cuatro franjas principales que corresponden a episodios intrusivos mayores y que se ubican en el Jurásico, Cretácico Inferior a Superior, Cretácico Superior a Paleógeno y la franja del Neógeno. Adicionalmente se ha detectado en el limite sur de la hoja Quillota una franja de intrusivos subvolcánicos de orientación transversal (WNW-ESE) que corresponden al Mioceno Inferior y que es desc rita separadamente de la franja del Neógeno de orientación N-S. INTRUSIVOS DE LA FRANJA JURASICA
Superunidad Mincha.
(Rivano et al., 1985)
Constituye la franja mas occidental de los intrusivos MesoCenczoicos y conforma gran parte de la Cordillera de la Costa y Planicies litorales (aproximadamente 40%) (figura 35) aflorando en forma discontinua con rumbo general MS con un ancho proemdio de unos 15 Km y con máximo de 35 Km en el borde sur de la Hoja Quillota. Los intrusivos de la Superunidad mincha Intruyen a rocas paleozoicas (Unidad Cochoa) y a rocas del Triásico-Jurásico Medio (Formaciones Pichidangui, La Ligua, Los Molles, Quebrada del Pobre, Ajial y Cerro Calera) . Los afloramientos de rocas de la Superunidad Mincha son cubiertos por sedimentos consolidados y no consolidados del Neógeno y Cuaternario. En la Hoja Quillota sólo se han reconocido tres de las cuatro unidades reconocidas mas al norte (RIVANO et. al., 1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1991) en la Superunidad Mincha (figura 35): Unidad Puerto Oscuro, Unidad Tranquilla y Unidad Cavilolén. Unidad Puerto
Oscuro,
(RIVANO et
al., 1385).
La Unidad Puerto Oscuro aflora en dos cuerpos batoliticos de forma irregular que se extienden entre el rio La Ligua, por el norte y el estero la Canela por el sur. El cuerpo de mas al norte se ha
123
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Figura 35. Distribución de las unidades intrusivas de la franja jurásica en las Hojas QuillotaPortillo. 1. Unidad Puerto Oscuro: subunidad Cuarzodioritas de Cachagua. 2. Unidad Puerto Oscuro: subunidad Gabro de Las Cujas. 4. Unidad Tranquilla. 5. Unidad Cavilolén.
denominado Plutón Papudo y el de mas al sur Plutón La Laguna (figura 35) . Ambos cuerpos estar, separados por una franja de intrusivos perteneciente a la Unidad Caviioién. Esta unidad se distingue por sus colores oscuros a gris verdoso, debido asu alto contenido en máficos. En ella se han reconocido tres subur.idades: las Cuarzcdioritas de Cachagua, ei Gaoro de Las Cujas, ubicadas principalmente en el plutón Papudo y las Cuarzodioritas de La Laguna que ocupan la totalidad del plutón de La Laguna. Rocas asignadas a esta unidad (ESPIÑEIRA, 1935) afloran también en el acantilado costero entre Caleta Horcón y Ventanas en donde son cubiertas por sedimentos Cuaternarios (Pqd) y Mi.o-Plioceno (Th)
.
Subunidad
Cuarzodioritas ESPIÑEIRA, 1989}
.
de
Cachagua
(=
Unidad
Cachagua,
Se ubica principalmente en el plutón de Papudo y a lo largo del acantilado costero entre caleta Horcón y Ventanas. Corresponde a cuarzodioritas, cuarzomonzodioritas y dioritas de colores gris oscuro a negro; subordinadamente pueden aparecer tonalitas. En en ios afloramientos costeros, las rocas de esta ocasiones, subunidad muestran orientación mineralógica (Balneario de Cachagua, Zapallar y Papudo y en el sector de Alto de ios Cardos) . A lo largo de la costa predominan las cuarzodioritas y las dioritas. Petrográficamente (ESPIÑEIRA, 1989) corresponden a cuarzodioritas, 36) cuarzomonzodioritas, (figura y dioritas tonalitas de ciinopiroxencs, biotita, hornblenda y en menor proproción, crtopiroxenos . La textura es faneritica de grano medio a grueso con 30>IC<50. Muestran evidencias de cataclasis tales como doblamiento de cristales, es común la presencia de cúmulos de máficos, opacos y accesorios. La plagioclasa corresponde a Anÿ.{0 observándose a veces reemplazo parcial por parches de feldespato potásico. El cuarzo aparece pequeños cristales xenomorfos. La biotita muestra un fuerte pieocroísmo en tonos pardos a rojos. La horblenda es feurtemente en normalmente, y pleocroica a reemplaza, tonos verdes clinopiroxenos . Ocasionalmente en algunos sectores se observaron inclusiones rnáficas de formas elipsoidales y subcirculares con bordes def inidoscuya composición varia desde cuarzodioritas ieucocráticas a dioritas melanocráticas; estas inclusiones son especialmente notorias en el sector del cerro La Cruz de Zapallar en donde llegan a constituir hasta un 45% de la roca. Las rocas de esta subunidad son intruidas por delgadas vetillas de granodioritas de hornblenda las que según ESPIÑEIRA (1989) podrían corresponder a fluidos residuales de la cristalización y ricos en álcalis y alúmina. Las edades conocidas para la subunidad son dos antiguas mediciones por el método Plomo-a (LEVI et al., 1963, DRAKE, in MUÑIZAGA y VICENTE, 1982 ) y 3 edades K-Ar en biotita y una en anfiboia (ESPIÑEIRA, 1989), además en el sector de Papudo se realizó una isócrona con 11 muestras (ESPIÑEIRA y PARADA, 1987) . Las edades obtenidas (tabla 9) dan un rango entre 160 y 167 Ma . Subunidad Gabro de Las Cujas. 1989) .
(=
Gabro de Las Cujas, ESPIÑEIRA,
Corresponde a un pequeño sector ae afloramientos en el sector de la caleta Las Cujas. Se trata de dos cuerpos pequeño de no mas de
130
un 1/4 de km2 de superficie que afloran al norte de Caleta Las Cujas, en donde se por.e en contacto brusco con las cuarzcdioritas de Cachagua, y el otro en el sector de Santa Rosa de Colmo en ia vertiente sur del valle del rio Aconcagua, en dnode es parcialmente cubierto por los depósitos de la Formación Confluencia. Estos cuerpos, dada su pequeñez no nan sido figurados en el mapa 1:250.000, una ubicación mas precisa figura en ESPIÑEIRA (1989). Son gabros de hornblenda de color gris negro de grano grueso a muy grueso. Al microscopio (ESPIÑEIRA, 1989) muestran hornblenda y subordinadamente clinopiroxenos La hornblenda es fuertemente pleocroica en tonos verde amarillo a verde intenso. Los clinopiroxenos de hábiot prismático presentan parches de anfibolas. Las plagioclasas son An43_54. Los accesorios mas comunes son pistacita y opacos. El IC es 55>IC<60. En el sector de Santa Rosa de Colmo estas rocas muesuran evidencias de cataclasis tales como distorsión y doblamiento de cristales lo que, unido al recubrimiento por los sedimentos Neógenos, impide establecer una relación clara con las otras rocas intrusivas que alli afloran, para esta subunidad no se cuenta con dataciones de ningún tipo.
.
Subunidad
Cuarzodioritas
ESPIÑEIRA, 1989)
.
de
La
Laguna.
(=
Unidad
Catapilco,
Constituye un sólo plutón de carácter batolitico, el plutón de La Laguna (figura 35), de forma irregular y que hacia el este y sureste intruye niveles de rocas volcánicas de la frormación Ajial las que aparecen suavemente plegadas y afectadas por metamorfismo (ESPIÑEIRA, 1989). Hacia el norte son intruidas por las termal plutonitas de la Unidad Cavilolén, contacto que en gran parte está
cubierto por sedimentos de la Formación Confluencia y por una densa foresta y suelo vegetal, haciendo problemática su observación. Las rocas corresponden a cuarzodioritas de grano medio, similares a las de la subunidad Cachagua pero que presentan una fuerte alteración silícica y cloritica lo que ha causado la cloritización de los máficos y un color pardo amarillento. Petrográficamente, estas rocas y, corresponden a cuarzodioritas, cuarzomonzodioritas subordinadamente, tonalitas y monzonitas cuarciferas (figura 36) de anfibolas verdes y clinopiroxeno El IC, modal, varia entre 22 y 28. la textura es la misma que las cuarzodioritas de Cachagua. Las plagioclasas varian entre An27_32, encuentran se comunmente argillizadas . los accesorios mas comunse son esfeno, apatita, circón y opacos. En algunos sectores, como en San Alfonso, rocas asignadas a esta subunidad corresponden a tonalitas blancas con una ausencia casi total de máficos con un aspecto muy similar la Unidad Tranquilla del plutón Mauco. Las inclusiones máficas son escasas, oscilando composicionalmente entre cuarzodioritas a dioritas de anfibola, con IC entre 32 y 48; su textura es porfirica de grano medio En esta subunidad sólo se dispone de una antigua edad Pb-Cl en el estero Catapilco de 170 ± 20 Ma (LEVI et al., 1963) (tabla 9).
.
.
131
TABLA 9 EDADES
K/Ar
y PbS DE LA FRANJA JURASICA
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Material ÿ
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2 46' : 32' 2 ° 31, 40
:"28,:c 2 °3 3 ,4 3 1°27, 50 2° 33, VC
1° 27,69 2 ° 2 9 , 90 7 i° 25, 00 Zapaliar
i dad Cavilolén
E- 10
ud
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-
7.429 43.229 13.
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7.564 :i . 516 i"
Cuarr rrctzodiori ta
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6.334 41. 736
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32a 35, 50 7 1° 21, 70' 32° 35 , 50 7 1° 2 i,7 0
1
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2
167
-
2
7.0
151
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Biotita
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Biot i ta
7.C66 47.916 13. C
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32° 35, 50 ' 71"16, 00'
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Cu a r z or,nz odio r it a
Biotita
6.506 4 3 . 355
164
± 4
1
Grani to
Biotita
6. 1357 43.479
156
1 4
2
Anf ibola 7.301 4 5. 425
166
1 4
2
Granodior. do Anf-Ut
Biotita
7.413 49.339
160
± 4
2
Granodior. de Anf-Bt
Biotita
7.4 99 49.639
163
14
2
Pegraat i ta (Qz-Fd-Mus)
Muscovi . 9.24 2 51.001
153
i4
2
Dior ita
Biotita
156
1 4
2
Mor.zodi orita - Dior.
Aní ibola 0. 591
3.4 94
140
112
2
Grancdicrita
Biotita
7. 015 45.511
160
± 4
2
3iotita
6.353 41.116
159
14
2
Biotita
5.280 30. 135
141
± 4
2
Biotita
6. 931 43.914
156
± 4
2
158
+ 5
2
.
32 ° 42 30' 7 1" 2 9, 20 ' 32°57, 61' 71" 32, 74 ' 32° 55, 43 ' 71° 32, 90 '
.
.
Biotita
1
32° 07 ,36 71°20, 53 32 ° 4 4 ,4 0 ' 7 1° 2 9, 50'
160 j
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32° 47 ,30 70° 33, 10 ' 33° Costa
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Andesita porfirice
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105
± 2.0
3
33° Costa
Granodior! ta
Biotita
151
1 1
3
33° Costa
Pegmatita
Biotita
17 7
12
3
1
traba ;o. 2. SSPREíRA, 133S. 3 DRAKE et al., 1992. 4 DRAKE (in MUNIZAGA y VICENTE, 1932)
Li.-I et aio., 1963.
132
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Figura 36. Diagrama QAP de composición modal para las unidades intrusivas de la Suoerunidad Mincha.
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Unidad Tranquilla. (RIVANO et al . , 1985) (=Unidad Mauco, ESPIÑEIRA,
19899 Corresponde al plutón Mauco, de forma ligeramente ovoide, con su eje mayor orientado NS y con un apéndice elongado en dirección NW-SE y del cual lo separa una falla de igual rumbo (figura 35) que ha desarrollado foliación en la roca de caja. Hacia el este estas rocas ir.truyen rocas metamórficas cuyo protolito original son rocas volcánicas asignadas a la Formación Ajial. Hacia el oeste sen cubiertas por depósitos Neógenos y Cuaternarios. Las rocas de esta unidad corresponden según ESPIÑEIRA (1989) a leucotonalitas amarillentas a rosácease intruidos por numerosos cuerpos pequeños (stocks y filones) de composición dioritica y de colores grises a negros y que corresponden a cuerpos menores de la Unidad Puerto Oscuro. Ocasionalmente (ESPIÑEIRA, 1989) se ven
filones sinplutónicos disruptados, cuyos fragmentos están alineados entre si e inmersos en las leucotonalitas. ai microscopio se presnta como rocas hololeucocréticas con 2
No existen edades radiométricas disponibles para esta unidad podiendo tan sólo asegurarse que esta unidad intruye a rocas metamórficas asignadas a facies metraorficas de la Formación Ajial (=Corr.plejo El Cajón de CORVALA y DAVILA, 1964} . Tampoco es posible establecer mayores relaciones de contacto con las otras unidades intrusivas jurásicas a excepción de aparecer intruida por cuerpos menores v filones dioriticos asignables a la Unidad Puerto Oscuro, relación que es la misma que se observa en ia localidad tipo de amias uniaades mas ai norte. Unidad Cavilolén. ESPIÑEIRA, 1989) .
(RIVANO
ec
al.,
1985) (=Unidad
Limache
de
Es la mas extensa de las unidades intrusivas jurásicas, aflora en grandes plutones batoliticos y cuerpos menores asociados (figura 35). Los principales plutones son: el plutón de Petorca-Quilimari, plutón de Guaquén, plutón de La Ligua, plutón de Las Salinas, plutón de El Melón-Catapilco, plutón de Zapallar, plutón Quintero, plutón Santa Teresa y plutón de Limache. Estos plutones corresponden a cerca del 75s-. de la franga Jurásica en la Hoga Quillota. los mas importantes por su tamaño son el Plutón PetorcaQuilimari que alcanza una superficie aproximada de 450 Km2 y que se continúa mas allá del limite norte de la Hoga. El Plutón de Limache, en el extremo sur de la hoja y que se extiende hacia el sur de ella es el segundo plutón en importancia, seguido por el plutón de El Melón-Catapilco el que es parcialmente cubierto por la Formación Confluencia (Te) en su parte central. También se ha incluido en esta unidad el cuerpo dioritico de Zapallar (=Diorita de zapallar, ESPIÑEIRA, 19899. El color predominante es gris claro y es notorio un bandeamiento mineralógico acentuado por la presencia de inclusiones máficas orientadas acorde a dicho bandeamiento. Las rocas de esta unidad ir.truyen a todas las unidades estratificadas del Triásico-Jurásico y al unidad intrusiva Cochoa del Paleozoico. A.demás el contacto con la unidad Puerto Oscuro es neto y brusco y de carácter intrusivo. se desconoce las relaciones de contacto con la unidad Tranquilla. Estas rocas son además intruidas por pequeños cuerpos graníticos, no mapeables a la escala 1:250.000, y por filones dioriticos. Petrográficamente corresponden a granodioritas, tonalitas y mas raramente, a rnonzogranitos (figura 36) de biotita, hornblenda y en menor porporción, clinopiroxenos . La textura es faneritica de grano grueso con 1024. Son comunes las evidencias de cataclasis, tales como la deformación y/o doblamiento de cristales, en los afloramientos meridionales (Plutón de Limache, plutón de Santa Teresa y plutón de Quintero) . La plagioclas es An27.3?, con hábito tabular y zonadas. El cuarzo es xenomorfo y ocasionalmente muestra golfos de corrosión y extinción ondulosa. El feldespato potásico es microclina xenomorfa cuyos bordes suelen mostrar entrecrecimiento de cuarzo y plagioclasa. La biotita presenta pleocroismo en tonos pardos a rojos y a veces aparece con el diva je doblado, la hornblenda tiene pleocroismo en tonos verdes fuertes y puede estar aiteradad a epidota y/o clorita; puede reeplazar clinopiroxenos a lo largo de los bordes o en los palnos ae clivage. Los accesorios mas comunes son esfeno, opacos, apatito y circón. Las inclusiones máficas, de formas elipsoidales y alargadas, 13 4
poseen bordes definidos y algunas de ellas presentan una zonación de color con la facies mas melanocrática al centro de las Composicionalmente desde varían inclusión. cuarzodioritas leucocráticas a dioritas melar.ocraticas con IC entre 28 y 52. En algunos sectores, como en los balnearios de Ventanas y Quintero, estas inclusiones aparecen con grandes dimensiones (hasta 1,7 m de largo) (ESPIÑEIRA, 1989) y alineadas lo que sugiere que se trata de filones sinplutónicos . En el sector de Zapallar estas rocas adquieren un aspecto almohadillado en las que se distingue un melanosoma constituido por fragmentos dioriticos orientados dispuestos en una matriz leucocrática (leucosoma) que forma entre un 10 a 35% del volumen total. Los fragmentos melanocráticos son de formas elipsoidales a cuadrangulares y tamaños entre 4 a 40 cm de eje mayor. La matriz leucocrática es de color gris claro y posee fábrica orientada paraleela a la dirección de los fragmentos melanocráticos. también se observan en este sector los filones de granitos leucocráticos Las radiométricas conocidas para esta unidad edades corresponden a 2 antiguas edades Pb-a (LEVI et al., 1963; MUÑI ZAGA, 1972), 7 edades K-Ar en biotita (ESPIÑEIRA, 1989; este trabajo), una (ESPIÑEIRA, 1989), K-Ar en edad anfibola par dos K-Ar Biotita/Anf ibola (ESPIÑEIRA, 1989) (tabla 9) y dos isócronas una en la Cuesta Zapata y la otra en Quintero. Las edades obtenidas se agrupan entre los 156 y 166 Ma, sin embargo las isócronas dan valores algo mayores 173±28 la de la Cuesta Zapata y 168±4 la de Quintero (ESPIÑEIRA, 1989) Estas edades radiométricas dan un rango entre 156 y 170 Ma para esta unidad.
.
.
Rocas intrusivas asociadas a la Superunidad Mincha. Granitos de Punta Sanf uentes
.
(ESPIÑEIRA, 1989).
Estas rocas corresponde a un conjunto de intrusivos graníticos muy pequeñas dimensiones, por lo que no han podido ser representados en el mapa 1:250.000, y que forman filones centimétricos a cuerpos lenticulares. Normalmente intruyen a las rocas de las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén. Numerosos cuerpos apliticos asignados a esta asociación, se observan en las cercanías del cerro Colorado en Reñaca, Quintero, Zapallar y Papudo (ESPIÑEIRA, 1989) En Punta Sanfuentes y Papudo afloran junto con apitas pegmatitas granitos dispuestos las y bandeados, subhorizontalmente, con una potencia de 50m, se disponen sobre la unidad Cavilolén. Petrográficamente corresponden a sieno y monzogranitos (figura 36) leucocráticos de biotita y mica blanca subordinada, con 14 con textura fanerítica de grano medio a muy grueso. La plagioclasa es Anl0_16, zonadas. La microclina es el feldespato potásico presente y aparece xenomorfa y con su caracterítica macla de enrejado. El cuarzo está siempre rellenando espacios tardíos y tiene extinción ondulosa. La biotita es pleocroica en tonos pardos. La mica blanca es muy fina y forma cúmulos. Ocasionalmente se observa textura simplectitica . Los accesorios son opacos y esfeno. (1989) según relacionan ESPIÑEIRA se Estos granitos estrechamente a las unidades Puerto Oscuro y Cavilolén indicando que corresponderían a líquidos residuales de las unidades mencionadas, sin embargo los antecedentes aportados no son
de
.
135
conciuyentes . Se ha obtenido 2 edades radiorr.étricas K-Ar para esta asociación que dan valores discordantes de 159 y 74 Ma {tabla 9), siendo ei primero el mas probable. Filones Dioriticos.
(ESPIÑEIRA, 1989)
Corresponden filones con espesores variables entre 0.1 a 2m que cortan a las unidades Puerto Oscuro, Cavilolén y Kauco. Se distinguen dos tipos: el mas abundante, de textura porfirica de crano medio a fino v que no muestra bordes de enfriamiento en la roca de caja y un segundo tipo, también con textura porfirica pero de grano muy fino y que presenta bordes de enfriamiento y alteración en la roca de caja, apareceindo estos últimos sólo en el costero entre Petrográficamente Papudo y Cachagua. sector corresponden a dioritas de homblenda y biotita con clinopiroxenos subordinados de color negro. Existen 2 edades conocidas (IRWIN et ai., 1987) para estos filones con edades discordantes de 118 y 151 Ma (tabla 9)
.
INTRUSIVOS DE LA FRANJA CRETACICA
Superunidad Illapel.
(RIVANO et al., 1985).
Los intrusivos de la Superunidad Illapel se agrupan en un conjunto de cuerpos de dimensiones desde batolitos a stocks distribuidos en una franja irregular de unos 20 a 25 Km de ancho a lo largo de la parte media de la Hoja Quiliota. F.1 rumbo de esta franja es N20°-30°W y, en general, los plutones mayores muestran una morfología de afloramiento acorde con dicha orientación, la que coincide por lo demás, con la orientación de algunos lineamientos y Fallas regionales. Al sur del valle del rio Aconcagua la franja de afloramientos de esta superunidad aparece claramente desplazada nacía el oeste unos 15 a 20 Km de la ubicación esperadad dada la proyección normal de la franja hacia el sur. Los plutones principales son (figura 37) : el plutón de TiiamaSan Lorenzo, con forma alargada en dirección N30°W , con un ancho promedio de 7 km y un largo de mas de 50 km, extendiéndose en forma initerrumpida desde mas allá del limite norte de la Hoja Quiliota hasta el estero guayacán, por el sur; al oeste del plutón TilamaSan Lorenzo, en la parte norte de la hoga, aflora el plutón del Morro López paralelamente al cuerpo mayor, extendiédose desde el valle del rio Quilimari hacia el sur por unos 15 Km y un ancho de 3 a 4 km, entre ambos cuerpos afloran cuerpos menores. Entre Petorca y Chincolco afloran una serie de cuerpos de pocos Kmz de extensión y ai norte de ellos se ubica el plutón de Pedernales. Hacia ei sur del plutón Tilama-San Lorenzo aflora, en el sector entre San Felipe y Llayllay, el batolito de Panquehue que se extiende a todo lo largo del valle de Aconcagua entre esas localidades, afectado por notorias fallas inversas en sus bordes oriental y occidental originando el Horst de Panquehue (ver capitulo Estructura y Tectónica). Entre ambos cuerpos afloran varios cuerpos menores siendo los mas importantes el Plutón de Guayacán, el plutón del Cerro Blanco y el Plutón de Quebrada Herrera. Al sur del plutón de Panquehue aflora en el extremo sur de hoja el plutón batolitico de Caleu-La Campana con un ancho de 12 a 136
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BATOLITO CALEU-LA CAW>X*A
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Figura 37. Distribución de las unidades intrusivas de la franja cretácica. 1. unidad La Campana. Unidad Chalinga. 3. Unidad Quebrada Herrera. 4. Unidad Chagres. 5. Zonas de alteración relacionadas a la franja cretácica.
2.
15 km y un largo NS de 15 Km, extendiéndose hacia el sur de los 33°. Las rocas intrusivas de esta superunidad intruyen a las rocas estratificadas, volcánicas y/o sedimentarias de la Formaciones jurásicas y de las formaciones Lo Prado (THOMAS, 1958), Veta Negra (THOMAS, 1958; PIRACES y MAKSAEV, 1977), Las Chilcas (THOMAS, 1953; PIRACES y MAK3AC.V, 1311) del Cretácico Inferior. Estas rocas intrusivas aparecen frecuentemente asociadas con áreas de alteración hidrotermal las que son mas notorias en la mitad norte de la franya y asociadas también a importantes distritos mineros y que se distribuyen según lineamientos estructurales de orientación general NNW. Las unidades reconocidas dentro de la Superunidad son la Unidad La Campana (Tidy, 1971) Unidad Chalinga (Rivano et al., 1985), Unidad Queorada Herrera y Unidad Chaqres. Unidad La Campana.
(Tidy, 1971)
.
Sólo fué reconocida en el borde oeste del Plutón de Caleu- La (figura 37) en donde ocupa alrededor de 8 Km2 aproximadamente en el sector del cerro la Campana (TIDY, 1970) . Se trata de un cuerpo de gabro y dioritas subordinadas de colores gris oscuro a negro con IC>65, de grano medio a grueso (1 a 4 mm) . La textura es hipidiomorfa granular ofitica a subofitica. Al microscopio se observa que la plagioclasa corresponde a An56_66, zonada con sericitzación incipiente y localmente reemplazo por epidota. El piroxeno seria diópsido con algo de hipersteno (TIDY, 1970) , el piroxeno aparece en gran parte reemplazado a actinolita de color verde a verde pálido. La magnetita e ilmenita aparecen como los accesorios mas abundantes y aparecen rellenando espacios intercristalinos y fracturas. Las edades conocidas para esta unidad corresponden a una antigua edad K-Ar en plagioclasa (TIDY, 1970) (tabla 10) que dá una edad de 6618 Ma, edad manifiestamente minima dado el material AI sur de la Hoja esta unidad se reconoce nuevamente en usado. el sector de El Llano de Caleu.
Campana
Unidad Chalinga.
(RIVANO et al., 1985).
Constituye aproximadamente el 95% del total de la Superunidad lilapel (figura 37), con un amplio espectro petógráfico desde dioritas a sienogranitos . Predominan las facies granodioriticas a tonaliticas y en menor proporción las facies de monzonitas y monzodioritas cuarciferas; las facies monzograniticas y tonaliticas son subordinadas (figura 38). Petrográficamente corresponden a granodioritas de hornblenda y biotita y monzodioritas cuarciferas con textura Hipidiomórf ica ir.equigranular , a veces con marcada tendencia a texturas porfidicas. Son rocas leucocráticas con 5
138
Q A
/
/ \
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Figura 38. Diagrama QAP de composición modal para las rocas de la unidad Chalinga.
\
\
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poikilitica. El cuarzo, anhedral, presenta en las zonas contiguas a fallas, microf racturamiento y a menudo, bordes de reacción en los contactos con la ortoclasa. Los minerales máficos predominantes son la biotita y hornblenda esta última con pleocroismo incoloro a verde pálido, la biotita está casi siempre cloritizada. Los piroxenos son escasos y mas frecuentes en las facies mas dioriticas ycasi siempre asociados con hornblenda; en muchos casos es normal que presenten bordes uralitizados . Los accesorios son opacos, esfeno apatito y circón. Asociadas a la unidad Chalinga, y especialmente en el sector de valle del rio Aconcagua (plutón de Panquehue) y Llayllay-Ocoa, (figura 38) aparecen facies de dioritas y/o metandesitas ; esta facies (Kila) se ubica siempre en los bordes de contacto de los plutones mayores, mostrando un paso gradual hacia las facies mas típicas de la unidad, correspondiendo a una facies de transición entre la roca de caja y el intrusivo. Son rocas obscuras de textura inequigranular con tendencia porfirica en la que destacan: cristales semitabulares de plagioclasa tipo Andesina (70%) que a veces alcanzan los 2.4 mm y con zonación; hornblenda verde en cristales prismáticos con leves indicios de recristalización; cuarzo, hasta 10%, en cristales anhedrales y productos de recristalización y opacos escasos y de forma cúbica. En sectores, el aspecto de la roca cambia a una roca con textura microcristalina con escaso cuarzo intersticial, recordando la textura recrsitalizada de una lava. Se destacan abundantes vetillas de epidota con clorita en los márgenes. También, en el sector de cerros al oeste del Pueblo de Putaendo y cerca de la cima del cordón se extiende una zona de color rojo de alteración del intrusivo (unidad Chalinga) , en ese sector la textura del intrusivo es brechosa: clastos de intrusivo de tamaño desde centimétrico a decamétrico se disponen en una matriz oscura de aspecto metálico que corresponde en su mayor parte a magnetita. Esta brecha de magnetita se extiende por unos 1,5 a 2 Km en el borde del intrusivo que alli aflora que corresponde a un pequeño stock de la unidad. 139
TABLA 10 EDADES RADIOMETRICAS PARA LA FRANJA CRETACICA ve. Ar
N° Mta.
*
Material
5: tóldela
Coordenadas
A: i
ra:;
ate
Retar
ET.-.D
Unidad La Campana 290
32*57 , 00 '
n
j.
k
-
Plagiadas
66
r 5*
101
± 5
7 1° 05 , 4 0'
7
Unidad Chalinqa 610-3 1006-S
Dionta de anfiboia
Ar. í ibo a
.
0 585
2.375 41.5
32*16,68' 71*07,87'
Tonalita de Kb.- 3t
Anfiboia
C. 473
1 93? 4° .0
.
102
15
32° 11,03'
Grar.ociorita
1
32 ° 04 ,16' 7 i" 11,61 '
-
.
1
Tona
Biotita
7.263 30.572 20.7
105
±3
Tcr.ai.ita de Hb.- 3t
Biotita
7 530 31.741 15.7
1C 6
i3
2
Tena 11ta de Hb.- 3t
3iot ita
7.011 29.021 19.9
103
13
1
Forfido dioritico
Roca total
1.652
6.362 23.5
96
±3
2
Porlido dioritico
Roca total
1. 666
6. 133 15.4
92
t 3
1
Granodi orita
3: dt ita
6.433 30. 127 20. 3
118
t 3
1
Grancdiorita
Biotita
6.4 33 30. 17 2 "2.8
! 17
f
3
1
Granod; ori ta
Biotita
6.517 21.334 31.0
02
1 2
1
2266-R
Granodiorita
Anf ibola
0.759
3.079 56,0
101
± 6
1
2283 -R
Grancdiorita
Biotita
6.365 20.903 24.0
03
12
1
2283-R
Granodiorita
Ai f ibuia
0. 910
2.939 41.0
79
±2
1
2284 -R
Montogranito
Biotita
G. 500 21.825 29.0
86
1
2
1
Roca total
1. 587
8.832 16.0
139
í 5
1.7 58
7 683
109
1 i*"
1
9613
3
1009-S 1011-S 1C14-S
1116-R 1116-R 1164-R 1164-R
2266-R
7 1° 0 6 ,7 8 ' 32° 11, 46' 7 1° 06, 4 6' 32*09, 70' 7 1° 0 S , 0 1'
32° 4 0 , 40 '
70°53, 15' 32°40, 40' 7 0" 53 , 15' 32*49,72' 70° 56, 29 1 32° 4 S , 72 ' 70° 36, 2 9 '
.
32°
Mcntodiorita
RD-9";
32° 11,20'
Roca si 1ici 1icada
Boca total
A-3800
70*59,20' 32°26, 00' 7 1* 0 1,3C '
Granito
Biotita
Pedegua
Granodiorita
iiornblcnda
88
17
4
436
Cuesta La
Granodiorita
Biotita
85
18
7
31
Dormida 32*19,30' 7C°05, 10'
Grancdiorita
2451
RUNGUE
Granodiorita
22 94 -R
cuate,
L'laqioclas
6.65
2.215
.
25. 5
9.788
7
12.8
(9413)
123 ±20 ?b/C
6
9.0 (11011) 1 13 i3
5
1 Este trabajo. 2. PARATA et al., 1988. 3 UNIZAGA Y VICENTE, 1982. 4 MUNIZAHGA (in MUNI ZAGA y VICENTE, 1982). 5 DRAKE et al., 1976. 6 MUÑI ZAGA 1972, 7 TIDY 1970.
unidad esta Para dispone se de dataciones varias radiométricas, fundamentalmente K/Ar y que se presentan en la tabla 10. El análisis y comparación de las edades readiométricas obtenidas indican una edad fundamentalmente Cretácico Inferior a Cretácico Superior basal (Cenomaniano) , lo que está de acuerdo con edades determinadas para esta unidad mas al norte (RIVANO et al., 1985; RIVANO y SEPULVEDA, 1991). Unidad Quebrada Herrera.
(Este trabajo)
.
Esta unidad corresponde a un cuerpo menor, Plutón de Quebrada Herrera cuyos afloramientos forman una franja de unos 3 km de largo en dirección norte sur por 8un ancho de unos 0,7 a 1.5 Km en el
140
HOJAS QUILLOTA Y PORTILLO
SERVICIO NACIONAL DE CEOLOGIA Y MINERIA
ESCALA 1:250.000
LEYENDA
70°00
-
-32°00'
Sedimentos eólicos y litorales; depósitos
0
__-L*
2 60 km E
2?0
400 km E
Cu'-O
va
L 57
(a)
PÿÿTf(a)
O
u u u
_
HITO PASO DE QUEBRADA FRIA
9
Qtm
< O o
úü
Qac
A
Sedimentos aluviales y coluviales,
/•V
depósitos de relleno de valles (a) Conos de deyección torrencial y
s
sin sedimentos
cionales Terrazas continentales, en partes, sin sedimento
0
N
LU
(Marino-transicional)
Th
Z
Arenisca, arcillolitas y limolitas. poco consolidadas, con fósiles
0 r~i u
. Te
!
Pta. Quelen
Formación Farellones (volcánica, continental) (a) Ignimbritasytobas riolíticas. con volcarenitas
rr
1
LU O
i—
Superunidad Rio Chicharra Unidad Rio Cerro Blanco 1. Principalmente monzodic ritas, color gris claro, de grano fino a medio. Monzonitas, dioritas y monzogranitos su¬ bordinados Unidad Portezuelo del Azufre 2. Pórfidos cuarzo-feldespsticos. amarillo, de grano fino Unidad Tambillos 3. Pórfidos dacíticos, blanco (Mioceno)
Tch 2
intercaladas (b) Lavas dacíticas, andesiticas y basálticas, brechas piroclásticas, domos riodacíticos; volcarenitas. limolitas y conglomerados rojos subordinados (incluye cuellos volcánicos) (Mioceno)
Tf
ü
LU
z 0 < o 0 tr ni z ÜJ
Sedimentes glaciales y lluvioglaciales y depósitos morrénicos retrabajados, glaciares de roca y es¬ combros cnonivales y sedimentos morrénicos retrabajados
Tch 3
(¿Mioceno-Plioceno?)
( Mioceno?-PUoceno)
n
Qg*" <-
Formación Confluencia (continental) Conglomerados, areniscas, brechas y limolitas poco consolidadas.
Formación Caleta Horcón
—
z
(b)
Sedimentos eólicosantiguos(paleodunas) (a) Gravas y arenas aluviales
POd v
u
escombros de falda Depósitos de colapso, gravita-
Terrazas de depósitos marinos, en parte
(a)
0 645
de playa (a) Dunas
z
CE LU I—
1 47.
~
<
3 2o 00-
®ÿ1
w 1
cc
Intrusivos hipabisales y cuellos volcánicos basálticos (¿Oligoceno-Mioceno inferior?)
0 LU
1
< a
WhHITO PASO LAS LLARETAS
Unidad Fredes Principalmente dioritas, gris, de grano medio; granodioritas, tonalitas y monzodioritas subordinadas (a) Gabros de grano medio a grueso (Paleoceno-Eoceno) Unidad San Lorenzo Pórfidos andesíticos y dioriticos, gris-verde oscuro, grano fino a grueso (Cretácico Superior-Paleoceno)
644
cc
Formación Salamanca (volcánica, continental) Lavas andesiticas y dacíticas, gris; brechas volcánicas y tobas; escasos niveles de conglomerados y volcarenitas (¿Senoniano-Paleoceno?)
o
PASO DE ORTIZ
Intrusivos riodacitlcos (Mioceno)
CE LU
a. D CP
Superunidad lllapel Unidad La Campana
Gabros y dioritas Unidad Chalinga (a) Granodioritas y dioritas cuarcíferas (monzogranitos). gris Kit claro a oscuro, de grano medio a grueso (b) (a) Dioritas y metandesitas de contacto (b) Brechas de magnetita (Cretácico) Unidad Quebrada Herrera Monzonita, verde, con borde de antealteración rojo Unidad Chagres Sienogranito. rosáceo a blanco, fracturado, con filones Kich
' Kl/c '
Pta. Mofles
— 15"
0
Jm¡4
0
DE LA HONDA 0 DEL PORTILLO
0 15'—
mm
Coleta
&
643
m
(b)
o 0 o o N <
EH
ü
1—
LU
LU
cc
o o
CC
2
z
POd
'hito paso de
238
S5I I
valide
w
hito portezuelo de la quebrada honda
-30 6400km
*\T*Nto"T0
Umbo/se
ir
\m
N
8 N
2
-i
70
"
< o.
¡•¡¿¡ÿ-"'j Kip(a)
/* HIT0 PORTEZUELO DELAS CUEV IS ÿW9 4661
m
igitéalS
24
V.
js»
166 ~ ÿ
st Quintero
Pta Liles
Caleta
(Jurásico Medio)
(Jurásico Inferior-Medio)
I
Formación Quebrada del Pobre (clástico- marina) Conglomerados, areniscas, fangolitas fosiliferas, tobas (Liásico)
Formación Los Molles (volcanoclástica, marina-transicional ) Areniscas, fangolitas fosiliferas. conglomerados, tobas (Triásico Superior-Liásico)
Formación La Ligua (volcanoclástica, continental ) Tobas, brechas, areniscas, fangolitas y conglomerados
Formación Pichidangui (volcánica, marina) LaV3S and9sí,icas' dacilicas y riolíticas, tobas, brechas volcánicas. fangolitas intercaladas, areniscas
(Triásico Superior)
Unidad Cochoa Granitoides paleozoicos, de grano fino a medio, bandeados. Tonalitas. granodioritas y granitos subordinados, de grano medio a grueso, con textura orientada (Paleozoico)
SIMBOLOGIA
i_
639
Falla normal indicando bloque hundido
Forma del yacimiento
| 2I.I t 0.7 | Edades radiométricas K-Ar (Ma) ÿ
Indefinido
Biotita
Falla; segmentado indica inferida
T5
Vetiforme
6
Cobre - Fierro
7
Plomo o Plomo- Cobre - Oro
8
Plomo - Zinc - Cobre - Oro)
(3
c
44
Vetillas y bolsones
V
Enrejado de vetillas
A
Cuerpo irregular
i ÿ'
Anticlinal volcado simétrico 01 Alunita
ah
.
Sinforme
BÿTO PORTEZUELO DE LOI IAS COLORADAS
1
Antiforme
lB' HITO PORTEZUELO T iSORO ESCONDIDO 4057
45'—
Prospecto
4f-
Anticlinal volcado asimétrico
-f-
Anticlinal asimétrico
lln i 1 1 1 1 ii l I
1 1 23 120 1
-"-ah"
Vetas auríferas
Au Carretera Panamericana
-------
Area con alteración hidrotermal
--
Camino ripiado o suelo natural mejorado
2
Cobre - Oro - Plata
Huella, suelo natural sin mejorar
3
Cobre - (Tungsteno)- Plata
Sendero
4
Cobre - Molibdeno- Tungsteno o Cobre - Molbdeno
——
Cicatriz de deslizamiento en masa
-i-1-1
Cuello volcánico
-——
-UTO PORTEZUELO DE
MM
Diatomita
Col
Caliza
cz
Cuarzo
cb
Combarbalita
Ba
Baritina
Y
Yeso
Coo
caolín
Az
Azufre
Ar
Arcilla
Ro
Roca
Oro - Cobre
Camino pavimentado
Escarpes
íÿ)))\Plw
I
=====
Estrato horizontal
A-X (" -i
Di
Oro
Traza de perfil geológico
ITO PASO DELA IGLESIA
13 Kicr
Feldespato
Elemento metálico
A' - 637
Fd
Edades radiométricas Pb-o (Ma)
V
Filones subvolcánicos
mon
ct
Placer
H Par anfibola/biotita
638
Bolsones
o
9 Par plagioclasa/anfíbola
ES £su:
LLAIL
Roca total
ÿ
Sinclinal indicando buzamiento del eje
Bucalemu
OTE
Elemento no metálico ÿ
H Anfíbola
l5®*
QUINTE
I58±5
Plagioclasa
Anticlinal indicando buzamiento del eje
ncas
]
Estratiforme
Rumbo y manteo de estratos
V
I
m
Contacto geológico; segmentado, indica inferido
HITO PASO DE IOS CONTRAE ANOISTAS 4360
I
miÿsss
Caleta
1.5 6±4
Jmi2
Formación Ajial (volcánica, continental ) Lavas y depósitos piroclásticos ácidos a intermedios (a) Rocas metarnórficas atribuidas a la Formación Ajial
H Par biotita/muscovita
mmm
deH] Bahía
T
HmTTI
Veso principal diapírico (Jurásico Superior)
Formaciones Apal, Cerro Calera y/u Horqueta Rocas volcanoclás'icas y sedimentarias, indiferenciadas (Jurásico Medio)
Miembro La Cruz; predominantemente areniscas Miembro Los Rodeos: predominantemente calizas
Falla inversa; segmentado indica inferida
''PtWmrM
I Wr
_í
__
A
áM,
Superunidad Mincha Unidad Puerto Oscuro 2. Dioritas cuarcíferas de piroxeno y/o anfíbola; monzodioritas dé hiperstena y biotita; gabros de piroxeno y olivino; gris veidoso 3. Unidad Tranquila Principalmente sienogranitos, gris claro, de grano lino Sienitas cuarcíferas mirmequiticas subordinadas Unidad Cavilolén 4. Granodioritas y tonalitas, de grano fino a medio (Jurásico)
I
íórcdn
— 45
C1
fiLbíJ
2 Horcón
•'1
H
6400km
A
»S'"a
----- i (Cárnico-Nórico)
Tro
<
S!
*i/H v\
m
»
o
&
Caleta Las Cujas
Calera
o CO
Formación Rio Damas (continental) Conglomerados y areniscas rojas (Jurásico Superior)
Jrd A
¡gafe
30'-
¿é
1 160*41
(a)
Llm
-Ac
|i66t4]
Jo
PAS° DEL RU8'°
HITO PASO DE LEIVA
%
(b)
641
JjSw.'J
Jmi 4
-Ljlr-l
cn
o
N
de Va/para
Jt
Formación Tordillo (continental) Conglomerados y areniscas rojas; lentes de yesodiapirico (Jurásico Superior)
Intercalaciones de niveles sedimentarios marinos
(Jurásico Medio-Superior?)
O
< CE
•KTct\
Jmi 2
andesíticos
Formación San José (marina-litoral) Calcarenitas fosilíleras. calcilutitas. brechas calcáreas y yeso (Titoniano-Hauteriviano inferior)
con fósiles
Formación Horqueta (volcánica, continental ) Lavas y depósitos piroclásticos ácidos a intermedios
1. 71
-3
m
Fapi d0
Jlc
0
M
Caleta Maiteqcíllo
Kai
Calcarenitas fosiliferas cataclásticas (¿Neocomiano?)
Formación Cerro Calera (marina transicional)
mi
Jmi 4
Cale o tie
+
Formación Cristo Redentor (transicional a continental) Areniscas calcáreas rojas, con lentes de yeso y estromatolitos; conglomerados rojos y escasos niveles calcáreos (¿Hauteriviano superior- Barremjano')
(Neocomiano)
#9»
Pta. Lo Ligua
POd
Estrato; Rio Alitre (marinos)
Lavas andesiticas y brechas volcánicas (a)
- 642
hermoso
-Jh
Pta. Pite
Formación Lo Prado (marino-volcánico)
a)
Las Tórtolas
placeo— wÿwrÿ.rii
Lavas andes it icas. t obas ,vo Icarenitas, conglomerados; intercalaciones de calcarenitas fosilíleras (a) Niveles carbonatados marinos. v transicionales (Neocomiano-Turon¡ano?)
(Neocomiano-Barremiano?) Kp
Pta. Cañas
(a)
Lavas porfíricas andesiticas (ocoitas), con intercalaciones de volcarenitas Miembro Purehue Lavas andesiticas y brechas, con intercalaciones calcáreas hacia la base
Mm Pta. Guallarauóo
Formación Los Pelambres (¿volcá-
nidá. marina?-cont¡nental)
Miembro Ocoa
CE LU LL
HITO PORTEZUELO DE LONGOMICHE
Coleto Pichicu
Formación Las Chilcas (volcanoclástica, continental-lagunar) Brechas, conglomerados, diamicitas, volcarenitas, tobas y escasos niveles de lavas andesiticas (a) Calcilutitas. margas, calizas estromatolíticas (b) Mármoles \Bar remiano-Turon iano) Formación Veta Negra (volcanoclástica. continental )
l
Linea f ér rea
P
NAVARRO
Fe
Límite internacional
"
Cu
5
Cobre
Fierro Plata - Oro
Quebrada
Río
636
%
Caleta Higuerillas Pta. Con con
Localidades fosiliferas (número referido en texto)
%
Caleta Cae•hoa
(b
Invertebrados marinos
r
Plantas
9 V
,7
Zona de Falla Pocuro
No 73
CARTA GEOLOGICA DE CHILE
Trazas de decápodos
1 : 250.000
Troncos
6350km
— 33°00'
260 kmE
27O
300
290
280
390
71°OO'
15' I
30"
45*
30'
_J_
70°00'
15
Base topográfica
Dibujo: Francisco Morales C.
PERFILES
400km E
7io. .rsíPCjh1
Hojas Quillota y Portillo l: 250.000 Proyección Universal Transversal de Mercator (U.T. M.) Reducción de hojas de cartografía regular 1 ; 50.000 del I.6.M. Las lineas numeradas en azul indican, la cuadrícula U.T. M, con espaciamiento de 10.000 m . Equidistancia de curvas de nivel 250m
A
GEOLOGICOS
j
CHILE ARGENTINA
SIMBOLOGIA
I m s.n m 5000-
ms.n.m. Las Estocas
-5000
-4000
4000
Est Quelen
3000-
Valle
Brechas
Pórfidos andesíticos a dioritas
Conglomerados
Pórfidos no dacíticos
Conglomerados arenosos
Monzogranitos y sienogranitos
HO,
-3000
Chicharra
2000-
-2000
1000-
-1000
S. RIVANO G. P. SEPULVEDA H. R. BORIC P.
Areniscas
Granodioritas y tonalitas Kil x
Areniscas predominantes
Jmi 4
I
—
r+
t
DECLINACION MEDIA APROXIMADA EN EL CENTRO DE LA HOJA PARA 1970
Dioritas cuarcíferas y monzodioritas
D. ESPIÑEIRA T.
Calizas
I
4- 4 -5
QUILLOTA Y PORTILLO
Zonas de metamorfismo de contacto
Yeso
Franja dinametamórfica
B' CHILE
Brechas tobáceas
mm
| ARGENTINA
I
m s.n.m
Brechas volcánicas
Zona con metamorfismo termal y dinámico
-5000
50004000-
Est. San
Embalse Madre del Agua Est. La Canela
Est. La Javiero
Est El Melon
Est El Sauce
Rio Puloendo
Est de Calemu
Est El Cobre Est El Saino
Colorado
Francisco
Oda de! Barro
Rio Los Leones
Est. de la
V
-3000
ESCALA
Aglomerados
-4000
Cañada
Zona de fracturamienlo penetrativo subvertícal
V
V
68° 30°
Rocas volcánicas andesiticas Rocas volcánicas riolíticas
-2000
Qac
Qac
GEOLOGIA POR:
-1000
1000-
SITUACION DE HOJAS VECINAS
L250.000
PISCO
SERGIO O. RIVANO G. PATRICIO J. SEPULVEDA H.
LLAPEL
RICARDO BORIC P. DOMINGO ESPIÑEIRA T.
FUENTE DE LA INFORMACION Jmi 2
tin Referencia Bibliográfica: Rivano. S.; Sepúlveda. P.; Boric. R.; Esplrieira, D. 1993. Hojas Quillota y Portillo, V Región. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, No. 73.
C'
CHILE IARGENTINA
B
SAN JOSE
TKMKIT04I0 CMIUtNO ANTARTICO
52°l5-
5000-4000 4000-
Oda
Rio Aconcagua
Pocuro
La Cuesta
Vichuculen
Est. de Rabuco
est
Est
Est Est. Las
lOOO-
X
Kif
Juntos Qac
Zapallar
Oda. Aguada Los Caballos
Tf(o) Rí ecilio
-3000
© Servicio Nacional de Geología y Minería
poco
»u«
Avda. Santa María 0104 Inscripción No. 83.789
-2000 -1000
~kic-
-:
SAN
FELIPE
X
Espiñeira r,v//A Boric
Sepúlvedo
|
| Rivano
Rivono y Sepúlvedo 1986-1987
"Autorizada su circulación por Resolución No. 25, del 5 de Febrero de 1993, de la Dirección Nacional de Fronteras y Límites del Estado. La edición y circulación de mapas, cartas geográficas u otros impresos y documentos que se refieran o relacionen con los limites yfronieras de Chile, no compro meten,en modo alguno, al Estado de Chile, de acuerdo con el artículo No. 2, letra g) del DFL No. 83 de 1979, del Ministerio de Relaciones Exteriores"
SERVICIO
NACIONAL
DE 1003
GEOLOGIA
Y
MINERIA
