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UNIVERSIDAD CATLICA DEL NORTE
FACULTAD DE INGENIERA Y CIENCIAS GEOLGICAS
Departamento de Ciencias Geolgicas
ESTILO Y EVOLUCIN DE LA DEFORMACIN PRESENTE EN ROCAS DE LA
FORMACIN PROFETA, ENTRE EL PORTEZUELO DE LA SAL Y LOS 25 DE
LATITUD SUR, CORDILLERA DE DOMEYKO, II REGIN
Memoria para optar al ttulo de Gelogo
ALEJANDRO ANTONIO PERALTA RAMREZ
Profesor Gua: Dr. Rodrigo Gonzlez Tapia
Antofagasta, Chile
2015
ii
RESUMEN
La presente memoria tiene por objetivo determinar la naturaleza de los eventos de
deformacin registrados en las rocas marinas jursicas de la Formacin Profeta, en la
vertiente suroccidental de la Sierra de Varas y que forma parte de la Precordillera del
Norte de Chile. Estudios anteriores han asociado el plegamiento y fallamiento registrado
en las rocas de la Fm. Profeta a dos hiptesis de deformacin: 1) por movimientos
transpresionales sinistrales y/o dextrales, 2) deformacin por compresin EW asociada
a la inversin de cuencas extensionales. Sin embargo, an no se tiene claridad acerca de
la cantidad de eventos asociados a la deformacin, estilo y evolucin.
La investigacin fue realizada sobre la base de un levantamiento geolgico-
estructural a escala 1:50.000 y 3 transectas con orientacin oeste-este transversales a las
estructuras. Se recopilaron un total de 3.160 datos estructurales entre estratificacin (S0),
ejes de pliegues y planos de fallas; adems se recolectaron fsiles para su posterior
determinacin cronolgica. La informacin estructural obtenida fue procesada y analizada
a travs del software Stereonet 8.02 y Faultkin 6.0.
Los resultados obtenidos indican que la Fm. Profeta registra cuatro eventos de
deformacin asociados a distintas fases tectnicas que han afectado a la Precordillera.
En general, se observa un plegamiento NNE-SSW con un buzamiento de entre 06 y 30
asociado a la propagacin de fallas de despegue generadas durante una deformacin del
tipo Thin-skinned ligado directamente a un acortamiento EW producido durante el
Cretcico Superior Paleoceno Inferior correlacionado con el evento KT. Adems se
registra otro plegamiento ENE-ESE con buzamiento de entre 31 y 69, el cual se
encuentra sobreimpuesto al pliegue anterior, y est relacionado con una etapa
transpresiva con movimientos sinistrales en el rumbo asociada al evento Incaico durante
el Eoceno Medio tardo- Oligoceno Inferior. La continua propagacin de fallas sinistrales
con componente inversa a travs de estructuras inversas heredadas de la deformacin
anterior permiti la gnesis de un dplex contraccional (Dplex Profeta) en la zona y la
rotacin de 075 en sentido horario de los ejes de pliegues desarrollados. Posterior al
Mioceno y a la depositacin de las gravas de la Formacin Pampa de Mulas ocurri una
extensin cercana a la NS que gener fallas normales y provoc la rotacin de bloques
en torno a un eje de bajo ngulo. Un nuevo acortamiento EW post-Mioceno permite la
reactivacin inversa de fallas transcurrentes que desplazaron gravas de la Formacin
Pampa de Mulas; esta deformacin gener un alzamiento progresivo hacia el este,
colocando a las gravas en diferentes cotas dentro del rea de estudio. Por otra parte, El
rol que juega la litologa que componen las secuencias de la Formacin Profeta es
fundamental para el registro de la deformacin, la alta plasticidad de las rocas influy en
el desarrollo de estructuras de despegues y la configuracin de la geometra actual que
posee el rea de estudio.
iii
La Marcha de las Cordilleras
i. Y all comenzaron a moverse las montaas
ii. Estremecidas y blancas, ah s blancas son las heladas cumbres de los Andes.
iii. Desligndose unas de otras, igual que heridas que fueran abriendo poco a poco
hasta que ni la nieve las curara.
iv. Y entonces erguidas como si un pensamiento las moviese desde los mismos
nevados, desde las mismas piedras, desde los mismos vacos, comenzaron su
marcha sin ley las impresionantes cordilleras de Chile.
Ral Zurita (Anteparaso, 1982)
A mis padres Leonel y Esdenka
Pilares de mis combates y travesas
A mi fiel compaera Carla
Mi presente y mi futuro
Y a la luz de mis ojos Martn
iv
AGRADECIMIENTOS
En primer lugar, agradezco a los profesores Rodrigo Gonzlez y Hans
Wilke, los cuales me brindaron su absoluta confianza para desarrollar este sublime
tema de investigacin, aportando adems con sus conocimientos al crecimiento
geolgico de mi persona.
Agradezco tambin al proyecto cartografa de la hoja 1:100.000 Hoja Sierra
de Varas, en el cual se enmarc y financi este trabajo. As como tambin a la
Universidad Catlica del Norte, quienes me facilitaron laboratorios y oficinas para
poder desarrollar mi investigacin.
Un sincero agradecimiento a todas las personas que han influenciado en mi
vida, tanto socialmente como profesionalmente. Comenzar agradeciendo a
Lester Olivares, quien fue lejos el mejor ayudante de terreno y el que ms apao
en esta memoria. Tambin agradecer a mis grandes amigos de terreno Rodrigo
Gaturri Alfaro y Claudio Chua Milla, quienes hicieron ms gratas mis noches
de terreno, donde convergamos en una fogata y buena onda. A mis amigos y
compaeros de Universidad; Frijol, Huaso, Pequeo, Solita, Pelayo, Juan Topo,
Primo y Ardilla, gracias a todos ustedes, por esos 8 aos de hermandad.
A mis hermanos Cristian e Ignacio, los que me han regalado amor, risas,
msica y a mi bella sobrina Pa Antonella, en estos 26 aos de vida.
A mi amada Carlota, amor de mi vida y madre de mi hijo, que siempre me
ha apaado en todas y a quien yo siempre apaar.
Finalmente un eterno agradecimiento, a mis padres Leonel Peralta y
Esdenka Ramrez, los cuales han sido un baluarte en mi vida. Dedicarles cada una
de las letras contenidas en esta tesis, porque cada una de ellas lleva su apoyo,
alegra, orgullo, sinceridad, sabidura, valores, viajes, aventuras y su eterno amor
incondicional hacia mi persona. De verdad Gracias Totales.
v
NDICE
RESUMEN II
CAPITULO I: INTRODUCCIN 1
1.1. Presentacin General del Problema 2
1.2. Objetivos 4
1.2.1. Objetivo Principal 4
1.2.2. Objetivos Especficos 4
1.3. Hiptesis de Trabajo 4
1.4. rea de Estudio 4
1.5. Metodologa de Trabajo 6
1.6. Trabajos Anteriores 7
CAPITULO II: MARCO TERICO ESTRUCTURAL 11
2.1. Sistema de Fallas 11
2.1.1. Sistema de fallas Compresionales 11
2.1.2. Sistema de fallas de Rumbo 13
2.2. Descripcin y Clasificacin de Pliegues 17
2.2.1. Pliegues Cilndricos 18
2.2.2. Pliegues no Cilndricos 18
2.2.3. Bandas Kink y Pliegues Chevron 20
2.2.4. Pliegues relacionados a fallas 21
2.2.5. Superposicin del plegamiento 24
vi
CAPITULO III: MARCO TECTONO-ESTRATIGRFICO 26
3.1. Evolucin Tectonoestratigrfica de la Precordillera de
Antofagasta 26
3.1.1. Ciclo Gondwnico 26
3.1.2. Ciclo Pre- Andino 28
3.1.3. Ciclo Andino 29
3.2. Geologa del rea de estudio 33
3.2.1. Basamento Paleozoico 33
3.2.2. Unidades Mesozoicas 35
3.2.3. Cobertura Cenozoica 40
CAPITULO IV: ANLISIS DEL FALLAMIENTO 42
4.1. Introduccin 42
4.2. Sobrescurrimientos 42
4.2.1. Distribucin y descripcin 42
4.2.2. Cinemtica 45
4.2.3. Relaciones de corte y edad relativa 46
4.3. Fallas transcurrentes sinistrales 47
4.3.1. Descripcin y distribucin 47
4.3.2. Cinemtica 48
4.3.3. Relaciones de corte y edad relativa 49
4.4. Fallas normales WNW- ESE 52
4.4.1. Distribucin y descripcin 52
4.4.2. Cinemtica 52
4.4.3. Relaciones de corte y edad relativa 52
vii
4.5. Fallamiento inverso 53
4.5.1. Distribucin y descripcin 53
4.5.2. Cinemtica 53
4.5.3. Relaciones de corte y edad relativa 54
CAPITULO V: ANLISIS ESTRUCTURAL DEL PLEGAMIENTO 56
5.1. Generalidades 56
5.2. Pliegues de decamtricos 56
5.2.1. Anlisis estereogrfico de la transecta Quebrada
Los Cangrejos 57
5.2.2. Anlisis estereogrfico de la transecta Aguada El
Minero 60
5.2.3. Anlisis estereogrfico de la transecta Aguada del
Profeta 63
5.2.4. Orientacin general del plegamiento 64
5.2.5. Variacin del plegamiento con respecto a la
distancia al frente de montaa 68
5.3. Pliegues centrimtricos a mtricos 72
5.3.1. Litologa de las rocas plegadas 73
5.3.2. Anlisis estereogrfico de pliegues centimtricos a
mtricos 74
5.3.3. Variacin de la orientacin con respecto a la
litologa 76
CAPITULO VI: INTERPRETACIN Y DISCUSIN 79
6.1. Plegamiento por acortamiento EW 79
6.2. Transcurrencia Sinistral 81
6.3. Extensin y fallas normales 84
viii
6.4. Reactivacin inversa por acortamiento EW 84
6.5. El rol de las variaciones litolgicas en la deformacin 85
6.6. Significado de las rotaciones 86
6.6.1. Rotacin horaria con eje vertical 86
6.6.2. Rotacin con eje de bajo ngulo EW 88
6.7. Acerca de la edad de los eventos de deformacin 89
6.8. Modelo de evolucin estructural 91
CAPITULO VII: CONCLUSIONES 97
REFERENCIAS 99
NDICE ANEXOS
ANEXO 1: UBICACIN DE LAS ESTACIONES DE MEDICIN. 111
ANEXO 2: TABLA DE DATOS ESTRUCTURALES. 112
ANEXO 3: PUBLICACIN GEOSUR 2013. 230
NDICE DE FIGURAS
CAPITULO I
Figura 1.1: Sistema de Fallas de Domeyko en el norte de Chile. 2
Figura 1.2: Mapa de ubicacin.
5
ix
CAPITULO II
Figura 2.1. Perfil esquemtico caracterstico de zonas de fajas
corridas y plegadas.
12
Figura 2.2: Geometra bsica del sobrescurrimiento. 13
Figura 2.3: Cinemtica y dinmica de una falla de rumbo. 13
Figura 2.4: Variaciones de la traza de una falla de rumbo. 14
Figura 2.5: Geometra de una estructura en Flor Positiva. 15
Figura 2.6: Modelos de cizalle simple y cizalle puro. 16
Figura 2.7: Strain particional en una zona de transpresin. 17
Figura 2.8: Pliegues cilndricos. 18
Figura 2.9: Geometra de un pliegue no cilndrico 19
Figura 2.10: Geometra de un pliegue cnico. 19
Figura 2.11: Modelos de pliegues rectos 21
Figura 2.12: Estereograma de un pliegue de arrastre. 22
Figura 2.13: Pliegue por cambio de manteo. 23
Figura 2.14: Pliegue por propagacin de una falla. 23
Figura 2.15: Pliegue por despegue simple. 24
Figura 2.16: Principales tipos de patrones de interferencia en
pliegues.
25
CAPITULO III
Figura 3.1: Columna estratigrfica generalizada de la Formacin
Profeta para el rea de estudio.
39
CAPITULO IV
Figura 4.1: Mapa Estructural del rea de estudio a escala 1:100.000. 43
x
Figura 4.2: Vista al Norte de rocas del Calloviano-Oxfordiano de Fm.
Profeta en la quebrada Colorada.
44
Figura 4.3: Vista al Suroeste del flanco occidental de los
Afloramientos Profeta en el sector de Quebrada Angostura.
45
Figura 4.4: Anlisis cinemtico de estras de fallas en planos de
estratificacin
46
Figura 4.5: Vista hacia el Noreste del frente montaa ubicado en
Aguada El Minero.
47
Figura 4.6: Zona brechizada en rocas marinas de edad Bajociano en
el flanco occidental limitado por fallas de rumbo.
48
Figura 4.7: Proyeccin equiareal en el hemisferio inferior de los
diedros rectos.
49
Figura 4.8: Fallas transcurrentes sinistrales que controlan el frente
de montaa
49
Figura 4.9: Afloramientos de la Formacin Profeta afectadas por
estructuras transcurrentes sinistrales.
50
Figura 4.10: Anlisis cinemtico en estereograma con proyeccin
equiareal en el hemisferio inferior.
51
Figura 4.11: Vista hacia NNE desde la Quebrada del Minero. 51
Figura 4.12: Vista al sur de los afloramientos Profeta desde
Quebrada Los Cangrejos
54
Figura 4.13: Vista hacia el W de los afloramientos del Profeta desde
la Quebrada del Angostura.
55
CAPITULO V
Figura 5.1: Perfil estructural A-A, Quebrada Los Cangrejos. 59
Figura 5.2: Perfil estructural B-B, Aguada El Minero. 62
Figura 5.3: Perfil estructural C-C, Aguada del Profeta. 65
xi
Figura 5.4: Proyeccin equiareal de los ejes de pliegues
decamtricos obtenidos en el rea de estudio.
66
Figura 5.5: Diagrama de Fleuty (1964). 79
Figura 5.6: Grfico de dispersin de buzamiento vs distancia al
frente de montaa.
70
Figura 5.7: Grfico de dispersin de direccin de buzamiento vs
distancia al frente de montaa.
71
Figura 5.8: Grfico de dispersin entre el ngulo interlimbo y la
distancia al frente de montaa (D.F.M.).
72
Figura 5.9: Pliegues centimtricos a mtricos en la Formacin
Profeta.
73
Figura 5.10: Afloramientos de yeso deformado en el rea de estudio. 74
Figura 5.11: Proyeccin equiareal de los ejes de pliegues
centimtricos a mtricos medidos en el rea de estudio.
75
Figura 5.12: Diagrama de contornos con concentracin de 1% de
rea aplicado a los ejes de pliegues centimtricos a mtricos
medidos en el rea.
76
Figura 5.13: Grfico Box and Whisker Buzamiento vs Litologa. 77
Figura 5.14: Grfico Box and Whisker Direccin de Buzamiento vs
Litologa.
78
CAPITULO VI
Figura 6.1: Relacin entre sobrescurrimiento y plegamiento con eje
de pliegue subhorizontal.
80
Figura 6.2: Relacin entre el plegamiento con eje de pliegue
subvertical y la cinemtica de las fallas sinestrales-inversas.
82
Figura 6.3: Rotacin en sentido horario con eje vertical. 88
Figura 6.4: Rotacin con eje subhorizontal EW de bloques en
sentido sur- norte.
89
xii
Figura 6.5: Modelo esquemtico en perfil mostrando la deformacin
de tipo Thin-Skinned que afect a la cobertura mesozoica en la zona
de estudio.
93
Figura 6.6: Modelo de perfil esquemtico mostrando una geometra
de tipo flor positiva.
95
Figura 6.7: Modelo de evolucin estructural de la zona del Profeta. 96
NDICE DE TABLAS
CAPITULO V
Tabla 5.1: Ejes de pliegues obtenidos en el anlisis estereogrfico
aplicado para cada bloque.
66
Tabla 5.2: Datos de buzamiento, azimut, ngulo interlimbo y
distancia al frente de montaa para cada bloque definido en los
perfiles a) Quebrada Los Cangrejos, b) Aguada El Minero y c)
Aguada del Profeta.
68
1
CAPTULO I
INTRODUCCIN
La Cordillera de Domeyko se encuentra entre el Valle Longitudinal y la
Cordillera Occidental del norte de Chile, elevndose a una cota de entre 3.500 y
4.500 ms.n.m., constituida por una serie de cordones montaosos de basamento
(e.g., Sierra de Varas) separados por un complejo sistema de fallas transcurrentes
e inversas, paralelas al orgeno con orientacin NNE, el cual constituyen el
Sistema de Fallas de Domeyko (SFD; Maksaev y Zentilli, 1988), en donde se
destacan fajas plegadas y corridas de unidades mesozoicas, y el emplazamiento
de prfidos cuprferos (e.g., La Escondida, Chuquicamata, El Abra, Quebrada
Blanca; Figura 1.1).
La presente memoria intenta comprender la naturaleza de los eventos de
deformacin registrados en la Cordillera de Domeyko. As como tambin, la
relacin que existe entre la deformacin en rocas marinas jursicas de la
Formacin Profeta (Chong, 1973) y la cinemtica del Sistema de Fallas de
Domeyko (SFD).
Esta memoria de ttulo forma parte del programa de actualizacin de la Hoja
Sierra de Varas por parte del SERNAGEOMIN, cuyo propsito es realizar la
cartografa geolgica a escala 1:100.000 de la Carta M-311, Sierra de Varas. La
investigacin realizada contribuye al conocimiento de la evolucin geolgica de la
Precordillera del norte de Chile.
2
1.1 Presentacin general del problema
La Cordillera de Domeyko presenta una compleja historia de deformacin,
la cual, ha sido estudiada por diversos autores (e.g., Chong y Reutter, 1985;
Maksaev y Zentilli, 1988; Maksaev, 1990; Reutter et al., 1991; Mpodozis et al.,
1993; McElderry et al. 1996; Reutter et al., 1996; Amilibia, 2002; Amilibia y
Skarmeta, 2003; Amilibia et al., 2008; Niemeyer y Urrutia, 2009). stos han
documentado diferentes estructuras internas, tales como sobrescurrimientos, fallas
transcurrentes dextrales y sinistrales, y adems un plegamiento intenso en
unidades mesozoicas. Estas estructuras han sido explicadas a partir de dos
Figura 1.1: Sistema de Fallas de Domeyko en el norte de Chile. Segn Cornejo y
Mpodozis (1996).
3
hiptesis diferentes; la primera, atribuye la deformacin a movimientos
transpresionales sinistrales y dextrales (Reutter et al., 1991; Mpodozis et al., 1993;
Reutter et al., 1996; McElderry et al., 1998; Niemeyer y Urrutia, 2009)
desarrollados en el Eoceno Superior Oligoceno Inferior durante la Fase Incaica,
asociada a una subduccin oblicua de la placa de Nazca (Pardo-Casas y Molnar,
1987). La segunda hiptesis asocia la principal deformacin a un evento
compresivo EW, generando la inversin de las cuencas extensionales pre-
existentes y una deformacin del tipo Thick-Skinned y Thin-Skinned (Amilibia,
2002; Amilibia y Skarmeta, 2003; Amilibia et al., 2008) desarrollados durante el
Cretcico Superior Paleoceno Inferior, asignado al evento KT (Cornejo et al.,
2003).
En particular, Amilibia (2002) realiz un modelo estructural en el rea de
estudio, especficamente en la Quebrada Angostura; adjudicando la deformacin
en la rocas jursicas de la Fm. Profeta, casi totalmente, a un acortamiento EW. Sin
embargo, como se escribi anteriormente, existen amplias evidencias de
transpresin (sinistral y dextral) en la Cordillera de Domeyko, que no fueron
consideradas en la interpretacin de la deformacin en las rocas jursicas.
Sobre la base de lo anterior, se pueden realizar las siguientes preguntas de
investigacin; Todo el plegamiento existente en las rocas marinas jursicas de la
Formacin Profeta se encuentra asociado nica y exclusivamente al acortamiento
EW del Cretcico Superior Paleoceno Inferior? y Existen registros de la
transcurrencia Incaica en la deformacin de las rocas marinas del Jursico?
4
1.2 Objetivos
1.2.1. Objetivo principal
Determinar la naturaleza de los eventos de deformacin registrados en las
rocas marinas jursicas de la Formacin Profeta, en la vertiente suroccidental de
la Sierra de Varas.
1.2.2. Objetivos especficos
Determinar la distribucin, cinemtica y edad relativa de las fallas.
Establecer la naturaleza de los eventos de plegamiento registrados:
distribucin, orientacin, tipo, cinemtica y edad relativa.
1.3 Hiptesis de trabajo
De acuerdo a los antecedentes recopilados, se propone una naturaleza
polifsica de la deformacin, con un plegamiento temprano de las rocas marinas,
pertenecientes a la Formacin Profeta durante el Cretcico Superior Paleoceno
Inferior; seguido de una etapa posterior con el desarrollo de fallas transcurrentes
que desplazan y deforman pliegues pre-existentes.
1.4 rea de estudio
El rea de estudio se encuentra localizado en la Cordillera de Domeyko,
especficamente en la vertiente suroccidental de la Sierra de Varas, entre el
Portezuelo de la Sal y los 2500 Lat. Sur, distante 180 km al sureste de la ciudad
de Antofagasta, abarcando un rea de aproximadamente 92 km2 (Figura 1.2).
5
Se accede al rea de estudio desde la ciudad de Antofagasta, saliendo por
la ruta B-28, conocida como Ruta de la Minera, recorriendo 13 km hasta la
interseccin con la ruta 5 Norte. Desde este punto se recorren 121 km en direccin
sur, hasta empalmar con el desvo a mina El Soldado (a la altura del Co. Buenos
Aires), recorriendo 16 km hasta alcanzar otro desvo hacia el sureste, desde aqu
se deben recorrer 16 km hasta desviar hacia campamento El Soldado, y recorrer
unos 28 km hasta dar con la conexin del camino a la Aguada de Varas, en donde
se recorrern unos 15 km en direccin Este, hacia los afloramientos de Quebrada
del Profeta.
Figura 1.2: Mapa de ubicacin. rea de estudio, sus rutas y accesos. Simbologa: 1) Camino
pavimentado;2) Ruta; 3) Ciudad; 4) Camino no pavimentado; 5) Principales cerros dentro del
rea; 6) Aguadas; 7) Quebradas principales.
6
1.5 Metodologa de trabajo
Para el presente estudio, inicialmente se recopilaron antecedentes
bibliogrficos disponibles del rea de trabajo. Adems, se realiz una
fotointerpretacin previa de estructuras, utilizando imgenes satelitales LANDSAT
ETM+ y ASTER de la zona UTM 19S de la U.S. Geological Survey (USGS), que
con la ayuda del software Google Earth Plus de Google 2013, permitieron definir
las zonas de inters que luego se visitaron en terreno.
El trabajo de campo consisti en 22 das efectivos de terreno desde
Diciembre de 2012 hasta Mayo de 2013, en los cuales se elabor un
levantamiento geolgico estructural a escala 1:50.000, y se realizaron 3
transectas de corte transversal (Oeste-Este) a los afloramientos del Profeta para
la recoleccin de datos estructurales: planos de estratificacin (So), ejes de
pliegues y datos de fallas. Se obtuvieron un total de 3.160 datos. Adems, se
determinaron relaciones de corte; y se recolectaron muestras paleontolgicas y
litolgicas.
Posteriormente, con la informacin obtenida del levantamiento geolgico-
estructural realizado en terreno se procedi a delimitar cada transecta en bloques,
limitados por las fallas relevantes. Esta separacin de la transecta en bloques
busc tener una mejor representacin estadstica de los datos para el anlisis
estereogrfico (Niemeyer, 2008).
El anlisis estereogrfico de los planos de estratificacin (S0) y la
determinacin de los ejes de pliegues, se realiz a travs del software Stereonet
8.02 (Allmendinger et al., 2012), en una proyeccin equiareal. A partir de las
orientaciones de los planos de estratificacin se realiz un ajuste cilndrico para la
obtencin de los ejes de pliegues correspondiente a cada bloque.
7
El anlisis cinemtico del datum completo de las fallas, se llev a cabo
mediante el software Faultkin 6.0 (Allmendinger et al., 2012), a travs del mtodo
de los diedros rectos (Marret y Allmendinger, 1990).
El anlisis de las variables geomtricas se realiz mediante el programa
Grapher 5, el cual puede generar grficos de tipo dispersin, diagramas de caja y
bigotes e histogramas, entre otros.
Adems, se determinaron variadas especies paleontolgicas sobre la base
de trabajos realizados por Hillebrandt (1977; 1981), Quinzio y Bogdanic (1981),
Bogdanic (1983), Gygi y Hillebrandt (1991), Fernndez-Lpez et al. (1994) y
Hillebrandt y Grschke (1995), con el fin de obtener una edad de los estratos.
Para finalizar se procedi a la interpretacin y discusin de los diferentes
estereogramas, cinemticas de las fallas, grficos de variables y elementos de
pliegues, para la elaboracin y redaccin del presente trabajo.
1.6 Trabajos anteriores
Chong, G. (1973) realiz un levantamiento geolgico a escala 1:100.000
del rea Catalina Sierra de Varas, donde efecta un completo estudio sobre la
estratigrafa del Jursico.
Bogdanic, T. (1983) entreg un esquema bioestratigrfico para el Jursico
entre las coordenadas 24 y 2530 Lat. Sur, sobre la base de perfiles detallados.
Chong, G. y Reutter, K. (1985) realizaron un estudio sobre los fenmenos
de tectnica compresiva que afectaron a las rocas de la Cordillera de Domeyko,
entre la Sierra de Varas y Argomedo, manifestados por el alzamiento de
8
basamento paleozoico y el plegamiento de rocas sedimentarias y volcnicas,
pertenecientes al Mesozoico y Paleoceno.
Reutter et al. (1991) realizaron un estudio para demostrar el
desplazamiento transcurrente de fallas paralelas al orgeno en la Cordillera de
Domeyko. Se basaron en evidencias estructurales, tales como, sets asimtricos de
fallas escalonadas, discontinuidades estratigrficas, pliegues y la fbrica de las
rocas. Sugieren movimientos de cizalle dextrales durante el Eoceno Superior
Oligoceno Inferior.
Mpodozis et al. (1993) efectuaron un estudio geolgico-estructural de la
Cordillera de Domeyko, entre Sierra Limn Verde y Sierra Mariposas. En este
trabajo, contribuyen principalmente al anlisis de estructuras comprendidas entre
La Escondida y Sierra Limn, asignndolas a una arquitectura estructural,
dominada por una ambiente transcurrentes siniestral, originadas durante el
Eoceno.
Ardill, J. (1996) desarroll un estudio de estratigrafa secuencial para la
cuenca de tras-arco mesozoica, en la Cordillera de Domeyko. Describiendo
detalladamente su cronoestratigrafa, facies y variaciones del nivel del mar,
mediante la descripcin de secciones estratigrficas.
McElderry, S. (1998) en su tesis doctoral, estudi el segmento central del
Sistema de Fallas de Domeyko, al sur de los 25 Lat. Sur. Determin la cinemtica
de las fallas, a travs de las formas de los clastos de rocas, los cuales se
encuentran definidos por fracturas secundarias en una zona de falla, junto con la
orientacin de la elipse y el radio de las secciones perpendiculares calcula un
elipsoide representativo. Los resultados indican desplazamientos sinistrales y
movimientos dextrales de menor magnitud en la Falla Sierra de Varas.
9
Amilibia, A. (2002) en su trabajo de investigacin doctoral, realiz un
estudio estructural de la Cordillera de Domeyko entre los 24 y 25 Lat. Sur, sobre
la base de 9 secciones estructurales. En este trabajo indica que la inversin
tectnica desempea un papel importante, sobre la arquitectura de la Cordillera de
Domeyko, asociada a un acortamiento EW, generando una deformacin del tipo
Thin- Skinned y Thick-Skinned.
Amilibia, A. y Skarmeta, J. (2003) relacionaron intrusiones de sistemas
porfdicos de Cu-Mo con la inversin de antiguas fallas extensionales, que se
emplazaron temporal y espacialmente en trampas estructurales, generadas
durante la inversin tectnica, en un rgimen netamente contraccional.
Cornejo et al. (2003) mediante un mapeo regional en detalle, datos
geocronolgicos y geoqumicos en la Depresin Central y Precordillera del norte
de Chile, entre los 24 y 27 Lat. Sur reconocieron un evento regional de
deformacin compresiva durante el Cretcico Superior y Paleoceno Inferior, que
denominaron fase compresiva KT.
Mpodozis et al. (2005) realizaron el estudio detallado de la estratigrafa de
la cuenca del Salar de Atacama, redefinieron sus unidades y la evolucin tectnica
entre el Mesozoico Tardo y el Palegeno. Propusieron que la cuenca del Salar de
Atacama se habra formado como consecuencia del cierre e inversin tectnica de
la cuenca de antepas durante el Cretcico Tardo, y que dio lugar a la proto-
Cordillera de Domeyko.
Soto et al. (2005) estudiaron la actividad Negena en un sector de la
Cordillera de Domeyko, entre los 24 y 25 Lat. Sur mediante marcadores
geomorfologicos. Indican que existen repetidos y pequeos pulsos tectnicos que
reactivaron estructuras previas, como resultado de una compresin EW, posterior
al Mioceno Inferior.
10
Amilibia et al. (2008) realizaron anlisis estructurales en la Cordillera de
Domeyko, entre los 22 y 26 Lat. Sur, sugiriendo que, la mayora de los pliegues
formados por fallas inversas con orientacin N-S, fueron controlados por la
inversin de fallas extensionales mesozoicas pre-existentes.
Niemeyer, H. y Urrutia, C. (2009) efectuaron un estudio cinemtico de la
Falla Sierra de Varas, en el segmento entre Aguada del Hornito y Aguada del
Cerro Alto de Varas, sobre la base del desplazamiento de dos porciones de
Granitoides Foliados del Paleozoico Superior (Plutn Sierra de Varas).
Determinaron un rechazo siniestral-inverso de 16,4 Km, que tuvo lugar durante el
Eoceno Medio Tardo, y un segundo sistema estructural dextral, con
desplazamiento de 0,6 Km durante el Mioceno, que habra sobreimpuesto al
anterior.
11
CAPTULO II
MARCO TERICO ESTRUCTURAL
2.1. Sistemas de Fallas
En el rea de estudio la deformacin frgil se encuentra evidenciada a
travs de fallas, las cuales se pueden asociar principalmente a sistemas
compresivos y sistemas transcurrentes. En el presente captulo se entregan
algunos conceptos tericos acerca de los sistemas de fallas transcurrentes,
compresivas y plegamiento asociado a fallas.
2.1.1. Sistema de fallas compresionales
Las fallas compresionales son causadas por el acortamiento de la corteza y
corresponden a fallas inversas y sobrescurrimientos. Las fallas inversas son ms
inclinadas (> 30) que los sobrescurrimientos (10 - 30) y usualmente no
acumulan largos desplazamientos como en el caso de los sobrescurrimientos,
aunque existe una transicin gradual entre los dos tipos de fallas. Estas
estructuras pueden ocurrir en cualquier escala, desde microescala hasta
cinturones orognicos regionales y zonas de subduccin.
Uno de los arreglos estructurales caractersticos de estos sistemas son las
Fajas Corridas y Plegadas (Figura 2.1), las cuales se pueden desarrollar en
mrgenes convergentes; en zonas de subduccin de tipo andina o en zonas de
colisin continental. Las fajas corridas y plegadas estn fundamentalmente
controladas por fallas inversas y sobrescurrimientos en profundidad, los cuales
poseen una vergencia contraria al manteo de las fallas que indica el sentido del
transporte tectnico. Generalmente, los sobrescurrimientos se unen en
12
profundidad con un detachment de bajo ngulo. Esta zona de movimiento que
separa la estructura deformada del basamento, es denominada dcollement. A
escala cortical, los principales sobrescurrimientos son de una geometra curva y
cortan secuencias estratificadas hacia arriba cuando existe un contraste reolgico
entre los estratos, se genera un perfil escalonado con rampas y rellanos que
siguen horizontes dbiles (e.g. estratificacin; Figura 2.2)
Dahlstrom (1970) sugiere una serie de reglas asociadas a la geometra
bsica de las fajas corridas y plegadas, las que posteriormente fueron modificadas
por Royse et al. (1975): 1) Los sobrescurrimientos cortan estratigrficamente
hacia arriba la secuencia en direccin del movimiento; 2) Los sobrescurrimientos
son, generalmente, paralelos a los estratos incompetentes (sal, lutitas, etc.) y
oblicuos a capas competentes; 3) Los sobrescurrimientos se hacen ms jvenes
en la direccin de movimiento; 4) Los sobrescurrimientos mayores no se traslapan
significativamente, debido a ello, se puede duplicar la secuencia estratigrfica y
alcanzar acortamiento de hasta un 50%. Adems, se puede agregar que se
producen pliegues slo en el bloque colgante (Figura 2.2b), mientras que las rocas
del bloque yacente permanecen no deformadas. Es importante considerar que el
rechazo estratigrfico no constituye un buen indicador de la magnitud del
desplazamiento.
Figura 2.1: Perfil esquemtico caracterstico de zonas de fajas corridas y
plegadas. Se indica la zona de movimiento Dcollement y las Rampas asociadas
al cambio de horizonte., Fossen (2010).
13
2.1.2. Sistemas de fallas de rumbo.
Las fallas de rumbo
corresponden a planos de
ruptura verticales o con una
gran inclinacin en su manteo
los cuales poseen una
direccin de deslizamiento
cercano a la horizontal y
paralelo a la direccin de la falla
(Bates y Jackson, 1987). Estas
fallas poseen un barrido o rake
con ngulos inferiores a 45
(Figura 2.3a) y dinmicamente
tiene 2 vertical, mientras que 1 y 3 son horizontales (Anderson, 1942; Figura
2.3b). Una falla de rumbo puede ser sinistral o dextral, e idealmente no involucra
movimientos verticales de roca, y adems puede acumular grandes
desplazamientos. Generalmente estas estructuras yuxtaponen terrenos de
Figura 2.3: Cinemtica y dinmica de una falla de
rumbo. a) muestra la cinemtica con deslizamientos
horizontales mayor a los verticales y rake
14
diferentes litologas, facies, edad y origen. Tambin truncan rasgos geolgicos
tales como foliacin, pliegues, diques y otras fallas (Sylvester, 1988). Adems es
comn que se presenten como producto de la reactivacin de estructuras
preexistentes, si la reactivacin sucede en sobrescurrimientos, pueden ser de bajo
ngulo.
Tectnicamente las fallas de rumbo pueden ser denominadas como trench-
linked faults cuando son paralelas a la fosa, en un contexto de subduccin y se
localiza dentro o inmediatamente limitando al arco magmtico (Sylvester, 1988).
Estas fallas acomodan slo una parte del desplazamiento total detrs de la fosa en
el lmite de placas convergentes (Woodcock, 1986).
Las fallas de rumbo, se caracterizan por la formacin simultanea de
estructuras de extensin y acortamiento a lo largo de la traza de la misma falla,
debido a traslapes entre sus segmentos. As, segn cul sea el sentido de
movimiento de una falla se
tendrn traslapes
extensionales y traslapes
contraccionales. Dentro de
las variaciones que tiene la
forma de la traza, se tienen
dos traslapes importantes:
(1) los puentes o stepover
(Figura 2.4a), son
espacios que quedan entre
dos extremos traslapados
de dos fallas, y pueden
evolucionar en codos de
falla continuos; (2) los
codos o bends (Figura
2.4b), son una deflexin en la traza de una falla continua, los cuales, pueden ser
Figura 2.4: Variaciones de la traza de una falla de rumbo.
a) Puentes o Stepover; 1 Puente extensional, 2 Puente
contraccional. b) Codos o bends; 3 Codo contraccional, 4
Codo extensional. c) Relieves romboidales; 5 Graben, 6 Horst.
d) Otros rasgos; 7 Caballo o horse, 8 Lente de cizalle, 9
Tajada de la pared o sidewall-ripout. e) Duplex; 10 Abanico
contraccional, 11 Duplex extensional, 12 Duplex contraccional,
13 Abanico extensional. Woodcock y Schubert (1994).
15
extensionales con sectores estructural y topogrficamente deprimidos o
contraccionales con sectores de relieve positivos (tipo push up). Otros rasgos
importantes de mencionar son los relieves romboidales (horst y graben; Figura
2.4c), los caballos o horse, lentes de cizalle y las tajadas de pared o sidewall-
ripout (Figura 2.4d). Tambin se puede observar estructuras de dplex, los cuales
constituyen arreglos geomtricos imbricados de dos o ms caballos o horses,
comprendidos entre dos fallas mayores. Estos se pueden formar en los traslapes
(offset o Stepover) o en los codos (bends). Adems en las terminaciones de las
fallas de rumbo se pueden generar abanicos, que puede tener caractersticas
extensionales y contraccionales, al igual que los dplex. (Figura 2.4e).
La transpresin (Harland, 1971) es
el espectro de la combinacin entre el
deslizamiento en el rumbo y contraccin
pura, es decir, es la combinacin
simultanea de movimientos en el rumbo a
lo largo de una zona de cizalle o falla,
combinada con un acortamiento
perpendicular (Sanderson y Marchini,
1984). Este tipo de estructura involucra un
deslizamiento convergente, donde el
movimiento de rumbo se presenta
acompaado de convergencia en ambos
bloques, generando las siguientes
caractersticas: (1) Desarrollo de pliegues
en-chelon; (2) Presencia de fallas
inversas subparalelas a los ejes de pliegues; (3) fallas inversas con forma de Hoja
de Palma o tambin llamada Flor Positiva (Figura 2.5). En algunas zonas de
cizalle de rumbo, se forman pliegues de planos axial vertical con un clivaje
transecto, el cual no se encuentra contenido en el plano axial de los pliegues. En
Figura 2.5: Geometra de una estructura
en Flor Positiva. Movimientos inversos
oblicuos desarrollados a lo largo de una falla
transpresional sinistral. Segn Harding
(1985).
16
transpresin el ngulo que forma el eje mayor de la elipse de deformacin con el
margen de la zona en transpresin ser menor que en una zona direccional, para
lo cual, las foliaciones, pliegues y fallas inversas se formarn a un ngulo menor
que en los sistemas direccionales. Segn Sanderson y Marchini (1984) la
transpresin se trata de una combinacin de cizalle puro y simple (ver ms
adelante), en donde se produce engrosamiento cortical y alzamiento vertical.
La mecnica de las fallas de rumbo puede ser explicada por dos
mecanismo, basados en relaciones geomtricas y dinmicas. Estos son: (1) cizalle
puro y (2) cizalle simple (Figura 2.6a). El cizalle puro produce sistemas de fallas
direccionales conjugadas, relativamente cortas, que ayudan a acomodar la
componente frgil de la deformacin en contraccin, en donde los pliegues y
cabalgamientos se formarn perpendicularmente al eje de acortamiento. Adems
las fallas de rumbo conjugadas pueden acomodar la deformacin sin rotacin,
siempre que acten simultneamente (Figura 2.6b). El cizalle simple puede tener
una simetra monoclnica del strain debido a que posee rotacin generando
estructuras dispuestas en-chelon a lo largo de zonas relativamente estrechas y
una variedad de estructuras asociadas (Figura 2.6b).
Figura 2.6: Modelos de cizalle simple y cizalle puro. a) Modelo simple de una
transpresin (Sanderson y Marchini, 1984). b) Vista en planta de diferentes relaciones
geomtricas en las estructuras, segn modelos de cizalle puro y cizalle simple, para
una falla vertical de direccin N36W, en donde se observa cizalle puro y cizalle simple
dextral (Sylvester, 1988).
17
Finalmente, las fallas de rumbo transpresionales afectan o deforman
de manera diferente a rocas naturales que tienden a reflejar cierta anisotropa y
heterogeneidad (e.g., areniscas, calizas y lutitas). En general, la componente de
cizalle simple se acomoda fcilmente en capas ms incompetentes, mientras que
el resto de la zona es afectada por la componente de cizalle puro. Es decir, el
strain total es particionado entre capas de diferentes propiedades mecnicas
(Figura 2.7), este strain particional no es ms que la distribucin selectiva de los
componentes de strain dentro de una zona de deformacin total.
2.2. Descripcin y Clasificacin de Pliegues
Los pliegues son el resultado de una deformacin permanente, los cuales,
se generan bajo variadas condiciones de esfuerzos, presin hidrosttica, presin
de poros y temperaturas. Estn asociados a tectonismo, y se desarrollan en zonas
de cizalle ligados a los lmites de mrgenes convergentes y a esfuerzos
compresivos. Por lo anterior, es de gran importancia tener conocimiento terico
Figura 2.7: Strain particional en una zona de transpresin. Algunos bloques experimentan
cizalle simple, mientras que otros cizalle puro (Fossen, 2010).
18
sobre la descripcin y clasificacin de pliegues estudiados por Fleuty (1964),
Ramsay (1967), Wilson (1967), Hudleston (1973), entre otros, como indicadores
de la naturaleza de la deformacin.
2.2.1. Pliegues cilndricos
Un pliegue cilndrico puede ser definido por la propiedad de que los polos
de los planos de estratificacin (S0) se encuentran paralelos al mismo plano,
independiente de la forma del pliegue. Adems, puede ser visto como una parte
parcialmente cilndrica donde el eje del cilindro define el eje del pliegue (Figura
2.8a). Esta propiedad es la base
para encontrar el eje del pliegue;
en un estereograma, los polos de
los planos de estratificacin caen
en un circulo mayor. El polo del
plano de este crculo mayor es el
eje del pliegue (Figura 2.8b),
conocido como el eje (Ramsay
y Huber, 1987). Esto significa que
el eje del pliegue es una lnea
recta, que cuando se mueve
paralela as misma, genera un nico pliegue de la misma generacin (Wilson,
1967).
2.2.2. Pliegues no cilndricos
Los pliegues no cilndricos, no desarrollan una superficie plegada por el
movimiento paralelo de una lnea (Eje del pliegue) en el espacio (Ramsay y Huber,
1987; Figura 2.9).
Figura 2.8: Pliegues cilndricos. a) Geometra
cilndrica de un pliegue. b) Representacin
estereogrfica de los polos de los planos S0 de un
pliegue cilndrico, para hallar la orientacin del eje del
pliegue.
19
La charnela de los pliegues no cilndricos se curva dentro de un plano, y por
tanto, cambia su direccin y buzamiento. En ocasiones se aproximan a una forma
que parecida a un cono matemticamente definido (Figura 2.10a), es decir, a una
superficie generada por una lnea que se mueve a travs de un punto (Wilson,
1967). Los tipos de pliegues no cilndricos ms desordenados son los pliegues
irregulares, que muestran amplias variaciones en la actitud de los planos axiales
y de la charnela de los pliegues (Fleuty, 1964). Otro tipo de pliegues cnicos y/o
no cilndricos son los pliegues en-chelon (Campbell, 1958). En un estereograma,
los polos de estos pliegues, no se concentran alrededor de un punto mximo
(Figura 2.10b) como en un pliegue cilndrico, pero se encuentran sobre una lnea
curva, que define un plano de ajuste cnico (Wilson, 1967).
Figura 2.9: Geometra de un pliegue no
cilndrico. Fossen (2010)
Figura 2.10: Geometra
de un pliegue cnico.
a) Forma de un estrato
plegado cnicamente. b)
Proyeccin estereogrfica
de un pliegue cnico.
20
2.2.3. Bandas Kink y pliegues Chevron
Los pliegues Kink, son pliegues rectos con flancos planos (sin punto de
inflexin), charnelas angulares y marcadamente asimtricos (Suppe, 1985;
Ramsay y Huber, 1987). Se forman en rocas fuertemente anisotrpicas, en que la
anisotropa se encuentra bien desarrollada en finas capas laminadas o en planos
de foliacin en rocas tales como esquistos, filitas y lutitas (Van der Pluijm y
Marshak, 2004). Estos pliegues siempre se localizan entre lados paralelos bien
definidos o en superficies axiales con de forma de lentes elongados, conocidos
como planos Kink (Ramsay y Huber, 1987). Los pliegues Kink se organizan en
bandas denominadas bandas Kink (Figura 2.11a). Las bandas Kink son una
discreta banda que pasa a travs de la roca, en el que las capas han sido rotadas
con respecto a su orientacin fuera de la banda (Suppe, 1985). Se forman
relativamente a bajas temperaturas en materiales regularmente laminados (Suppe,
1985). La deformacin que sufre corresponde a un cizalle simple homogneo
combinado con una rotacin externa (Ragan, 2009). En donde la lnea de
interseccin de dos orientaciones Kink, es aproximadamente paralelo a 2; el
bisector de los pares conjugados es aproximadamente paralelos a las capas
(direccin de acortamiento) y corresponde a 1, mientras que la bisectriz es
aproximadamente perpendicular a la capa es 3 (Suppe, 1985).
Los pliegues tipo Chevron (Figura 2.11b) son simtricos o ligeramente
asimtricos con flancos rectos, charnelas agudas y ngulos interlimbos menos
agudos (Ramsay y Huber, 1987). Puede ser formado por varios mecanismos, uno
de los mecanismos ms importantes ocurre como interferencia de bandas Kink
conjugadas (Paterson y Weiss, 1966). Comnmente estos pliegues ocurren en
multicapas alternadas, competentes e incompentes, por tanto combinan
geometras de pliegues similares y paralelos (Ramsay y Huber, 1985). Fossen
(2010) indica que las diferencias que separan los pliegues Chevron de las bandas
Kink son que los pliegues Chevron se deforman por deslizamiento flexural y se
21
inician con su superficie axial perpendicular a 1, mientras que las bandas Kink
son oblicuas a 1.
2.2.4. Pliegues relacionados a fallas
En mucho casos los pliegues pueden ser el resultado directo del
desplazamiento de bloques de fallas (Suppe, 1985). Los pliegues relacionados a
fallas o fault-related-folds, se pueden dividir en varios grupos de acuerdo a la
geometra de la estructura y a parmetros: cinemticos, dinmicos y reolgicos
(Suppe, 1983; Suppe, 1985; Suppe y Mendwedeff, 1984). Segn Suppe (1985)
existen 4 tipos particularmente importantes: i. Pliegues de arrastre o drag folds; ii.
Pliegues por cambio de manteo o fault-bend folds; iii. Pliegues por propagacin
de falla o fault-propagation folds; iv. Pliegues por despegue simple o
dcollement folds.
i. Pliegues de arrastre (drag folds): Definidos por Suppe (1985) como pliegues
que se encuentran estrechamente localizados cerca de la superficie de fallas y
Figura 2.11: Modelos de pliegues rectos. a) Bandas
Kink. b) Pliegue Chevron.
22
son formados por la fuerza de friccin que acta a travs de la falla. Es decir, su
definicin se centra ms en el mecanismo de formacin, que en la forma de los
pliegues. Muestran orientaciones y asimetras apropiadas a la orientacin y
sentido del deslizamiento de la falla (Suppe, 1985). Si las orientaciones de los
pliegues son ploteados sobre una proyeccin estereogrfica (Figura 2.12), se
podra observar que se encuentran en un plano paralelo a la superficie de la
falla (Suppe, 1985).
ii. Pliegues por cambio de manteo (fault-bend folds): Consisten en pliegues
formados en el bloque colgante de fallas inversas ciegas, presentando
geometras del tipo rellano-rampa-rellano (Figura 2.13; Suppe, 1985). La
geometra del pliegue refleja la geometra de la rampa i.e., rampas angulares
producen pliegues angulares, mientras que rampas curvas generan pliegues
menos angulares (Suppe, 1983).
Figura 2.12: Estereograma de
un pliegue de arrastre.
Muestra los ejes de pliegues de
arrastre describiendo un plano
paralelo a la superficie de la
falla. Suppe (1985).
23
iii. Pliegues por propagacin de falla (Fault-propagation folds): Estos pliegues
representan la deformacin que se produce en el frente de propagacin
progresiva de la terminacin o tip point (Figura 2.14) de una falla inversa
ciega hacia la superficie (Suppe y Medwedeff, 1984). La propagacin de la falla
se realiza gradualmente a medida que se acumula el deslizamiento. Durante la
propagacin, el deslizamiento llega a cero en la terminacin de la falla (tip point)
y es consumido en el plegamiento (Suppe y Medwedeff, 1984; Suppe, 1985).
Figura 2.13: Pliegue por
cambio de manteo. modificado
de Suppe (1985).
Figura 2.14: Pliegue por
propagacin de una falla.
modificado de Suppe (1985)
24
iv. Pliegues por despegue simple (dcollement o detachment folds): Los
pliegues por despegue simple se desarrollan por encima de un detachment
durante un acortamiento (Fossen, 2010; Figura 2.15). Los pliegues afectan a la
cobertura, y generalmente el basamento se mantiene sin deformar. Estos tipos
de pliegues tienden a desarrollarse en capas incompetentes como son lutitas o
evaporitas (Niemeyer, 2008; Fossen, 2010).
2.2.5. Superposicin del plegamiento
Se habla de un plegamiento superpuesto cuando existe una fase de
plegamiento que pliega a otra anterior (Ramsay, 1967). Segn Ramsay y Huber
(1987) existen 3 formas en que pueda ocurrir la superposicin del plegamiento en
una zona: 1) Cuando una combinacin de rocas de basamento, previamente
deformados, estn sujetos a una compresin, desarrollando nuevas estructuras
superpuestas a pliegues anteriores, es decir, intervienen entre episodios
orognicos, siendo controladas por la orientacin y el estilo de la anisotropa antes
de la nueva deformacin; 2) Cuando las direcciones de stress principal cambian
durante el desarrollo de un orgeno, en donde, este tipo de deformacin
superpuesta puede surgir de la actividad de discretos pulsos de acortamiento, que
estn siendo acomodado por rotaciones y traslaciones; y 3) Se produce durante
una nica deformacin progresiva como resultado de suaves y sistemticos
cambios de stress y strain incremental durante la deformacin.
Figura 2.15: Pliegue por
despegue simple. Niemeyer
(2008).
25
Ramsay (1967) distingui 3 patrones de interferencia de pliegues (Figura
2.16) producidos por la superposicin de una segunda fase de deformacin, estas
son: Tipo 1, con estructura clsica de tipo domo-cuenca; Tipo 2, llamados pliegues
tipo boomerang o Y; y Tipo 3, descrito como pliegue en gancho o llamado
replegamiento coaxial. Tambin existe un patrn de Tipo 0 definido por dos
idnticos (Figura 2.16), pero con sistemas de plegamiento temporalmente
separados. El resultado de la interferencia de Tipo 0 es simplemente una
estructura de pliegue ms apretado (Ramsay, 1967).
Figura 2.16: Principales tipos de patrones de interferencia en pliegues.
Segn Ramsay (1967).
26
CAPTULO III
MARCO TECTONO-ESTRATIGRFICO
3.1. Evolucin Tectonoestratigrfica de la Precordillera de Antofagasta
3.1.1. Ciclo Gondwnico
La reconstruccin tectnica y estratigrfica de la historia del Ciclo
Gondwnico involucra tres etapas principalmente; La primera etapa o Etapa
Eohercnica, se registr durante el Devnico Medio hasta el Carbonfero Inferior;
La segunda etapa o Etapa Neohericnica ocurri durante el Carbonfero Superior
y el Prmico Inferior; finalizando con una tercera etapa, registrada durante el
Prmico Inferior Medio (Charrier et al., 2007).
La evolucin tectnica durante la primera etapa, comenz con la colisin
de Chilenia al margen sudamericano, durante el Devnico Inferior a Medio
(Ramos et al., 1986). Luego comienza un magmatismo post-colisin que produjo el
emplazamiento de diversos cuerpos granticos en el lado de Argentina, de forma
previa, al nuevo ciclo de subduccin Devnico Superior Carbonfero Inferior en el
margen pacfico (Coira et al., 1982; Ramos et al., 1984). Contemporneo con el
nuevo ciclo de subduccin, se desarroll en el lado oeste de Argentina el Arco
Puneo (Salfity, 1980), el cual se emplaz entre los 18 y 28 de latitud sur.
Durante el Devnico Superior Carbonfero Inferior, la nueva configuracin
paleogeogrfica en el norte de Chile, permiti el desarrollo y depositacin de
series turbidticas en el lado occidental (Fm. El Toco, Fm. Sierra del Tigre, Fm. Las
Trtolas y Fm. Arrayan), las cuales, debido a la deformacin local y su intenso
cizalle interno, podran estar relacionadas a un complejo de subduccin
(Rebolledo y Charrier, 1994). Coetneamente, se producen eventos de
27
transgresin y regresin en el margen occidental de Gondwana, asociados a un
aumento global del nivel del mar (Bahlburg y Breitkreuz, 1991), este evento
permiti la depositacin de series de plataforma marina en el lado oriental (Fm. El
Lila, Fm. Zorritas y Fm. Argomedo), los cuales, se encontraban flanqueados hacia
el este por el Arco Puneo, que gener un importante aporte de sedimentos de
origen volcnico (Niemeyer et al., 1997). La sedimentacin continu hasta el
Carbonfero Inferior, en donde se registr un evento de deformacin compresiva
hasta el Carbonfero Medio-Superior, asociado probablemente a una actividad
ms intensa del arco magmtico (Bahlburg y Breitkreuz, 1991; Charrier et al.,
2007), lo que provoc el alzamiento y deformacin de los depsitos de plataforma
dispuestos en la cuenca de antearco oriental (Charrier et al., 2007).
La segunda etapa comenz en el Carbonfero Superior, con el aumento de
la tasa de convergencia, as como tambin del movimiento continental (Charrier et
al., 2007). Esto gener un aumento de la actividad magmtica, incrementando el
ancho del arco y permitiendo la depositacin de productos volcnicos en lado
occidental. Estos productos volcnicos (Fm. Collahuasi, Fm. La Tabla y Fm. La
Tuina) se disponen en discordancia angular sobre los depsitos de plataforma
previamente alzados (e.g. Fm. La Tabla y Fm. Argomedo en la Cordillera de
Domeyko; Marinovic et al., 1995). En conjunto con el volcanismo, se produjo el
emplazamiento de variados cuerpos subvolcnicos e intrusivos generados durante
el Carbonfero Superior Prmico Inferior, los cuales segn Marinovic et al. (1995)
poseen firmas con origen cortical, proveniente de un magma calco-alcalino,
asociados a subduccin. Durante el Prmico Inferior se produjo un nuevo evento
tectnico compresivo (Fase Tectnica San Rafael; Polanski, 1970), el que gener
el cierre de la cuenca de antearco (Charrier et al., 2007).
Eventos de transgresin-regresin, tras un importante cambio
paleogeogrfico durante el Permico Inferior (Daz-Martnez et al., 2000; Charrier et
al., 2007), marcaron el inicio de la tercera etapa. En esta etapa comenz la
28
depositacin de sedimentos de plataforma costera (Fm. Juan de Morales, Fm.
Cerro El rbol y Formacin Huentelauqun), cubriendo discordantemente a
depsitos volcnicos anteriormente depositados.
3.1.2. Ciclo Pre-Andino
Durante el Prmico Medio -Superior (ca. 270 230 Ma), luego del
ensamblaje de Gondwana, se produjo la ruptura del slab (Astini et al., 2009), el
cual, podra estar asociado a la colisin de un terreno alctono llamado Terrain
X, coetneo a la Fase San Rafael en el Prmico Inferior tardo, a finales del Ciclo
Gondwnico (Mpodozis y Kay, 1990). El quiebre del slab caus la interrupcin de
la subduccin a lo largo del margen continental, generando nuevas condiciones
tectnica (Charrier et al., 2007) y la pausa del movimiento continental durante el
Prmico Superior (Vilas y Valencio, 1978). Estas condiciones fueron favorables
para la acumulacin de calor en el manto superior, fundiendo la corteza inferior, y
produciendo grandes volmenes de magmas (Berg y Breitkreutz, 1983). Como
consecuencia se produce la extensin y deformacin de la corteza superior,
generando grandes cuencas extensionales (i.e. limitado por fallas normales) con
orientacin NNW-SEE con abundante actividad magmtica (Charrier, 1979).
Segn Ramos (1994) la direccin de estas cuencas est relacionada a zonas de
debilidad asociadas a zonas de sutura de terrenos Paleozoicos acrecionados.
La primera fase de cuencas extensionales, se desarroll durante el Prmico
Superior Trisico Medio (e.g. Cuenca San Flix y Cuenca El Quereo- Los
Molles). Este primer ciclo de rifting, generado por subsidencia tectnica y trmica,
produjo grandes cantidades de depsitos de lavas y rocas piroclsticas (e.g.
formaciones Cas y Peine) con edades ca. 249 Ma (Breitkreuz y Van Schmus,
1996), y que represent un volcanismo transicional entre un magmatismo de arco
e intraplaca. Concomitante con el volcanismo se emplazaron diversos cuerpos
subvolcnicos, ambos relacionados con la parte superior del Grupo Choiyoi en
29
Argentina (Coira et al., 1982; Charrier et al., 2007). Adems, la configuracin de
las cuencas, permiti el ingreso espordico del mar, depositndose sedimentos
marinos entre depsitos volcnicos (Bahlburg y Breitkreuz, 1991; McKie, 1994).
La segundo etapa de rift, comenz durante el Trisico Medio con la
reactivacin de las cuencas desarrollndose ciclos de subsidencia sinrift,
subsidencia termal post-rift y nuevas cuencas (e.g. Cuenca El Profeta La
Ternera; Charrier et al., 2007) facilitando el ascenso de corteza fundida
acumulada, el que genera intercalaciones volcnicas de basaltos y andesitas (e.g.
formaciones Agua Chica, Quebrada del Salitre y La Ternera), adems de
intercalaciones lacustres (e.g. Fm. Sierra de Varas). Desde el Trisico Superior
hasta el Jursico Inferior, ocurri un episodio de transgresin marina sobre rocas
volcnicas y continentales (Coira et al., 1982; McKie, 1994), la cual se encuentra
registrada por potentes depsitos de brechas en la base de los depsitos marinos
(e.g. formaciones Profeta y Pan de Azcar) depositados durante la transgresin
(Charrier et al., 2007).
3.1.3. Ciclo Andino
Durante el Jursico Inferior comienza la actividad de la subduccin,
desarrollndose un arco magmtico paralelo al margen occidental de Gondwana
(Coira et al., 1982; Scheuber et al., 1994). Durante el Sinemuriano-Pliensbachiano
comienza la depositacin de lavas calcoalcalinas, andesticas y baslticas (Fm. La
Negra; Garca, 1967), junto con el emplazamiento de plutones, numerosos diques
y stocks andesticos y dacticos asociados al arco volcnico (Coira et al., 1982).
Se ha sugerido que este volcanismo estuvo relacionado a erupciones de tipo
fisural, durante un rgimen extensional y una fuerte subsidencia en el arco
(Scheuber et al., 1994). Coetneo al desarrollo del arco volcnico, desde el
Jursico Inferior, comienza un episodio de transgresin en la cuenca de trasarco
(Coira et al., 1982; Charrier y Muoz, 1994; Charrier et al., 2007) que gener
30
depsitos de calizas y lutitas, las cuales, indican ambientes profundos (e.g. Fm.
Profeta), concomitantes a la subsidencia de la cuenca. Durante el Oxfordiano-
Kimmeridgiano comienza una etapa de regresin en la cuenca de trasarco, dando
lugar a la depositacin de potentes niveles de yeso (Charrier y Muoz, 1994;
Charrier et al., 2007), este episodio de regresin, puede ser asociado a una fase
de deformacin cortical (Fase Araucana; Charrier y Vicente, 1972) ligada al
desarrollo inicial del Ocano Atlntico (Charrier et al., 2007). Posterior a este ciclo
de regresin, ocurre un cambio gradual de depositacin marina a continental, con
sedimentos depositados en un ambiente de llanura de inundacin hasta el
Cretcico Inferior (Formacin Santa Ana; Naranjo y Puig, 1984), lo que indica una
fuerte subsidencia de la base de la cuenca de trasarco (Charrier y Muoz, 1994).
Desde el Cretcico Medio-Superior, el incremento en la tasa de subduccin
gener la migracin del arco magmtico hacia el oriente (Coira et al., 1982), que
se ubic en las actuales Depresin Intermedia Cordillera de Domeyko; esto
gener depsitos de lavas andesticas, dacticas y depsitos piroclsticos (e.g.
Fm. Quebrada Mala, Fm. Augusta Victoria y Fm. Llanta), los cuales se encuentran
dispuestos en discordancia angular sobre depsitos de trasarco del Cretcico
Inferior, debido a importantes movimientos tectnicos atribuidos a la Fase
Peruana (Steinmann, 1929). Desde el Cretcico Superior comenz la
depositacin de sedimentos producto de la erosin del arco magmtico asociados
al Grupo Purilactis (Mpodozis et al., 2005) en una cuenca en transicin antearco-
antepas, ubicada hacia el este del arco. Contemporneamente en el Cretcico
Superior comienza un episodio de compresin importante, con un acortamiento
normal al orgeno (Scheuber et al., 1994), el cual coincide con un incremento en
la tasa de separacin de los ocanos Atlntico y Pacifico, asociados con la
separacin de Gondwana (Charrier y Muoz, 1994). Adems, se registr un
cambio mayor en la configuracin de las placas en el sureste del pacifico entre los
110 y 70 Ma, en donde se reemplaza la convergencia anterior, por la convergencia
entre la placa de Faralln y la placa Sudamericana (Scheuber et al., 1994). Segn
31
Charrier et al. (2007) este acortamiento gener la inversin tectnica de las
cuencas de tras-arco, el alzamiento y deformacin de unidades pre-existentes, as
como tambin una importante discordancia regional que separa los depsitos
volcnicos del Cretcico Superior de depsitos del Paleoceno Inferior compuesto
por lavas riolticas, tobas cidas e ignimbritas , y prfidos riolticos (e.g. Formacin
Chile-Alemania). Este evento de deformacin es asignado a la Fase KT (Cornejo
et al., 2003). Luego del evento de compresin, durante el Palegeno Inferior se
reanuda la extensin con menor intensidad, asociada a la abundante actividad
volcnica y plutnica en el arco (Blanco et al., 2003), durante periodos de
convergencia bajas y oblicuas entre la placa de Faralln y la Sudamericana
(Pardo-Casas y Molnar, 1987).
Durante el Eoceno Medio se produjo un evento de deformacin
transpresiva, el cual afect principalmente a la Cordillera de Domeyko, con
particin del strain en acortamiento y movimientos de rumbo (Charrier et al., 2007),
el cual estara asociada a la Fase Incaica (Steinmann, 1929). La deformacin
coincide con un peak en la tasa de convergencia asociada con una considerable
reduccin de la oblicuidad de la convergencia ca. 45 Ma (Pilger, 1984; Pardo-
Casas y Molnar, 1987). Coetneamente se produjo el cese de la actividad del arco
magmtico (Coira et al., 1982). Adems, se gener el Sistema de Fallas de
Domeyko, con movimientos de rumbo principalmente sinistrales y
desplazamientos inversos, los cuales representa una zona de debilidad cortical
(Charrier et al., 2007).En esta zona, debido al engrosamiento cortical causado por
la orogenia incaica, se emplazaron prfidos controlados por el Sistema de Fallas
de Domeyko con edades de entre los 42 y los 31 Ma (Maksaev, 1990). En el
Eoceno Superior Oligoceno Inferior, se produjo la incisin y erosin de la
Cordillera Incaica generando los pediplanos de Atacama y de Tarapac (e.g. Fm.
Pampa de Mulas, Gravas de Atacama). Segn Maksaev y Zentilli (1999), durante
la exhumacin (periodo que dur 20 Ma) se erosionaron ca. 4 a 5 Km de corteza.
Entre los 40 Ma y 33 Ma, el vector de convergencia de la placa de Nazca a la
32
latitud de los 22S tena un rumbo de N 57 E y una tasa promedio de
convergencia de 5.8 cm/ao, luego entre los 33 Ma y los 28,3 Ma, el vector de la
placa de Nazca, a la misma latitud, tena un rumbo de N 56 E y una tasa
promedio de convergencia de 6,8 cm/ao (Somoza, 1998). De acuerdo a estas
medidas, la convergencia tuvo una fuerte componente dextral evidenciada con
estructuras sintticas con esta cinemtica, principalmente en la Cordillera de
Domeyko (Charrier y Reutter, 1994).
Durante el Oligoceno termin la fase Incaica y el volcanismo en la
Precordillera, y comienza un periodo amagmtico que dura hasta los 23 Ma,
cuando comienza a formarse el actual arco volcnico (Reutter, 2001). Durante
este periodo, la Depresin Preandina cambi definitivamente el estilo estructural,
pasando a constituir una cuenca de tipo antepas con una fuerte subsidencia. La
deformacin contina activa en la Precordillera (Jolley et al., 1990) y comenz a
migrar hacia el Este entre el Oligoceno y el Mioceno, lo que produce las fallas y
pliegues de la Cordillera de la Sal. En el Mioceno Inferior se reinici la actividad
magmtica, asociada a flujos ignimbrticos que fueron depositados en el flanco
este de la Cordillera de Domeyko (e.g. Ignimbrita Ro Fro), los cuales se
encuentran manteando hacia el este, indicando el alzamiento de la Precordillera
(Charrier et al., 2007). Esta deformacin se encuentra relacionada probablemente
con el incremento de la velocidad de convergencia de las placas a fines del
Oligoceno (Pardo-Casas y Molnar, 1987; Somoza, 1998). Durante el Mioceno
Inferior tardo, ocurri otro pulso de deformacin, con la depositacin de gravas;
estos depsitos cubren en onlap al flanco occidental de la Cordillera de Domeyko.
A finales del Mioceno, aproximadamente a los 10 Ma, comienza la Fase Tectnica
Quechua (Scheuber et al., 1994), se inicia un episodio de deformacin
compresiva, que es prolongada con pulsos sucesivos hasta finales del Mioceno
(Salfity et al., 1984). Esta deformacin tuvo un efecto regional y caus la
reactivacin de fallas pre-existentes, tanto en los flancos del relieve remanente de
la Cordillera Incaica y el retro-arco, produciendo un rejuvenecimiento del relieve
33
(Soto et al., 2005). Somoza (1998) aport valores de la tasa promedio de
convergencia de la placa de Nazca de 10,9 cm/ao, con una direccin N 79 E,
entre los 10,8 Ma y los 4,9 Ma, asignados al Mioceno Superior. Al finalizar la Fase
Quechua, comenz la eyeccin intermitente de ignimbritas y lavas en la Cordillera
Occidental, durante el Mioceno Superior Plioceno Inferior (Coira et al., 1982).
3.2. Geologa del rea de estudio
En el rea de estudio afloran diversas unidades de rocas sedimentarias e
gneas que abarcan edades desde el Carbonfero hasta el Reciente. Dichas
unidades pueden ser agrupadas en: (1) Basamento Paleozoico, el cual contiene
rocas volcnicas e intrusivas de la Formacin La Tabla (Garca, 1967), Complejo
Plutnico Punta del Viento asignadas al Carbonfero-Prmico (Venegas et al.,
2013) e Intrusivos Hipabisales del Prmico Inferior (Marinovic et al., 1995); (2)
Unidades Mesozoicas, con secuencias volcnicas y marinas, correspondientes a
la Formacin Cerro Guanaco (Gonzlez et al., en prep; Alfaro, 2014) del Trisico y
a la Formacin Profeta (Chong, 1973; Bogdanic, 1983) de edad Trisico Superior
Jursico Superior, respectivamente; (3) Cobertura Cenozoica, la cual agrupa a la
Fm. Aguada Zorro (Chong, 1973) de edad eocena , Fm. Pampa de Mulas (Chong,
1973) de edad oligoceno mioceno y a depsitos aluviales del Negeno
3.2.1. Basamento Paleozoico
Formacin La Tabla (Pzlt)
Esta unidad est constituida por tobas riolticas soldadas con cristales de
cuarzo y, subordinadamente, por aglomerados, andesitas y tobas andesticas, as
como tambin algunas intercalaciones de brechas dacticas. Se estim una
potencia mnima de 800 a 1000 m de espesor, para este sector (Marinovic et al.,
1995). En el rea de estudio, esta unidad se encuentra cubierta en discordancia
34
angular por la Formacin Cerro Guanaco de edad Trisico (Alfaro, 2014), mientras
que su base no aflora. La edad de estas rocas es de ca. 291 y 268 Ma, obtenidas
a travs de dataciones radiomtricas K-Ar en riolitas que afloran en la Sierra
Argomedo (Herv et al., 1991; Marinovic et al., 1995). Esta unidad se desarroll
en un ambiente volcnico continental relacionado al cinturn magmtico del
Paleozoico Superior que afect a Chile y Argentina (Mpodozis y Ramos, 1989), en
un contexto de subduccin (Coira et al., 1982).
Complejo Plutnico Punta del Viento (CPcpv)
Est constituido por un conjunto de plutones leucocrticos: monzogranito de
anfbola y biotita, sienogranito de biotita, granodioritas y tonalitas. En el rea de
estudio se encuentran en discordancia y contacto por falla con rocas trisicas de la
Fm. Cerro Guanaco y en contacto tectnico con rocas de la Fm. Profeta.
Dataciones realizadas por Venegas et al. (2013) entregaron edades ca.
324 y 277 Ma, pertenecientes al Carbonfero Prmico.
Intrusivos Hipabisales
Corresponden a prfidos riolticos a dacticos, los cuales se encuentran
estrechamente relacionados con rocas de la Formacin La Tabla (Marinovic et al.,
1995). Estos afloran a lo largo de la Sierra de Varas, y estn discordantes por
debajo de rocas trisicas de la Fm. Cerro Guanaco, as como tambin de
secuencias marinas trisicas y jursicas de la Fm. Profeta. Alfaro (2014) seala
que rocas trisicas principalmente volcnicas de la Fm. Cerro Guanaco,
sobreyacen en discordancia erosiva a estos intrusivos hipabisales.
Marinovic et al. (1995) determin la edad de estos intrusivos hipabisales en
el sector del Portezuelo de Varas, a travs K-Ar (roca total), y obtuvieron una edad
de 277 8 Ma, correspondiente al Prmico Inferior.
35
3.2.2. Unidades Mesozoicas
Formacin Cerro Guanaco (Trcg)
Esta unidad fue definida como una sucesin de rocas volcnicas,
piroclsticas y volcanosedimentarias (Gonzlez et al., en prep; Alfaro 2014). stas
se pueden dividir en un miembro inferior conformada por andesitas, autobrechas y
depsitos piroclsticos de composicin andestica y dactica, mientras que su
miembro superior est compuesto por brechas tobceas, aglomerados e
intercalaciones de areniscas y conglomerados tobceos hacia techo. Alfaro
(2014) estim una potencia de 750 m para el miembro inferior, mientras que para
el miembro superior indicaron una potencia de 320 m. Anteriormente Marinovic et
al. (1995) estim 700 m de potencia en total, para la unidad informal Estratos
Cerro Guanaco en el sector de Co. Guanaco, al norte del rea de estudio.
La base de la Formacin Cerro Guanaco sobreyace en discordancia
angular y de erosin a tobas de la Formacin La Tabla (Alfaro, 2014) e intrusivos
hipabisales del Prmico Inferior. En el flanco oriental de la Sierra de Varas su
techo se encuentra cubierto concordantemente y transicionalmente por
conglomerados calcreos y calizas coralferas del Trisico Superior,
pertenecientes a la Formacin Profeta (Marinovic et al., 1995; Alfaro, 2014). En el
rea de estudio, se observa un contacto principalmente tectnico de esta unidad
con la Formacin Profeta, as como tambin con el Complejo Plutnico Punta del
Viento y la unidad de Intrusivos Hipabisales. Marinovic et al. (1995) mediante las
relaciones de contacto asigna a esta unidad una edad trisica.
36
Formacin Profeta (TrJp)
La Formacin Profeta fue definida por Chong (1973) como una secuencia
de rocas sedimentarias marinas, con intercalaciones volcnicas en su base y
techo, y evaporitas, hacia la parte alta, las cuales afloran en la quebrada del
Profeta. Posteriormente Bogdanic (1983) subdivide esta unidad en 4 miembros
que van desde el Hettangiano hasta el Tithoniano, los cuales, de base a techo
son: (1) Miembro Areniscas y Lutitas;(2) Miembro Lutitas y Margas;(3) Miembro
Evaporitas (4) Miembro Areniscas Rojas. Marinovic et al. (1995) extiende la base
de la Formacin Profeta hasta el Trisico Superior con una parte basal compuesta
por calizas coralferas, conglomerados y areniscas. Gonzlez et al. (En prep.)
definen cuatro miembros: Miembro 1 (Nrico-Rtico) de conglomerados, calizas
coralferas, areniscas y lutitas; Miembro 2 (Hettangiano Oxfordiano Medio) de
areniscas, lutitas y calizas, Miembro 3 correspondiente a yeso y anhidrita
(Oxfordiano Superior) y Miembro 4 de areniscas y lutitas calcreas pardo
amarillento a pardo rojizo (Kimmeridgiano Tithoniano; Figura 3.1).
Litolgicamente se encuentra compuesto en su base por areniscas,
conglomerados y brechas arcsicas, con intercalaciones calcreas con fsiles
marinos, lentes de tobas cidas y chert pertenecientes al Trisico Superior
Jursico Inferior (Marinovic et al., 1995). Fuenzalida (1986) registra el Trisico
Superior, representado por 50 m de conglomerados brechosos gruesos, mal
seleccionados, interestratificados con calizas con ndulo de chert, con corales
retrabajados. En el rea de estudio se registra una potencia de 70 m para la parte
basal de la Formacin Profeta, asignado al Trisico Superior (Bogdanic y Chong,
1985; Marinovic et al., 1995), mientras que Prinz et al. (1994) registra una potencia
de ca. 40 m. El Miembro de Areniscas y Lutitas, est compuesto por areniscas,
areniscas calcreas, calizas, calcarenitas ftidas, asignadas al Hettanginao
Aaleniano (Bogdanic, 1983; Bogdanic y Chong, 1985), as como tambin arcosas
y conglomerados finos calcreos (Marinovic et al., 1995). Bogdanic y Chong
37
(1985) estimaron una potencia de ca. 522 m para este miembro, mientras que
Prinz et al. (1994) registraron una potencia de 510 m en el sector de Aguada El
Minero. El Miembro Lutitas y Margas contiene principalmente margas con
concreciones, lutitas, calcarenitas y calizas, conteniendo fsiles que van desde el
Bajociano hasta el Oxfordiano (Bogdanic, 1983), con una potencia de
aproximadamente 780 m (Bogdanic y Chong, 1985). Prinz et al. (1994) estimaron,
para este mismo miembro, una potencia de ca. 820 m en el sector de Quebrada
del Profeta. El Miembro Evaporitas est compuesto por yeso y anhidrita
principalmente, con intercalaciones centimtricas de margas, asignadas al
Oxfordiano Superior (Bogdanic, 1983; Marinovic et al., 1995). Finalmente el
Miembro Areniscas Rojas consiste en margas verdes con intercalaciones
centimtricas de calcarenitas, lutitas y areniscas rojas, que van desde el
Kimmeridgiano hasta el Tithoniano, y que poseen una potencia de 100 m
(Bogdanic, 1983; Bogdanic y Chong, 1985; Marinovic et al., 1995). Prinz et al.
(1994) al norte de Quebrada del Profeta, estima una potencia de ca. 50 m para
este miembro. En principios Chong (1973) estim una potencia mnima de ca.
2300 m, para toda la unidad, mientras que Bogdanic (1983), Bogdanic y Chong
(1985) y Marinovic et al. (1995) calculan 70 m de potencia para el Trisico
Superior y 1500 m de potencia desde el Hettangiano al Tithoniano.
La Formacin Profeta sobreyace concordantemente a rocas volcnicas de
la Formacin Cerro Guanaco pertenecientes al Trisico (Gonzlez et al., en prep;
Alfaro, 2014) en el flanco oriental de la Sierra de Varas, mientras que en el resto
del rea se apoya en discordancia de erosin y/o angular sobre intrusivos
hipabisales subvolcnicos del Paleozoico Superior (Marinovic et al., 1995). La
sobreyacen concordantemente y transicionalmente, rocas sedimentarias de la
Formacin Santa Ana (Naranjo y Puig, 1984), Estratos de Quebrada de la Sal
(Gonzlez et al., en prep.) y Estratos de Quebrada del Chaco (Venegas et al.,
2013) asignadas al Neocomiano, as como tambin, con fuerte discordancia
angular y erosin, por gravas de la Fm. Pampa de Mulas. En el rea de estudio la
38
Formacin Profeta, se encuentra en contacto tectnico con la Formacin La Tabla,
la Formacin Cerro Guanaco, Formacin Aguada Zorro e intrusivos del Complejo
Plutnico Punta del Viento y de la unidad de Intrusivos Hipabisales.
La edad de esta unidad ha sido asignada gracias a la variada fauna fsil
que contienen estas rocas, los cuales han sido determinados por variados autores
(e.g., Chong, 1973; Bogdanic, 1983; Bogdanic y Chong, 1985; Bogdanic et al.,
1985; Chong y Hillebrandt, 1985). El Trisico Superior se encuentra representado
principalmente por Thecosmilia sp., Choristoceras cf. Nobile y Minetrigonia sp.; el
Hettangiano por Caloceras, Parapsiloceras, Psiloceras plicatulum y Psiloceras sp.;
en el Sinemuriano existen Arietites (Paracoroniceras) cf., Arnioceras sp.
Coroniceras sp.; Pliensbachiano con Atractites sp., Fanninoceras oxyconum y
Fuciniceras cf. fucini; Toarciano con Lytoceras sp., Dactylioceras sp.; Aaleniano
con Planammatoceras (Pseudaptetoceras) cf. Kochi (PRINZ), Phylloceras cf. y
Puchenquia (Gerthiceras?) sp.; Bajociano con Emileia sp., Sonninia sp.,
Dorsetencia sp., Stephanoceras sp., Stephanoceras (Stephanoceras) chilense,
Teloceras sp., Megasphaeroceras zirkelli (STEIN), Spiroceras cf. y Cadomites sp.;
Bathoniano con Bullatimorphites sp., Choffatia jupiter WAAGEN, Parapatoceras
distans BAUG. y SAUZ., Oxycerites sp., y Choffatia sp.; Calloviano con
Macrocephalites sp., Eurycephalites sp., Reineckeia multicostata STEHN. y
Reineckeia sp.; Oxfordiano con Perisphinctes dunkeri, Perisphinctes sp.,
Euaspidoceras perarmatum, Euaspidoceras sp., Gregoryceras, Rursiceras,
Peltoceras y Mirosphinctes; Finalmente el Kimmeridgiano se encuentra registrado
por Orthoaspidoceras sp. y Aspidoceras sp.
Estos sedimentos han sido depositados en una cuenca de trasarco marina,
debido al incremento relativo del nivel del mar desde el Trisico Superior, con una
profundizacin de la cuenca desde el Pliensbachiano, finalizando con una
regresin desde el Kimmeridgiano (Bogdanic, 1983; Ardill et al., 1998).
39
Figura 3.1. Columna estratigrfica generalizada de la Formacin Profeta para el rea
de estudio, modificado de Bogdanic (1983) y Marinovic et al. (1995).
40
3.2.3. Cobertura Cenozoica
Formacin Aguada Zorro (Eaz)
La Formacin Aguada Zorro fue definida por Chong (1973) como una
secuencia de conglomerados continentales con intercalaciones de rocas
volcnicas , el cual estim una potencia visible minima de 500 m para la unidad.
La base no aparece expuesta y su techo se dispone en discordancia
angular debajo de la Formacin Pampa de Mulas de edad miocena. En base a que
subyace en discordancia angular a la Fm. Pampa de Mulas se puede asignar una
edad pre-miocena a esta unidad (Chong, 1973), adems Gonzlez et al. (En prep.)
estima una edad eocena para la Formacin Aguada Zorro.
Las facies de esta unidad indican una depositacin de ambientes
desrticos, con materiales continentales acarreados por avenidas torrenciales
espordicas (Chong, 1973).
Formacin Pampa de Mulas (OMpm)
Se encuentra constituida por conglomerados, brechas, depsitos de grava y
arena gruesa (Chong, 1973). Marinovic et al. (1995) estim una potencia de 265 m
para esta formacin.
La Fm. Pampa de Mulas sobreyace en discordancia angular y de erosin a
todas las unidades pre- Oligoceno (e.g. Formacin Aguada Zorro) y subyace en
discordancia de erosion a los sedimentos fluvio-aluviales del Cuaternario
(Marinovic et al., 1995). En el rea de estudio cubre en discordancia angular y de
erosin a la Fm. Profeta.
41
La edad de estos depsitos es Oligoceno Mioceno, obtenidos por
dataciones (K-Ar) en intercalaciones de la Ignimbrita Rio Frio, arrojando una edad
de 15.8 0.9 y 19.3 1.0 Ma (Marinovic et al., 1995).
La Fm. Pampa de Mula se deposit en un medio continental, aluvial, con
espordicas corrientes fluviales de alta energa, como resultado de procesos de
alzamiento y erosin (Marinovic et al., 1995).
Depsitos Aluviales Antiguos (PPla)
Corresponde a depsitos de gravas y arenas no consolidadas, polimicticas,
subangulosas a angulosas que se disponen en las vertientes de toda la
Precordillera. En algunos afloramientos exhiben estructuras de conos aluviales
parcialmente erosionados y terrazas adosadas a los canales actualmente activos.
Los sedimentos de esta unidad se encuentran depositados sobre unidades
paleozoicas y mesozoicas y la Fm. Pampa de Mulas. Se encuentran incididas por
canales aluviales activos actualmente y cubiertas por depsitos aluviales
modernos (Pleistoceno-Holoceno) asignndose una edad de Plioceno-Pleistoceno.
El ambiente de formacin corresponde a sistemas aluviales de escorrenta
efmera, en un ambiente hiperrido (Gonzlez et al., En prep.)
42
CAPTULO IV
ANLISIS DEL FALLAMIENTO
4.1. Introduccin
En el rea de estudio, los afloramientos jursicos de la Fm. Profeta se
encuentran afectados por diversas estructuras de carcter frgil:
sobrescurrimientos, fallas inversas y fallas de rumbo con deslizamientos oblicuos.
stas presentan una orientacin principalmente N-S, vergencia predominante
hacia el Oeste y generan discontinuidades estratigrficas de las rocas. Es posible
separar cada una de estas fallas por su geometra, cinemtica, relaciones de corte
y rocas a las que afectan. A continuacin se agrupa y describen los principales
conjuntos de estructuras reconocidas en el rea de estudio (Figura 4.1).
4.2. Sobrescurrimientos
4.2.1 Distribucin y descripcin
Los sobrescurrimientos se observan en gran parte del rea de estudio
(Figura 4.1); tienen rumbos NNW y NNE e inclinaciones que van desde los 20
hasta los 40 hacia el Este. Aprovechan principalmente los planos de
estratificacin de rocas marinas de la Fm. Profeta, con desarrollo de rampas de
deslizamiento y anticlinales en los bloques colgantes, ambos con vergencia hacia
el W. En general, los ngulos de manteo de estas fallas aumentan
progresivamente en direccin al actual frente de montaa (direccin E).
43
Figura 4.1: Mapa Estructural del rea de estudio a escala 1:100.000. Se muestran las
quebradas principales donde se realizaron los perfiles esquemticos y se hizo la recoleccin de
datos, donde: A. Quebrada Los Cangrejos, B. Aguada El Minero y C. Aguada del Profeta.
44
Dentro del rea de estudio se identificaron niveles de despegue que
coinciden espacialmente con estratos de rocas incompetentes intercaladas dentro
de la unidad marina; estas niveles estratigrficos favorables estructuralmente
corresponden a estratos de calcilutitas y margas del Bathoniano-Oxfordiano
Inferior (Miembro 2; Gonzlez et al., En prep.) y a bancos de yeso del Oxfordiano
Superior (Miembro 3; Gonzlez et al., En prep.).
En los sitios donde se identificaron niveles de despegue se pudo observar
plegamiento en el bloque colgante de los sobrescurrimientos (Figura 4.3). Las
fallas inversas ciegas tienen inclinacin hacia el E, con anticlinales de plano axial
subparalelo y con vergencia hacia el W, desarrollados inmediatamente sobre los
tip point de las fallas (Figura 4.2). Esto sugiere un plegamiento por propagacin de
fallas ciegas.
Figura 4.2: Vista al Norte de rocas del Calloviano-Oxfordiano de Fm. Profeta en la
quebrada Colorada. Se observan anticlinales por propagacin de fallas ciegas (A) sobre el tip
point (tp) de los sobrescurrimientos y un sinclinal abierto (S) por cambio de manteo segn
geometra de rampa y rellano.
45
Adems, en algunos sobrescurrimientos se reconocieron cambios en el
manteo de las capas del bloque colgante, con el desarrollo de sinclinales abiertos,
los que pueden ser interpretados como pliegues por cambio de manteo segn una
geometra de rampa y rellano (Figura 4.2).
4.2.2 Cinemtica
En afloramientos ubicados en la Quebrada Los Cangrejos, especficamente
en la Estacin V (Anexo 1) se midi el datum completo de dos fallas inversas
desarrolladas en planos de estratificacin (S0) cuyo anlisis cinemtico muestra un
eje de acortamiento en la direccin este-oeste (Figura 4.4).
Figura 4.3: Vista al Suroeste del flanco occidental de los
Afloramientos Profeta en el sector de Quebrada Angostura. Se puede
observar el sobrescurrimiento en un nivel de despegue de calcilutitas con un
plegamiento monoclinal del bloque colgante.
46
4.2.3 Relaciones de corte y edad relativa
En el rea de estudio, los sobrescurrimientos cortan a rocas paleozoicas de
la Formacin La Tabla y del Complejo Plutnico Punta del Viento, a rocas trisicas
de la Formacin Cerro Guanaco y a rocas calcreas marinas del Trisico Superior-
Jursico Superior de la Formacin Profeta. Estas estructuras se encuentran
cortadas y desplazadas por fallas de rumbo sinistrales posteriores de edad relativa
Eoceno-Oligoceno (Figuras 4.1 y 4.5; ver Captulo 4.3), lo que permite sugerir que
est deformacin tiene una edad relativa Cretcica a pre-Eoceno.
Figura 4.4: Anlisis cinemtico de estras de fallas en planos de estratificacin (S0)
asociados a sobrescurrimientos en niveles incompetentes de estratos de rocas de la Fm. Profeta
(Quebrada Los Cangejos).
S0
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4.3 Fallas transcurrentes sinistrales
4.3.1 Descripcin y distribucin
Consisten en estructuras con deslizamiento en el rumbo y una componente
oblicua principalmente inversa, las cuales presentan orientaciones N-S a NNE-
SSW con longitudes de ca. 12 km (Figura 4.1). Las trazas de estas fallas son
relativamente rectas y limitan los flancos occidental y oriental de los afloramientos
mesozoicos del rea de estudio. En particular, la Falla El Profeta (Figura 4.1) es
intersectada por la Falla Sierra de Varas al norte del rea de estudio, y sigue una
traza curva desde el Portezuelo de la Sal hacia el sur, disminuyendo
progresivamente su salto vertical (Mpodozis et al., 1993). En el lmite oeste la
traza recta de la falla transcurrente muestra en parte zonas brechizadas en
afloramientos de la Fm. Profeta de edad Bajociano (Figura 4.6) con fracturas
rellenas de yeso secundario fibroso y minerales oxidados de hierro a lo largo de
este flanco.
Figura 4.5: Vista hacia el Noreste del frente montaa ubicado en Aguada El Minero. Se
muestra un sobrescurrimiento que pone en contacto rocas volcnicas de la Formacin Cerro
Guanaco (Trcg) con rocas sedimen