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Complejos metamorficos en 46°S

Los complejos este -> Complejo metamórfico al este de los Andes -> En los complejos igneos y metamórficos de Puerto Edén y la Peninsula de Staines

  y la formaciónRío Lácteo, el metamorfísmo ocurrió bajo condiciónes medianas

  , en facies de esquistos verdes, anfibolita-epidota en el Carbonífero pre-tardío,

  en configuración intraplaca. Estudios recientes hablan de que la deposición ocurrió

  en un ambiente de margen continental pasivo.

  -> Complejo metamórfico de la cordillera de Darwin. -> Localizada principalmente en Tierra del Fuego (54°S), consiste en rocas volcánicas

  y metasedimentitas polideformadas. Su similitud con el complejo al este de los Andes

  sugiere que podrían corresponder a una misma unidad. Sin embargo, basado en la mineralo-

  gía metamórfica, es mejor mantenerlas como unidades separadas.

Que corresponden a afloramientos de turbiditas deformadas y metamorfizadasCalizas y rocas piroclásticas expuestas al este del batolito de la patagonia

entre el Lago General Carrera (46°S) y la parte sur de la peninsula deBrunswick (54°S).

  oeste-> Complejo Madre de Dios -> Tres unidades litoestratigráficasfueremente deformadas: Calizas de Tarlton, El complejo de Denaro y el complejo

de Duque de York. El primero consiste en una plataforma calcárea rica en fusulinidos, depositada en un ambiente intra-arco

en el Carbonífero tardío al Pérmico temprano. El complejo de DEnaro es considerado el fondo oceanico

donde la plataforma de Tarlton fue depositada y el complejo de Duque de York es una sucesión turbídica acumulada

al lado del margen continental a

ntes de la acreción del terrane de Tarlton-Denaro.Estudios recientes revelaron laexistencia de zircones detriticos que sitúan al complejo del Duque de York en el

Pérmico temprano, y que el alzamiento del complejo entero ocurrió en el Jurásico Temprano, sugiriendo que la de-

formación y una definida acreción ocurrió en el Meosózico.

  Complejo Diego de Almagro (Probablemente posterior al Paleozoico)

  Complejo Diego Ramírez -> Se encuentra en la punta más al surde Sudamérica y es litológicamente similar al complejo de Diego de Almagro.

Consiste principalmente en metabasaltos de piróxeno, bandeados con estructuras de pillow, y brechas pillow y un melange

menor con inclusiones de chert,grauvacas, tobas, basaltos y calizas. La edad interpretada del metamorfismo es de 169+-16MA.

Discusión General del Ciclo de Gondwana.

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Considerando la proposición de que la colisión del terrane de Chilenia (que duró aprox. 40-50 Ma) ocurrió en el Devónico temprano, la corteza continental en la parte central de Chile, dondeel ciclo de Gondwana evolucionó consiste en este terrane. Este basamento puede ser observado en ventanas erosionales preservadas como bloques colgantes en laparte frontal de la cordillera en Argentina y Chile. Producto de la colisión, se produjeron estructuras de oeste a este ; prisma acrecional, cuenca de antearco,arco magmático y una cuenca de trasarco. En etapas finales de la colisión, se produce una completa emergencia del margen continental y la acreción del prisma.En el pérmico temprano estos cambios son expresados por un cambio en el ambiente deposicional de la cuenca de antearco por el desarrollo de una foliación sinmagmáticaen algunas unidades intrusivas, que registran un cambio en el régimen de estres alo largo del margen continental. (Fase tectónica San Rafael?) En 43'30 y 47 S la deforma-ción ocurrió despues, permitiendo la sedimentación en la cuenca de antearco hasta el Triásico. La acreción de terranes, permitió el reinicio de subducción en el JurásicoTemprano, luego de un periodo sin subducción, el nuevo arco magmático nace al oestedel antigüo arco magmático de edad paleozóica, a lo largo de la actual cordillera costera.

Ciclo tectónico Pre-Andino

Se usa el termino Pre-Andino, para referirse al ciclo desarrollado despues del ensamble del megacontinente Gondwana, y antes del desarrollo del arco magmático Jurás

ico Temprano.Durante este ciclo la subducción a lo largo del margen continental fue interrumpida, o al menos, considerablemente disminuida. Este periodo involucra el desarrollo de condicionesgeotectónicas completamente diferentes a aquellas que prevalecieron antes y despues. Ciclos de Gondwana y Andino. El ciclo Pre-Andino es atribuido ampliamente a los periodos Permicoy Triásico. Las condiciones tectónicas que prevalecieron durante este ciclo de cesede subducción, empezaron en el Pérmico temprano y terminaron en el Jurásico temprano,junto con elreinicio de subducción y su carácter magmático asociado. Despues de un periodo de rapida deriva continental en tiempos paleozoicos, una completa, o casi completa, pausa e la deriva con-

tinental ocurrió en el Pérmico temprano al Jurásico temprano. Este periodo estacionario ha sido atribuido a la consolidación del megacontinente, que produjo nuevas condiciones tectónicasa lo largo del margen occidental de Gondwana. Estas condiciones favorecieron laconcentración de calor en el manto superior, fundiendo la corteza inferior, produciendo enormes volúmenesde magma, a lo largo de la costa norte chilena, en los Altos Andes chilenos y en el lado argentino de los Andes. Como consecuencia se produce deformación cortical y extensión en la partesuperior. La deformación frágil de la corteza llevo al desarrollo de cuencas extensionales. Los rasgos característicos del ciclo Pre-Andino son abundantes y ampliamente distribuidas, escencialmenteactividad magmática silícica (ácida), dominadas por cuencas extensionales con orientac

ión NNW/SSE. Esta organización paleogeográficas se desarrolló sólo en el margen continel de Gondwanaque es actualmente Chile, y la Argentina "próxima". Según Ramos (1994) tal distribución se debe a la existencia en esta region de zonas de debilidad con tendencias NW, representadas por suturasde terrenos aloctonos acrecionados durante tiempos proterozóicos y paleozóicos.

Distribución y rasgos generales de los depósitos.

Los depósitos escencialemente triásicos del ciclo tectónico Pre-Andino forman aflorami

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entos con orientaciones NNW/SSE. Esta orientación, como se discutió antes, se debe a la presencia defallas mayores con esta orientación. Los Grabens o semi-grabens y los horst parece ser oblicua al margen continental. Esta distribución de los principales elementos paleogeográficosprodujo una costa de linea con embahiamientos y peninsulas. Las terminaciones NNW de los grabenes que alcanzaron el margen continental Pre-Andino, fueron ocupados por el mar, y losdepósitos en estas areas son marinos. Las cuencas formadas intracontinente corresponden a depósitos continentales. Los afloramientos en Chile y Argentina siguen mas o menos unaorientación continua lineal. (Algunas de las cuencas pueden haber sido formadas por pull-apart).Rocas pertenecientes a este ciclo so nexpuestas en regiones separadas en el norte y centro de Chile, entre 22°S y 42°S y en el sur de Chile en los archipielagos deChonos y Diego de Almagro,entre 45°S y 52°S. Las regiones serán discutidas por separado.

Evolución en el norte y centro de Chile, entre 22°S y 42°S

(Mirar Diujo)

El volcanismo paleozóico y triásico es ampliamente distribuido en Chile y Argentinaentre 21°S y 44°S. Los nombres formales para los depósitos resultantes son: Grupo Choi

yoi y Providencia Magmática Choiyoi,de cualquier manera ha recibido nombres locales en cada una de las localidades donde aflora. El Grupo Choiyoi ha sido correlacionado con el Grupo Mito, en Perú. Este grupo puede subdividirse en dos porcionesvolcánicas con intercalaciones sedimentarias menores. La más antigüa (260 - 272 Ma, despues de la fase tectónica de San Rafael) corresponde a rocas volcánicas del paleozóico tardío de composición intermediacon firma calcoalcalina, desarrollada en una configuración de arco, en asociación con la subducción de litósfera oceánica. La porción más jóven (259-247 Ma) consiste en de volcánicos silícicos (ácidos)comúnmente ingnimbríticos, principalmente de composición riolítica, que son asociados cn intrusivos subvolcánicos. Llambias y Sato (1995) Consideran que la porción más joven del Grupo Choiyoi representa una

actividad volcánica transicional entre magmatismo de arco e intraplaca, formada por un intenso magmatismo cortical bajo condiciones tectónicas extensionales.

(Grupo) Pastos Blancos -> Unidades -> Guanaco Sonso (281+-6 260+-6 Permico)(Asigando al Grupo Choiyoi) Los Tilos (Ladiniano-Carniano 235+-5) (Sobre la unidad Guanaco Sonso y Bajo la Formación Lautaro Jurásica temprano a tardío.)

  Esta unidad también puede ser asignada a Triásico tardío, hasta Jurásico temprano.

En Chile, son notables los potentes depósitos volcánicos silícicos y volcanoclásticos dl Triásico medio a comienzos del Triásico tardío. Estos depósitos registran pulsos volccos ( La Totora-Pichidangui )que separa dos grandes etapas en la evolución tectónica de las cuencas centrales for

madas en este ciclo tectónico, las cuencas de San Félix y El Quereo-Los Molles. En la región de Vallenar, forman la formaciónla Totora de 700m a 1000m de espesor que cubre conformemente el anisiano temprano a medio marino de la formación San Félix . En la región costera de Chile, estos depóstos corresponden a la Formación Pichidanguique separa conformemente las formaciones El Quereo (Anisiano) de Los Molles (Noriano-Pliensbachiano). Más al este en el norte de Chile, depósitos equivalentes componen las formaciones La Ligüa que subyace inconformementea la Formación Quebrada del Pobre (Depósitos marinos sinemurianos). Similarmente, en la cordillera de la costa a la latitud de curicó y talca, en la parte norte de la

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 cuenca Bio-Bio-Temuco, depósitos volcánicos silícicos son conocidos en la base delTriásico tardío - Jurásico Temprano en las Formaciones Crucero de los Sauces y La Patagua. Más al sur, en la parte sur de la cuenca Bío-Bío-Temuco, no existen depósitos volccos conocidos en la base del Triásico tardío,que sobreyace directamente al basamento metamórfico paleozóico.El relleno de las cuencuas en Chile también contiene intercalaciones basalticas yandesíticas. Las intercalaciones andesíticas estan incluidas en la formación Agua Chica, los basaltos forman la parte inferior de la formaciónQuebrada del Salitre. Andesitas basálticas localmente forman partes mayores de laformación La Ternera. Exposiciones basalticas están incluidas en la formación Crucerode los Sauces y hay depósitos similares en algunos lugares.En lo que se refiere a la evolución sedimentaria Pre-Andina, es posible diferenciar dos etapas de rift : -> Pérmico tardío (Scythian?) - Anisiano tardío :

 -> Noriano - Sinemuriano

Separadas entre sí por la, dicho anteriormente, intercalación silícica volcánica y volcnoclástica correspondiente al Ladiniano-CarnianoEsta intercalación (Pulso volcánico de La Totora - Pichidangui) está aparentemente asociado con la segunda o etapa posterior y la primera o mas antigua etapa, pareceestar precedida por depósitos volcánicos y volcanoclásticospotentes del Pérmico tardío y Triásico temprano. Estos depósitos volcánicos antiguos sooetaneos con la porción más joven del Grupo Choiyoi (Llambas, 1999) en la Cordiller

a Frontal. El pulso volcánico La Totora-Pichidanguirepresenta un pulso todavia joven de La Provincia Magmatica de Choiyoi.Los episodios sedimentarios separados por la intercalación volcánica del Ladiniano-Carniano, tienen espesores de cientos hasta miles de metros, lo que sugiere fuertes condiciones de subsidencia para estas cuencas. La base de estasestá generalmente formada por gruesos depósitos de brechas, que representan el comienzo de un ciclo de regresión-transgresión desarrollado sobre diferentes unidades paleozoicas. Estos depósitos estan bien expuestos en las cuencasde El Quereo-Los Molles y San Félix. Los depósitos de la etapa posterior son marinos y continentales y sobreyacen la intercalación volcánicas ladiniana-carniana, excepto por la cuenca Bío-Bío - Temuco, donde la intercalación silícicaes presentada solo en la parte norte. Los depósitos marinos de esta etapa corresponden también a un ciclo de transgresión regresión, como el descrito para la etapa post

erior, aunque en muchas secciones, la parte superior del ciclo noes expuesta. Las porciones inferiores expuestas de la sucesión marina también indican rapida subsidencia. Los depósitos continentales de la etapá posterior corresponden a facies aluviales, fluviales y lacustres. El desarrollo de grandeslagos fue una caracteristica de la prolongación SSE de estas cuencas en Argentina.

Depósitos de la primera o más antigüa etapa

Los depósitos mas antigüos de este ciclo tectónico corresponden a las formaciones Peine y Cas, expuestas al este del Salar de Atacama, entre 23°S y 24°S. Estas formaciones consisten en depósitos con poténcias de 2000m de lavas silícicasy depósitos piroclásticos, lavas máficas subordinadas y depósitos clásticos de color ro La formación Peinte tiene un miembro medio fluvial y lacustre carácterístico (Pérmico

ardío, cerca del límite Pérmico-Triásico 249+-3 Ma), indi-cando que estas formaciones están mas bien relacionadas con el magmatismo Pérmico Tardío-Triásico (Porción más joven del grupo Choiyoi) que al magmatismo del Carbonífero t-Pérmico temprano. La formación Matahuaico expuesta en elvalle del Elqui, segun los fósiles encontrados, se le asigna edad pérmica y subyacea la inconformemente a la formación continental Las Breas, del Triásico tardío, por lo que puede ser correlacionada con la secuencia de Guanaco Sonso delGrupo Pastos Blancos (281-260 Ma).

El relleno sedimentario de la cuenca de San Felix está representado por las siguie

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ntes dos formaciones marinas: Formación San Félix y Formación Canto del Agua. La formación San Félix corresponde a secuencia transgresiva-regresiva de más de4000m de espesor de sedimentos clastos gruesos a finos. Esta formacion (San Félix, Anisiano medio) sobreyace inconformemente los depóstios metasedimentarios del Paleozoico tardío de la formación Las Tórtolas y está sobreyacida por la formaciónvolcánica silícica y volcanoclástica La Totora (Pulso volcánico ladiniano-carniano). Eta formación comienza con conglomerados y areniscas con pebbels, con intercalaciones de calizas crinoidales, y continúa con una secuencia turbídica de 3000mde espesor, terminando con areniscas con estratificación cruzada, areniscas con pebbles y conglomerados con intercalaciones peliticas. La presencia de una gruesasecuencia turbídica central refleja una considerable subidencia de la cuenca. Losdepósitos turbídicos proximales en la parte media han sido interpretados como un levantamiento tectónico de el área fuente.

Los afloramientos de la Formación Canto del Agua en la región costera se encuentrana la misma latitud que la formación San Felix. Esta formación cubre los depósitos metasedimentarios paleozóicos de la Formación Las Tórtolas y está sobreyacidapor el grupo neocomiano (Cret. Inf) Bandurrias. Su espesor ha sido estimado en 2100m y está compuesta por areniscas, conglomerados, arcilla e intercalaciones de calizas. Contiene fósiles del Triásico Medio. Su ambiente de formación ha sido inter-pretado por Suárez&Bell(1992) como un fan-delta submarino.

En la cuenca de El Quereo, dos formaciones próximas han sido descritas para esta e

tapa: Las formaciones Cerro Talinai y El Quereo.La formación Cerro Talinai tiene un espesor de más de 3000m de espesor. Esta consiste en una sucesión de conglomerados, areniscas conglomeráticas y areniscas. En la parte superior se expone una alternancia rítmica fosilífera entre arcilla y calizas.El gran espesor de esta sucesión revela un ambiente bajo una fuerte subsidencia. Estos depósitos sobreyacen inconformemente a las diferentes unidades paleozóicas. Sutecho no está expuesto y los niveles fosilíferos indican una edad anisiana.La formación marina El Quereo, de 700m de espesor, sobreyace inconformemente a laformación tubidítica Arrayan del Paleozóico tardío y subyace a la gruesa formación silíPichidangui del Ladiniano-Carniano.

Depòsitos de la segunda o màs antigua etapa.

Los depòsitos del ciclo tectònico Pre-Andino, se acumularon en ambientes continentales y marinos durante el Triásico (post carniano) y Jurásico temprano (Hettangiano aPliensbachiano). La sedimentación jurásica temprana continuó la deposición continentaltriásica en muchas localidades y probablemente conrresponde a una fase tardía del desarrollo de la cuenca. En las localidades costeras estos depósitos marinos se encuentran abruptamente por los depòsitos medios juràsicos por el desarrollo del arco volcànicouna vez que se inició la subducción, registrando el fin del ciclo Pre-Andino. En localidades más al este (dominio de trasarco), no alcanzados por los depósitos volcánicos, la sedimentación marina continuó sin interrupción.

En la cuenca de La Ternera-El Profeta, diferentes tipos de depósitos continentales y marinos han sido descritos, dandoles diferentes nombres de formaciones. Estos

 depósitos corresponden a distintos ambientes en la cuenca. Los depósitos marinosde esta cuenca son conocidos para las formaciones de El Profeta y Pan de Azucar, y los continentales (en la region de Cerro Quimal) en las formaciones Cifunchoy La Ternera ( y en estratos de La Coipa).

Las formaciones Cifuncho y Pan de Azúcar forman una sucesión de cerca de 1000m expuestos en la Cordillera de la Costa en 26ªS. La formación Cifuncho (Triásica tardía a Juico temprana), consiste predominantemente en una sucesión fluvial con"granos gruesos" y pobremente seleccionados, continuando hacia el Jurásico temprano con los depósitos marinos soméros hettangianos-sinemurianos de la Formación Pan de A

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zúcar.Las facies dominantes en la formación Pan de Azúcar corresponden adepósitos de ríos efímeros y trenzados, pero también hay intercalaciones de fans aluviaes volcanoclásticos, pequeños lagos y depósitos de sabkha. El área fuente se encontrabaal NW y W, la linea de costa en ese momento se encontraba más haciael oeste. La gran potencia de sedimentos de debris gruesos y pobremente seleccionados sugiere deposición proximal en un "hemi-graben" subsidente. La formación Cifuncho sobreyace inconformemente a la Formación Las Tórtolas y la Formación Pan deAzúcar es inconformemente cubierta por la Formación del Jurásico temprano La Negra.

La formación triásica tardía a jurásico temprano de El Profeta se extiende ampliamente  lo largo del rango de Domeyko. Esta formación sobreyace transgresivamente a la formación volcánica La Tabla, de aprox. 1000m de espesor y carbonífera-Pérmicay extiende su rango estratigràfico sobre la etapa Tithoniana. Variaciones en distancias cortas en las facies de estos depósitos, que incluye una sucesión marina somera de conglomerados y areniscas con intercalaciones fosilíferas, seguidas porintervalos tubídicos, limolitas, calizas y algunas intercalaciones conglomeráticas.Segun Von Hillebrandt, las facies más profundas ocurren en los afloramientos occidentales. Esto sugiere la proximidad de la salida de la cuenca triásica a mar abierto.

Más al sur, en el rango de Domeyko, la formación triásica tardía a sinemuriano, Quebrad del Salitre (de 650 a 1000m de espesor) representa un equivalente lateral de la Formación El Profeta y corresponde a las facies marinas màs al sudeste de la cuencaEl Profeta-La Ternera. Esta formación comprende dos miembros: El inferior que es v

olcànico y sedimentario, y el superior que es sedimentario marino. El miembro inferior, que ha dado restos de plantas triásicas, consiste en una asociación bimodal de basaltos masivos con pillow lavas (Basaltos de Sierra Doña Inés Chica), asociadas asills y domos riolíticos y dacíticos (232.9+-0.2 Ma), con intercalaciones fluvialesrojas conglomeráticas y arenosas, asi como también brechas masivas conteniendo blo-ques de tonalitas foliadas paleozóicas. El miembro superior consiste en areniscascuarzo-feldespáticas y areniscas calcáreas fosilíferas, con horizontes conglomeráticos  intecalaciones de lavas basálticas.

Inmediatamente al sur de la región de Salar de Pedernales, en 26º30'S, los depósitos triásicos tardíos corresponden a los estratos continentales El Mono, que consiste enuna gruesa sucesión de brachas y conglomerados, con clastos riolíticos y andesíticos,

e intercalaciones con enormes clastos (1m de diametro) de granitoides paleozóicosy riolítas (1500m ¿El Mono?), lutitas negras carbonáceas laminadas de origen lacustrey areniscas conteniendo fauna triásica (>1300m), y conglomerados y areniscas matriz so-portados (800-1200m). Esta sucesión es contínua con los depósitos marinos jurásicos temrano de la Formación Montandón (Jurásico temprano a medio).

La formación continental La Ternera, en la región de Copiapó, expone una sucesión de mde 1800m de sedimentos clásticos y una sucesión superior de 300m de espesor de lavas andesíticas y basálticas. Basado en su flora fósil y su contenido en conchostracans,y su posición estartigráfica, subyaciendo a las calizas marinas sinemurianas de la Formación Lautaro, se le ha asignado una edad triásica tardía-Hettangiano. Las facies aluviales sedimentarias corresponden a planicies aluviales distales, planicies al

uvialestrenzadas,rios distales trenzados y planicies inundadas trenzadas. Los sedimentos superiores consisten en una alternancia de areniscas, fangolitas, conglomerados y horizontes carbonáceos, que tienen abundantes fósiles vegetales, incluyendo troncos de àrbol enposición de crecimiento. La Formación La Ternera culmina con un miembro andesítico deal menos, 300m de espesor, ensanchandose hacia el sur-oeste a màs de 1000m. La variación del espesor en solo unas decenas de kilómetros sugieren la acumulación en una cuencafuertemente subsidente y controlada por falla. Similares características para esta

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 formación han sido descritas más al sur en la región de Laguna del Negro Francisco yen el Valle del río de Copiapó. Los horizontes más bajos (inferiores) de la Formación Lutarofueron probablemente depositados durante la última fase del desarrollo de la cuenca del Ciclo Pre-Andino; en este sentido son equivalentes a la Formación Pan de Azúcar que sobreyace actualmente a la Formación Cifuncho del Triásico tardío, en la Cordillera de laCosta. La formación La Ternera es un equivalente sureño de los estratos de El Mono,descritos arriba de la región del Salar de Pedernales.

Las relaciones laterales entre los depósitos continentales y marinos del Triásico tardío-Jurásico temprano de las unidades estratigráficas de Cifuncho, Profeta, Quebrada del Salitre, La Ternera y Pan de Azúcar, no se encuentran siempre expuestas en terreno.(Ver Fig.)

En los Altos Andes de Vallenar, la Formación LaUtaro sobreyace localmente con discordancia angular a la Formación La Totora, indicando alguna deformación y erosión ocurrió en el Triásico tardío.

En la región del Elqui, la Formación continental Las Breas y la sobreyacente conformemente formación marina Tres Cruces, representan los depósitos de la etapa tempranao más joven. Las formaciones Las Breas y Tres cruces están localizadas en la prolongación

de la cuenca San Félix-Cuyana, a la que están tentativamente asignadas. En su localidad típica, la Formación Las Breas consiste en un secuencia de 300-550m de espesor de conglomerados continentales, areniscas y fangolitas, con intercalaciones carbonáceas,depositadas en ambientes aluviales y lacustres. Lavas basalticas, andesíticas y riolíticas están también incluídas en esta unidad y restos vegetales indican una edad trica tardía. Estos depósitos sobreyacen la formaciñón volcánica silícica Matahuaico, unrepresentante local del Grupo Choiyoi, que es un probable equivalente de la unidad Guanaco Sonso del Grupo Pastos Blancos. La Formación Tres Cruces consiste en una sucesión fuertemente variable de conglomerados, areniscas, margas y calizas micríticas (¿?) quegradan hacia arriba a areniscas y conglomerados. Los niveles marinos continen abundante fauna que escencialmente indican una edad sinemuriana a pliensbachiana,

posiblemente toarciana o incluso calloviana. Los depósitos volcánicos continentalessobreyacentesque forman el miembro Punta Blanca de la Formación Tres Cruces, representan en esta región depósitos de arco distales, que están asociados con el reinicio de la subducción en el principio del ciclo tectónico Andino. Por lo tanto, al menos parte de laporcióninferior marina de la Formación Tres Cruces es considerada depositada durante la ultima fase del desarrollo Pre-Andino de la cuenca, similarmente a la Formación Pan de Azúcar y los niveles màs inferiores de la Formación Lautaro.

Los depósitos de la cuanca La Ramada consisten de una secuencia fluvial y lacustre de 400m de espesor ubicada en la Formación Rancho de Lata, sinrift y compuesta por conglomerados y areniscas ricas en componentes volcánicos, con intercalaciones d

e margas ydepósitos piroclásticos (ignimbritas piroclásticas y tobas). Esta unidad escencialmente triásica tardía-Jurasica temprana sobreyace a los depósitos riolíticos del Grupo Choioi con una ligera discordancia y subyace a los depósitos pliensbachianos marinos.

En la región costera de esta etapa en la cuenca de El Quereo-Los Molles, se encuentra la Formación Los Molles, de 748m de espesor, de edad noriana tardía a pliensbachiana temprana, marina. Un miembro conglomerático y arenoso inferior es seguido por un miembropelítico; con dos miembros superiores que consisten en un alternancia de lutitas y

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 grauvacas, algunas de las cuales son turbídicas, y una sucesiòn estratificada gruesamente estratificada. La evolución de las facies indican una fase inicial de deposición enambientes gradualmente más profundos , sugiriendo subsidencia rápida de la cuenca, y una segunda fase de sedimentación gradualmente más somera. Una probable extensión aleste de esta cuenca en Argentina es presentada por los depósitos que contienen amonitestriásicos. En la región de la ligua, los depósitos de el sinemuriano temprano a al menos el pliensbachiano temprano de la Formación Qubrada del Pobre, equivalentes en edad a la porción jurásica temprana de la Formación Los Molles, fueron depositads durantela fase tardía de la formación de la cuenca del cilco Pre-Andino que alcanzó tiempos jurásicos tempranos, antes del desarrollo del arco volcánico, el cual está representado en esta región por la Formación Aijal.

Más al sur, cerca del límite internacional, los estratos de Cajón de Troncoso (de 110m de espesor) corresponden a una intercalación de areniscas y lutitas con fósiles vegetales triásicos tardíos cubierto por tobas y brechas riolíticas. Estos depósitos estándiscordantemente cubiertos por los depósitos marinos jurásicos de la Formación Nacientes del Teno.

Los depósitos marinos asignados a la cuenca de BioBio-Temuco están localizados en la cordillera de la costa, mientras que los continentales están localizados en la depresión central y al este de la cordillera principal. La sucesión marina corresponde

 auna serie transgresiva que generalmente sobreyace el complejo metamórfico paleozoico y los granitoides paleozóicos. Algunos de los depósitos norteños en esta region, están sustentados por depósitos volcánicos silícicos we son asignados al pulso volcánicode La Totora-Pichidangui. Como sucede en la región Los Molles, la sucesión transgresiva triásica tardía, alcanza la etapa sinemuriana sin interrupción, y es discordantemente cubierta por depósitos volcánicos jurásico medios del arco magmático.

La ligeramente metamorfizada Formación Panguipulli forma uan sucesión de 750m de espesor de lutitas y areniscas rítmicas y conglomerados ricos en cuarzo depositados en un ambiente lacustre, representando facies fan distales y talud canalizado. La FormaciónTralcán de >800m de espesor consiste en conglomerados fluviales y lacustres, areni

scas y fangolitas, con carbón (Temuco). Los depósitos de Tralcán sobreyacen discordantemente al complejo metamórfico Trafún y son discordantemente cubiertas por sedimentoscuaternarios y lavas. Las formaciones Panguipulli y Tralcán son parte del mismo sistema deposicional fluvial y lacustre. La edad Triasica tardía de estas dos formaciones es confirmada por su abundante flora y contenido ¿palinomorfo?.

Considerando el bajo nivel del mar en el triásico tardío-Jurásico temprano, es deducido que la subsidencia en las cuencas formadas durante la última o más joven etapa derifting debió ser considerable para permitir el ingreso del mar. Esto puede explicar,por lo tanto, la presencia de depósitos marinos en la región de Malargüe en la región oste central de Argentina. Algunos de estos depósitos marinos alcanzaron regiones l

ejos de la linea costera actual, las que después ( en el próximo ciclo tectónico Andino)fueron transformadas en parte de la cuenca de tras-arco, asi permitiendo sedimentación marina continua en el triásico tardío al jurásico tardío.

UNIDADES INTRUSIVAS

Ademas de las ocurrencias ya mencionadas de depósitos volcánicos registrados durante este ciclo, extensa actiidad plutónica fue desarrollada durante el Pérmico tardío aljurásico temprano. Estos cuerpos fueron expuestos en los Altos Andes entre 24ºS y 31ºS

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 ya lo largo de la region costera entre Chañaral (26º30'S) y San Antonio (34ºS), y probablemente continua mas al sur a lo largo del batolito costero.Acorde a Mpodozis & Kay, las unidades plutónicas en los Altos Andes forman un cinturón plutónico contínuo que corresponde a una asociación post-colisional, epizonal, incuyendo granitoides derivados desde la profundiad, niveles de granate en la corteza "engrosada"e hipersilísica, calco-alcalina a granitos transicionales de tipo A, indicando una extensa fusión cortical de corteza pobre en rganate. Este cinturón plutónico, y susasociadas volcanitas silísicas, son contemporáneas con la porción más jóven del Grupo Cyoisegún Llambías para la Cordillea Frontal. La superunidad Ingagúas, que es consideradade edad equivalente al Grupo Pastos Blancos, consiste de cinco unidades: Los Carricitos, Chollay, El León, El Colorado y La Laguna. estas unidades, excepto por los gabros deLa Laguna, consisten dominantemente de granitoides ,monzogranitos y sienogranitos de hornblenda y biotita, granitos gráficos son conocidos en la unidad más joven (El Colorado). Determinaciones radioisotópicas de la edad arrojó edades de 276 y 192 Ma, intervalo entreel Pérmico temprano y el Jurásico temprano. Mas recientemente 249.7+-3.2 Ma, 242.5+-1.5 Ma y 242 +-1.5 Ma, las cuales están cercanas al límite Pérmico-Triásico. Estos nuevs resultados confiman la edad pérmica a triásica tardía asignada a la unidad Ingagúas, o queno invalida la posibilidad de que esta actividad plutónica continuó en la Cordillera

 Frontal hasta el Jurásico temprano, y confirma su correlación con el Grupo Choiyoimás jóven.

Las unidades plutónicas reportadas para la región costera forman exposiciones dispersas, las cuales han sido mas intensamente estudiadas en algunos lugares que otros, y datadas por diferentes métodos. En la región de Chañaral y Caldera, una serie deplutoneshan sido diferenciados y han dado edades que cubren el rango completo de edad del ciclo tectónico Pre-Andino. Las intrusiones del Pérmico tardío son representadas por el plutón Quebrada del Castillo de sienograniticos y granítos y probablemente por el plutónpor tambíen por el plutón Quebrada Quiscuda. Las intrusiones triásicas están representaas por los plutones monzograníticos y sienoograníticos de Pan de Azúcar, Cerros del Ve

tado y Capitana que corresponden a granitoides leucocráticos del tipo S con alto 87Sr/86Sr.Las rocas intrusivas Jurásicas tempranas en esta región afloran como plutones relativamente pequeños como Bufadero, Peralillo, Cerro Castillo y Braquitos, con edadesen rangos entre 204 Ma y 193 Ma, y el màs grande (Plutón Flamenco) con edades entre202 Ma y 186 Ma y un carácter calco-alcalino. Las proporciones comparativamente menores obtenidas en algunas de estas rocas plutónicas y su carácter calco-alcalino posiblemente indica que algunos de ellos ya corresponden a magmas asociados con el inicio de lasubducción. No haydeterminaciones de edad disponibles para confirmar actividad plutónica para este ciclo tectónico entre 28ºS y 30ºS, pero esta ausencia es posiblemente debida solo a lafalta de estudios más detallados. De cualquier manera, no descartamos la posibilid

ad de que en algunas partesde la región costera, los plutones pre-andinos puedan encontrarse ocultos bajo los depósitos pre-andinos, rellenando las cuencas extensionales orientadas NNW-SSE. Una vista similar ha sido