G E O L O G Í A D E L Á R E A C A R R I Z A L B A J O - C H A C R I T A S

R E G I Ó N D E A T A C A M A

Carlos Arévalo V.Daniela Welkner B.

C A R T A G E O L Ó G I C A D E C H I L ES E R I E G E O L O G Í A B Á S I C ANo. 111 Escala 1:100.000

2008

SERVICIO NACIONAL DE GEOLOGÍA Y MINERÍA - CHILE

S U B D I R E C C I Ó N N A C I O N A L D E G E O L O G Í A

ISSN 0717-7283

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GEOLOGÍA DEL ÁREA CARRIZAL BAJO-CHACRITAS, REGIÓN DE ATACAMAEscala 1:100.000

CARTA GEOLÓGICA DE CHILESERIE GEOLOGÍA BÁSICA, No. 111, 2008 ISSN 0717-7283 Inscripción No. 168.728

© Servicio Nacional de Geología y Minería, Avda. Santa María 0104, Casilla 10465, Santiago, Chile.Director Nacional: Alejandro Vio G.Subdirectora Nacional de Geología: Renate Wall Z.

Derechos reservados. Prohibida su reproducción.

Comité Editor: Paula Cornejo P., Aníbal Gajardo C., Andrew Tomlinson, Renate Wall Z.Editores: Estanislao Godoy P-B., Paula Cornejo P.

Jefe Unidad de Publicaciones: Manuel Suárez D. Encargada de Publicaciones y corrección idiomática: Soraya Amar N.Diagramación: Mariela González A.

Referencia bibliográficaArévalo, C.; Welkner, D. 2008. Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas, Región de Atacama. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica 111: 67 p., 1 mapa escala 1:100.000. Santiago. Portada: Enjambre de diques que subyace a las dioritas del Complejo Plutónico Carrizal Bajo. Vista desde cerro Barril

hacia el sur.

Fotografía: C. Arévalo V. Tiraje: 300 ejemplares

Impreso por: Andros Impresores

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CONTENIDO

RESUMEN........................................................................................................................................... 5ABSTRACT ......................................................................................................................................... 5INTRODUCCIÓN................................................................................................................................. 6ESTRATIGRAFÍA ................................................................................................................................ 7 DEVÓNICO-CARBONÍFERO ........................................................................................................ 7 Complejo Epimetamórfico Chañaral DCch ............................................................................. 7 TRIÁSICO ...................................................................................................................................... 8 Complejo Intrusivo Carrizal Bajo Trcb..................................................................................... 8 Granito Algodones Trga .......................................................................................................... 10 TRIÁSICO SUPERIOR-JURÁSICO INFERIOR ............................................................................. 10 Formación Canto del Agua TrJca ........................................................................................... 10 JURÁSICO INFERIOR ................................................................................................................... 11 Formación La Negra Jln ......................................................................................................... 11 Granodiorita Capote Jigdc ....................................................................................................... 12 JURÁSICO MEDIO ........................................................................................................................ 13 Granitos Los Chinches Jmgch ............................................................................................... 13 JURÁSICO SUPERIOR ................................................................................................................. 13 Diorita San Antonio Jsdsa ........................................................................................................ 13 Hipabisales andesíticos y dioríticos de Sierra Granado Jshg .................................................. 14 JURÁSICO SUPERIOR-CRETÁCICO INFERIOR ........................................................................ 15 Formación Punta del Cobre JKpc .......................................................................................... 15 CRETÁCICO INFERIOR ................................................................................................................ 16 GRUPO CHAñARCILLO ........................................................................................................... 17 Formación Nantoco Kin ....................................................................................................... 17 Formación Totoralillo Kit ........................................................................................................ 18 Formación Pabellón Kip ...................................................................................................... 18 Formación Sierra La Sosita Kis ................................................................................................ 19 Estratos de Sierra El Toro Kito ................................................................................................. 20 Diorita de Sierra Los Puntudos Kidp ...................................................................................... 20 Granodiorita Sierra Chañar Kigdch .......................................................................................... 21 Complejo Plutónico Infiernillo Kii ............................................................................................ 21 Diorita de Llano de La Jaula Kidj ............................................................................................. 23 Complejo Plutónico Retamilla Kir ............................................................................................ 23 Complejo Plutónico La Higuera Kih ......................................................................................... 24 Formación Cerrillos Kc ............................................................................................................. 25 CRETÁCICO SUPERIOR .............................................................................................................. 26 Diorita Sierra Galena Ksdg ...................................................................................................... 26 Hipabisales riolíticos y dacíticos de Rincón de Cáceres Kshc ................................................ 26 Complejo Plutónico Los Morteros Ksm ................................................................................... 26 MIOCENO-PLIOCENO .................................................................................................................. 28 Gravas de Atacama Mga ......................................................................................................... 28 Gravas del Río Huasco MPligh ................................................................................................ 29 Gravas de Challe MPligc .......................................................................................................... 29 Depósitos aluviales y coluviales antiguos MPlia ...................................................................... 30 PLEISTOCENO-HOLOCENO ........................................................................................................ 30 Depósitos coluviales PIHc ........................................................................................................ 30 Depósitos litorales PIHI ............................................................................................................ 31 Depósitos aluviales PIHa ......................................................................................................... 31

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Depósitos de remoción en masa PIHrm................................................................................... 31 Depósitos eólicos PIHe ............................................................................................................ 32 Depósitos fluviales PIHf ........................................................................................................... 32 HOLOCENO .................................................................................................................................. 32 Depósitos antrópicos Han ........................................................................................................ 32GEOLOGÍA ESTRUCTURAL .............................................................................................................. 32RECURSOS MINERALES .................................................................................................................. 34SÍNTESIS GEOLÓGICA ..................................................................................................................... 39AGRADECIMIENTOS ........................................................................................................................ 41REFERENCIAS .................................................................................................................................. 41

ANEXOS ............................................................................................................................................. 47

I DATACIONES RADIOMÉTRICAS ................................................................................................. 48 Tabla 1. Edades radiométricas....................................................................................................... 50 Tabla 2. Datos analíticos K-Ar de este trabajo ............................................................................... 54 Tabla 3. Resumen de los datos analíticos 40Ar/39Ar de este trabajo ............................................... 55 Tabla 4. Resumen de los datos analíticos U-Pb de este trabajo ................................................... 56 II FÓSILES ........................................................................................................................................ 57 Tabla 5. Localidades fosilíferas ...................................................................................................... 57

III YACIMIENTOS .............................................................................................................................. 60 Tabla 6. Yacimientos metálicos ...................................................................................................... 60 Tabla 7. Yacimientos de rocas y minerales industriales ................................................................. 67

MApA (fuera de texto)

GEOLOGÍA DEL ÁREA CARRIZAL BAJO-CHACRITAS, REGIÓN DE ATACAMA.Escala 1:100.000.

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RESUMEN

La carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas, escala 1:100.000 (28°00’-28°30’S y 70°30’-71°20’O), cubre un área aproximada de 3.700 km2 en la zona sur de la III Región de Atacama y abarca la Cordillera de la Costa, la Depresión Central y la parte occidental de los contrafuertes de la Cordillera Principal, provincia que en este trabajo se denomina Precordillera de Vallenar.

En la Cordillera de la Costa afloran las rocas más antiguas de la carta, las que se agrupan bajo el nombre de Complejo Epimetamórfico Chañaral (DCch) del Devónico-Carbonífero Inferior y que representan una asociación petrotectónica for-mada en un prisma de acreción. Sobre esta unidad yace primero la formación anísico-sinemuriana Canto del Agua (TrJca), de ambiente clástico marino y, sobre esta, de manera discordante, la formación La Negra (Jln) de edad pliensbachiana-jurásica superior que representa el arco volcánico relacionado con subducción jurásica.

En la Depresión Central aflora principalmente la Formación Punta del Cobre (JKpc), del Jurásico Superior-Valanginiano de ambiente continental a transicional y que representa, en ese período, una asociación de tipo arco volcánico.

En la Precordillera aflora el Grupo Chañarcillo, unidad marina de edad hauteriviana superior-albiana inferior (?) que agrupa a las formaciones Nantoco (Kin), Totoralillo (Kit) y Pabellón (Kip) y que representa una asociación de tipo trasarco o intraarco. Más al este, cubren esta unidad los sedimentos continentales clásticos de origen volcánico y lavas subordi-nadas de la Formación Cerrillos (Kc).

Desde la línea de costa se emplazan tanto en las rocas metamórficas como en las rocas estratificadas anteriores, y de manera progresiva hacia el este, los intrusivos: Complejo Plutónico Carrizal Bajo (Trcb, 208-206 Ma), Granito Algodones (Trga, 203-199 Ma), Granodiorita Capote (Jigdc, ca. 183 Ma), Granito Los Chinches (Jmgch, 162-156 Ma), Diorita San Antonio (Jsdsa, 152-149 Ma), Granodiorita Sierra Chañar (Kigdch, ca. 131 Ma), Complejo Plutónico Infiernillo (Kii, 131-129 Ma), Complejo Plutónico Retamilla (Kir, 127-126 Ma), Complejo Plutónico La Higuera (Kih, ca. 122 Ma) y Complejo Plutónico Los Morteros (Ksm, 69-68 Ma).

Las rocas estratificadas mesozoicas y su basamento (Complejo Epimetamórfico Chañaral), se presentan desplazadas y deformadas por tres sistemas estructurales mayores: en la Cordillera de la Costa, la Zona de Cizalle Infiernillo (ZCI) y la Faja Plegada y Corrida de Los Colorados (FPCC), y en la Precordillera, la Falla Agua de Los Burros (FAB). Desplazamientos normales a lo largo de la ZCI, FPCC y FAB permitieron el emplazamiento de los complejos plutónicos Infiernillo, Retamilla y Los Morteros, respectivamente, por depresión de los pisos plutónicos en los colgantes de las correspondientes fallas extensionales. Fallas contraccionales enraizadas en la FPCC y la FAB desplazaron las secuencias volcánicas y calcáreas adyacentes y las deformaron en pliegues de vergencia occidental después de cada fase extensional.

Sedimentos clásticos fluviales, aluviales y estuariales del Mioceno-Plioceno (Gravas del río Huasco, Mpligh; Gravas de Challe, MPligc) se depositaron en asociación al ascenso global del nivel del mar durante esa época, después de un episodio de incisión generalizada en el límite Oligoceno Inferior-Oligoceno Superior el que habría permitido labrar los paleovalles en que se alojan estos depósitos.

Durante el Pleistoceno-Holoceno se producen sucesivos solevantamientos del continente que quedaron registrados en la región costera como terrazas litorales labradas en el sustrato pre Pleistoceno y en el continente como terrazas fluviales labradas en las Gravas del río Huasco.

Las ocurrencias metálicas en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas corresponden a depósitos vetiformes y mantiformes de Ag, Pb-Ag, Au, Cu, Cu-Au, Cu-Co, Co, Fe, Mn, Cu-Au-Ag y Fe-Cu-Au que se pueden asociar a 2 eventos volcano-exhalativos (Triásico Superior-Jurásico Inferior y Cretácico Inferior) y a 8 eventos de mineralización relacionados con igual número de pulsos magmáticos (Triásico Superior-Jurásico Inferior; Jurásico Inferior; Jurásico Superior; Cretácico Inferior, ca. 140-131 Ma; Cretácico Inferior, ca. 126 Ma; Cretácico Inferior, ca. 122 Ma; Cretácico Superior, ca. 98 Ma, y Cretácico Superior, ca. 69-68 Ma). Las ocurrencias de minerales industriales se encuentran asociadas al plutón jurásico Algodones y a las formaciones Punta del Cobre, Nantoco, Totoralillo y Pabellón.

ABSTRACT

The Carrizal Bajo-Chacritas sheet, scale 1:100.000 (28°00’-28°30’S y 70°30’-71°20’W), covers 3.700 km2 in the south of the Atacama III Region including the Coastal Cordillera, the Central Depression and the western part of the Principal Cordillera here named Vallenar Precordillera.

The oldest rocks crop out in the Coastal Cordillera and are grouped under the denomination of Chañaral Epimeta-morphic Complex (DCch) Devonian-Carboniferous in age, which was formed in an acretionary prism. The clastic marine, Anisian-Sinemurian Canto del Agua (TrJca) and the volcanic, Jurassic La Negra (Jln) formations cover these rocks.

In the Central Depression, the continental to transitional, volcanic to volcaniclastic rocks of the Upper Jurassic-Valan-ginian Punta del Cobre Formation (JKpc) representing a subduction volcanic arc at this age.

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In the Precordillera, the marine Chañarcillo Group, Upper Hauterivian-Lower Albian (?) in age represents a back-arc or intra-arc association. Further east, clastic continental and minor lava flows belonging to the Cerrillos Formation (Kc) cover this unit.

The metamorphic and stratified rocks host the following intrusions that progressively decrease in age from west to east: Carrizal Bajo Plutonic Complex (Trcb, 208-206 Ma), Algodones Granite (Trga, 203-199 Ma), Capote Granodiorite (Jigdc, ca. 183 Ma), Los Chinches Granite (Jmgch, 162-156 Ma), San Antonio Diorite (Jsdsa, 152-149 Ma), Sierra Chañar Granodiorite (Kigdch, ca. 131 Ma), Infiernillo Plutonic Complex (Kii, 131-129 Ma), Retamilla Plutonic Complex (Kir, 127-126 Ma), La Higuera Plutonic Complex (Kih, ca. 122 Ma) and Los Morteros Plutonic Complex (Ksm, 69-68 Ma).

The stratified rocks and the respective basement are displaced and deformed by three major structural systems: in the Costal Cordillera, the Infiernillo Shear Zone (ISZ) and the Los Colorado Fold and Thrust Belt (CFTB); and in the Precordill-era, the Agua de Los Burros Fault (ABF). Normal displacements along the ISZ, CFTB and ABF allowed the emplacement of the Infiernillo, Retamilla and Los Morteros plutonic complexes, respectively, through depression of the plutonic floors in the corresponding hanging wall blocks. Contractional faults rooted into the CFTB and the ABF, displaced and folded to the west the adjacent sequences after each extensional phase.

Fluvial, alluvial and estuarine clastic sediments Miocene to Pliocene in age (Gravas del río Huasco, MPligh, Gravas de Challe, MPligc) were deposited during a global sea level rise and after a generalized incision at the Early Oligocene-Late Oligocene boundary.

During the Pleistocene-Holocene successive uplifts of the continent are recorded in the coast by littoral terraces and in the continent by fluvial terraces in the Gravas del Río Huasco.

The metallic occurrences correspond to veins and manto type deposits of Ag, Pb-Ag, Au, Cu, Cu-Au, Cu-Co, Co, Fe, Mn, Cu-Au-Ag and Fe-Cu-Au associated with two exhalative stages (Late Triassic-Early Jurassic, Early Cretaceous) and with 8 mineralisation phases related to 8 magmatic pulses (Late Triassic-Early Jurassic; Early Jurassic; Late Jurassic; Early Cretaceous, ca. 140-131 Ma; Early Cretaceous, ca. 126 Ma; Early Cretaceous, ca. 122 Ma; Late Cretaceous, ca. 98 Ma; and Late Cretaceous, ca. 69-68 Ma). The industrial mineral occurrences are associated with the Jurassic Algodones pluton and with the Punta del Cobre, Nantoco Totoralillo and Pabellón formations.

INTRODUCCIÓN

La carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas escala 1:100.000 está comprendida entre los paralelos 28°00’ y 28°30’S y entre el borde costero y el meridiano 70°30’O, y cubre un área aproximada de 3.700 km2 en la zona sur de la III Región de Atacama, abarcando la Cordillera de la Costa, la Depresión Central y la Cordillera Principal, al oriente, provincia que en este trabajo se denomina Precordillera de Vallenar.

La Cordillera de la Costa se presenta como una cadena montañosa, al oeste de la carta, disectada por valles transversales de diferente jerarquía como son el valle del río Huasco y las quebradas Carrizal y Carrizalillo. Su altura máxima la alcanza en el cerro Chucampe (913 m s.n.m.) al norte de la quebrada Carrizal. Hacia el oeste da paso a una serie de plataformas escalonadas de origen marino que constituyen una llanura costera.

La Depresión Central corresponde a una zona deprimida en el sector central de la carta donde se ubican los llanos Punta de Díaz, de La Jaula, Chacritas y Pozo Seco.

La Precordillera de Vallenar corresponde a la parte más occidental de la Cordillera Principal en esta latitud, con alturas que varían entre 700 y 2.000 m s.n.m., destacando los cerros Chueque (2.265 m s.n.m.) y Montevideo (1.410 m s.n.m.). Sus drenajes principales son las quebradas La Higuera, Agua Amarga y Algarrobal.

La región tiene un clima semidesértico con reducidas precipitaciones anuales a pesar de que durante los meses de invierno la nubosidad baja alcanza hasta la Depresión Central, a lo largo de los valles trans-versales principales.

El acceso a la parte oriental de la carta se hace fundamentalmente por la ruta 5 norte, camino de primera categoría, y por las huellas mineras que se desprenden de ella, hacia el este. A la parte occidental de la carta se accede por el camino costero (ripiado) que une las localidades de Carrizal Bajo, en el norte, y Huasco, en el sur. A todos los sectores ubicados entre estas dos rutas longitudinales mayores se accede por caminos de ripio estabilizado que, en gran cantidad, conectan las labores mineras de la Cordillera de la Costa.

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Este documento forma parte del Proyecto Levantamiento Hoja Vallenar, Provincia del Huasco, III Región, estudio que fue financiado con fondos sectoriales del Servicio Nacional de Geología y Minería (código BIP 20168628, MIDEPLAN). Su objetivo principal fue estudiar la geología regional del área comprendida entre los paralelos 28°00’ y 29°30’S y el meridiano 29°30’O hasta la costa, a escala 1:100.000. La zona represen-tada en esta carta corresponde a la porción más septentrional del área total del proyecto, el que incluyó el levantamiento geológico de 6 cartas a escala 1:50.000 (cuadrángulos IGM: Carrizal Bajo, Canto del Agua, Estación Algarrobal, Huasco, Astillas y Chacritas), las que fueron sintetizadas en un mapa a escala 1:100.000 acompañado de una leyenda expandida y un perfil geológico a la misma escala. El mapeo utilizó como base fotografías aéreas en blanco y negro (vuelo Hycon, 1956), a escala aproximada 1:60.000 e imágenes satelitales LANDSAT a diferentes escalas. El trabajo fue complementado con el estudio petrográfico de 430 cortes transparentes, 53 análisis geoquímicos, estudios de macrofauna recolectada en 27 localidades fosilíferas y 47 determinaciones radiométricas (22 de ellas hechas por el método K-Ar, 24 por el método 40Ar/39Ar y 1 por el método U-Pb).

ESTRATIGRAFÍA

DEVÓNICO-CARBONÍFERO

COMpLEJO EpIMETAMÓRFICO CHAñARAL DCch (Devónico-Carbonífero Inferior) (Godoy y Lara, 1998)

Definición y relaciones de contacto. Este complejo fue definido como un complejo de rocas metase-dimentarias-metaareniscas y filitas- que incluye facies de ‘mélange’, con escasas intercalaciones de meta-basitas y metacalizas. Está expuesto típicamente en el área de Chañaral (Godoy y Lara, 1998), más de 200 km al norte del límite norte de la carta. En la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas, el Complejo Epimetamórfico Chañaral aflora en el tercio más occidental de la hoja, de manera continua desde la quebrada Carrizal hasta el valle del río Huasco y configura una franja de 55 km de largo por 12 a 15 km de ancho. Está compuesto casi exclusivamente por metaturbiditas, en ocasiones, de predominio arenoso, en facies de ‘mélange’ o con marcados efectos de cornificación en lugares adyacentes a plutones. Subyace discordan-temente a la Formación Canto del Agua (TrJca) y a las gravas de Challe y Huasco (MPligc y MPligh). Está intruido por el Complejo Intrusivo Carrizal Bajo (Trcb), el Granito Algodones (Trga), la Granodiorita Capote (Jimdc), el Granitos Los Chinches (Jmgch), los Hipabisales andesíticos y dioríticos de Sierra Granado (Jshg), la Diorita San Antonio (Jsdsa) y la Diorita de Sierra Los Puntudos (Kidp). Su base no está expuesta.

Litología. El Complejo Epimetamórfico Chañaral está compuesto por metaareniscas, cuarcitas, pizarras y filitas. Las rocas, en general, están afectadas por metamorfismo de bajo a muy bajo grado, representado por la asociación cuarzo, albita, clorita, muscovita y calcita. En los afloramientos costeros se sobrepone una foliación penetrativa, que transpone la estratificación original, aunque no logra modificar la angularidad de los granos sedimentarios ni tampoco recristalizar la mica blanca detrítica. Desde Carrizal Bajo hasta la quebrada Carrizalillo la estructura de primer orden corresponde a pliegues de rumbo NNE y vergencia oeste a noroeste. En general, son inclinados al SE aunque, como en llanos de Challe, se observan repliegues de estas estructuras en los bloques colgantes de fallas inversas frágiles tardías. Bandas hectométricas de pliegues disarmónicos desarraigados, al norte de la quebrada Taisani y en la quebrada Agua Grande, indican la presencia de facies de ‘mélange’, aunque Godoy y Welkner (2003) señalan que la presencia de microplie-gues apretados en budines de la franja de Taisani descarta la naturaleza sedimentaria de estos cuerpos de brechas, a diferencia de aquellos descritos más al norte por Bell (1987). Tierra adentro, las metaareniscas están poco recristalizadas y, por lo tanto, es posible reconocer estratificación y estructuras sedimentarias primarias al interior de cada capa. Donde la estratificación es visible, las metaareniscas y cuarcitas se dispo-nen rítmicamente en estratos planos, con espesores individuales de 5 a 40 cm, ocasionalmente hasta 4 m, y con frecuencia constituyen paquetes alternantes entre metapelitas y metaareniscas de 0,5 a 3 m de espesor.

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En las cercanías de cuerpos plutónicos o incluidos en ellos, se ha reconocido corindón, espinela, andalucita, cordierita y fibrolita (Godoy, 1985; Godoy y Garrido, 1985), como parte de las asociaciones mineralógicas típicas del metamorfismo de contacto.

Edad. Las relaciones de contacto, expuestas en la carta, solo permiten asignarle una edad mínima Triá-sico Inferior a la unidad. Al sur de la hoja, en la Carta Freirina El Morado (Welkner et al., 2006), limolitas y areniscas de edad pérmica (Estratos de Llanos de Chocolate) que sobreyacen el Complejo Epimetamórfico Chañaral, restringen aún más esta edad mínima al Carbonífero. Estos antecedentes son consistentes con la edad devónica-carbonífera temprana asignada a la unidad, sobre la base de la presencia de Lophoctenium comosum (Miller,1970), conodontes Gnathodus sp. (Bahlburg et al.,1986), spiriféridos y briozoos (Bell, 1987), en Chañaral. Una edad K-Ar de 159±4 Ma, en biotita, efectuada en una muestra proveniente de la quebrada Las Bandurrias es cercana a la edad del Granito Los Chinches (Jmgch, 162-156 Ma), próximo al sitio de la muestra y, por tanto, se considera representativa de metamorfismo de contacto.

Interpretación. El protolito sedimentario de esta unidad se habría depositado en forma de corrientes de turbidez, en un ambiente de abanico submarino de facies intermedias a distales. Tanto las asociaciones litológicas como la abundancia de facies de ‘mélange’, en Chañaral, permitieron a Bell (1984, 1987) proponer que esta asociación petrotectónica se habría formado en un prisma de acreción. A diferencia de lo observado en el basamento de Chile Central, entre los 34° y 38°S, donde turbiditas pasan gradualmente a esquistos y metabasitas (Godoy, 1970), la yuxtaposición tectónica entre metasedimentos y lonjas de esquistos cuarzo-micáceos y metabasitas de protolito básico a ultrabásico, como las observadas al sur del río Huasco (Godoy y Welkner, 2003; Welkner et al., 2006) indica que el complejo se habría construido por la adición tectónica de rocas profundas de afinidad oceánica en sedimentos más someros, un mecanismo que habría sido de gran importancia durante la subducción devónica-carbonífera.

TRIÁSICO

Las rocas de este período están representadas por dos cuerpos plutónicos mayores, uno de composición bimodal diorítica-granítica (Complejo Intrusivo Carrizal Bajo, Trcb) y otro unimodal (Granito Algodones, Trga), que afloran en el cuadrante noroccidental de la carta.

COMpLEJO INTRUSIVO CARRIZAL BAJO Trcb (208-206 Ma) (Welkner y Arévalo, 2002)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a un complejo intrusivo bimodal expuesto en el borde occidental de la carta, en que se individualizan cuerpos plutónicos homogéneos relativamente contempo-ráneos, enjambres de diques y brechas magmáticas. Esta unidad agrupa colectivamente a la Diorita Los Cachos, Gabro Rincón de las Minas y la unidad de Stocks y Filones Graníticos de Sierra Galena descritos inmediatamente más al norte en las cartas Castilla y Totoral Bajo (Blanco et al., 2003). El Complejo Intrusivo Carrizal Bajo se distribuye a lo largo de una franja continua NNE de 26 km, desde el llano Los Medanitos, por el norte, hasta la quebrada Rascamono, por el sur. De manera discontinua, afloramientos de la unidad se encuentran dispersos desde punta Agua de Patillo hasta Punta Alcalde, al sur de la carta (Welkner et al., 2006). Está emplazado en el Complejo Epimetamórfico Chañaral, en el cual desarrolla un halo discreto de metamorfismo de contacto representado típicamente por una blástesis mimética de biotita. Su margen oriental está intruido por el Granito Algodones (Trga). Internamente, el complejo está formado por un apila-miento de cuatro cuerpos plutónicos subtabulares paralelos, de composiciones alternantes entre dioritas y granitos, que afloran en dos bloques separados por una falla dúctil, norte-sur, a lo largo de la quebrada de Las Cuevitas y de su prolongación hacia el sur. Se incluye, además, un enjambre de diques de composición bimodal, similar a la de los cuerpos que lo sobreyacen, que aflora en la base del complejo y una serie de cuerpos de brechas magmáticas que afloran en la interfase entre las subunidades plutónicas tabulares o en el complejo de diques, en los contactos entre cuerpos de distinta composición. Estas brechas, cuando son mapeables, definen horizontes concordantes o cuerpos irregulares.

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Litología. Los cuerpos plutónicos subtabulares se han agrupado según su composición en facies dio-ríticas (Trcb (d)) y facies graníticas (Trcb (g)). Las facies dioríticas incluyen dioritas y dioritas cuarcíferas de piroxeno, anfíbola y biotita; gabros de piroxeno y anfíbola, y noritas de olivino y anfíbola. En general, corresponden a rocas de grano medio, con plagioclasas parcialmente argilizadas y máficos moderadamen-te reemplazados por clorita y/o actinolita. Las facies graníticas incluyen granitos, granodioritas de biotita y anfíbola y escasas monzodioritas cuarcíferas de anfíbola y biotita. Presentan tamaño de grano medio a fino con máficos, en general, bien preservados. Las brechas magmáticas (Trcb (bm)) que ocurren en el contacto entre términos composicionales extremos están formadas por fragmentos dioríticos a dioríticos cuarcíferos de piroxeno y anfíbola, inmersos en una matriz granodiorítica a tonalítica de anfíbola y biotita. Los fragmentos, de granulometría fina característica, muestran un amplio rango de tamaños (milímetros a decímetros) y formas (angulosas, lobuladas y almohadilladas) y, frecuentemente, aparecen inyectados por una red de diques cortos felsíticos o venillas de la misma composición. La matriz, en general, granodiorítica a tonalítica, presenta un tamaño de grano medio. En el cerro Barril aflora un cuerpo compacto de brechas de esta facies intruido por abundantes diques andesíticos NNE de color marrón, que subyace, a través de un contacto con suave manteo al este, al cuerpo tabular más basal de las dioritas del complejo. El examen detallado de las brechas indica que los fragmentos se desarrollan en la interfase entre diques de composición diorítica y granítica, en una situación similar a las brechas ubicadas entre los cuerpos plutónicos tabulares del complejo al que subyacen.

Edad. Dataciones U-Pb en circón se realizaron en cada uno de los cuerpos plutónicos subtabulares y, particularmente, en la facies de brechas magmáticas donde se dataron tanto fragmentos como matriz. En las dioritas se obtuvieron dos edades de cristalización U-Pb, en circón, indistinguibles dentro del error de 207,7±1,3 Ma (Cruden et al., 2004), para el cuerpo plutónico diorítico más basal, y de 207,4±0,7 Ma (Cruden et al., 2004) para otro cuerpo estratigráficamente más alto, ubicado fuera del límite norte de la carta. Estas edades son concordantes con otras dos determinaciones 40Ar/39Ar, en anfíbola de 207,2±3,4 Ma y 204,9±3,8 Ma (esta última, fuera del límite norte de la carta). En los granitos se obtuvo una edad de cristalización U-Pb, en circón, de 206,2±0,6 Ma (Cruden et al., 2004) y dos edades 40Ar/39Ar de 205±3 Ma, en biotita, y 202,1±3,6 Ma, en anfíbola, ambas concordantes, dentro del error, con la edad U-Pb. Para un fragmento diorítico perte-neciente a la facies de brechas magmáticas se obtuvo una edad U-Pb, en circón, de 208,5±0,5 Ma (Cruden et al., 2004), mientras que para la matriz se obtuvo una edad U-Pb, en circón, de 208,2±0,2 Ma (Cruden et al., 2004), ambas en el complejo de diques basales del cerro Barril. En estas mismas rocas, determinaciones 40Ar/39Ar arrojaron valores de 201±3 Ma, en anfíbola, para un fragmento diorítico, y de 201,3±3,2 Ma y 203,3±3,2 Ma, ambas edades en biotita, para la matriz tonalítica. Estos valores, salvo una edad K-Ar de 208±5 Ma, en biotita, hecha en la última muestra, son todos discordantes respecto de las edades U-Pb y no se consideran edades representativas de cristalización. Otras cinco determinaciones fueron hechas en los diques andesí-ticos de color marrón. Cuatro de ellas son edades 40Ar/39Ar de 193,2±0,5 Ma, en biotita; 174±4 Ma, en masa fundamental; 130,6±1,0 Ma, en plagioclasa, y 127±3 Ma, en biotita (todas de Heydolph, comunicación escrita, 2008). La quinta determinación es una edad K-Ar de 179±6 Ma, en roca total (este trabajo).

Interpretación. La característica más importante de este complejo plutónico es su naturaleza estratificada y bimodal. Aunque su mecanismo de emplazamiento no es evidente a partir de los afloramientos disponibles, es posible inferir por comparación con complejos plutónicos cretácicos, igualmente estratificados, situados más al sur y oriente (Welkner et al., 2006; este trabajo) que el Complejo Plutónico Carrizal Bajo se construyó por el apilamiento vertical de láminas magmáticas horizontales, proceso que fue asistido por el desplaza-miento contemporáneo de fallas sinplutónicas adyacentes (Arévalo et al., 2004), una de las cuales podría estar representada por la falla dúctil de la quebrada de Las Cuevitas. La existencia de enjambres de diques bajo el piso plutónico del complejo, que no disectan los cuerpos plutónicos superiores y el hecho de que las edades de estos cuerpos son indistinguibles respecto de aquellas de las dioritas y granitos superiores, indica que el complejo se alimentó de magma a través de diques durante su construcción. La existencia, en las brechas magmáticas, de fragmentos de diorita fina con bordes lobulados y almohadillados en material felsítico, indica el carácter contemporáneo de los magmas de los que derivó la formación de estas rocas. La fragmentación interna, que se manifiesta como bordes crenulados y texturas en puzzle (‘jigsaw’), dentro de

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los lóbulos máficos, puede, además, representar un efecto de ‘craquelamiento’ del material máfico, al inyec-tarse en un magma más frío como el granítico (Welkner y Arévalo, 2002). La existencia de una concentración anómala de agujas de apatito y la textura fina de los fragmentos, sugieren también un enfriamiento rápido después de las inyecciones máficas. Todas estas observaciones son corroborables por la cronología U-Pb y 40Ar/39Ar disponible tanto para los fragmentos como para la matriz.

GRANITO ALGODONES Trga (203-199 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Cuerpo plutónico de planta elipsoidal y eje mayor NE constituido mayoritariamente por granitos y granodioritas y, subordinadamente por dioritas cuarcíferas, que aflora en el extremo noroccidental de la carta, entre la quebrada Carrizal y la sierra Punta Alta y continúa más allá del límite norte de la carta. Gran parte del contacto con las rocas metasedimentarias del Complejo Epimetamórfico Chañaral se hace a través de una franja envolvente subvertical de milonitas y migmatitas de protolito plutónico o metamórfico. El contacto del intrusivo con las dioritas y granitos del Complejo Intrusivo Carrizal Bajo, por otra parte, es nítido y solo aparece marcado por un halo discreto de alteración en la roca de caja.

Litología. Las facies más félsicas del intrusivo corresponden a monzogranitos y granodioritas de anfíbola y biotita de grano medio y textura hipidiomórfica, equigranular, con deformación moderada, recristalización y fracturamiento leve. La plagioclasa presenta alteración leve a sericita, esmectitas y arcillas. La facies máfica corresponde a dioritas cuarcíferas de anfíbola y biotita, de grano medio con textura inequigranular, poikilítica y de entrecrecimiento. En algunos lugares se reconoce una leve alteración propilítica. Las rocas deformadas del borde plutónico corresponden a ultramilonitas con anfíbola como mineral neoformado principal, por lo cual se infiere que la deformación se desarrolló bajo condiciones de facies de anfibolita. En sectores aislados se han observado también venillas migmatíticas cortas, de composición aplítica, cizalladas y no cizalladas, que coexisten con las milonitas, lo que indica que la deformación alcanzó temperaturas que produjeron fusión de las rocas de caja.

Edad. Se ha efectuado una edad 40Ar/39Ar, en anfíbola, de 199±3 Ma. Otras tres edades K-Ar, en biotita, de 203±5 Ma, 203±5 Ma, 201±5 Ma y 197±5 Ma son todas consistentes, dentro del error, con esta edad, por lo que se considera el rango 203-199 Ma como la edad de cristalización del plutón. Otras edades K-Ar de 171±4 Ma y 192±5 Ma, en biotita, se consideran mínimas.

Interpretación. La foliación cristaloplástica exhibida por las milonitas de la zona de cizalle externa pasa gradacionalmente a una foliación magmática coplanar desarrollada en rocas plutónicas más internas, la que desaparece en facies isótropas del núcleo del plutón. El carácter gradacional y coplanar de las fábricas cristaloplásticas y magmáticas junto con la presencia de venas graníticas cizalladas y no cizalladas, que coexisten con las rocas deformadas, son las principales evidencias que indican el origen sinplutónico de la banda periférica de rocas deformadas. Lineaciones de estiramiento mineral contenidas en los planos de foliación de las milonitas, a lo largo de direcciones de máximo manteo, y definidas por alineamiento de cuarzo, biotita, anfíbola y porfiroclastos complejos de tipo σ (núcleos dioríticos cuarcíferos envueltos en una matriz esquistosa) indican, en conjunto, un sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’. Esta característica sugiere un mecanismo de emplazamiento plutónico por depresión del piso plutónico (Cruden, 1998).

TRIÁSICO SUpERIOR-JURÁSICO INFERIOR

FORMACIÓN CANTO DEL AGUA TrJca (Anísico-Sinemuriano) (Moscoso et al., 1982)

Definición y relaciones estratigráficas. Moscoso (1979) mencionó con este nombre a ‘un conjunto de sedimentitas marinas, areniscas y conglomerados cuarcíferos, lutitas, calizas brechosas y calcarenitas, portadoras de fauna fosil, que aflora unos 8 km al SSO de la localidad de Canto del Agua’. La unidad se expone de manera continua al oeste de las sierras de los Quemados y Los Puntudos, entre las quebradas Los Molles y Capote y, como afloramientos aislados a lo largo de la costa, entre Carrizalillo y la ciudad de

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Huasco. Sobreyace, de manera discordante, a esquistos y filitas del Complejo Epimetamórfico Chañaral (Dcch) y subyace, también de manera discordante, a lavas de la Formación La Negra (Jln). Aparece intruida por la Granodiorita Capote (Jigdc) y la Diorita de Sierra Los Puntudos (Kidp).

Litología. La secuencia tiene un espesor total estimado de 2.100 m (Moscoso et al., 1982). El mapeo detallado de la unidad ha permitido diferenciar en ella cuatro asociaciones de facies en los afloramientos al oeste de las sierras de los Quemados y Los Puntudos. Ellas son: areniscas y brechas epiclásticas bien estratificadas con intercalaciones de fangolitas y calizas fosilíferas (TrJca (a)); brechas riolíticas epi- y volca-noclásticas, blanquecinas a amarillentas, de grano medio, con clastos felsíticos angulosos en matriz arenosa fina, en afloramientos macizos o con estratificación gruesa (TrJca(b)) que, en la falda occidental de la sierra Minillas, presentan intercaladas fangolitas laminadas blanquecinas y negras; domos riolíticos blanquecinos con laminación convoluta y lavas-domo verdosos de composición dacítica sin estratificación visible (TrJca(c)); y cuarcitas finas a medias, en bancos de 30 a 40 cm, continuas lateralmente, alternadas con conglomerados finos con clastos cuarcíferos y riolíticos en capas delgadas y con calizas fosilíferas bioturbadas con thalassi-noides (TrJca(d)). A lo largo de la costa, los afloramientos corresponden principalmente a pórfidos dacíticos y riolíticos, riolitas fluidales, tobas líticas y de cristales, pertenecientes a cuerpos individuales de domos de la facies TrJca(c) y a conglomerados y areniscas cuarcíferas de la facies TrJca (a).

Edad. En la localidad tipo, la presencia de Daonella spp. en los niveles inferiores de la secuencia, per-mite asignar una edad anísica para el piso de la unidad (V. Covacevich in Moscoso y Covacevich, 1982). En tanto, diferentes niveles con Psiloceras (Calcoceras) sp. y Arnioceras? sp. del Hettangiano y Sinemuriano (Covacevich in Moscoso y Covacevich, 1982) en niveles superiores, permiten asignar un rango Anísico-Sinemuriano a la formación.

Interpretación. Los afloramientos de la Formación Canto del Agua, al oeste de las sierras de los Que-mados y Los Puntudos, aparecen flanqueados por dos fallas normales, la más meridional de las cuales no desplaza la granodiorita Capote ni a la Formación La Negra, ambas unidades de edad jurásica inferior. Este hecho permite la inferencia de que esta estructura, junto a su equivalente de más al norte, corresponden a fallas activas al momento de la depositación de Canto del Agua durante el período Anísico-Sinemuriano y, probablemente constituyen bordes de una cuenca de orientación ONO. Esto aparece refrendado por el hecho de que más al sur, fuera de los márgenes de esta paleodepresión, las rocas de esta unidad corresponde de preferencia a tobas y domos. La paleodepresión en que se depositaron estos sedimentos representaría también un remanente de una cuenca de envergadura mayor, de orientación ONO, que se extendió hasta las localidades de Alto del Carmen y San Félix, en la alta Cordillera de Vallenar, donde se acumularon más de 4.000 m de sedimentos pertenecientes a la Formación San Félix (Reutter, 1984), unidad con la cual la Formación Canto del Agua se correlaciona lito- y cronoestratigráficamente. La existencia de intercalaciones de niveles fosilíferos a lo largo de todo el espesor de la secuencia, indica que las rocas sedimentarias de la formación se depositaron, de manera subacuática, en un medio marino dominado por la depositación clástica y, probablemente, en la sección marina de un delta de abanico grueso (‘coarse grain fan delta’; Suárez y Bell, 1992).

JURÁSICO INFERIOR

Las rocas de este período están representadas por una secuencia volcánica, andesítica a andesítica basáltica (Formación La Negra, Jln) de edad pliensbachiana-jurásica superior, que aflora en el cuadrante suroccidental de la carta, y por un cuerpo plutónico de composición granodiorítica (Granodiorita Capote, Jigdc) que aflora en el cuadrante suroccidental de la carta.

FORMACIÓN LA NEGRA Jln (Pliensbachiano-Jurásico Superior) (García, 1967)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a una secuencia homogénea de 300 m de espesor mínimo, mayoritariamente compuesta de lavas de aspecto macizo y color rojizo de meteorización, en cuya base presenta una intercalación de tobas soldadas. Donde son visibles las coladas, ellas varían entre 3 y

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10 m de espesor. La secuencia aflora como una franja continua de orientación NNE desde la sierra Astillas hasta el valle del río Huasco. Más al norte, la franja continúa en un pequeño afloramiento al oeste del cerro Tinaja y en la sierra Loma Negra, desde donde la unidad sigue hasta más allá del límite norte de la carta. La formación descansa discordantemente sobre areniscas deformadas de la Formación Canto del Agua y su techo no aparece expuesto. Está intruida por los Hipabisales andesíticos y dioríticos de Sierra Granado (Jshg), la Granodiorita Capote (Jigdc), la Diorita San Antonio (Jsdsa), por la Granodiorita Sierra Chañar (Kigdch) y por el Complejo Plutónico Infiernillo (Kii). El contacto con estos dos últimos cuerpos se produce a través de franjas de milonitas con mineralogía de relativo alto grado metamórfico (biotita-anfíbola).

Litología. Las coladas se componen de andesitas a andesitas basálticas afaníticas y porfídicas, en algunos sectores con fuerte cloritización. Como fenocristales presentan grandes cristales (1-2,5 cm) de plagioclasa (10-40%), en algunos sectores albitizada, piroxeno con o sin bordes alterados a anfíbola y anfíbola alterada a clorita. La masa fundamental es pilotaxítica a subofítica y a veces afieltrada con actinolita-clorita seudo-morfa y epidota diseminada. En algunos sectores, estas rocas presentan aspecto fluidal y color verdoso, generalmente con vesículas rellenas con cuarzo. Se intercala hacia la base un paquete lenticular de tobas de textura eutaxítica y color rojizo con un marcado clivaje derivado del bandeamiento de flujo primario (Jln(a)). Corresponden a tobas dacíticas ricas en cristales (plagioclasa) y fiamme colapsadas. La tobas alternan con brechas de fragmentos riolíticos (2-10 cm) y mala selección, lo que indica proximidad de domos contempo-ráneos. Hacia el techo la secuencia aparece intruida por filones manto andesíticos de color anaranjado y composición similar a la de las coladas. Hacia el borde oeste del Complejo Plutónico Infiernillo desarrollan una foliación milonítica penetrativa, con biotita y anfíbola como minerales neoformados principales.

Edad. La edad sinemuriana de areniscas fosilíferas en la Formación Canto del Agua (TrJca) permite atri-buir una edad máxima pliensbachiana a la secuencia. Por otro lado, la edad mínima toarciana, que impone la edad 40Ar/39Ar de ca. 183 Ma, en anfíbola (Heydolph, comunicación escrita, 2008), hecha en la Granodiorita Capote restringe la edad de estos afloramientos a un rango plienbachiano. Este rango es bastante limitado para la Formación La Negra, particularmente por el hecho de que más al norte, en la Provincia de Chañaral, se intercalan en la formación varios horizontes con fauna bajociana (Davidson et al., 1976) más joven (172-168 Ma; Gradstein et al., 2004) y más al sur del río Huasco, en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006), el espesor medido de la formación es ostensiblemente mayor (2.900 m de espesor máximo). Ambos hechos sugieren que el rango pliensbachiano es bastante limitado y poco representativo para la edad de la Formación La Negra por lo que se prefiere, en este trabajo, una edad mínima amplia jurásica superior para esta unidad, sobre la base de su relación con la suprayacente Formación Punta del Cobre, de edad Jurásico Superior-Valanginiano.

Interpretación. La secuencia se habría formado por la acumulación de coladas andesíticas en condiciones continentales, aunque condiciones marinas ocurrieron al sur de la carta, como las indicadas por los horizontes marinos registrados en la quebrada El Morado, en la carta Freirina-El Morado. Las tobas soldadas y brechas de fragmentos riolíticos mal seleccionadas que se encuentran cerca de la base de la serie, indican actividad piroclástica ácida contemporánea con la efusión de las coladas andesíticas a andesítico-basálticas.

GRANODIORITA CApOTE Jigdc (ca. 183 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Cuerpo bastante homogéneo e isótropo de granodioritas y mon-zodioritas que aflora como una franja NE desde el cerro Capote, por el norte, hasta el valle del río Huasco. Intruye la formación Canto del Agua (TrJca) y el Complejo Epimetamórfico Chañaral (DCch), por el oeste, y la Formación La Negra (Jln), por el este.

Litología. El plutón está formado por granodioritas de biotita y anfíbola, de grano medio, que incluyen, de manera subordinada, monzodioritas y dioritas de biotita, anfíbola y piroxeno. Las texturas son, en general, equigranulares, aunque también se presentan pórfidos. La plagioclasa, en cristales zonados, poikilíticos y mirmekítticos se presenta con una leve a intensa alteración a sericita. La biotita se encuentra en cristales frescos, recristalizados o levemente alterados a epidota y epidota-clorita. La anfíbola generalmente presenta alteración moderada a clorita-actinolita y localmente a biotita. El piroxeno, cuando está presente, es escaso

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(<5%) y presenta una moderada alteración a uralita y clorita-actinolita. En las facies dioríticas se presenta olivino. Clorita, sericita y epidota ocurren en intersticios.

Edad. En el intrusivo se efectuaron dos dataciones 40Ar/39Ar, en biotita, de 190,5±1,0 Ma y 188,4±2,0 Ma más una tercera K-Ar, en biotita, de 189±4 Ma. Otra determinación 40Ar/39Ar, también en biotita, dio 183,4±0,6 Ma (Heydolph, comunicación escrita, 2008). Esta última determinación se considera más cercana a la edad plutón. Las primeras dos edades del Sinemuriano alto (Gradstein et al., 2004) son muy próximas a la edad de las rocas de caja (Formación Canto del Agua), por lo que se las considera máximas.

Interpretación. Los contactos de la Granodiorita Capote al oeste, con los metasedimentos del Complejo Epimetamórfico Chañaral y al este, con las volcanitas de la Formación La Negra, son superficies planas de manteo suave a fuerte al este (15°-50°) y significan que la geometría de la Granodiorita Capote es tabular. La inclinación mayor del techo plutónico (40°-50°) respecto del piso (15°-30°) implica, además, que el cuerpo se acuña hacia el oriente.

JURÁSICO MEDIO

GRanItO LOS ChInChES Jmgch (162-156 Ma)(nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. El Granito Los Chinches corresponde a un cuerpo blanquecino que, en planta, es elongado en sentido norte-sur, de unos 2 km por 8 km, con color de meteorización pardo rojizo, que aflora en la parte noroccidental de la Carta, entre la quebrada Algodones y los Llanos de Challe, a ambos lados de la quebrada Carrizal. Incluye un conjunto de cuerpos satélites menores que rodean al cuerpo mayor. Intruye el Complejo Epimetamórfico Chañaral y dioritas del Complejo Plutónico Carrizal Bajo y los granitos se encuentran intruidos por diques microdioríticos de anfíbola y piroxeno.

Litología. El Granito Los Chinches se compone de sienogranitos y monzogranitos leucocráticos de grano medio, con feldespatos moderadamente alterados a esmectita y sericita, escasa biotita (2-4%) y magnetita alterada a titanita-brookita como accesorio. El color pardo rojizo de los afloramientos se produce por alte-ración de la magnetita.

Edad. Para la unidad Los Chinches se dispone de dos edades 40Ar/39Ar, en biotita, de 162,3±3,0 Ma y 156,1±3,0 Ma. Las muestras a partir de las cuales se obtuvieron estas edades fueron previamente analizadas por el método K-Ar, en biotita levemente alterada, lo que arrojó resultados, dentro del error, de 163±4 Ma y 158±4 Ma, respectivamente. Una edad K-Ar, en roca total, en los diques microdioríticos dio 127±4 Ma.

Interpretación. La geometría del cuerpo granítico principal es difícil de determinar, debido a que solo son visibles remanentes del techo plutónico, que aflora como restos de contactos planos horizontales con los metasedimentos del Complejo Epimetamórfico Chañaral y con las dioritas del Complejo Plutónico Carrizal Bajo. Paredes plutónicas afloran como contactos verticales con estas últimas rocas.

JURÁSICO SUPERIOR

Las rocas de este período están representadas por un intrusivo diorítico mayor (Diorita San Antonio, Jsdsa), que aflora en el centro-norte de la carta, y por una serie de cuerpos dioríticos hipabisales menores (Hipabisales andesíticos y dioríticos de Sierra Granado, Jshg) que afloran en el cuadrante centro-sur de la carta.

DIORIta San antOnIO Jsdsa (152-149 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a un plutón diorítico homogéneo de planta elipsoidal y eje NNE que aflora casi en su totalidad en la carta, entre el cerro Tinajas, por el sur, y la sierra Taquía, por el norte. En las cartas Castilla y Totoral Bajo (Blanco et al., 2003), afloramientos de esta unidad fueron descritos como Diorita Canto del Agua, término que se desestimó en este trabajo. El cuerpo intrusivo aparece

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rodeado por una franja milonítica de ancho variable entre 200 y 500 m que lo pone en contacto con meta-sedimentos del Complejo Epimetamórfico Chañaral, por el este, y con areniscas de la Formación Canto del Agua, por el sur. Hacia el este aparece cubierto por un panel de rocas volcánicas de la formación La Negra, a través de un contacto intrusivo planar de manteo moderado (35°-45°) al este y se presenta intruido por rocas plutónicas de la Granodiorita Chañar Blanco.

Litología. El cuerpo plutónico se compone fundamentalmente de dioritas y minoritariamente de diori-tas cuarcíferas. Las dioritas son medias a gruesas, isótropas o poseen una marcada foliación magmática, definida por el alineamiento de plagioclasa y minerales máficos, en las cercanías de la franja milonítica de borde. Bajo el microscopio la plagioclasa se presenta en cristales individuales con una moderada alteración a arcillas, clorita y sericita, o bien, como oikocristales mayores, que incluyen gránulos de clinopiroxeno. El piroxeno presenta una alteración selectiva y moderada a esmectita, actinolita y prehnita, hacia los bordes. La anfíbola presenta alteración a actinolita, epidota y clorita moderada. Cuando está presente, la biotita se presenta fuertemente alterada a clorita, epidota, esmectita y titanita. Cúmulos de clorita y venas rellenas de actinolita y clorita son comunes. Las dioritas cuarcíferas son de dos piroxenos y anfíbola y de grano medio a grueso. El cuarzo se presenta en cristales anhedrales con subgranos y extinción ondulosa como resultado de recristalización. En algunos sectores, se presenta biotita aunque escasa (1-5%). Característicamente las dioritas y dioritas cuarcíferas aparecen intruidas por diques microdioríticos y afaníticos NNO de anfíbola y piroxeno. A la escala de la muestra, algunos diques de microdiorita exhiben tanto bordes lobulados como brechosos, lo que indica emplazamiento cercano a la cristalización del cuerpo plutónico principal. La franja milonítica periférica está formada por ultramilonitas de protolito sedimentario y diorítico, las que exhiben una foliación pervasiva de manteos subverticales centrífugos (75°-85°). La foliación está definida por bandas cuarzo-feldespáticas alternadas con bandas lepidoblásticas de biotita y anfíbola.

Edad. Se dispone de una edad 40Ar/39Ar, en biotita, de 149,0±3,0 Ma. Otras dos edades K-Ar, en biotita, de 150,4±4,6 Ma y 151,9±8,8 Ma (ambas recalculadas de Zentilli, 1974), son consistentes, dentro del error, con la edad 40Ar/39Ar. En los diques se han obtenido dos edades 40Ar/39Ar. Una en plagioclasa, de 148,5±0,8 Ma (Heydolph, comunicación escrita, 2008), y otra en anfíbola de 134±2 Ma (Heydolph, comunicación escrita, 2008). El primero de estos valores es similar a las edades del plutón y confirma el carácter sinplutónico del dique. El segundo indica que la inyección de diques habría continuado hasta el Cretácico.

Interpretación. Lineaciones de estiramiento mineral a lo largo de los planos de foliación son subverticales y los porfiroclastos de plagioclasa y porfiroblastos de granate (en milonitas de protolito sedimentario) conteni-dos en ellas, indican un sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’. No se han encontrado evidencias, a la escala del afloramiento, acerca de la relación temporal entre milonitas y plutón. Sin embargo, la estrecha relación espacial entre ambos permite inferir, así como en la mayoría de los plutones de la Cordillera de la Costa de Copiapó y Vallenar (Arévalo, 2005a, b; Welkner et al., 2006), que las milonitas adyacentes se produjeron por el debilitamiento termal de las rocas de caja inducido por el alza de temperatura durante el emplazamiento de los mismos cuerpos plutónicos. La evidencia de un techo plutónico plano, en el borde oriental del intrusivo, junto con la existencia de paredes subverticales pueden ser explicados por una geometría tabular del plutón. Por otro lado, el sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’ a lo largo de las milonitas periféricas, es consistente también con un mecanismo de emplazamiento plutónico por descenso del piso plutónico.

HIpABISALES ANDESÍTICOS Y DIORÍTICOS DE SIERRA GRANADO Jshg (ca. 147 Ma)(nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Cuerpos elongados en dirección NNE y diques y cuerpos irregulares emplazados en el Complejo Epimetamórfico Chañaral y en la Formación La Negra (Jln), entre la quebrada Capote y el valle del río Huasco. En esta última unidad también aparecen cuerpos dioríticos concordantes, atribuibles a los hipabisales de Sierra Granado, intercalados en la secuencia, de color de meteorización naranja y de 10 a 20 m de espesor.

Litología. Los hipabisales andesíticos y dioríticos de Sierra Granado están compuestos por dioritas y pórfidos dioríticos con fenocristales de plagioclasa, clinopiroxeno parcial a totalmente uralitizado, olivino en

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granos anhedrales y como núcleos de clinopiroxeno. La masa fundamental está compuesta por un agregado de cristales tabulares de plagioclasa, moderadamente alterados a sericita y calcita y clorita pseudomorfa de anfíbola. En algunos sectores aparece también alteración a biotita secundaria.

Edad. Una determinación 40Ar/39Ar, en plagioclasa, de un cuerpo norte-sur, emplazado en la Granodiorita Capote, dio 147,1±1,8 Ma, valor que se considera representativo de la edad de cristalización de la unidad Jshg. Estos cuerpos hipabisales son similares en petrografía y probablemente también en edad a cuerpos intrusivos que afloran en las cercanías del contacto entre las formaciones Canto del Agua y La Negra, al sur del río Huasco, en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006).

JURÁSICO SUPERIOR-CRETÁCICO INFERIOR

FORmaCIóN PUNTa dEl CObRE JKpc (Jurásico Superior-Valanginiano) (Segerstrom y Ruiz, 1962)

Definición y relaciones de contacto. Potente secuencia volcánica sedimentaria heterogénea, que aflora en la mitad más oriental de la carta según una franja ancha (25-30 km) de afloramientos, bordeados al oeste por el contacto intrusivo con los intrusivos cretácicos Complejo Plutónico Infiernillo (Kii) y la Granodiorita Sierra Chañar (Kigdch) y al este por el contacto concordante con la Formación Nantoco (Kin) del Grupo Chañarcillo. Esta franja, en general, coincide con el lugar que ocupa la depresión intermedia en la latitud de Vallenar, por lo que sus afloramientos aparecen en cerros bajos, o bien las rocas se encuentran bajo depósitos no consolidados neógenos a holocenos (Mga, Mplia, PlHa1) como en los llanos de Lagarto, de La Jaula y Punta Díaz, en la región más septentrional de la carta. La secuencia subyace, de manera concordante, a calizas de las formaciones Sosita (Kis) y Nantoco (Kin) de edades Barremiano Inferior y Hauteriviano Superior, respectivamente, por lo que esta relación es de tipo diacrónica. Su relación de base no está expuesta, pero unos 40 km más al sur, en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006), capas volcanoclásticas de la formación sobreyacen, de manera concordante, a coladas de la Formación La Negra. La unidad aparece intruida por los intrusivos cretácicos: Complejo Plutónico Infiernillo (Kii), Complejo Plutónico Retamilla (Kir), Complejo Plutónico La Higuera (Kih), Granodiorita Sierra Chañar (Kigdch), Diorita de Llano de La Jaula (Kidj) y Diorita de Sierra Galena (Ksdg).

Litología. La secuencia está formada por tres secciones: la inferior es principalmente volcánica y está compuesta por lavas, tobas y calizas (JKpc1). La intermedia es, en su mayoría, clástica y contiene brechas, conglomerados epiclásticos y volcanoclásticos y domos dacíticos (JKpc2). Finalmente, la superior es volcá-nica e incluye lavas con calizas menores intercaladas (JKpc3).

La sección inferior (JKpc1), de unos 2.500 m de espesor máximo, está dominada por lavas andesíticas porfídicas y afaníticas (subordinadas) de piroxeno y anfíbola de color pardo-rojizas. Las lavas forman coladas macizas (5 a 12 m) en que se intercalan brechas y conglomerados mono y polimícticos en capas planas del-gadas (2 a 5 m). Algunas coladas se presentan brechizadas internamente con oquedades irregulares rellenas con sílice opalina. La base de la sección está marcada por un paquete blanquecino felsítico de ca. 500 m de tobas arenosas, tobas soldadas con marcada foliación eutaxítica y brechas riolíticas (JKpc1a). Hacia el techo se intercalan fangolitas calcáreas ocres en paquetes macizos que aparecen destacadas, en terreno (sierra Aguilar), como bajos topográficos (JKpc1b). La estratificación está marcada solo por capas delgadas (5-10 cm) de calcedonia negra, que se intercalan, de manera ocasional, en las calizas. Se interestratifican y gradan lateralmente con areniscas calcáreas laminadas. Los estratos más importantes de esta facies, en términos de superficie de exposición, corresponden a un conjunto de calcilutitas, calcarenitas y areniscas, de unos 700 m de espesor, con buena estratificación, en bancos delgados (5-15 cm) y laminados interna-mente, intercalados, en la base, con conglomerados y brechas finas ricas en fragmentos de cuarzo y líticos dacíticos (JKpc1c). Este paquete de sedimentos, descrito por Pincheira (1981) como Formación Sierra La Bandera, aflora en contacto por falla normal con el resto de la secuencia. A pesar de que, por esta razón, su relación estratigráfica no es clara, se infiere que ocupa una posición alta en la secuencia, por su correlación con horizontes similares que culminan la secuencia en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006).

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La sección media (JKpc2), de unos 400 m de espesor, consiste en una potente serie clástica de color pardo a rojo claro formada por brechas y conglomerados de estratificación gruesa con intercalaciones de areniscas conglomerádicas y tobas de lapilli. Se emplazan, en distintos niveles de la sección, un conjunto de domos dacíticos (JKpc2a) que, como cuerpos individuales o como complejos de domos coalescentes, se distribu-yen en toda la extensión de los afloramientos de esta unidad. Las brechas y conglomerados forman capas planas que no se erosionan entre sí, son lateralmente muy continuas (7 a 10 m de espesor) y sus espesores disminuyen acuñándose a la escala de cientos de metros. Internamente, las capas son matriz soportadas, no exhiben estructuras traccionales, presentan gradaciones inversas-normales groseras y, normalmente, culminan en un techo arenoso. Las areniscas conglomerádicas forman capas planas, también continuas lateralmente y son gradadas de forma normal. La tobas de lapilli se presentan en capas bien estratificadas de 10 a 50 cm de espesor. Los domos están formados internamente por cuerpos rosados macizos de dacitas de anfíbola que, en general, se encuentran propilitizadas. En lugares como en el llano Las Campanas y la quebrada Agua Amarga, se observa que las dacitas gradan lateralmente a brechas gruesas de la misma composición las que, a su vez, se interdigitan con los sedimentos que hospedan a los domos.

La sección superior (JKpc3), de unos 150 m de espesor, está compuesta principalmente por lavas andesíticas de piroxeno y brechas verdosas bien estratificadas (JKpc3), con intercalaciones menores de calcilutitas bioclásticas rojizas (JKpc3a).

Edad. Los estratos de la Formación Punta del Cobre, en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas, no poseen material faunístico de valor cronoestratigráfico para asignar una edad precisa a la unidad. Una edad mínima hauteriviana inferior está determinada por la edad hauteriviana superior de la Formación Nantoco, que sobreyace a la unidad. Muñoz Cristi (1958) reporta, en calizas de la facies JKpc2a, ubicadas en las cercanías de la mina La Negra, la existencia de Ammonites sp., Pecten robinaldinus D`Orb y Gervillia sp. sin precisar una edad para este conjunto faunístico. Posteriormente, en nuevas recolecciones, Mourgues (2001b) determinó, en las mismas calizas JKpc2a, la presencia de Pinna aff. robinaldina (d’Orbigny) y Chlamys cf. robinaldina (d’Orbigny) al norte de la localidad de Muñoz Cristi y de Ammonoidea indet. al sur de este sitio. Para ambas faunas asignó una edad cretácica inferior amplia. Una edad más precisa para calizas similares que afloran en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006), entre las quebradas El Zapallo y Pelícano, fue determinada por Pérez y Rubilar (2003) quienes identificaron a Olcostephanus (?) sp., Kilianella sp., Arctotis sp. y Cymatoceras sp. y les asignaron una probable edad valanginiana. Estos antece-dentes, junto con la falta de una edad precisa para la base de la secuencia, la que se encuentra intruida por dioritas del Complejo Plutónico Infiernillo, permiten asignar a la Formación Punta del Cobre un rango amplio Jurásico Superior-Valanginiano.

Interpretación. La prevalencia de facies de coladas andesíticas en los dos tercios del espesor de la formación implica el predominio de un ambiente volcánico no explosivo durante gran parte de la depositación de la formación. La existencia de calizas interestratificadas en las coladas y la presencia de ‘pillows’ en los contactos colada-caliza, significa que la efusión de las lavas se hizo en un medio subacuático marino, pro-bablemente muy somero. El importante espesor de tobas, domos y de flujos de detritos conglomerádicos y arenosos que se intercala como sección intermedia de la formación, indica que el volcanismo lávico temprano dio paso momentáneo a una fase de volcanismo explosivo con efusión de domos en superficie, depositación de avalanchas volcánicas, flujos piroclásticos y acumulación de depósitos de caída.

CRETÁCICO INFERIOR

Las unidades de este período incluyen: rocas sedimentarias marinas agrupadas en el Grupo Chañarcillo (formaciones Abundancia, Kia; Nantoco, Kin; Totoralillo, Kit, y Pabellón, Kib) y en la Formación Sierra La Sosita (Kis); rocas que conforman un complejo volcánico-sedimentario intercalado en el Grupo Chañarcillo (Estratos de Sierra El Toro, Kito), y rocas intrusivas plutónicas a hipabisales de composición variada, que intruyen las rocas estratificadas según franjas con edades progresivamente menores hacia el este (Diorita de Sierra Los Puntudos, Kidp; Granodiorita Sierra Chañar, Kigdch; Complejo Plutónico Infiernillo, Kii; Diorita de Llano de La Jaula, Kidj; Complejo Plutónico Retamilla, Kir; Complejo Plutónico La Higuera, Kih).

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GRUpO CHAñARCILLO(Hauteriviano Superior-Albiano Superior?) (Segerstrom y Parker, 1959)

El Grupo Chañarcillo fue definido, en el valle del río Copiapó, por Segerstrom y Parker (1959) como una secuencia marina, que engrana con facies continentales al oeste, formada de abajo hacia arriba por las formaciones: Abundancia, Nantoco, Totoralillo y Pabellón. En esta carta solo se pudieron diferenciar las facies distintivas de las tres formaciones superiores. A pesar de que los Estratos de Sierra El Toro aparecen intercalados dentro de la secuencia calcárea, ellos no se consideraron parte del Grupo Chañarcillo, pues su composición no es mayoritariamente marina. A la Formación Sierra La Sosita tampoco se la consideró parte de este grupo formacional mayor, debido a que sus afloramientos se encuentran aislados y, por tanto, no exhibe relaciones estratigráficas con las formaciones integrantes.

FORMACIÓN NANTOCO Kin (Hauteriviano Superior) (Biese-Nickel in Hoffstetter et al., 1957)

Definición y relaciones de contacto. Unidad definida en la localidad del mismo nombre, situada unos 55 km al NNE del límite norte de la carta, en el valle del río Copiapó. Corresponde, en gran parte, a una secuencia de calizas bien estratificadas que aflora como una franja norte-sur de afloramientos, al pie de la Precordillera, en el borde este de la carta. Se apoya, en concordancia, sobre la Formación Punta del Cobre (Segerstrom y Ruiz, 1962), estratos con los cuales se interdigita, en parte, en el sector de la quebrada La Higuera y subyace, de la misma manera, a las rocas de la Formación Totoralillo (Biese-Nickel in Hoffstetter et al., 1957).

Litología. En su localidad tipo Segerstrom y Parker (1959) consideran la formación dividida en dos miembros reconocidos también en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas: un miembro inferior compuesto de calcilutitas homogéneas, bien estratificadas (Kin1) y uno superior de brechas macizas y cal-cilutitas gris oscuras (Kin2).

Constituyen el Miembro Inferior (Kin1) dos tipos de facies: calcilutitas bioclásticas marrón, muy bioturbadas, de estratificación gruesa, en bancos de 1 a 2 m alternados cada 5 a 10 m con calcarenitas bien estratifica-das (Kin1a) y calcilutitas arenosas grises, con color de meteorización blanquecino, de estratificación fina, dispuestas en bancos de 5 a 10 cm (Kin1b).

El Miembro Superior (Kin2) constituye un horizonte muy conspicuo en terreno y aflora de manera continua desde la quebrada La Higuera hasta la quebrada Los Cóndores, unos 125 km más allá del límite norte de la carta. Las brechas macizas poseen texturas oquerosas, son de color gris claro, mal clasificadas y tampoco poseen estratificación interna. Sus fragmentos, centimétricos a decimétricos, están formados por calcarenitas amarillentas y calcilutitas laminadas negras, internamente deformados e inyectados por venillas de calcita esparítica. Sus formas son subangulosas a muy angulosa y frecuentemente los bordes de los fragmentos encajan con los de los próximos, conformando, de esta manera, texturas en puzzle (‘jigsaw’). La matriz puede estar presente o no estarlo. En caso de existir contituye un relleno clástico de tamaño de grano de arena, de composición similar a la de los fagmentos mayores, o bien forma un precipitado carbonático laminado, entre fragmentos, rico en relictos de minerales evaporíticos. La textura oquerosa está definida por la existencia de cavidades irregulares, centimétricas a decimétricas, de superficie interna rugosa, probablemente debido a disolución de los minerales evaporíticos. Las calcilutitas negras poseen laminación milimétrica y evidencian un alto contenido de materia orgánica, el cual origina un fuerte y característico olor a ácido sulfhídrico.

Edad. Fauna de valor cronoestratigráfico en calizas de la formación ha sido reportada por Mourgues (2001a, b), quien comunicó la presencia de Pterotrigonia (P.) delafossei (Bayle y Coquand) y Pterotrigonia (P.) aff. coihuicoensis (Weaver), en las nacientes de la quebrada Agua Amarga, que asigna al Hauteriviano Superior y de Sarcinella aff. occidentalis (Leanza y Castellaro), Mytilidae (?) indet., Pectinacea indet., Porifera indet. y Parsimonia (?) sp., en la sierra Garay, conjunto que asigna tentativamente al Hauteriviano Superior. Sobre la base de esta fauna es que se asigna una edad hauteriviana superior a la Formación Nantoco.

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Interpretación. Las calcilutitas del Miembro Inferior de la Formación Nantoco se habrían formado como depósitos carbonatados de ambiente submareal profundo (hemipelágico). Las calcilutitas del Miembro Superior se depositaron en una plataforma somera en ambiente intermareal. Las brechas y evaporitas se habrían generado durante un episodio regresivo regional, en el que habrían somerizado y emergido las plataformas con la consiguiente depositación de evaporitas y formación de karst por disolución meteórica de ellas (Mourgues, 2007). Esta fase de regresión generalizada está representada entre el Hauteriviano Superior y el Barremiano en toda la región de Atacama.

FORMACIÓN TOTORALILLO Kit (Barremiano) (Biese-Nickel in Hoffstetter et al., 1957)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a una secuencia de estratificación fina a media y color de meteorización amarillento o rosado, que se expone como una franja continua de afloramientos al este de la carta, entre la quebrada Chuschampis, por el norte, y la quebrada La Higuera, por el sur. Su color de meteorización, el aspecto bien estratificado y su alto contenido faunístico son característicos de la uni-dad. La formación sobreyace de manera concordante a la Formación Nantoco y está cubierta, de la misma manera, por la Formación Pabellón.

Litología. La secuencia está formada por calcilutitas margosas con estratificación fina a media, en bancos de 5 a 30 cm, que a la escala de la muestra son de coloración gris a gris oscura. Se intercalan en estas rocas, cada 10 a 15 m, paquetes métricos de areniscas calcáreas y wackas verdes bien estratificadas en capas planas. En algunos sectores, como en la quebrada Arena, las intercalaciones son tan abundantes que la formación adquiere un aspecto verdoso en todo su espesor. En otros lugares se intercalan lavas andesíticas violáceas lenticulares de textura amigdaloidal.

Edad. El primer antecedente acerca de fauna de valor cronoestratigráfico aportado para esta unidad fue entregado por Conn (1974), quien describió fauna de Crioceras Andinum (=Crioceratites andinus) Gerth y Crioceras (=Crioceratites) diamantense Gerth en localidades de las quebradas Arena, Áspera y La Higuera a las que asignó una edad hauteriviana superior. Esta asignación de edad fue enmendada por Abad (1976), quien reasignó las capas a un Barremiano amplio, sobre la base de la existencia de Nerinea y Agria Blu-menbachi Studer en la sierra Garay. Jurgan, por su parte (1977a, b), mencionó la existencia de Crioceratites cf. hildesiense (v. Koenen) en capas de esta formación, las que afloran en las quebradas La Higuera y Áspera y a las que asignó una edad hauteriviana. Mourgues (2001a; comunicación escrita, 2005), sobre la base de nuevas recolecciones y reasignaciones de la fauna previa, establece la presencia de Barremiano inferior en varias localidades a ambos lados de la quebrada Áspera, lugar donde describe: Eriphyla aff. argentina Burc-khardt, Crioceratites sp. 1, Crioceratites (Paracrioceras) cf. emerici Léveillé, Crioceratites sp. 3, Eriphyla aff. argentina Burckhardt, Acrioceras (A.) aff. tabarelli (Astier), Crioceratites (Paracrioceras) cf. emerici Léveillé, Crioceratites aff. tenuicostatum (Thomel) y ‘Emericiceras’ sp. Estos antecedentes más recientes, unidos a la existencia de fauna barremiana superior en los Estratos de Sierra El Toro (Kito), unidad que subyace a Totoralillo a través de un ‘onlap’ sedimentario, obligan a concluir que en Totoralillo queda representado, al menos, hasta el Barremiano superior, lo que confirma la asignación de un Barremiano amplio hecha al inicio por Abad.

Interpretación. Las calizas de la Formación Totoralillo se habrían depositado como producto de una trans-gresión generalizada después de la regresión Hauteriviana Superior-Barremiana. Su ambiente corresponde desde intermareal a inframareal, con participación de sedimentos detríticos volcanogénicos posiblemente transportados como corrientes de turbidez. La presencia de coladas de lava indica la contemporaneidad con centros volcánicos efusivos próximos.

FORMACIÓN pABELLÓN Kip (Barremiano Superior-Albiano Inferior (?)) (Biese-Nickel in Hoffstetter et al., 1957)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a una secuencia calcárea y clástica que aflora de manera continua al este de la carta, entre la quebrada Chuschampis, por el norte, y la quebrada La Higuera, por el sur, hasta más allá de los bordes de la carta. La unidad sobreyace concordantemente a las calciluti-

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tas bien estratificadas de la Formación Totoralillo y subyace, también concordantemente, a areniscas de la Formación Cerrillos. La base de la unidad está marcada por un horizonte discontinuo de chert negro.

Litología. La secuencia contiene un paquete basal con estratificación gruesa, formado por calizas bioclásticas marrón (20-30 m) intercaladas con horizontes de chert negros lateralmente discontinuos. Este paquete, que constituye cornisas resistentes a la erosión, contrasta con la unidad de calizas bien estrati-ficadas de la formación Totoralillo, que lo subyacen. Suceden a las calizas marrón 50 a 100 m de calizas margosas amarillentas de estratificación media y luego un paquete homogéneo de calcarenitas gris oscuras de estratificación fina, en bancos de 5 a 25 cm, en las que se intercalan niveles lenticulares de areniscas y areniscas conglomerádicas como al sur de la quebrada Arteaga.

Edad. Mourgues (2001b) describe, en la base de la formación, en la quebrada Los Sapos, tributaria de la quebrada Yerbas Buenas, inmediatamente al este de la carta, fauna formada por Imerites? Domeykanus (Bayle y Coquand), Liostrea sp., Bakebelliidae indet., Steinmanella aff. transitoria (Steinmann), Eriphyla aff. argentina Burkart, Gervillaria aff. alatior (Imlay), Myophorella (?) sp., Panopea sp., Gervillaria sp., Aptyxiella (Nerinoides) cf. dupiniana (d’ Orbigny) y Gastropoda indet., la que asignó al Barremiano superior. La revisión de esta fauna durante la ejecución de este trabajo le permitió a este mismo autor reclasificar la fauna de Imerites? Domeykanus (Bayle y Coquand) como Antarticoceras domeykanus, sin alterar la edad barremiana superior asignada originalmente al conjunto fosilífero. Unos 22 km al NE de la carta, en la localidad de Molle Alto (Carta Los Loros ; Arévalo, 2005b), capas altas de la formación contienen ejemplares de ammonites que fueron clasificados por Pérez et al. (1990) como Parahoplites gr. nutfieldiensis (J. Sowerby) y asignados al Aptiano Superior temprano. Esta misma fauna, posteriormente fue reestudiada por Mourgues (2007), quien la reclasificó como Neodeshayesites sp., de edad albiana temprana. Como en el área de este estudio no se ha podido confirmar la existencia de fauna como esta en capas altas de la formación, se prefiere mantener una edad mínima Albiano inferior con dudas. El rango de edad estimado para la formación es, por lo tanto, Barremiano superior-Albiano inferior (?).

Interpretación. Las facies basales gruesas de la formación son de ambiente submareal. La progresión desde estos estratos a facies margosas más finas y bien estratificadas hacia el techo, indicaría una transición desde un ambiente distal a otro más intramareal.

FORMACIÓN SIERRA LA SOSITA Kis (Barremiano) (Pincheira, 1981)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a una secuencia sedimentario-volcánica formada por calcilutitas, areniscas y lavas, que aflora exclusivamente en el flanco este de la sierra del mismo nombre, en la región centro-sur de la carta. La unidad se encuentra deformada según un sinclinal abierto y descansa a través de una paraconcordancia sobre tobas de la sección intermedia de la Formación Punta del Cobre (JKpc2). Su relación de techo no está expuesta.

Litología. Los afloramientos más septentrionales de la secuencia están formados, de abajo hacia arriba por: areniscas verdes y conglomerados bioclásticos rojizos de estratificación gruesa (bancos decimétricos a métricos), calcilutitas con fragmentos líticos y bioclásticos (gastrópodos, bivalvos, equinodermos, amonites, braquiópodos) y bancos con nódulos (10-25 cm) bastante continuos lateralmente y calcilutitas homogéneas de color de meteorización café-amarillento a blanquecino y estratificación media a fina (bancos de 20 a 40 cm). Hacia el SO la secuencia se interdigita con un paquete potente de 600 m (Kis(a)) de lavas andesíticas pardo verdosas, que incluyen areniscas, en la base, y areniscas finas pardas intercaladas con niveles del-gados (3 m) de calcilutitas, en el techo.

Edad. Muñoz Cristi (1958) menciona la existencia de Crioceras Andinum (=Crioceratites Andinus) Gerth, Lucina cf. prorrecta Gerhardt y Cerithium (Bittium) sp. en la base de los cerros frente a la mina Sositas, a los cuales Tavera (in Muñoz Cristi, 1958) le asignó una edad Hauteriviano superior-Barremiano. En nuevas recolecciones cerca de la terminación meridional de los afloramientos, Mourgues (comunicación oral, 2007) determina la existencia de Emericiceras sp. a la cual le asigna una edad barremiana. Sobre la base de estos antecedentes es que se le asigna una edad barremiana a la Formación Sierra La Sosita.

Interpretación. La existencia de un engrane lateral entre calizas al norte y coladas y areniscas al SE de los afloramientos de la formación, indica que la plataforma calcárea representada por las calizas fue restrin-

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gida. Estas facies corresponden a los términos más occidentales (equivalentes a la Formación Totoralillo) de la ingresión barremiana que prosiguió después de la fase de regresión generalizada registrada, más al este, por las brechas kársticas y evaporitas del Miembro Superior de la Formación Nantoco (Kin2), en el límite Hauteriviano superior-Barremiano. El hiatus bajo la base de la formación Sierra La Sosita, indicado por la falta de la sección superior de la Formación Punta del Cobre y del espesor completo de la formación Nantoco, se puede explicar por un desplazamiento del eje de depositación sedimentaria marina y volcánica hacia el este. De esta manera, la zona de los afloramientos de la unidad quedaría expuesta, quizá como un alto topográfico, para ser reocupada luego, durante la ingresión Barremiana.

ESTRATOS DE SIERRA EL TORO Kito (Barremiano) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Consiste en un complejo volcano-sedimentario lenticular, de unos 550 m de espesor máximo, que aflora en la sierra El Toro, en el norte, y desde ahí hacia el sur por unos 4 km, más en la falda este de la sierra Galena. Mientras la base del complejo sobreyace de manera concordante a calizas del Miembro Inferior de la Formación Nantoco, su techo subyace, en dirección hacia la zona más engrosada del complejo, a calizas del Miembro Superior de la Formación Nantoco, de la For-mación Totoralillo y de la Formación Pabellón. Esta relación de ‘onlap’ sedimentario implica un alto grado de diacronismo del techo del complejo.

Litología. Los Estratos de Sierra El Toro están formados, en su parte más potente, por varios cuerpos macizos subcirculares de dacitas rosadas y brechas angulosas gruesas de fragmentos de similar composición y textura a la de los cuerpos macizos. La matriz está formada por areniscas calcáreas y calizas. Desde la zona más engrosada hacia el sur y norte, las dacitas y brechas gradan a una secuencia de estratificación gruesa, en capas de 10 a 30 m, compuesta por areniscas y lavas de color rojo verdoso alternadas con cal-carenitas y calizas arenosas amarillentas con abundante fauna de bivalvos.

Edad. Conn (1974) indica la presencia de Crioceras Andinum (=Crioceratites andinus) Gerth en un pequeño promontorio al oeste del cerro Montevideo al que asigna una edad hauteriviana superior. Mourgues (2001a), en una localidad muy próxima a la de Conn, describe Antarticoceras sp., Gervillaria sp., Myophorella (P.) cf. garatei (Leanza), Paulckella aff. taverai Pérez y Reyes, Paulckella sp., Pterotrigoniinae sp, Lucina subpo-rrecta Leansa y Castellaro, Eriphyla aff. argentina Burckhardt, Bivalvia indet. 4 y Ampullina sp. y asigna este conjunto al Barremiano superior. Estos antecedentes, unidos al hecho de que estos estratos sobreyacen a la Formación Nantoco, de edad hauteriviana superior, y subyacen a la Formación Pabellón, del Barremiano superior-Albiano inferior? permite atribuirle a la unidad una edad del Barremiano amplia.

Interpretación. La litología y geometría lenticular de los Estratos de Cerro El Toro, engrosada en el núcleo y adelgazada hacia la periferia, en especial hacia el extremo sur, unida a la relación de ‘onlap’ sedi-mentario con las unidades estratificadas adyacentes, indican que esta unidad corresponde a un complejo de domos coalescentes el que, junto con sus productos volcánicos periféricos, brechas y coladas de lava, fue extruido en condiciones subacuáticas sobre la plataforma marina simultáneamente con la depositación de las formaciones Nantoco y Totoralillo.

DIORITA DE SIERRA LOS pUNTUDOS Kidp (ca. 134 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Corresponden a un conjunto de cuerpos dioríticos discretos, con superficies de exposición hectométricas a kilométricas, que intruyen el Complejo Epimetamórfico Chañaral (DCch) y la Formación Canto del Agua (TrJca). Destacan, en terreno, por su color gris oscuro el que con-trasta con los tonos blanquecinos de las rocas sedimentarias y metasedimentarias que intruyen. Afloran en el borde oriental de los Llanos de Challe, desde la sierra Los Puntudos, por el norte, hasta la mina Plomiza, por el sur.

Litología. Están formados por dioritas de anfíbola, piroxeno y biotita las que, en determinados secto-res, presentan foliación magmática definida por alineamiento de plagioclasa. Las texturas son faneríticas, inequigranulares o porfídicas. En algunos sectores, dioritas cuarcíferas puede también estar presentes con

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cuarzo hasta en un 12%. La anfíbola se presenta en cristales individuales, con textura poikilítica, que rodean a piroxeno y/o con moderada alteración clorítica-actinolítica. El piroxeno, presente como hiperstena o clino-piroxeno, aparece moderadamente uralitizado. La biotita se presenta levemente recristalizada y alterada a clorita-esmectita y epidota. En algunos sectores, se aprecian cúmulos de minerales máficos nucleados en torno a gránulos de olivino. El cuarzo, cuando está presente, exhibe extinción ondulosa o aparece recrista-lizado formando subgranos.

Edad. Se dispone de dos edades para estos intrusivos: una por el método 40Ar/39Ar, en anfíbola, de 134,0±2,8 Ma en un cuerpo menor en los Llanos de Challe, y otra por K-Ar de 162±4 Ma, en biotita, efectuada en un cuerpo de mayores dimensiones, en la quebrada La Montosa. Esta última edad se considera máxima debido posiblemente a exceso de 40Ar, hecho que no detecta el método K-Ar.

GRANODIORITA SIERRA CHAñAR Kigdch (ca. 131 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Cuerpo plutónico de aspecto bastante homogéneo y tonalidad blanquecina a rosada, que aflora en el sector centro-norte de la carta, entre las sierras Chañar y Boquero-nes, y continúa hasta más allá de su límite norte. Intruye, por el este, de manera subhorizontal, brechas de la Formación Punta del Cobre (JKpc) en las que desarrolla una aureola de rocas córneas y, por el oeste, la Diorita San Antonio. En esta última dirección, está en contacto también con rocas volcánicas de la Formación La Negra (Jln), a través de milonitas que, en la región, corresponden a la rama más occidental del Sistema de Falla de Atacama (Arévalo et al., 2003). Este cuerpo tiene continuidad areal con la Diorita Cuarcífera Barros Luco, en las cartas Castilla y Totoral Bajo (Blanco et al., 2003). Las diferencias en cuanto a edad, petrografía y cinemática de las milonitas hacen que la Granodiorita Sierra Chañar sea considerada un cuerpo plutónico distinto a los que componen al intrusivo anterior.

Litología. Se compone de granodioritas a tonalitas de biotita y piroxeno de grano medio y recristaliza-ción leve a moderada. En algunos sectores la biotita se presenta alterada a clorita, epidota, prehnita. En otros, la anfíbola muestra alteración débil a intensa a clorita, actinolita, calcita, prehnita y titanita. El cuarzo se presenta en cristales anhedrales, intersticiales y de entrecrecimiento gráfico y, en ciertos sectores, en subgranos, con extinción ondulosa, migración de bordes y agregados policristalinos, todo lo cual indica un grado leve a moderado de recristalización. La franja milonítica occidental está formada por ultramilonitas blanquecinas silíceas y verdosas anfibolíticas disectadas por enjambres de dique aplíticos polidireccionales, de centímetros a decímetros de espesor, cizallados y no cizallados. Lineaciones de estiramiento mineral se disponen a lo largo de direcciones de máximo manteo, e indicadores cinemáticos como fábricas SC y SC’ indican sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’.

Edad. Se dispone de dos edades K-Ar para esta unidad. Una, en biotita, de 131±3 Ma, efectuada en una muestra tomada en la sierra Boquerones y otra, en anfíbola, de 131±5 Ma en una muestra tomada en la sierra Chañar. Ambos valores son consistentes dentro del error y representan la edad de cristalización del plutón.

Interpretación. El contacto intrusivo oriental con las brechas de la Formación Punta del Cobre es ho-rizontal y, por lo tanto, constituye un techo plutónico plano. Esta característica, junto a la mineralogía de alta temperatura de la franja milonítica occidental, la que indica la naturaleza sinplutónica de esta franja de deformación, y el sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’ son rasgos comunes a los plutones tabulares de la Cordillera de la Costa en la Región de Atacama (Grocott y Taylor, 2002; Arévalo et al., 2003). En particular, el sentido de cizalle exhibido por las milonitas sugieren que el plutón hizo espacio por depresión del piso plutónico.

COMpLEJO pLUTÓNICO INFIERNILLO Kii (131-129 Ma) (Arévalo et al., 2003)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a un complejo granodiorítico-diorítico, que aflora como una franja NNE, de unos 25 km de largo, en el sector central de la carta, desde el Llano de La Jaula hasta el valle del río Huasco, por el sur. Al sur del valle reaparece en la carta Freirina-El Morado (Welkner

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et al., 2006) y se prolonga por otros 35 km hasta desaparecer a la altura de la quebrada El Morado. Por el este, subyace a lavas y tobas de la Formación Punta del Cobre a través de un contacto intrusivo plano, con leve manteo en esa misma dirección, concordante con la estratificación y que, por lo tanto, corresponde a un techo plutónico. Por el oeste, intruye lavas de la Formación La Negra a través de un contacto compuesto. Desde el llano Pintados hacia el norte, el intrusivo subyace a las lavas a través de un contacto también plano, de manteo al oeste y concordante, por lo que constituye un techo plutónico en esa dirección. Desde el llano Pintados hacia el sur, el contacto con las rocas volcánicas se produce a través de una franja milonítica, que constituye la Zona de Cizalle de Infiernillo (Arévalo et al., 2003), la rama más occidental del Sistema de Falla de Atacama en la latitud de Vallenar.

Litología. Internamente, el complejo está formado por dos subunidades plutónicas, una granodiorítica (Kii (gd)) y otra diorítica (Kii (d)). La interfase entre ellas la constituye una superficie plana subhorizontal con leve manteo al este (22º-35º), que deja a dioritas arriba y granodioritas abajo. Las dioritas Kii (d) son verdo-sas y petrográficamente corresponden a dioritas de piroxeno y anfíbola, con variedades menores a dioritas cuarcíferas. Las texturas son faneríticas, inequigranulares y porfídicas y el tamaño de grano es medio. El piroxeno corresponde, en gran proporción, a augita y se presenta como núcleos de anfíbola y en cristales individuales frescos y alterados, leve a moderadamente, a clorita y actinolita. La anfíbola se presenta en cú-mulos junto a biotita o en cristales individuales con actinolitización moderada y alteración a clorita y epidota. En algunos sectores, ortoclasa y biotita también están presente pero en cantidades menores (<2%). La biotita, cuando está presente, se encuentra alterada a clorita, prenhita y epidota. Olivino es también ocasional, sus cantidades no sobrepasan el 1% y se presenta alterado completamente a clorita, limonitas y espinela. Hacia su base e inmediatamente por sobre el contacto con las granodioritas, las dioritas se presentan alteradas a actinolita de manera diseminada y en vetillas, lo que indica que predatan a sus rocas subyacentes. En varios sectores (e.g., mina Castor), aparecen vetas con calcopirita-calcosina cercanas al contacto con las granodioritas, lo que sugiere que esta interfase es favorable para alojar mineralización. Las granodioritas son rosadas y poseen biotita, anfíbola y piroxeno ocasional, como sus minerales ferromagnesianos principales. Presentan variaciones frecuentes a tonalitas y a granitos. Son, en general, isótropas salvo en su margen occidental, en las proximidades de la Zona de Cizalle Infiernillo donde se desarrolla una foliación magmá-tica vertical definida por la orientación de minerales tabulares como plagioclasa y biotita. En este lugar se presentan también enclaves microdioríticos tabulares de bordes subangulares y lobulados, todos alineados y elongados de forma vertical, lo que sugiere procesos de inyección de diques sinplutónicos, desagregación y ‘mingling’. Petrográficamente las granodioritas son de grano medio con texturas equi- a inequigranulares. La biotita se presenta, en algunas ocasiones, levemente recristalizada y alterada a prehnita; la anfíbola, en cristales frescos, en su mayoría, y en determinados lugares, biotitizada o alterada a clorita-actinolita. El piroxeno, cuando está presente, aparece parcialmente uralitizado y actinolitizado. El cuarzo se encuentra, especialmente en muestras provenientes del margen occidental del plutón, como subgranos, con migración de bordes y extinción ondulosa, lo que indica deformación intracristalina.

Las milonitas del borde oeste corresponde a protomilonitas de protolito volcánico andesítico y grano-diorítico formadas por porfiroclastos de plagioclasa en una matriz que desarrolla una foliación pervasiva subvertical definida por la existencia de bandas cuarzo-feldespáticas, alternadas con bandas lepidoblásticas de anfíbola y biotita. A lo largo de direcciones de máximo manteo se desarrollan lineaciones de estiramiento mineral definidas por cristaloblastos de biotita y anfíbola y porfiroclastos de tipo σ que señalan un sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’.

Edad. Se dispone de tres edades U-Pb, en circón, consideradas como edades de cristalización (Cruden et al., 2004). Dos determinaciones fueron obtenidas en las granodioritas inferiores y arrojaron valores de 128,66±0,15 Ma y 129,01±0,18 Ma, mientras que en las dioritas superiores se obtuvo 131,4±0,2 Ma. Otras tres edades 40Ar/39Ar se han efectuado, en la subunidad granodiorítica y han arrojado valores consistentes, dentro del error, con las edades de cristalización de 130,02±0,94, en biotita (Gipson et al., 2003); 129,0±1,1 Ma, en anfíbola, y 129,9±0,9 Ma, en anfíbola (estos dos últimos en Valenzuela, 2002). Determinaciones K-Ar también se han efectuado para la subunidad granodiorítica y arrojan valores de 130±3 Ma, en biotita; 132±3 Ma, en biotita; 128±4 Ma, en anfíbola, y 133±3 Ma, en biotita (Valenzuela, 2002). Todas estas edades coinciden con las edades de cristalización dentro de sus rangos de error. Una edad 40Ar/39Ar, en biotita, de

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126,28±0,99 Ma hecha en una milonita de la franja deformada occidental, es discordante respecto de los anteriores y podría representar enfriamiento más lento por mantenerse el cizalle activo hasta después de la cristalización del complejo plutónico.

Interpretación. El paralelismo entre el contacto granodiorita-diorita y el techo plutónico del complejo plu-tónico, ambas superficies planas, implica que la subunidad plutónica superior diorítica posee una geometría tabular. De esta manera el espesor medido entre ambas superficies alcanza los ca. 350 m. Aunque el piso de las granodioritas no es observable en la carta ni en zonas adyacentes, se infiere que también es plano, sobre la base de la comparación de este cuerpo con otros similares ubicados tanto al occidente (Complejo Plutónico Carrizal Bajo) como al oriente (Complejo Plutónico Retamilla; carta Freirina-El Morado, Welkner et al., 2006), donde se observa una base plana, por lo que el espesor mínimo de esta subunidad alcanzaría los ca. 400 m. La geometría tabular del Complejo Plutónico Infiernillo y su naturaleza interna estratificada definida por la existencia de subunidades internas también tabulares, constituye una característica de primer orden de este cuerpo plutónico.

La otra característica de este complejo corresponde a la franja de milonitas que bordea el complejo plu-tónico a lo largo de parte de su límite occidental. Estas rocas constituyen una zona de cizalle de alto grado metamórfico (facies de anfibolita), de tipo sinplutónico, que presenta lineaciones verticales e indicadores cinemáticos que señalan un sentido de cizalle con descenso del bloque plutónico. Un desplazamiento de este tipo junto a la disminución hacia abajo de la edad de cristalización del plutón, permiten inferir que el complejo se habría emplazado por la acreción sucesiva, desde arriba hacia abajo, de ‘láminas magmáticas’, las que aprovecharían el espacio creado por el descenso del piso plutónico en el bloque colgante de una falla normal contemporánea ubicada en el borde oeste del complejo.

DIORITA DE LLANO DE LA JAULA Kidj (ca. 128 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Consisten en un conjunto de cuerpos dioríticos epidotizados que se exponen según afloramientos dispersos en los cerros bajos, al este de los llanos Punta de Díaz y de La Jaula.

Litología. Comprenden dioritas de piroxeno y anfíbola epidotizadas de color verde con texturas faneríti-cas, microgranulares y porfídicas. Se presentan, en general, muy alteradas y son comunes la sericita-clorita y ocasionalmente escapolita. La anfíbola se encuentra actinolitizada y cloritizada. Cuando está presente la biotita aparece oxidada. Poseen pirita diseminada.

Edad. Se dispone de una edad U-Pb, en titanita, de 128±1 Ma efectuada en una muestra de un cuerpo diorítico con pirita diseminada, que aflora en la loma La Invernada.

COMpLEJO pLUTÓNICO RETAMILLA Kir (127-126 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a un cuerpo plutónico compuesto, granodiorítico-diorítico-microgranítico, elongado en dirección NNE, que aflora desde la sierra La Sosita hacia el sur, hasta el valle del río Huasco. Al sur del valle, en las cartas Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006) y Vallenar-Domeyko alcanza su mayor expresión y se prolonga por unos 43 km a lo largo de la misma dirección. En la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas afloran solo granodioritas, las que constituyen la subunidad plutónica tabular inferior del complejo. Intruye, por el este, brechas volcanoclásticas y epiclásticas de la sección media de la Formación Punta del Cobre (JKpc2) y, por el oeste, se encuentra yuxtapuesta, a través de un contacto tectónico por falla de rumbo, con lavas y calizas de la sección inferior de la Formación Punta del Cobre (JKpc1).

Litología. En esta carta el complejo está formado principalmente por granodioritas de piroxeno, con anfíbola de tipo hornblenda o sin ella, de colores grises a rosadas, grano medio y texturas inequigranulares a porfídicas. Abarcan, en ciertos lugares, un amplio rango petrográfico, que incluye variaciones máficas a dioritas y monzodioritas cuarcíferas y variaciones a rocas más félsicas como monzogranitos. En el borde

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occidental del plutón se observa una franja extensa de alteración a cuarzo-albita (feldespato albitizado y piroxeno y anfíbola actinolitizados) y zonas más locales de silicificación (como reemplazo macizo, vetilleo de sílice y ‘stockworks’ de actinolita) que abarca tanto rocas intrusivas como de caja. Las zonas de silicifi-cación incluyen ‘hornfels’ de piroxeno y destacan, en terreno, por la abundancia de ‘puntones’ resistentes a la erosión, blanquecinos y teñidos a marrón, debido a la presencia de pirita oxidada. Hacia el norte, la zona de alteración silícea continúa por unos 12 km más, a lo largo de la sierra Los Colorados, hasta alcanzar las proximidades del yacimiento de Fe homónimo, en el sector de Punta Blanca. En las granodioritas, el piroxeno se presenta alterado leve a moderadamente a óxido de hierro, clorita y, en menor medida, a actinolita. La hornblenda aparece alterada selectivamente a actinolita y anfíbolas sódicas. Biotita se presenta de manera solo ocasional y olivino ha sido encontrado solo como trazas en las variedades más máficas.

Edad. Se dispone en la carta de dos edades 40Ar/39Ar de 126,4±0,9 Ma y de 127,0±1,6 Ma, ambas en hornblenda. Un dique cuya edad 40Ar/39Ar, en masa fundamental, de 125±1 (Heydolph, comunicación escri-ta, 2008) intruye la Formación Punta del Cobre (JKpc), a 3 km al oeste de la terminación norte del plutón, se considera representativo de una fase magmática tardía relacionada con el emplazamiento del complejo plutónico.

Interpretación. La prolongación de la zona de alteración silícea hacia el norte podría ser explicada por la existencia de un techo plutónico plano, cercano a la superficie, en esa dirección. Esto aparece confirmado por la existencia de granodioritas en afloramientos circulares o en ‘ventanas plutónicas’, rodeadas de rocas silicificadas en zonas topográficamente bajas; testigos de rocas plutónicas recogidos en sondajes profundos de la mina Los Colorados (González, comunicación oral, 2003) y la edad 40Ar/39Ar de 126,4±1,6 Ma, en biotita de alteración, hecha en rocas volcánicas con alteración potásica del yacimiento Los Colorados y cuyo valor coincide con las edades 40Ar/39Ar del plutón, lo que indicaría la influencia cercana del plutón. En las cartas Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006) y Vallenar-Domeyko (Arévalo et al., en prep.) afloran otras dos subunidades plutónicas que sobreyacen a las granodioritas y aparece expuesto, en las proximidades de la quebrada Chañaral, el piso plutónico del complejo. La existencia conjunta de un techo y un piso horizontal documentan la geometría tabular, de primer orden del complejo plutónico. Esto permite estimar un espesor de unos ca. 2.170 m, medidos de piso a techo. El reconocimiento de subunidades, también tabulares, al sur de la carta, indica la naturaleza multiestratificada del complejo. En este contexto el Complejo Plutónico Retamilla es también comparable con los complejos plutónicos Carrizal Bajo e Infiernillo, igualmente estra-tificados, que se construyeron por el apilamiento vertical de láminas magmáticas horizontales, asistidos por desplazamientos contemporáneos al emplazamiento, a lo largo de fallas normales adyacentes.

COMpLEJO pLUTÓNICO LA HIGUERA Kih (ca. 122 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a un intrusivo compuesto, granodiorítico-diorítico, que se expone en la sierra Marañón, en la parte centro-sur de la carta, y desde este lugar hacia el norte, hasta la quebrada Agua Amarga, donde forma parte de diversos afloramientos en cerros bajos. Más al sur, en la carta Vallenar-Domeyko, el complejo se prolonga como una franja NNE, por al menos 55 km hasta la quebrada Chañaral, a latitud de la localidad de Domeyko. En la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas el plutón intruye brechas volcanoclásticas y epiclásticas de la sección intermedia de la Formación Punta del Cobre a través de una superficie plana de manteo leve (25°) al oeste, concordante con la estratificación de la unidad suprayacente y, por lo tanto, constituye un techo plutónico.

Litología. El complejo es composicionalmente compuesto. Está formado por una subunidad granodiorítica inferior (Kih(gd)) que subyace a otra diorítica superior (Kih(d)) a través de una superficie curva, de manteo cen-trífugo somero (20-30°), desde el cordón más alto de la sierra Marañón hacia el noroeste y norte. La subunidad granodiorítica está formada por granodioritas de anfíbola y piroxeno de textura inequigranular. La anfíbola se presenta alterada selectivamente a clorita. El piroxeno, que es solo ocasional, se presenta alterado a sericita y arcillas. La subunidad diorítica está compuesta por dioritas de anfíbola y piroxeno de textura inequigranular y grano grueso a microgranular con variedades porfídicas. Extremos más félsicos llegan a monzodioritas y, solo en ocasiones, a monzodioritas cuarcíferas donde presentan contenidos menores de biotita (3%) y trazas

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de cuarzo (2%). La anfíbola se presenta alterada, moderada a intensamente, a clorita-esmectita, actinolita y epidota. El piroxeno se presenta intercrecido con anfíbola, como núcleos dentro de cristales de anfíbola o alte-rado completamente a actinolita-clorita y óxidos de hierro. Las dioritas porfídicas presentan masa fundamental microdiorítica con cúmulos de clorita-sericita. Al norte de la quebrada Chacritas, extensos afloramientos amarillo ocres de microdioritas y microdioritas porfídicas, en lomas bajas, con una intensa alteración propilítica (epidota, actinolita, clorita y calcita diseminadas y epidota en venillas) son atribuidos a esta unidad.

Edad. En la unidad se ha efectuado una edad 40Ar/39Ar de 122,1±1,3 Ma, en anfíbola, en un pórfido de anfíbola ubicado al norte de la sierra Marañón.

Interpretación. El paralelismo entre el techo del complejo plutónico y el piso de las dioritas, señala que la subunidad diorítica es tabular y de unos ca. 500 m de espesor. En la carta y en las zonas aledañas de más al sur no aparece expuesto el piso plutónico del Complejo Plutónico La Higuera, como sí ocurre en el caso del complejo Retamilla, ni tampoco franjas de milonitas asociadas al emplazamiento, como en el caso del complejo Infiernillo, que permitan hacer inferencias acerca de su geometría trimensional ni de los mecanismos de emplazamiento. Sin embargo, características como la naturaleza tabular de una de sus subunidades, su similar edad y similar contexto geológico sugieren que el Complejo Plutónico La Higuera comparte las mismas características de los complejos Retamilla e Infiernillo. Es decir, parece razonable que el Complejo Plutónico Retamilla se construyó también por el apilamiento vertical de láminas magmáticas horizontales, asistido por desplazamientos contemporáneos al emplazamiento a lo largo de fallas normales adyacentes. Fallas normales adyacentes al complejo La Higuera no existen en la carta; sin embargo, en la carta Vallenar-Domeyko una extensa franja milonítica con mineralogía de esquistos verdes bordea, por el oeste, las rocas plutónicas (Zona de Cizalle Algarrobo; Arévalo et al., 2003). Aunque solo se han observado hasta el momento indicaciones de desplazamiento horizontal, es posible que indicaciones de desplazamiento normal o relacionadas con emplazamiento, se encuentren obliteradas dada la naturaleza tardía y de baja temperatura de la franja milonítica.

FORMACIÓN CERRILLOS Kc (Albiano Inferior?-Turoniano) (Segerstrom y Parker, 1959)

Definición y relaciones de contacto. Secuencia sedimentaria-volcánica, de aspecto heterogéneo ver-doso a rojizo, que aflora en el borde más oriental de la carta entre las quebradas Algarrobal y La Higuera, extendiéndose más al norte y sur, respectivamente, fuera de los límites de la carta. La formación sobreyace concordantemente a calcilutitas de la Formación Pabellón y su relación de techo no aparece expuesta, por lo que su espesor mínimo en la carta es de unos 2.000 m. Se encuentra intruida, por el este, por granodioritas y gabros del Complejo Plutónico Los Morteros (Ksm). Desde la quebrada Arena hacia el norte, el contacto intrusivo con el complejo Los Morteros aparece marcado por una franja de milonitas de mineralogía de alta temperatura. Desde esta quebrada hacia el sur el contacto intrusivo es nítido y concordante con la estratifi-cación. El espesor mínimo de la unidad medido en la carta es de 2.000 m.

Litología. La secuencia es fundamentalmente clástica y está formada por brechas, conglomerados y areniscas, en los que se intercalan aisladamente coladas andesítico-basálticas y tobas riolíticas de ceniza. Las brechas y conglomerados se estratifican en capas macizas, lateralmente muy continuas que, en su mayoría, presentan gradación inversa normal. Los clastos son volcánicos andesíticos y sus tamaños deci-métricos a métricos. Las areniscas son de grano medio a muy grueso, con clastos andesíticos flotantes, y se disponen en capas planas con gradación inversa-normal e intercalaciones de paraconglomerados. Las tobas (Kc(a)) son blanquecinas y de grano fino. Un color verde es aportado por una fuerte cloritización y epidotización que afectan de manera heterogénea las rocas de la unidad y dan paso a una fuerte cornifi-cación y silicificación en las proximidades del contacto con el Complejo Plutónico Los Morteros. A lo largo de la franja de milonitas, las brechas, conglomerados y tobas desarrollan una foliación muy penetrativa vertical que traspone la estratificación original. Los fragmentos más gruesos aparecen estirados a lo largo de direcciones de máximo manteo.

Edad. La formación no contiene fauna de valor cronoestratigráfico ni tampoco los intrusivos que la disectan en la carta proveen límites cronológicos apropiados para acotar la edad de la formación, por lo que ella ha

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sido asignada indirectamente por la relación con unidades adyacentes. La edad mínima de la subyacente Formación Pabellón es albiana inferior (?). Por otro lado, una edad mínima Turoniana para la formación está dada por la edad U-Pb, en circón, de 90,4±0,5 Ma de pórfido de hornblenda, que corta la unidad en el cerro El Fraile, unos 25 km al NE de la carta (Carta Los Loros; Arévalo, 2005b). Estos antecedentes permiten asignar la Formación Cerrillos a un rango Albiano Inferior?-Turoniano.

Interpretación. Las areniscas representarían flujos arenosos densos depositados en ambientes de llanuras de inundación y las brechas y conglomerados a flujos de detritos formados en condiciones de alta energía, probablemente asociados con áreas proximales de depositación aluvial. Las lavas y tobas representarían una actividad volcánica contemporánea, de importancia subordinada a la sedimentación. Los estratos de la Formación Cerrillos han sido atribuidos al relleno de una cuenca subsidente, asociada a la fase extensional del Cretácico Inferior alto, descrita por Mpodozis y Allmendinger (1993) en la zona de Puquios-sierra de Fraga y extendida hacia el oeste por Arévalo (2005a).

CRETÁCICO SUpERIOR

Las rocas en este período están representadas por cuerpos intrusivos menores de composiciones dioríticas (Diorita Sierra Galena, Ksdg) y felsíticas (Hipabisales riolíticos y dacíticos de Rincón de Cáceres, Kshc), que afloran en el sector nororiental de la carta, y por un cuerpo intrusivo compuesto, de dimensiones batolíticas, que aflora en el borde suroriental de la carta (Complejo Plutónico Los Morteros, Ksm).

DIORITA SIERRA GALENA Ksdg (ca. 99 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a un cuerpo diorítico concordante de 1 km2 de exposición máxima, que aflora en el flanco occidental de la sierra homónima, en el vértice nororiental de la carta. Intruye, en ese lugar, exclusivamente brechas de la sección intermedia de la formación Punta del Cobre (JKpc2).

Litología. Corresponde a una diorita cuarcífera de anfíbola, en grandes cristales, y biotita subordinada. Presenta texturas faneríticas y porfídicas. La anfíbola se presenta en cristales mayores de 1 mm, en indivi-duos frescos o con clorita en los bordes.

Edad. Se ha obtenido una edad 40Ar/39Ar de 98,5±1,7 Ma, en anfíbola.

HIpABISALES RIOLÍTICOS Y DACÍTICOS DE RINCÓN DE CÁCERES Kshc (ca. 94 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Corresponden a una serie de cuerpos irregulares, diques y filones manto de composiciones riolíticas y dacíticas, que afloran tanto en la sierra Galena, sector de Rincón de Cáceres, como en la sierra El Paico. Intruyen, en ambos lugares, calizas del Miembro Inferior de la Forma-ción Nantoco.

Litología. Petrográficamente consisten en riolitas y dacitas porfídicas y pórfidos dacíticos de anfíbola en masa fundamental afanítica o microcristalina. La anfíbola se presenta en grandes cristales euhedrales o, en algunos lugares, con núcleos de piroxeno. La masa fundamental se encuentra sericitizada de manera selectiva. Producen fuerte cornificación en las rocas calcáreas que intruyen.

Edad. Se dispone de una edad 40Ar/39Ar de 94,36±1,08 Ma, efectuada en fenocristales de anfíbola (Lie-ben, 2000).

COMpLEJO pLUTÓNICO LOS MORTEROS Ksm (69-68 Ma) (nueva unidad)

Definición y relaciones de contacto. Corresponde a un complejo plutónico multicomposicional que aparece expuesto, principalmente, hacia el este de la carta desde la quebrada Hornos hacia el sur. Incluye

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granodioritas (Ksm(gd)), dioritas y gabros bandeados (Ksm(d)) y un enjambre de diques aplíticos (Ksm(a)). El borde occidental del complejo aparece marcado desde la quebrada Arena, hacia el norte, por una franja milonítica subvertical que lo yuxtapone con calizas de la Formación Pabellón (Kip) y brechas, conglomerados y areniscas de la Formación Cerrillos (Kc). Desde esta quebrada hacia el sur, el contacto lo constituye una superficie planar, de manteo moderado al este (35°-45°E), bajo la cual yace concordantemente la Formación Cerrillos y que, por lo tanto, constituye el piso plutónico del complejo.

Litología. Las granodioritas Ksm(gd) constituyen la facies predominante en esta sección del complejo. Son blanquecinas, contienen anfíbola y biotita como minerales ferromagnesianos principales y su textura es fanerítica e inequigranular. Se presentan también variaciones a granito, tonalita y diorita cuarcífera, todas con similar mineralogía de ferromagnesianos. La anfíbola se presenta en cristales frescos o moderada a intensamente alterada a clorita y actinolita. El contenido de anfíbola en dioritas cuarcíferas puede llegar hasta un 40%. La biotita se presenta levemente recristalizada y, en ciertos lugares, alterada a clorita-epidota. En la quebrada Algarrobal se observan tonalitas y granodioritas con una foliación magmática penetrativa, visible a la escala del afloramiento, paralela a la foliación milonítica del borde occidental del plutón. En la localidad de El Zapallo las granodioritas se presentan cruzadas por bandas de, al menos, 20 m de enclaves dioríticos de anfíbola. Los enclaves se presentan aplastados en sentido este-oeste y la geometría de sus bordes (angulosos a lobulados) sugiere que las bandas corresponden a diques dioríticos sinplutónicos desagregados.

Las dioritas y gabros bandeados Ksm(d) son facies subordinadas en el complejo. De color gris oscuro, su grano es grueso y contienen anfíbola, piroxeno y olivino como sus ferromagnesianos principales. La an-fíbola se presenta actinolitizada, intercrecida con piroxeno y como bordes de este último mineral. El olivino se encuentra muy fracturado y alterado a clorita, óxidos de fierro y calcita, y forma cúmulos con anfíbola y piroxeno. La fábrica bandeada de los gabros está definida por el alineamiento de cristales tabulares de plagioclasa. En la quebrada Tote, el contacto entre la unidad de dioritas y gabros bandeados Ksm(d) y la unidad de granodioritas Ksm(gd) está definido por una banda de ultramilonitas con protolito diorítico con direcciones de estiramiento ‘en el manteo’ y sentido de cizalle ‘granodiorita hacia abajo’.

Las aplitas Ksm(a) afloran como un enjambre de diques que se emplazan, al este de la quebrada Artea-ga, a lo largo de planos de foliación de la unidad de dioritas y gabros. Son blanquecinas, microgranulares a afaníticas y presentan anfíbola como su mineral ferromagnesiano principal.

Las franja milonítica del borde occidental del complejo está formada por ultramilonitas y protomilonitas con mineralogía de un amplio rango de temperaturas, que incluye hornblenda, actinolita y epidota. Los protolitos son clásticos, calcáreos o plutónicos, dependiendo de la naturaleza de las rocas que se deformen. En los casos de protolito calcáreo, las milonitas exhiben la foliación más penetrativa, definida por bandas micríticas submilimétricas. Los planos de foliación son subverticales y se desarrollan a lo largo de ellos lineaciones de estiramiento, a lo largo de direcciones de máximo manteo, definidas por: biotita y anfíbola, en caso de protolito ígneo; fragmentos líticos estirados, en caso de protolito clástico, o bien porfiroclastos desarrollados en torno a trazas fósiles calcedonitizadas y a bioclastos, en caso de protolito calcáreo.

Edad. Se dispone de dos edades 40Ar/39Ar. Una de 64,6±0,7 Ma, en anfíbola, hecha en una granodiorita de la quebrada Arteaga, y otra de 66,75±0,62 Ma, en biotita (Gipson et al., 2003), hecha en otra granodiorita de la quebrada La Higuera. Otra edad K-Ar de 68,4±2,4 Ma (recalculada), en anfíbola, fue efectuada por Zentilli (1974) en la unidad de dioritas y gabros bandeados, al este de la quebrada Arteaga. Recientemente, determinaciones U-Pb de alta precisión efectuadas en rocas del Complejo Los Morteros, en la quebrada Los Morteros, área inmediata al SE de la carta, determinó que la edad de cristalización del plutón está en el rango 69-68 Ma (Tsotsos, 2006), por lo que las edades 40Ar/39Ar mencionadas deben considerarse como edades de enfriamiento. Una determinación 40Ar/39Ar de 69,1±0,8 Ma, en anfíbola, hecha en una protomilonita del borde plutónico occidental coincide, dentro del error, con este rango y confirma el carácter sinplutónico de la franja deformada.

Interpretación. Se observan, a lo largo de la traza de la franja milonítica, en las zonas más próximas al borde plutónico, milonitas de anfíbola con foliación muy penetrativa y fábricas de tipo SC, que indican sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’. En lugares más lejanos a la influencia del plutón, las milonitas exhi-ben fábricas menos penetrativas, presentan mineralogía de más baja temperatura (epidota, actinolita) y los indicadores cinemáticos, al contrario de lo señalado en las milonitas de anfíbola, indican sentido de cizalle

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‘plutón hacia arriba’. Esta misma dirección de desplazamiento se infiere en indicadores observados en las milonitas de protolito calcáreo. Este doble sentido de cizalle absorbido por una misma estructura al borde oeste del complejo Los Morteros, se interpreta como producido por la superposición de dos desplazamientos separados en el tiempo: un desplazamiento temprano ‘plutón hacia abajo’, de tipo sinplutónico y dúctil, que probablemente asistió en la depresión del piso plutónico en el colgante de la falla para generar el espacio en que se emplaza el plutón y otro más tardío, que retrabaja la estructura de emplazamiento anterior y que está ligada a la contracción absorbida por todas las secuencias calcáreas del Grupo Chañarcillo. Esta de-formación más tardía coincidiría con la fase contraccional del Cretácico-Terciario, documentada en la región de Inca de Oro (Matthews et al., 2006) y Copiapó (Arévalo, 2005a).

MIOCENO-PLIOCENO

Las unidades neógenas que afloran en la carta son exclusivamente de origen sedimentario clástico. Comprenden depósitos fluvio-aluviales (Gravas de Atacama, Mga; Gravas del Río Huasco, Mpligh; Gravas de Challe, Mpligc; depósitos aluviales y coluviales antiguos, MPlia).

Gravas dE ataCaMa Mga (Mioceno Medio) (Mortimer, 1973)

Definición y relaciones de contacto. Se denomina así a un conjunto de gravas polimícticas que se reconocen como terrazas remanentes, que cubren unidades premiocenas, en una amplia extensión, en la Precordillera de Atacama, entre la Cordillera de Domeyko y la Cordillera de la Costa. Su techo lo constituye una superficie de pedimentación de extensión regional (Mortimer, 1973) la que, a lo largo de la quebrada San Andrés (cartas Carrera Pinto, Iriarte et al., 1996 e Inca de Oro, Matthews et al., 2006), se encuentra cubierta por la ignimbrita San Andrés (Clark et al., 1967). En la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas, ex-tensos depósitos de Gravas de Atacama se exponen al este de los llanos de La Jaula y Punta de Díaz y en el sector de Pozo Seco y ocupan paleodepresiones labradas sobre el basamento prepaleógeno.

Litología. Están compuestas por gravas, ripios y arenas polimícticas, mal a medianamente consolidadas, con niveles de cenizas intercaladas que, al norte de la quebrada El Molle, constituyen depósitos aterrazados altos modelados en el techo por una superficie de pedimentación subhorizontal. Al sur de esta quebrada, en el llano Pozo Seco, un conjunto de gravas, ripios y arenas, que forman cordones suaves alineados en forma norte-sur, y aparecen internamente fallados y deformados en un homoclinal al este, también se atribuyen a las Gravas de Atacama. En este lugar, las gravas son clastosoportadas y se alternan, en capas métricas, con arenas guijarrosas bien seleccionadas. En algunos sectores se intercalan también arenas con fangos y cenizas.

Edad. En la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas no hay antecedentes geocronológicos directos para datar las gravas. Depósitos de similares características y con los cuales se correlacionan las gravas de la carta, en las nacientes de la quebrada Paipote (Carta Carrera Pinto; Iriarte et al., 1996) y en la quebrada Chañaral Alto (Carta Inca de Oro; Matthews et al., 2006), contienen niveles de cenizas intercalados dondese han obtenido edades K-Ar, que varían entre 12 y 15 Ma (Clark et al., 1967; Cornejo et al., 1993; Matthews et al., 2006). Otras edades K-Ar (biotita) se han obtenido, entre 9 y 10 Ma, en las ignimbritas ubicadas por sobre el nivel de pedimentación (Clark et al., 1967; Mortimer, 1973; Cornejo et al., 1993; Matthews et al., 2006) y entre 17 y 15 Ma, en ignimbritas que subyacen a gravas similares, en la Hoja Salar de Maricunga (Cornejo et al., 1998). Todas estas determinaciones permiten asignar a las Gravas de Atacama una edad miocena media.

Interpretación. Las Gravas de Atacama se habrían formado como producto de la interacción mixta de procesos fluviales, aluviales y coluviales, asociados a redes hidrográficas antiguas, que rellenaron el paisaje premioceno de Atacama en forma sincrónica con volcanismo del Mioceno Medio (16-11 Ma) en la Franja de Maricunga. Esta importante fase de acumulación sedimentaria ha sido ligada a una fase de alzamiento del Altiplano, relacionada con deformación compresiva en los inicios del proceso de disminución del ángulo de subducción entre los 28° y 33° (Mpodozis et al., 1995).

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GRAVAS DEL RÍO HUASCO Mpligh (Mioceno-Plioceno) (Welkner et al., 2006)

Definición y relaciones de contacto. Corresponden a depósitos fluviales y aluviales aterrazados, ubi-cados a ambos lados del río Huasco, que se encuentran expuestos hasta las inmediaciones de la ciudad homónima, en el borde sur de la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas. Se encuentran depositados sobre los plutones del Cretácico Inferior, las rocas volcánicas huéspedes de estos intrusivos y las rocas del basamento devónico-carbonífero. Están sobreyacidos por depósitos aluviales (PlHa), eólicos (PlHe) y litorales (PlHl), todos del Pleistoceno-Holoceno. Constituyen hasta 5 terrazas, 4 de las cuales se exponen en la carta, frente a la localidad de El Mirador.

Litología. Corresponden a gravas y ripios, con rodados generalmente imbricados, no consolidados a levemente cementados. Poseen buena selección, son heterocomposicionales, y en ellos se destacan, principalmente, granitoides, dioritoides y rocas volcánicas, inmersos en una matriz arenosa. Hacia la costa, los rodados son cada vez más redondeados y de menor tamaño, mientras que aumentan las fracciones de arena y limo. Inmediatamente al SO de la quebrada El Sauce (carta Freirina-El Morado; Welkner et al., 2006) y en el sector de la quebrada Honda (Carta Vallenar-Domeyko), se han encontrado capas de cenizas vítreas blanquecinas con escasa biotita y con espesores muy continuos (20-40 cm). Al microscopio, estas cineritas presentan abundantes esquirlas (‘shards’) de formas angulosas y bien preservadas, lo que sugiere que las cenizas no se encuentran retrabajadas.

Edad. Las Gravas del Río Huasco subyacen a depósitos litorales (PlHl), de edad pleistocena-holocena determinada por su contenido faunístico (Pérez et al., 2002). Una determinación K-Ar, en vidrio, obtenida en la capa de cenizas vítreas ubicada al SO de la quebrada El Sauce (carta Freirina-El Morado; Welkner et al., 2006) arrojó un valor de 13,0±1,5 Ma. Estos dos antecedentes indicarían una edad miocena-pliocena para estos depósitos.

Interpretación. Las Gravas del río Huasco se habrían formado por la depositación fluvial y aluvial de material proveniente de la Cordillera de la Costa, Precordillera y Cordillera de Vallenar. Así como en el caso de las Gravas de Totoral en las cartas Castilla y Totoral Bajo (Blanco et al., 2003), su acumulación habría comenzado durante el Mioceno Inferior y estaría asociada a agradación asociada al ascenso global del nivel del mar durante esa época (Haq et al., 1987). Este proceso habría ocurrido después de un episodio de incisión generalizada en el límite Oligoceno Inferior-Oligoceno Superior (Haq et al., 1987) que habría permitido labrar los paleovalles de la región.

GRAVAS DE CHALLE Mpligc (Mioceno-Plioceno) (Welkner et al., 2006)

Definición y relaciones de contacto. Se agrupa bajo esta denominación a depósitos de bloques, gra-vas, arenas y limos, pobremente consolidados y localmente cementados con carbonato, expuestos en el sector noroccidental de la carta. Los depósitos se sitúan principalmente en los llanos de Challe y, en menor proporción, en la quebrada Carrizal. Están depositados sobre metaareniscas y metapelitas del Complejo Epimetamórfico Chañaral (DCch), dioritas del Complejo Plutónico Carrizal Bajo (Trcb(d)) y rocas del Granito Los Chinches (Jmgch). Rellenan una depresión que se encuentra labrada en rocas del basamento epime-tamórfico, en una posición distante de rocas más resistentes a la erosión como son intrusivos, al norte y occidente, y areniscas cuarcíferas de la Formación Canto del Agua, al oriente. Su techo es la superficie de erosión actual. Presentan una orientación subhorizontal ligeramente basculada al norte y alcanzan un espesor de 100 m en el área de la quebrada Barrancones.

Litología. Los depósitos están formados por una secuencia inferior de gravas grises (MPligc1), clasto-soportadas, de matriz arenosa y cemento carbonatado esparítico, dispuestas en capas canalizadas, con clastos subredondeados e imbricados, compuestos predominantemente por rocas volcánicas e intrusivas. Contienen, además, lentes de arena fina con estratificación cruzada. Sobreyacen a estas gravas otra se-cuencia superior de gravas pardo-rojizas (MPligc2), que presentan estratificación masiva y fábrica caótica,

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con clastos angulosos mal seleccionados (3-10 cm), soportados por matriz arcillosa y constituidos por filitas, cuarcitas y granitoides, en menor proporción.

Edad. No hay antecedentes cronoestratigráficos ni geocronológicos en las Gravas de Challe que permitan una asignación independiente de edad. Por tanto, se les asigna a estos depósitos una edad miocena-pliocena, considerando la correlación litoestratigráfica, que es posible realizar con las Gravas del Río Huasco (MPligh), aunque es también posible una correlación con las Gravas de Totoral de las cartas Castilla y Totoral Bajo (Blanco et al., 2003), depósitos del Mioceno Inferior ubicados inmediatamente al norte. Esta comparación es considerada con reservas, debido a que en las Gravas de Challe no ha sido posible encontrar evidencia de fauna marina fósil miocena al techo, como es en el caso de las Gravas de Totoral.

Interpretación. Las Gravas de Challe representan sedimentación fluvio-aluvial producida en una depresión confinada a sectores más erosionables del basamento epimetamórfico devónico-carbonífero. La naturaleza del material fragmentario de las gravas indica que la cuenca fue rellena principalmente con aportes locales. Aunque no ha sido posible encontrar evidencias de depositación marina, la buena clasificación de los clas-tos, la abundancia de cemento carbonatado y la canalización de las facies, hace posible interpretar que las gravas inferiores se depositaron en un ambiente de tipo estuarial con abundante ingreso de flujos de detritos. Por otro lado, la mala clasificación de los clastos, la abundancia de arcillas y la falta de canalización, en las gravas superiores, permiten inferir que estos depósitos se habrían originado por la acumulación subaérea de flujos de detritos.

DEpÓSITOS ALUVIALES Y COLUVIALES ANTIGUOS Mplia (Mioceno Superior-Plioceno)

Definición y relaciones de contacto. Corresponden a gravas polimícticas, mal a moderadamente consolidadas, que constituyen conos aluviales individuales o coalescentes, depósitos coluviales y llanuras de inundación adosadas a zonas topográficamente altas. En general, preservan morfología de abanico, que incluyen zonas apicales estrechas y zonas distales más anchas y, a diferencia de las Gravas de Atacama (Mga), no aparecen pediplanizados. Se exponen principalmente en los llanos Chacritas, Las Campanas y al este del llano de Lagarto. Los depósitos aluviales y coluviales antiguos cubren las Gravas de Atacama y todas las rocas que constituyen el basamento de esta útima unidad.

Aparecen cubiertas por los depósitos aluviales pleistoceno-holocenos (PlHa).Litología. En zonas proximales las gravas y ripios son mal consolidados, poseen mala a moderada

selección y su litología, en general, es similar a la de rocas de sustratos cercanos. En zonas distales se componen de gravas arenosas y arenas bien estratificadas.

Edad. No hay datos directos para permitan precisar la edad de las gravas. Sin embargo, la falta de pe-diplanización permite asignarles una edad máxima de ca. 10 Ma, valor obtenido en las ignimbritas ubicadas por sobre el nivel de pedimentación en la zona de Carrera Pinto e Inca de Oro, Copiapó (Clark et al., 1967; Mortimer, 1973; Cornejo et al., 1993; Matthews et al., 2006). Es también posible correlacionar estas gravas con depósitos de similares características, con un amplio desarrollo en la Cordillera de la Costa y Precordillera de Chañaral y Copiapó, designados como ‘Depósitos aluviales y coluviales antiguos’, de edad miocena tardía a pliocena, sobre la base de edades K-Ar (biotita) de entre 7 y 3 Ma en cenizas intercaladas.

Interpretación. Las gravas se habrían formado como producto de procesos aluviales a coluviales res-tringidos a zonas altas, cercanas a la fuente de los materiales detríticos que forman los depósitos.

pLEISTOCENO-HOLOCENO

En este período se incluyen rocas y depósitos no consolidados que rellenan quebradas y depresiones topográficas mayores y presentan una amplia distribución en la región. Incluyen depósitos coluviales (PlHc), litorales (PlHl), aluviales (PlHa), de remoción en masa (PlHrm), eólicos (PlHe) y fluviales (PlHf).

DEpÓSITOS COLUVIALES plHc (Pleistoceno-Holoceno)

Corresponden a gravas y ripios de bloques sueltos, de mala selección, que forman taludes, en gran medida inestables. Depósitos como estos se exponen principalmente en las laderas orientales de la sierra Chañar

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donde forman taludes o rellenan quebradas cortas y de gran pendiente. En este lugar, los fragmentos son granodioríticos y poseen formas angulosas.

DEpÓSITOS LITORALES plHl (Pleistoceno-Holoceno)

Definición y relaciones de contacto. Gravas, arenas y coquinas que forman carpetas sedimentarias mal a bien consolidadas, de espesores centimétricos a métricos, sobre terrazas de abrasión marina. Se distribuyen a lo largo del borde costero, internándose hasta por 4 km tierra adentro a lo largo de los flancos de las que-bradas mayores, donde alcanzan hasta los 150 m s.n.m. (quebrada Carrizalillo). Los depósitos yacen sobre metasedimentos del Devónico-Carbonífero, rocas plutónicas del Triásico y sedimentos del Triásico-Jurásico. En la desembocadura del río Huasco, arenas y coquinas de estos depósitos sobreyacen también a las Gravas del río Huasco (MPligh). Se encuentran cubiertos por depósitos eólicos (PlHe) y aluviales (PlHa).

Litología. Los depósitos corresponden, principalmente, a arenas de grano fino a grueso, bien selec-cionadas, no cementadas, gravas y coquinas macizas bien cementadas, que constituyen losas calcáreas blanquecinas. Estos depósitos tapizan terrazas de abrasión marina, levemente inclinadas hacia el mar, las que están limitadas por escarpes internos (hacia el continente) y externos (hacia el mar).

Edad. Fauna de bivalvos, gastrópodos, equinodermos y vetebrados marinos, en buen estado de conser-vación, se ha colectado en diversas localidades, principalmente en aquellas ubicadas en la desembocadura de cursos mayores de agua (quebrada Carrizal Bajo, quebrada Carrizalillo, río Huasco). En la mayor parte de ellas se ha determinado una edad amplia del Pleistoceno-Holoceno (Pérez et al., 2002).

Interpretación. Bajo la consideración de que el nivel del mar desde el Pleistoceno hasta ahora no ha ascendido más allá del nivel actual (Haq et al., 1987), la exposición tierra adentro de estos depósitos es explicable, únicamente, por sucesivos solevantamientos del borde costero en la región costera de la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas. Estos alzamientos habrían quedado registrados, además, en el continente, por la formación de terrazas fluviales, en las Gravas del río Huasco (MPligh).

DEpÓSITOS ALUVIALES plHa (Pleistoceno-Holoceno)

Sedimentos no cohesivos a moderadamente consolidados, constituidos por bloques, ripios, gravas, arenas y limos, de amplia distribución en la carta. Por sus relaciones morfológicas y de contacto se dividen en depósitos aluviales inactivos (PlHa1) y depósitos aluviales activos (PlHa2). Los primeros constituyen llanuras aluviales localizadas a ambos lados de quebradas y valles anchos en la Depresión Central y llanos intermontanos de la Cordillera de la Costa. En el borde costero, conservan sólo parcialmente su morfología de abanico, debido a la acción erosiva de cauces aluviales activos. Están formados por bloques, ripios, gravas y arenas, mal redondeadas y seleccionadas, incluidos en una matriz de arena y arcilla. Forman bancos polimícticos de espesores decimétricos, en parte, con base cóncava y techo plano, mal a moderadamente estratificados, matriz soportados, con una fábrica caótica interna, característica de los depósitos de flujos de detritos. Los depósitos aluviales activos (PlHa2) se reconocen en cauces someros de actividad esporádica, en el fondo de grandes quebradas y como abanicos aluviales situados en el borde costero de la carta. De acuerdo a su granulometría, composición química y ubicación se diferencian en este grupo de depósitos: (a) ripios, arenas y gravas encauzadas por canales actuales, (b) limos y sales evaporíticas, mayoritariamente carbonatos, (c) limos y sales evaporíticas, mayoritariamente sulfatos y (d) carbonatos blanquecinos pulverulentos.

DEpÓSITOS DE REMOCIÓN EN MASA plHrm (Pleistoceno-Holoceno)

Depósitos semiconsolidados compuestos por fragmentos de tamaño métrico a centimétrico (bloques, ripios y gravas), polimícticos y angulosos, contenidos en matriz de arena, limo y arcilla. Se sitúan en sectores de mayor pendiente de cerros producidos por el deslizamiento de roca y material coluvial. Se reconoce un solo depósito en la carta, en una quebrada al SE de la sierra Astillas, que hoy se encuentra estabilizado. Estos depósitos se formaron por la pérdida de cohesión de sectores rocosos por fenómenos pluviométricos intensos.

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DEpÓSITOS EÓLICOS plHe (Pleistoceno-Holoceno)

Arenas bien seleccionadas, mal a semiconsolidadas, de grano fino a grueso, depositadas por transporte eólico, que se distribuyen fundamentalmente a lo largo de la línea de la costa y al norte del llano Punta de Díaz. Por sus características morfológicas, se distinguen depósitos eólicos inactivos (PlHe1) y depósitos eólicos activos (PlHe2). Los primeros corresponden a mantos de arena, levemente compactados y suave-mente inclinados al oeste y sur, situados en la vertiente de sotavento de cordones montañosos y estabilizados por la vegetación. Cubren gran parte de los depósitos que se encuentran en la costa y son disectados por cauces aluviales activos (PlHa2a). Se localizan desde los llanos Los Medanitos hasta la desembocadura del río Huasco. Consisten en arenas bioclásticas de grano medio a grueso, bien seleccionadas, que incluyen, además, y, en menor proporción, fragmentos de cuarzo subangular, plagioclasa, líticos metamórficos, mag-netita, epidota y hematita. Los depósitos eólicos activos corresponden a arenas de grano fino a grueso, no cohesivas, que forman dunas lineares o ‘seif’, en el borde litoral y los valles transversales (PlHe2a), mantos de arenas, en los llanos intermontanos (PlHe2b) y dunas parabólicas (PlHe2c).

DEpÓSITOS FLUVIALES plHf (Pleistoceno-Holoceno)

Corresponden a depósitos no cohesivos a ligeramente consolidados asociados directamente al curso superficial del río Huasco, que rellenan la parte más baja del valle. Forman parte, tanto del lecho actual como de terrazas fluviales adyacentes, de espesores métricos a decimétricos. Los sedimentos yacen sobre rocas metasedimentarias devónico-carboníferas y rocas plutónicas del Mesozoico y sus rocas de caja. En la desembocadura engranan con depósitos litorales del Pleistoceno-Holoceno (PlHl), por lo que se les considera de similar edad pleistoceno-holocena. Consideran depósitos de barras (PlHf(a)) y de llanura de inundación (PlHf(b)). Los depósitos de barras están constituidos por ripios, gravas y arenas. Los ripios y gravas se presentan en bancos clastosoportados, polimícticos, bien redondeados y seleccionados, local-mente imbricados y con estratificación mal desarrollada. Su litología es semejante a la de las Gravas del Río Huasco (MPligh), ya que son en gran parte formados a partir de su retrabajo. Las arenas se encuentran intercaladas en lentes con estratificación plana y cruzada. En general, corresponden a sedimentos tractivos de agua superficial. Los depósitos de llanura de inundación (PlHf(b)) alternan o engranan con los depósitos de barras y están representados por bancos de arenas finas a muy finas y limos de espesor métrico, que cubren las terrazas fluviales.

HOLOCENO

DEpÓSITOS ANTRÓpICOS Han (Holoceno)

Depósitos de escorias producto de la actividad de plantas de beneficio abandonadas (quebrada Carrizal) o depósitos de botaderos de estériles de yacimientos de importancia (botaderos de la mina Cerro Colorado).

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

El rasgo estructural más antiguo en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas corresponde a la deformación exhibida por el Complejo Epimetamórfico Chañaral (DCch), que comprende grandes pliegues recumbentes de eje moderadamente buzantes al NNE y SSO. Son transpuestos hacia el oeste de la carta por una foliación S2 asociada a mesopliegues de buzamiento al noreste o al sur. La transposición es heterogénea, ya que localmente se conservan paquetes con So en el sector costero norte (Godoy y Welkner, 2003). Donde es posible observar charnelas, la asimetría de los limbos indica vergencia general hacia oeste o noroeste. La existencia en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006) de escamas de rocas metamórficas con protolito volcánico básico (anfibolitas, esquistos cuarzo-micáceos y esquistos nodulares de albita) intercaladas

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estructuralmente con metasedimentos, indica que el complejo se habría construido por la adición tectónica de rocas oceánicas profundas en sedimentos más someros, un mecanismo mediante el cual se habría construido el prisma de acreción durante el Devónico-Carbonífero (Godoy y Welkner, 2003).

Los afloramientos de la Formación Canto del Agua, de edad anísica-sinemuriana, se encuentran, en gran parte, flanqueados por dos fallas normales de orientación oeste-noroeste. La estructura de más al sur es intruida por la granodiorita Capote y cubierta por la Formación La Negra, ambas unidades de edad jurásica inferior. Esta relación estratigráfica señala que, al menos la estructura mencionada, fue activa durante el Triásico-Jurásico y, probablemente, de manera sinsedimentaria respecto de la depositación de la Formación Canto del Agua. Esta falla y su contraparte de más al norte constituyen bordes de una depresión tectónica, remanente de una cuenca de envergadura mayor, de orientación ONO, que se extendió hasta las localidades de Alto del Carmen y San Félix, en la alta Cordillera de Vallenar, donde se acumularon más de 4.000 m de sedimentos pertenecientes a la Formación San Félix (Reutter, 1984).

En la Cordillera de la Costa, las secuencias y rocas plutónicas mesozoicas aparecen disectadas y defor-madas por dos sistemas estructurales mayores, de orientación NNE que constituyen parte del segmento El Salado del Sistema de Falla de Atacama (SFA; Brown et al., 1993). De oeste a este corresponden a la Zona de Cizalle Infiernillo (ZCI) y la Faja Plegada y Corrida Los Colorados (FPCC) (Arévalo et al., 2003).

La ZCI representa la rama más occidental del SFA. Corresponde a una banda de milonitas y migma-titas sinplutónicas de orientación NE a NNE, cuyas rocas dúctiles presentan una mineralogía indicativa de condiciones desde facies de anfibolita a esquistos verdes. Esta franja se extiende por 43 km desde el Llano Pintados hacia el sur. En la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas marca el contacto entre el Complejo Plutónico Infiernillo (ca. 130 Ma) y la Formación La Negra. La foliación está definida por ban-das subverticales de cuarzo y feldespato, alternadas con láminas lepidoblásticas de biotita y anfíbola. A lo largo de direcciones de máximo manteo se desarrollan lineaciones de estiramiento mineral, definidas por cristaloblastos de biotita y anfíbola y porfiroclastos de tipo σ. Indicadores de este tipo, a lo largo de estas direcciones, señalan sentido de cizalle con descenso del bloque plutónico. Venas granodioríticas cizalladas y no cizalladas que coexisten en estas rocas, indican que las milonitas son sinplutónicas respecto a las granodioritas del Complejo Plutónico Infiernillo. Hacia el este, la foliación milonítica pasa de manera coplanar a una foliación magmática desarrollada en granodioritas para gradualmente pasar a granodioritas isótropas. La ZCI representaría una falla, activa durante el emplazamiento del Complejo Plutónico Infier-nillo, cuyo desplazamiento habría ayudado a generar espacio para permitir el emplazamiento del plutón a través del descenso del piso plutónico en el bloque colgante de la estructura. Zonas de cizalle como esta, contemporáneas con el emplazamiento de plutones adyacentes, han sido documentadas en la Cordillera de la Costa de la región de Atacama (Dallmeyer et al., 1996; Grocott y Taylor, 2002; Arévalo et al., 2002) e indican que estos sistemas estructurales facilitaron el emplazamiento de plutones tabulares por creación de espacio a través de descensos de pisos o ascenso de techos plutónicos.

La FPCC corresponde a la rama más oriental del SFA en la carta. Constituye una franja NNE de 3 km de ancho máximo, de fallas y pliegues con una continuidad de, al menos, 80 km desde la mina Los Colorados, por el norte, hasta más al sur de la quebrada Chañaral, en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006). Comprende, en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas, una estructura occidental y otra oriental. La falla occidental desplaza, con ángulo creciente hacia el este, y sentido de separación normal, pero con sentido de transporte tectónico hacia el oeste, niveles calcáreos y clásticos de la Formación Punta del Cobre. La falla oriental es la Falla Los Colorados, descrita previamente por Thiele y Pincheira (1987), que coincide con el margen occidental del Complejo Plutónico Retamilla (ca. 126 Ma). Correspondería a la estructura que absorbe el mayor salto estratigráfico y, por lo tanto, es la falla maestra del sistema. En planta, la traza de la estructura occidental converge hacia la traza de la falla principal, sugiriendo que el sistema presenta una geometría en flor negativa (Arévalo et al., 2003). Tanto en salbandas como en planos de foliación de milonitas calcáreas contenidas en las trazas de falla, se presentan estrías y lineaciones subhorizontales a levemente inclinadas hacia el sur, con indicadores que señalan sentido de cizalle sinistral con una componente inversa. Estas indicaciones junto a la falta de evidencias de sobreposición de estos dos movimientos, señalan que la FPCC habría absorbido, principalmente, desplazamiento transpresional de tipo sinistral. La existencia de separaciones estratigráficas normales (‘joven sobre viejo’) cuyos colgantes y yacentes contienen pliegues

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contraccionales (pliegues sinclinales y anticlinales de arrastre), indican relaciones fuera de secuencia (‘out of sequence’) que implican movimientos extensionales previos al desplazamiento lateral. Si el Complejo Plutónico Retamilla se emplazó por un mecanismo similar al del Plutón Infiernillo, como parece ser el caso debido a sus semejanzas geométricas con este cuerpo de más al occidente (común existencia de un techo plano y una pared vertical al oeste), la fase extensional temprana inferida en la FPCC podría ser contem-poránea al emplazamiento y, por lo tanto, estaría fechada en un rango de edad 127-126 Ma obtenido para el complejo. Asimismo la edad 40Ar/39Ar de ca. 126 Ma correspondería a una edad máxima para la fase de transpresión sinistral absorbida por este sistema estructural.

En la Precordillera de Vallenar (al este de la Depresión Intermedia), un conjunto de fallas de alto ángulo y rumbo norte-sur se alinean y desplazan, de manera normal, a la Formación Punta del Cobre y a las unidades del Grupo Chañarcillo. En las fallas más orientales de este conjunto se observan, en colgantes y yacentes, pliegues sinclinales y anticlinales de vergencia occidental, de edad probable cretácica-terciaria (ver más adelante), lo que indica que los desplazamientos extensionales tienen una data que va entre la edad de las rocas deformadas más altas, es decir, Albiano Inferior?, y el límite Cretácico-Terciario. Fallas normales de esta edad han sido también descritas en la región de la sierra de Fraga al NE de Copiapó (Mpodozis y Allmendinger, 1993) y relacionadas con la apertura de la Cuenca Marginal Abortada de Chile Central (Levi y Aguirre, 1981), probablemente, entre el Albiano y el Cenomaniano. Las facies principales de relleno de la cuenca estarían representadas, en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas, por la Formación Cerrillos. Esta unidad documentaría la acumulación, en una cuenca continental, de un importante espesor de sedimentos (ca. 4.000 m), cuya subsidencia estaría relacionada con dicha fase extensional.

Parte del borde occidental del Complejo Plutónico Los Morteros (Ksm), de edad cretácica tardía (69-68 Ma), aparece marcado por una franja milonítica subvertical que yuxtapone este complejo con calizas de la Formación Pabellón (Kip) y brechas, conglomerados y areniscas de la Formación Cerrillos (Kc). Esta franja de deformación corresponde a parte de la traza de la Falla Agua de Los Burros (Moscoso y Mpodozis, 1988; Truelove et al., 2003), estructura de orientación NNE que, por al menos 70 km y de manera discontinua, marca el contacto entre el Grupo Chañarcillo y la Formación Cerrillos en la región de Vallenar. Se observan próximas al plutón, milonitas con mineralogía de alta temperatura e indicaciones (fábricas de tipo SC) que señalan sentido de cizalle ‘plutón hacia abajo’ y, lejanas al plutón, rocas deformadas con mineralogía de más baja temperatura (epidota, actinolita) e indicadores con sentido de cizalle ‘plutón hacia arriba’. El desplaza-miento ‘plutón hacia abajo’, es sinplutónico, dúctil, y permitió la depresión del piso plutónico en el colgante de la falla para generar el espacio en que se emplaza el plutón. El desplazamiento ‘plutón hacia arriba’ es más tardío, de más baja temperatura y está probablemente ligado a la contracción documentada por las fallas inversas y pliegues de vergencia occidental que desplazan las secuencias calcáreas adyacentes del Grupo Chañarcillo. Esta deformación más tardía coincide con la fase contraccional del Cretácico-Terciario documentada en la región de Inca de Oro (Matthews et al., 2006) y Copiapó (Arévalo, 2005a).

En la carta, las estructuras más jóvenes están representadas por un conjunto de fallas inversas y plie-gues que deforman y desplazan las Gravas de Atacama en el borde este de sierra Marañón. En este lugar, las gravas aparecen deformadas en pliegues anticlinales abiertos y desplazadas por fallas inversas hacia el oeste. De ser efectiva la edad miocena media de las Gravas de Atacama en esta región, la deformación documentada por estas fallas y pliegues representaría la fase más joven registrada en la Cordillera de la Costa hasta ahora. El único registro de deformación de esta edad (13-11 Ma), en esta latitud, está indicado por fallas de rumbo asociadas con una componente de acortamiento en sentido NNO-SSE, en la Franja de Maricunga (Mpodozis et al., 1995). La falta de registro de deformación en la zona precordillerana intermedia se debe, por un lado, a la falta de estudios y, por otro, a la escasez de marcadores apropiados.

RECURSOS MINERALES

Las ocurrencias metálicas en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas corresponden a depósitos vetiformes y mantiformes de Ag, Pb-Ag, Au, Cu, Cu-Au, Cu-Co, Co, Fe, Mn, Cu-Au-Ag y Fe-Cu-Au. En su

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mayoría se distribuyen en los cuadrantes NO, SO y SE de la carta y están contenidos en rocas intrusivas, metamórficas y volcanosedimentarias. Se pueden asociar a 2 eventos volcano-exhalativos y a 8 eventos de mineralización relacionados con igual número de pulsos magmáticos. Las ocurrencias de minerales industriales se encuentran asociadas al plutón jurásico Algodones y a las formaciones Punta del Cobre, Nantoco, Totoralillo y Pabellón. La información de yacimientos metálicos y de rocas y minerales industriales se encuentra detallada en el Anexo III de esta carta, y ha sido obtenida de Gajardo et al. (2004), Díaz y Vivallo (2005) y Vivallo et al. (2008).

TRIÁSICO SUpERIOR-JURÁSICO INFERIOR

Los yacimientos de este período corresponden a vetas de Ag alojadas en las rocas metasedimentarias del Complejo Epimetamórfico Chañaral, mantos de Pb-Ag hospedados en las rocas sedimentarias de la Formación Canto del Agua y a vetas cuarcíferas de Au hospedadas en el Complejo Epimetamórfico Chañaral y las rocas plutónicas dioríticas y graníticas del Complejo Plutónico Carrizal Bajo.

DEpÓSITOS DE Ag y Pb-Ag

Las vetas argentíferas se encuentran exclusivamente en el Complejo Epimetamórfico Chañaral (e.g., minas Taisanita). Sus rumbos varían en el rango N20°-50°O y sus manteos varían entre 70° y 90° al este. Las corridas fluctúan entre 40 y 160 m, sus potencias entre 0,4 y 0,9 m y sus profundidades entre 40 y 80 m. Los minerales de mena son sulfosales de Ag y crisocola (ocasional). Los minerales de ganga son cuarzo, calcita, limonita, sericita. Los mantos de Pb-Ag (e.g., minas Plomiza) se encuentran, por su parte, exclusivamente alojados por las rocas de la Formación Canto del Agua. Sus orientaciones son las de la estratificación regional con rumbos de N20°E y manteos de 20° al este. Sus corridas son de 300 a 500 m, sus potencias varían entre 4 y 5 m y las profundidades lo hacen entre 90 y 30 m. Los minerales de mena son cerusita y galena y la ganga contiene limonita, hematita, yeso y jaspe. Las relaciones de terreno le per-miten interpretar a Vivallo et al. (2008) que los mantos de Pb-Ag son de origen exhalativo, contemporáneo con la depositación de la Formación Canto del Agua. No se dispone de edades para las vetas argentíferas. Sin embargo, es posible que representen alimentadores o canales más profundos de los mantos de Pb-Ag expuestos estratigráficamente más arriba en la Formación Canto del Agua.

DEpÓSITOS DE Au

La distribución de las vetas de Au al interior y en torno del Complejo Plutónico Carrizal Bajo sugiere que la génesis de estos yacimientos se relaciona con las fases hidrotermales asociadas al emplazamiento de este cuerpo. Los yacimientos consisten en vetas de orientación este-oeste a N90°-80°O y manteos entre 65° y 80° al sur. La corrida de las vetas varía entre 20 y 600 m, con potencias de 0,2 a 1 m y profundidades observadas de 10 a 100 m. La mineralogía de la mena incluye Au y óxidos de Cu. Los minerales de altera-ción de la roca de caja constituyen halos de las vetas e incluyen cuarzo, calcita, hematita, jarosita y limonita. Se dispone de una edad 40Ar/39Ar de 191±3 Ma, en sericita, en una veta cuarcífera con óxidos de Fe de la mina Santa Filomena (Vivallo et al., 2008) y otra edad K-Ar de 204±5 Ma, en sericita, en una veta de la mina Huasquina (Vivallo et al., 2008).

JURÁSICO INFERIOR

Los yacimientos metálicos de este período se encuentran albergados, principalmente, en rocas volcánicas de la Formación La Negra y en la Granodiorita Capote. Corresponden en su mayoría a vetas y a bolsones y cuerpos irregulares de Au, Cu y Cu-Au. La estrecha relación de estos yacimientos con la Granodiorita Capote, de edad jurásica inferior, y con cuerpos hipabisales dioríticos a ocoíticos, de similar edad, sugiere que la génesis de estos depósitos está relacionada con la intrusión de estos cuerpos y, por tanto, se les asigna la edad de ellos. Los depósitos de Cu rellenan fracturas y forman cuerpos irregulares asociados a vetas-falla

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las que tienen orientaciones N20°O a N10°E con manteos entre 50 y 70°O. Las corridas son de 50 a 3.000 m, las potencias varían entre 0,15 y 1,2 m y las profundidades observadas son de 5 a 230 m. La mineralogía de mena incluye oro, óxidos de cobre, calcopirita, covelina y los minerales de ganga cuarzo, limonitas y especu-larita, minerales que corresponden con las asociaciones de alteración de la roca de caja.

Los yacimientos de minerales industriales de este período se encuentran hospedados en el Granito Algodones y corresponden a vetas y bolsones irregulares de cuarzo (mina La Mona).

JURÁSICO SUpERIOR

Los depósitos de este período corresponden a vetas de Cu, Cu-Co, Co, Fe-Cu-Au, y Au alojadas en rocas plutónicas dioríticas pertenecientes a la Diorita San Antonio. El hecho de que la mineralización está restringida exclusivamente a este intrusivo, permite considerar este cuerpo como la fuente mineralizadora y, por tanto, asignar a estos depósitos una edad jurásica superior.

DEpÓSITOS DE Cu-Co

Los depósitos de Cu-Co se encuentran exclusivamente en el cuadrante SO de la Diorita San Antonio (152-149 Ma), y se alojan en vetas de rumbo N50°-65°E con manteos de 45° a 80° al oeste, corridas de 700 a 2.800 m, potencias estimadas entre 1 y 5 m y profundidades variables desde 196 a 600 m. La mineralogía de mena de las vetas incluye: arsenopirita, cobaltita, pirrotina, calcopirita, tetrahedrita y molibdenita, mientras que los minerales de ganga son cuarzo, calcita, actinolita, feldespato potásico, turmalina y clorita.

DEpÓSITOS DE Cu, Cu-Au y Fe-Cu-Au

Los depósitos de Cu, Cu-Au y Fe-Cu-Au de este período se encuentran tanto en las rocas plutónicas de la Diorita San Antonio como en rocas metasedimentarias del Complejo Epimetamórfico Chañaral. Las vetas en la Diorita San Antonio presentan rumbos N15°-40°O y N30°-60°E, manteos de 60°-75°O con algunos hacia el este, corridas de 600 a 1.200 m, potencias estimadas entre 0,2 y 7 m y profundidades variables entre 80 y 200 m. La mineralogía de mena de las vetas incluye: óxidos de Cu, Au, covelina, calcopirita, calcosina, esmaltina, chalcantita, mientras que la mineralogía de la ganga incluye cuarzo, hematita, limo-nita, calcita, jarosita, pirita. Las vetas en el Complejo Epimetamórfico Chañaral son principalmente de Cu y poseen rumbos variables de N40°O a N15°E, manteos de 43°-75° al oeste y 70° al este, corridas de 100 a 200 m, potencias de 1 a 1,5 m y profundidades de 14 a 50 m. Sus minerales de mena son óxidos de Cu y presentan cuarzo, calcita y hematita como ganga. Se dispone de una edad K-Ar, en sericita, de 153±4 Ma en una veta con especularita, que disecta la Diorita San Antonio, al sur del cerro Cardones, lo que confirma la equivalencia entre la edad de la mineralización y la edad de este cuerpo plutónico. Otra determinación 40Ar/39Ar dio 156,1±2,6 Ma, en actinolita (Vivallo et al., 2008), en una veta con sulfuros. Este valor, aunque es alto para el rango de edad del intrusivo, es consistente, dentro del error, con la edad K-Ar. En vetas de Cu más occidentales, emplazadas en el Complejo Epimetamórfico Chañaral, se ha obtenido una edad K-Ar, en sericita, de 150±4 Ma (Vivallo et al., 2008). Este valor es equivalente a la edad de cuerpos andesíticos cercanos de la unidad de Hipabisales Andesíticos y Dioríticos de Sierra Granado (Jshg, ca. 147 Ma) e indica que las vetas están posiblemente relacionadas con ellos.

CRETÁCICO INFERIOR (ca. 140-131 Ma)

Las ocurrencias metálicas de este período comprenden cuerpos mantiformes de Mn, alojados en la Formación Punta del Cobre, y cuerpos vetiformes de Cu, Cu-Au y Fe-Cu-Au, alojados en la Formación La Negra y el Complejo Plutónico Infiernillo.

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DEpÓSITOS DE Mn

Consisten en depósitos estratoligados concordantes y mantos emplazados en calizas y lavas andesíti-cas de la Formación Punta del Cobre. Los mantos poseen rumbos de N30°-50°E y manteos de 45° a 85° al este y oeste. Las corridas varían entre 100 y 700 m y las potencias entre 0,3 y 2 m. Los minerales de mena son óxidos de manganeso: hausmanita, pirolusita y psilomelano. Los minerales de ganga son especularita, magnetita, limonita, cuarzo y calcita. Las texturas son macizas y bandeadas. Un origen volcánico-exhalativo ha sido sugerido para estos yacimientos por Pincheira y Fontboté (1990) por lo que se les asigna un rango de edad de 140-136 Ma, lapso indicado para el Valanginiano (Gradstein et al., 2004), la edad de las calizas que los alojan.

DEpÓSITOS DE Cu, Cu-Au y Fe-Cu-Au

Consisten en vetas y cuerpos irregulares alojados mayormente en las volcanitas de la Formación La Negra y en las dioritas del Complejo Plutónico Infiernillo. Las vetas presentes en las rocas volcánicas tienen rumbos generales N20°O a N15°E, manteos entre 65 y 80°O y corridas entre 10 y 600 m. Sus potencias estimadas varían entre 0,3 y 10 m y las profundidades lo hacen entre 10 y 370 m. La mineralogía de mena incluye crisocola, malaquita, oro, calcopirita, magnetita, especularita. La ganga es cuarzo, pirita, limolita y calcita. Las vetas alojadas en las dioritas tienen rumbos más variables de N40°O a N80°E. Los manteos están entre 75 y 80°O, sus corridas varían de 300 a 500 m, las potencias fluctúan entre 1 y 8 m y las profundidades observadas están entre 100 y 370 m. La mineralogía de mena está compuesta por calcopirita, magnetita, oro, malaquita, especularita, atacamita y crisocola. La ganga corresponde a pirita, cuarzo, arsenopirita (cobaltífera), jarosita, limonita, biotita y clorita. Una datación K-Ar, en sericita de un halo de veta emplazada en dioritas de la facies Kii (d), arrojó un valor de 133±3 Ma. Una datación K-Ar, en biotita cloritizada, en una veta emplazada en la Diorita San Antonio, arrojó un valor de 132±3 Ma (Vivallo et al., 2008). Estas edades coinciden, dentro del error, con la edad de las dioritas del Complejo Plutónico Infiernillo, por lo que se con-sidera este evento cercano a la cristalización del intrusivo diorítico.

Las ocurrencias de minerales industriales de este período corresponden a areniscas calcáreas, explota-das por calizas, albergados por horizontes calcáreos de la Formación Punta del Cobre (mina La Poderosa), y por la Formación Nantoco (minas El Toro, Chinchilla, Caliza 1-20). Mármoles han sido explotados en las formaciones Nantoco y Pabellón (minas Santa Marta y Dorada 1-5) y carbonato de calcio, en yacimientos vetiformes e irregulares alojados en las formaciones Totoralillo y Pabellón (minas Taltal y Chacritas).

CRETÁCICO INFERIOR (ca. 126 Ma)

Los depósitos de este período consideran vetas y bolsones irregulares de Fe y vetas de Fe-Cu-Au, asociadas espacialmente con el Complejo Plutónico Retamilla.

DEpÓSITOS DE Fe

Los yacimientos de Fe se distribuyen en torno al borde norte del Complejo Plutónico Retamilla. Con-sisten en bolsones, cuerpos irregulares y estratoligados concordantes que se emplazan en calizas y rocas volcánicas de la Formación Punta del Cobre. Presentan corridas de 100 a 400 m, potencias de 1 a 30 m y profundidades de 10 a 65 m. Los minerales de mena son magnetita y especularita y los minerales de ganga son anfíbola, turmalina, limonita, cuarzo, yeso y calcita. La equivalencia, dentro del error, entre una edad 40Ar/39Ar de 126,4±1,6 Ma, en biotita, de la alteración potásica en el yacimiento Los Colorados; otra K-Ar de 131±4 Ma, en biotita (recalculada de Zentilli, 1974), en una veta asociada a mineralización de Fe en la mina Boquerón Chañar, y el rango de edad del Plutón Retamilla (127-126 Ma), sugieren una relación de

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contemporaneidad entre estas ocurrencias de Fe y el cuerpo plutónico. Por otro lado, las edades 40Ar/39Ar de 121±5 Ma y 122±4 Ma, hechas en actinolita asociada a magnetita en el yacimiento Sositas representarían un segundo evento de Fe, probablemente relacionado con el emplazamiento del Complejo Plutónico La Higuera de edad ca. 122 Ma.

DEpÓSITOS DE Cu y Fe-Cu-Au

Consisten en vetas, vetas fallas, stockworks de Cu y Fe-Cu-Au emplazadas en lavas y calizas de la Formación Punta del Cobre, en las cercanías del borde nororiental del Complejo Plutónico Retamilla. Pre-sentan rumbos entre N15°-60°O, manteos entre 60° y 90°O, corridas entre 70 y 130 m, potencias entre 0,8 y 1 m y profundidades entre 70 y 120 m. Los minerales de mena son óxidos de cobre, malaquita, calcopirita, especularita, magnetita en ganga de cuarzo, pirita, limonita y óxidos de manganeso. La mineralización se encuentra en vetillas, diseminaciones y rellenos de fracturas. Su relación espacial con el Complejo Plutónico Retamilla (ca. 126 Ma) sugiere que la edad de la mineralización es similar a la de este cuerpo intrusivo. Una determinación 40Ar/39Ar, en anfíbola, de 125,2±0,9 Ma (Vivallo et al., 2008) se obtuvo en una veta aurífera (mina La Verde) localizada a 15 km al NE de la zona de alteración de Los Colorados, asociada al Plutón Retamilla. Esta estructura puede representar la manifestación más distal de esta fase de mineralización.

CRETÁCICO INFERIOR (ca. 122 Ma)

Dos ocurrencias se han determinado para este período. Una veta de Fe-Cu (mina sin nombre) y una chi-menea de brecha de Cu (mina La Fortuna). Ambos depósitos presentan óxidos de cobre y especularita como su mineralogía principal y se alojan en rocas dioríticas del Complejo Plutónico La Higuera de ca. 122 Ma. Su relación espacial estrecha con las rocas de caja sugiere una edad común. A esta fase estarían relacionadas las actinolitas de edad 121±5 Ma y 122±4 Ma, datadas por 40Ar/39Ar, en el yacimiento Sositas, y de edad 116±4, determinada también por el mismo método, en el yacimiento Los Colorados. Es igualmente posible que esta última actinolita de Los Colorados no esté relacionada con la intrusión del plutón La Higuera y esté ligada más bien a una fase, unos 7 Ma posterior, señalada por dos diques de edades más tardías. Uno de ellos, de edad 40Ar/39Ar 116,8±0,4 Ma (Heydolph, comunicación escrita, 2008), en plagioclasa, aparece en afloramientos, no representables a escala 1:100.000, al oeste de la quebrada Marañón y el otro, de edad 40Ar/39Ar 114±3 Ma, en masa fundamental, aflora en las nacientes de la quebrada Carrizal Alto (Heydolph, comunicación escrita, 2008).

CRETÁCICO SUpERIOR (ca. 98 Ma)

Corresponden a vetas de Cu alojadas en fallas normales que desplazan rocas de las formaciones Punta del Cobre y Nantoco, entre la quebrada Agua Amarga y el Llano Pozo Seco. Las vetas poseen rumbos entre N10°O y N10°E, manteos entre 65°y 90° al este y oeste. Sus corridas varían entre 60 m y 240 m, las poten-cias fluctúan entre 0,8 y 3,5 m y las profundidades entre 6 y 200 m. Los minerales de mena corresponden a calcopirita y óxidos de Cu. Los minerales de ganga corresponden a limonita, calcita, cuarzo y especularita. Aunque no hay ninguna determinación de edad para estas ocurrencias se sugiere que podría ser de ca. 98 Ma, por la ubicación que tienen estas manifestaciones a lo largo de la franja de intrusivos de esta edad que afloran más al sur y más al norte de la quebrada Agua Amarga, y más al sur del Llano Pozo Seco (fuera de los límites de la hoja).

CRETÁCICO SUpERIOR (ca. 69-68 Ma)

Consisten en una serie de vetas de Cu, Cu-Au y Cu-Au-Ag emplazadas en rocas dioríticas y granodioríti-cas del Complejo Plutónico Los Morteros y de las rocas sedimentarias adyacentes de la Formación Cerrillos. Poseen, en general, rumbos este-oeste y manteos entre 65° hasta 90° al este y oeste. Las corridas tienen entre 50 y 450 m, las potencias entre 0,1 y 1,5 m y las profundidades varían entre 15 y 80 m. Los minerales

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de mena son: calcopirita, oro, calcosina, bornita, azurita, malaquita y atacamita. Los minerales de ganga son: cuarzo, limonita, baritina, magnetita, actinolita, sericita, calcita y pirita. No se cuenta con edades para estos yacimientos. Sin embargo, la relación espacial de las vetas con el Complejo Plutónico Los Morteros, de edad entre 69 y 68 Ma, sugiere una similar edad para estas ocurrencias.

SÍNTESIS GEOLÓGICA

El primer evento registrado en la carta Geología del Área Carrizal Bajo-Chacritas corresponde a la depo-sitación, en el Devónico-Carbonífero, de una potente serie de turbiditas pelítico-arenosas que constituyen el Complejo Epimetamórfico Chañaral (DCch). Tanto el estilo de la deformación como las asociaciones litológicas permitieron a Bell (1984, 1987) interpretar que este complejo sedimentario-volcánico se depositó en un cuenca marina de antearco y en un ambiente de abanico submarino, intermedio a distal, durante la construcción del prisma de acreción del Paleozoico Superior. Esto último aparece confirmado por el hallazgo al sur de la carta de escamas de rocas metamórficas, de protolito volcánico básico, intercaladas estructuralmente con los metasedimentos turbidíticos, lo que indica que el complejo se habría construido por la adición tectónica de rocas oceánicas profundas en sedimentos más someros (Godoy y Welkner, 2003).

Durante el Anísico-Sinemuriano se depositaron, en discordancia, sobre las rocas devónico-carbonífe-ras, sedimentos areniscas, lutitas, brechas, conglomerados marinos y lavas y domos riolíticos y dacíticos de la Formación Canto del Agua (TrJca). La mayor potencia de estos depósitos se encuentra preservada en una depresión tectónica ONO que está flanqueada por fallas sinsedimentarias, de similar orientación, y donde se acumularon alrededor de 2.100 m de sedimentos y rocas volcánicas. La existencia hacia el ESE, en las localidades de Alto del Carmen y San Félix, en la alta Cordillera de Vallenar, de más de 4.000 m de sedimentos de similar ambiente y edad, pertenecientes a la Formación San Félix (Reutter, 1984), sugiere la existencia de una cuenca mayor, de orientación ONO que podría conectar ambos sitios (Charrier, 1979; Suárez y Bell, 1992).

A partir del Pliensbachiano, y marcando el inicio de la subducción andina en esta latitud, se depositaron, de manera discordante, sobre la Formación Canto del Agua, las lavas andesíticas y brechas de la Formación La Negra (Jln). Una discordancia angular como la que existe entre ambas formaciones aparece también representada en la carta Freirina-El Morado (Welkner et al., 2006). Más al norte, entre Chañaral y Taltal, este diastrofismo aparece representado solo por una discordancia de erosión entre la Formación La Negra y las formaciones subyacentes Posada de Los Hidalgos (García, 1967 sensu Naranjo y Puig, 1984) y Pan de Azúcar (Naranjo, 1978), unidades de edad equivalente a la de la parte alta de la Formación Canto del Agua. Las rocas de la Formación La Negra se extienden a lo largo de toda la costa del norte chileno y representan el arco volcánico relacionado con la subducción jurásica (Mpodozis y Ramos, 1989). Hacia el oriente, en la Cordillera de Vallenar, afloran secuencias marinas, de edad similar (Formación Lautaro; Segerstrom, 1959), y representan los equivalentes sedimentarios depositados en el ambiente de trasarco.

Posteriormente, durante el período Jurásico Superior-Cretácico Inferior, se acumularon más al oriente, y por sobre la Formación La Negra, rocas volcánicas, volcanoclásticas y epiclásticas, de ambiente conti-nental a transicional (Formación Punta del Cobre, JKpc) y rocas sedimentarias marinas (Grupo Chañarcillo; Formación Sierra La Sosita, Kiso) que representan, respectivamente, asociaciones de tipo arco volcánico y trasarco o intraarco.

Los espesores de las rocas, que se acumularon durante el Jurásico Superior-Cretácico Inferior en la Cordillera de la Costa del norte de Chile llegaron a los 4.000 m en la zona de Vallenar-Domeyko y en la zona de Chile Central, alcanzaron a más de 10.000 m de espesor, en el Cretácico Inferior (Aguirre et al., 1989). Esta enorme acumulación volcánica y sedimentaria, unida a la existencia de frecuentes intercalaciones y/o interdigitaciones marinas someras con escaso componente volcánico, indica que las secuencias se habrían acumulado en cuencas subsidentes en que no se presentaron nunca elevaciones importantes (Lucassen et al., 1996; Scheuber y González, 1999). Estas características, unidas a las tendencias shoshoníticas (Agui-rre et al., 1989) de las lavas del Cretácico Inferior de Chile Central, sugieren que estas rocas se habrían

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depositado en cuencas extensionales. La formación de cuencas como estas es posible en márgenes de subducción desacoplados o ‘en retirada’ (‘retreating subduction boundaries’) (Waschbusch y Beaumont, 1996; Russo y Silver, 1996).

En el Cretácico Inferior bajo-Cretácico Superior alto (Albiano Inferior?-Turoniano) y hacia el este de la carta, se acumularon los más de 2.000 m de sedimentos continentales clásticos de origen volcánico y lavas subordinadas de la Formación Cerrillos (Kc), sobre las secuencias marinas del Cretácico Inferior. La escasez de secuencias volcánicas contemporáneas como posible fuente de aporte sedimentario de la unidad, indica que la cuenca en que se depositó la formación poseería una importante contribución externa al depocentro. Una fuente de material volcánico disponible al momento de la depositación de Cerrillos, corresponde a las secuencias volcánicas que sobreyacen los techos de los plutones de más al oeste. En efecto, las edades en trazas de fisión de 108 a 86 Ma (Grist in Godoy et al., 2003), reportadas en la Cordillera de la Costa de Copiapó, confirman la existencia de una fase de exhumación de esta provincia de edad similar a la de la Formación Cerrillos. La falta de una discordancia angular en la base de la formación sugiere que la exhu-mación no estuvo relacionada con contracción como han propuesto Aguirre (1985) y Marschik y Fontboté (2001). Por el contrario, podría estar relacionada con extensión y con la depositación, tierra adentro, de la Formación Cerrillos como relleno de una cuenca subsidente asociada a la fase extensional, que Mpodozis y Allmendinger (1993) describen en la zona de Puquios-sierra de Fraga.

Desde el Triásico hasta el Cretácico Superior se emplazaron, tanto en las rocas metamórficas como en las rocas estratificadas anteriores, y de manera progresiva hacia el este, los intrusivos: Complejo Plutónico Carrizal Bajo (Trcb, 208-206 Ma), Granito Algodones (Trga, 203-199 Ma), Granodiorita Capote (Jigdc, ca. 183 Ma), Granito Los Chinches (Jmgch, 162-156 Ma), Diorita San Antonio (Jsdsa, 152-149 Ma), Granodiorita Sierra Chañar (Kigdch, ca. 131 Ma), Complejo Plutónico Infiernillo (Kii, 131-129 Ma), Complejo Plutónico Retamilla (Kir, 127-126 Ma), Complejo Plutónico La Higuera (Kih, ca. 122 Ma) y Complejo Plutónico Los Morteros (Ksm, 69-68 Ma). La migración del magmatismo hacia el este es un hecho comúnmente observado a lo largo de la Cordillera de la Costa del norte de Chile (Zentilli, 1974; Brook et al., 1986; Dallmeyer et al., 1996; Grocott y Taylor, 2002). Se ha sugerido que este fenómeno podría ser explicado por un mecanismo de primer orden como es el avance del foco magmático hacia el este, facilitado por la erosión del antearco, debido a subducción (Mpodozis y Ramos, 1989). Esta posibilidad parece poco probable en un marco de subducción con placas en desacople mecánico como parece ser la situación en gran parte del norte chileno durante el Mesozoico.

Las rocas estratificadas mesozoicas y su basamento (Complejo Epimetamórfico Chañaral), fueron des-plazadas y deformadas por la actividad de tres sistemas estructurales mayores: en la Cordillera de la Costa, la Zona de Cizalle Infiernillo (ZCI, rama occidental del Sistema de Falla de Atacama) y la Faja Plegada y Corrida de Los Colorados (FPCC, rama más oriental del Sistema de Falla de Atacama en la carta), y en la Precordillera, la Falla Agua de Los Burros (FAB). Entre 131 Ma y 129 Ma desplazamientos normales de la Formación La Negra (Jln) a lo largo de la ZCI, permitieron el emplazamiento del Complejo Plutónico Infiernillo (Kii) por descenso de su piso plutónico en el colgante de la falla. Más al oriente, la FPCC desplazó de manera sinistral las rocas de la Formación Punta del Cobre (JKpc), y es posible que desplazamientos tempranos, de tipo normal, entre 127 y 126 Ma, hayan permitido también el emplazamiento del Complejo Plutónico Re-tamilla (Kir) por depresión de los pisos plutónicos a lo largo de esta traza. Desplazamientos normales de la FAB permitieron el emplazamiento del Complejo Plutónico Los Morteros, por depresión del piso plutónico, en el colgante de la falla entre 69 y 68 Ma. Posteriormente, en el límite Cretácico-Terciario, fallas inversas y pliegues de vergencia occidental se enraizan en esta falla y desplazan las secuencias calcáreas adyacentes del Grupo Chañarcillo. Esta fase de deformación coincide con la fase contraccional del Cretácico-Terciario doumentada en la región de Inca de Oro (Matthews et al., 2006) y Copiapó (Arévalo, 2005a).

A partir del Mioceno Inferior, y hasta el Plioceno, habría comenzado la acumulación de un importante espesor de depósitos clásticos fluviales, aluviales y estuariales (Gravas del río Huasco, MPligh; Gravas de Challe, MPligc) asociada al ascenso global del nivel del mar durante esa época (Haq et al., 1987). Este proceso habría ocurrido después de un episodio de incisión generalizada en el límite Oligoceno Inferior-Oligoceno Superior (Haq et al., 1987) que habría permitido labrar los paleovalles más importantes de la región que evacuaron su carga sedimentaria en el mar (paleovalle del río Huasco, paleovalle de los llanos de Challe y paleovalle de la quebrada Totoral, al norte de la carta).

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Durante el Pleistoceno-Holoceno se producen sucesivos solevantamientos del continente que quedaron registrados en la región costera como terrazas litorales labradas en el sustrato pre Pleistoceno y en el con-tinente como terrazas fluviales labradas en las Gravas del río Huasco.

AGRADECIMIENTOS

Los autores expresan su agradecimiento al Gobierno Regional de Atacama por el apoyo financiero otor-gado para la realización de este trabajo. Agradecemos a los colegas P. Cornejo y E. Godoy por las valiosas contribuciones realizadas durante el desarrollo de este estudio. De igual modo, agradecemos a A. Díaz por sus oportunos comentarios en el capítulo de Recursos Minerales, a J. Grocott (Kingston University, UK) y A. Cruden (University of Toronto, Canadá) por su contribución en áreas de geología estructural y geocro-nología. Las determinaciones paleontológicas fueron realizadas por A. Mourgues, E. Pérez y A. Rubilar (SERNAGEOMIN), y por D. Frassinetti (Museo Nacional de Historia Natural). Los estudios de factibilidad de datación K-Ar y conteos modales fueron realizados por L. Cuitiño y L. Varas, respectivamente (SERNA-GEOMIN). Expresamos nuestro agradecimiento al Laboratorio de SERNAGEOMIN, donde se realizaron las separaciones de minerales dirigidas por S. Moraga, y las determinaciones radiométricas lideradas por C. Pérez y S. Matthews. Agradecemos, además, el apoyo logístico proporcionado por la Dirección Regional de Copiapó de SERNAGEOMIN, organizado diligentemente por el Sr. J. Maya y los conductores Sres. J. Lemp, H. Toro y P. Herrera.

REFERENCIAS

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(*) Documento inédito disponible en la Biblioteca del Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago.

46

47

ANEXOS

I DATACIONES RADIOMÉTRICAS

Tabla 1. Edades radiométricas Tabla 2. Datos analíticos K-Ar de este trabajo Tabla 3. Resumen de los datos analíticos 40Ar/39Ar de este trabajo Tabla 4. Resumen de los datos analíticos U-Pb de este trabajo

II FÓSILES

Tabla 5. Localidades fosilíferas

III YACIMIENTOS

Tabla 6. Yacimientos metálicos Tabla 7. Yacimientos de rocas y minerales industriales

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ANEXO I

DATACIONES RADIOMÉTRICAS

Procedimiento analítico y condiciones instrumentales

Las condiciones analíticas de las dataciones realizadas durante este trabajo son las siguientes:

Método K-ArLas dataciones por método K-Ar fueron efectuadas en el Laboratorio de Geocronología del Servicio

Nacional de Geología y Minería (Santiago de Chile). El material utilizado tiene, en el caso de la biotita, una pureza cercana al 100%. En el caso de roca total, el material es tamizado en malla 60/80. En ambas circuns-tancias, el material es pasado por un cuarteador y las fracciones son analizadas por K y por Ar radiogénico. El análisis químico de K se realiza, por triplicado, en un espectrómetro de absorción atómica, en modo emisión, con estándar de Litio. Para el análisis de Ar la muestra es introducida en un crisol de molibdeno y colgada dentro de una línea de ultra alto vacío de vidrio Pyrex, la que es calentada a una temperatura de 300°C, por un período de 13 a 15 horas, obteniendo finalmente un nivel de vacío adecuado (10-8 Torrs). Posteriormente, la muestra es fundida en un horno de inducción de radiofrecuencia y los gases purificados mediante ceolitas, Cu, óxido de Cu y Ti. El volumen de Ar se determinó por dilución isotópica, con trazador enriquecido en 38Ar; las lecturas de razones isotópicas se realizaron en un espectrómetro de masas AE1, modelo MS-10S. Las constantes utilizadas corresponden a las adoptadas en el Congreso Internacional de Geología No. 25 (1976), Sydney, Australia y posteriormente publicadas por Steiger y Jäger (1977).

λ(40Kε) = 0,581 x 10-10 años-1, λ(40Kβ) = 4,962 x 10-10 años-1, abundancia isotópica 40K = 0,01167 átomo%, razón atmosférica 40Ar/36Ar = 295,5.

Método 40Ar/39Ar Las dataciones por el método 40Ar/39Ar fueron efectuadas por Carlos Pérez de Arce y Stephen Matthews,

en el Laboratorio de Geocronología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Los minerales son selec-cionados en forma manual bajo lupa binocular con luz reflejada y trasmitida. Se colocan en un disco de aluminio de alta pureza en conjunto con un grano de monitor, que corresponde a sanidina de la toba ‘Fish Canyon’ (28,03±0,10 Ma, Renne et al., 1994). El disco completo es sellado con una plancheta de aluminio de similares características al disco y enviado al reactor nuclear de piscina, del tipo Herald de 5 MW de potencia operado por la Comisión Chilena de Energía Nuclear. Las muestras se colocan en una posición estable dentro del reactor (Posición A-09), rodeadas por un escudo de cadmio, y son irradiadas por un pe-ríodo de 24 horas consecutivas.

Recibidas las muestras de vuelta del reactor, se procede a hacer análisis por separado mediante fusión total de todos los monitores que contiene el disco y se determina el valor de ‘J’ para cada uno de ellos. El tratamiento estadístico de estos valores permite asignar a cada una de las muestras del disco un valor ‘J’ propio.

Las muestras enfriadas son introducidas en un disco de cobre, cubierto con una lámina transparente de bromuro de potasio, y es introducido en una cámara unida a una línea de UHV. La cámara está cubierta por una ventana de Zn-Se, que es permeable al paso del láser de CO2. Las muestras se analizan por calenta-mientos sucesivos con incrementos de temperatura mediante variaciones de potencia de un láser de CO2 de potencia máxima de 30 W, utilizando un lente integrador que permite el calentamiento parejo de un plano de 6 x 6 milímetros. Después de cada tres pasos se analiza una muestra del blanco de la línea, la cual permite hacer las correcciones para los pasos posteriores.

Los gases nobles se separan mediante una trampa de frío a -133°C (‘cool finger’) y ‘getters’ ST101 operados a 2,2 A. Una vez purificados son introducidos en un espectrómetro de masa de alta resolución

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MAP 215-50. Los isótopos 36Ar, 37Ar, 38Ar, 39Ar y 40Ar son analizados en 10 ciclos, y las razones 36/40, 37/40, 38/40 y 39/40 son calculadas para el tiempo cero (momento de introducción del gas al espectrómetro) para eliminar los efectos de fraccionamiento isotópico durante el análisis. La línea base es analizada al principio y final del análisis, para cada paso, y restado de la altura de los picos.

La edad aparente obtenida para cada paso de calentamiento considera las correcciones correspondientes a isótopos de Ar asociados a argón atmosférico, y argón proveniente de la irradiación de K, Ca y Cl (40Ar, 39Ar, 38Ar, 37Ar y 36Ar). El plateau se define por el criterio de Fleck et al. (1977) donde se considera plateau: tres o más pasos consecutivos que contengan el 50% o más del total 39Ar liberado y los errores de estos pasos se traslapan a nivel de 2 sigmas de confiabilidad.

Método U-PbLa concentración de minerales pesados se hizo en los laboratorios del Servicio Nacional de Geología

y Minería. Las dataciones fueron efectuadas en el Centro de Pesquisas Geocronológicas del Instituto de Geociencias de la Universidad de Sao Paulo, Brasil. En este lugar los minerales individuales de las fraccio-nes pesadas no magnéticas (titanita) son seleccionados a mano con lupa estereoscópica. Los cristales de titanita son desgastados con aire con pirita durante 15 minutos para remover el Pb absorbido por las caras cristalinas. La pirita remanente y la materia orgánica son eliminada con HNO3 activado con temperatura, y con ultrasonido. El peso de cada fracción mineral es estimado usando volumen y densidad. Los granos se disuelven con HF y HNO3 en microbombas de teflón y a la solución obtenida se agrega un trazador (‘spike’) de 205Pb/235U. La solución es distribuida en 15 microbombas, que son almacenadas en un horno a 200°C por tres días. Transcurrido ese tiempo el HF se evapora y se agrega HCl (6N). El preparado se deja en el horno por otras 24 horas. Después de la evaporación del HCl 6N el residuo se disuelve en HCl (3N). El U y Pb son concentrados y purificados haciendo pasar la solución por una columna de intercambio aniónico. Después de agregar ácido fosfórico la solución se evapora y las microgotas son recogidas por un filamento de renio. La composición isotópica es determinada utilizando un espectrómetro de masa de fuente fija Finnigan MAT 262. Los cálculos de edad utilizan las constantes de decaimiento recomendadas por Steiger y Jäger (1977).

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50

TABLA 1. EDADES RADIOMÉTRICAS.

MuestraUTM

Litología Método y MaterialEdad

(Ma±2σ)Referencia Observaciones

N E

Complejo Epimetamórfico Chañaral DCch

AV-146 6.886.629 305.315 esquisto de moscovitay biotita

K-Ar muscovita 159±4 este trabajo edad de metamor-fismo de contacto

Complejo Intrusivo Carrizal Bajo Trcb

Trcb (g)

ACC 02-10 6.881.563 288.467 granito de biotita U-Pb circón 206,2±0,6 Cruden et al., 2004

VW-15 6.882.106 288.411 granodiorita de biotita y anfíbola

40Ar/39Ar anfíbola 202,1±3,6 este trabajo

VW-15 6.882.106 288.411 granodiorita de biotita y anfíbola

40Ar/39Ar biotita 205±3 este trabajo

Trcb (d)

ACC 02-08 6.898.076 290.610 diorita de piroxeno, anfíbola y biotita

U-Pb circón 207,7±1,3 Cruden et al., 2004

VW-24 6.884.995 300.504 diorita de anfíbola y piroxeno

40Ar/39Ar anfíbola 207,2±3,4 este trabajo

Trcb (bm)

ACC 02-06 6.890.851 288.363 diorita cuarcífera de piroxeno y anfíbola

U-Pb circón 208,2±0,2 Cruden et al., 2004

ACC 02-07 6.890.851 288.363 tonalita de biotita U-Pb circón 208,5±0,5 Cruden et al., 2004

VW-13 6.891.780 288.429 pórfido andesítico 40Ar/39Ar anfíbola 201±3 este trabajo edad mínima

VW-11 6.891.558 288.294 tonalita de biotita y anfíbola 40Ar/39Ar biotita 201,3±3,2 este trabajo edad mínima

VW-67 6.888.485 285.736 tonalita de anfíbola y biotita 40Ar/39Ar biotita 203,3±3,2 este trabajo

VW-67 6.888.485 285.736 tonalita de anfíbola y biotita K-Ar biotita 208±5 este trabajo

Granito Algodones Trga

VW-28 6.888.077 299.075 granodiorita de biotitay anfíbola

40Ar/39Ar anfíbola 199±3 este trabajo

VW-28 6.888.077 299.075 granodiorita de biotita y anfíbola

K-Ar biotita 197±5 este trabajo

VW-99 6.897.481 303.709 diorita cuarcífera de anfíbola y biotita

K-Ar biotita 203±5 este trabajo

VW-106 6.889.548 296.517 monzogranito de biotita y anfíbola

K-Ar biotita 203±5 este trabajo

AV-51 6.900.136 309.497 granodioritas de grano medio de biotita

K-Ar biotita 201±5 este trabajo

AV-92 6.901.017 311.271 granodiorita de biotita y anfíbola

K-Ar biotita 171±4 este trabajo edad mínima

51

continuación tabla 1.

MuestraUTM

Litología Método y MaterialEdad

(Ma±2σ)Referencia Observaciones

N E

Granodiorita Capote Jigdc

AV-37 6.867.779 307.463 granodiorita de anfíbola y biotita

40Ar/39Ar biotita 190,5±1,0 este trabajo edad máxima

CV-1152 6.866.045 307.898 granodiorita de biotita y anfíbola

40Ar/39Ar biotita 188,4±2,0 este trabajo edad máxima

CV-1152 6.866.045 307.898 granodiorita de biotita y anfíbola

K-Ar biotita 189±4 este trabajo edad máxima

CH29A 6.866.924 308.034 monzodiorita de biotita

40Ar/39Ar biotita 183,4±0,6 Heydolph (com. escrita, 2008)

Granito Los Chinches Jmgch

VW-23 6.885.703 301.640 monzogranito de biotita

40Ar/39Ar biotita 156,1±3,0 este trabajo

VW-23 6.885.703 301.640 monzogranito de biotita

K-Ar biotita 158±4 este trabajo

VW-27 6.885.836 299.610 sienogranito cataclástico de biotita

40Ar/39Ar biotita 162,3±3,0 este trabajo

VW-27 6.885.836 299.610 sienogranito cataclástico de biotita

K-Ar biotita 163±4 este trabajo

Diorita San Antonio Jsdsa

AV-145 6.888.837 310.975 diorita de anfíbola y piroxeno

40Ar/39Ar biotita 149,0±3,0 este trabajo

SH-529 6.892.065 313.304 diorita K-Ar biotita 150,4±4,6 Zentilli, 1974 edad recalculada

SH-531 6.886.473 310.116 monzodiorita cuarcífera

K-Ar biotita 151,9±8,8 Zentilli, 1974 edad recalculada

Hipabisales andesíticos y dioríticos de Sierra Granado Jshg

VW-84 6.851.831 299.902 pórfido diorítico de anfíbola y piroxeno

40Ar/39Ar plagioclasa

147,1±1,8 este trabajo

Diorita de Sierra Los Puntudos Kidp

VW-40 6.874.428 304.246 diorita de anfíbola y piroxeno

40Ar/39Ar anfíbola 134,0±2,8 este trabajo

AV-47 6.882.628 307.965 granodiorita de biotita y anfíbola

K-Ar biotita 162±4 este trabajo edad máxima

Granodiorita Sierra Chañar Kigdch

AV-61 6.891.536 324.976 granito de anfíbola K-Ar anfíbola 131±5 este trabajo

AV-63 6.897.137 327.956 diorita gruesa de biotita y piroxeno

K-Ar biotita 131±3 este trabajo

Complejo Plutónico Infiernillo Kii

Kii (gd)

ACC 02-01 6.858.170 307.789 granodiorita de biotita, anfíbola y piroxeno

U-Pb circón 129,01±0,18 Cruden et al., 2004

52

continuación tabla 1.

MuestraUTM

LitologíaMétodo y Material

Edad (Ma±2σ)

Referencia ObservacionesN E

ACC 02-03 6.855.453 312.658 granodiorita de biotita, anfíbola y piroxeno

U-Pb circón 128,66±0,15 Cruden et al., 2004

CV-1148 6.866.625 314.075 granito de anfíbola y biotita

40Ar/39Ar anfíbola

129,0±1,1 Valenzuela, 2002

JV-59 6.853.150 308.775 granodiorita de anfíbola y biotita

40Ar/39Ar anfíbola

129,9±-0,9 Valenzuela, 2002

MG992-2 6.867.543 316.305 tonalita de biotita 40Ar/39Ar biotita 130,02±0,94 Gipson et al., 2003

CV-1131 6.858.637 308.036 tonalita de biotita K-Ar biotita 130±3 este trabajo

CV-1134 6.858.520 308.875 granodiorita de biotita y anfíbola

K-Ar biotita 132±3 este trabajo

AV-27 6.876.652 320.787 granodiorita de anfíbola

K-Ar anfíbola 128±4 este trabajo

JV-59 6.853.150 308.775 granodiorita de biotita K-Ar biotita 133±3 Valenzuela, 2002

Kii (d)

ACC 02-05 6.857.472 312.981 diorita cuarcífera de piroxeno

U-Pb circón 131,4±0,2 Cruden et al., 2004

Kii (milonitas)

MG992-8 6.857.847 307.530 Protomilonita de biotita

40Ar/39Ar biotita 126,28±0,99 Gipson et al., 2003

Diorita de Llano de La Jaula Kidj

AV-114

6.881.287 334.219 diorita de biotita y anfíbola

U-Pb titanita 128 ±1 este trabajo

Complejo Plutónico Retamilla Kir

AV-82 6.848.985 317.210 granodiorita de biotita y anfíbola

40Ar/39Ar anfíbola

127,0±1,6 este trabajo

JV-56 6.848.150 319.000 granito de anfíbola 40Ar/39Ar anfíbola

126,4±0,9 este trabajo

Complejo Plutónico La Higuera Kih

AV-19 6.852.620 328.735 pórfido de anfíbola 40Ar/39Ar anfíbola

122,1±1,3 este trabajo

Diorita Sierra Galena Ksdg

AV-109 6.894.363 349.651 diorita cuarcífera de anfíbola y biotita

40Ar/39Ar anfíbola

98,5±1,7 este trabajo

Hipabisales riolíticos y dacíticos de Rincón de Cáceres Kshc

FX-380-2 6.892.905 351.245 riolita de anfíbola 40Ar/39Ar anfíbola

94,36±1,08 Lieben, 2000

Complejo Plutónico Los Morteros Ksm

Ksm (gd)

AV-139 6.868.377 351.852 tonalita de biotita y anfíbola

40Ar/39Ar anfíbola

64,6±0,7 este trabajo edad mínima

972-36JG 6.848.605 348.565 granodiorita de biotita

40Ar/39Ar biotita 66,75±0,62 Gipson et al., 2003

Ksm (d)

HC-6 6.864.893 351.323 diorita cuarcífera de anfíbola

K-Ar anfíbola 68,4±2,4 Zentilli, 1974 edad recalculada

CARRIZAL BAJO.indd 52 7/11/08 10:02:54

53

continuación tabla 1.

MuestraUTM

Litología Método y MaterialEdad

(Ma±2σ)Referencia Observaciones

N E

Ksm (milonitas)

AV-142 6.854.688 346.395 protomilonita de anfíbola

40Ar/39Ar anfíbola 69,1±0,8 este trabajo

Diques, vetas y alteración

CH12 6.890.074 287.421 basalto 40Ar/39Ar biotita 193,2±0,5 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

VW-12 6.891.535 288.303 pórfido andesítico K-Ar roca total 179±6 este trabajo dique

CH14 6.890.071 287.595 basalto de olivino 40Ar/39Ar masa fundamental

174±4 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

CH23A 6.893.083 313.631 andesita basáltica 40Ar/39Ar plagioclasa 148,5±0,8 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

CH17 6.885.896 312.169 andesita basáltica de anfíbola

40Ar/39Ar anfíbola 134±2 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

CH15A 6.889.995 287759 basalto de olivino 40Ar/39Ar plagioclasa 130,6±1,0 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

VW-21 6.883.665 300.068 microdiorita porfídica de anfíbola y piroxeno

K-Ar roca total 127±4 este trabajo dique

CH13 6.890.072 287.444 pórfido andesítico 40Ar/39Ar plagioclasa 127±3 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

CH37 6.857.952 314.557 basalto de olivino y piroxeno

40Ar/39Ar masa fundamental

125±1 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

CH44C 6.849.821 330.249 andesita basáltica 40Ar/39Ar plagioclasa 116,8±0,4 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

CH24 6.893.182 313.616 dique aplítico 40Ar/39Ar masa fundamental

114±3 Heydolph (comunicación escrita, 2008)

dique

AV-14 6.851.996 315.088 andesita porfídica de piroxeno

K-Ar roca total 105±4 este trabajo dique

AV-73 6.892.828 313.434 halo sericítico K-Ar sericita 153±4 este trabajo veta

AV-70 6.866.808 313.407 halo sericítico K-Ar sericita 133±3 este trabajo veta

AV-122-1 6.869.332 323.317 venilla con biotita y clorita

40Ar/39Ar biotita 126,4±1,6 este trabajo edad de alteración

SH-425 6.894.359 333.150 venilla con biotita K-Ar biotita 131±4 Zentilli, 1974 edad de alteración,edad recalculada,muestra de subsuperficie

AV-66-1 6.854.914 319.808 actinolita en halo 40Ar/39Ar actinolita 122±4 este trabajo edad de alteración

AV-66-3 6.854.914 319.808 actinolita en halo 40Ar/39Ar actinolita 121±5 este trabajo edad de alteración

RV-94-1 6.868.900 323.450 actinolita en halo 40Ar/39Ar actinolita 116±4 este trabajo edad de alteración

54

TABLA 2. DATOS ANALÍTICOS K-Ar DE ESTE TRABAJO.

Muestra Unidad Material %KAr rad. (nl/g)

% Ar atm. Edad(Ma±2σ)

AV-146 DCch muscovita 7,650 49,321 7 159±4

VW-67 Trcb (bm) biotita 7,011 59,931 7 208±5

VW-28 Trga biotita 7,294 59,172 9 197±5

VW-99 Trga biotita 7,295 60,931 3 203±5

VW-106 Trga biotita 7,362 61,582 6 203±5

AV-51

Trga biotita 7,110 58,624 9 201±5

AV-92 Trga biotita 7,407 51,665 8 171±4

VW-10 Trga biotita 6,521 51,377 6 192±5

CV-1152 Jigdc biotita 6,842 53,059 4 189±4

VW-23 Jmgch biotita 6,463 41,546 9 158±4

VW-27 Jmgch biotita 6,174 40,996 9 163±4

AV-47 Kidp biotita 5,616 37,044 12 162±4

AV-61 Kigdch anfíbola 0,500 2,638 36 131±5

AV-63 Kigdch biotita 7,145 37,865 9 131±3

CV-1131 Kii (gd) biotita 7,452 39,128 5 130±3

CV-1134 Kii (gd) biotita 6,953 37,076 13 132±3

AV-27 Kii (gd) anfíbola 0,632 3,268 19 128±4

VW-12

dique roca total 1,663 12,129 8 179±6

VW-21 dique roca total 0,998 5,108 31 127±4

AV-14

dique roca total 0,532 2,226 27 105±4

AV-73 veta sericita 7,174 44,494 8 153±4

AV-70 veta sericita 8,175 43,817 7 133±3

55

TABLA 3. RESUMEN DE LOS DATOS ANALÍTICOS 40Ar/39Ar DE ESTE TRABAJO.

Muestra Unidad MaterialEdad

fusión total (Ma±2σ)

Edad plateau (Ma±2σ) np/N 39Ar%

Edad isócrona inversa (Ma±2σ)

ni MSWD Intercepto

40Ar/36Ar

VW-15 Trcb (g) anfíbola 205±3 206±3 4/8 69,1 202,1±3,6* 5 0,064 500±50

VW-15 Trcb (g) biotita 205±3 205±3* 6/10 72 - - - -

VW-24 Trcb (d) anfíbola 207±3 - - - 207,2±3,4* 4 0,45 333±4

VW-13 Trcb (bm) anfíbola 198±3 204±4 5/7 201±3* 4 2,4 310±20

VW-11 Trcb (bm) biotita 202±3 203±3 7/9 91,9 201,3±3,2* 7 0,43 10.101±10

VW-67 Trcb (bm) biotita 203±3 203±3 4/8 82,1 203,3±3,2* 6 1,5 314±4

VW-28 Trga anfíbola 199±3* - - - - - - -

AV-37 Jigdc biotita 191,1±1,0 190,8±1,1 7/7 91 190,5±1,0* 7 0,34 361±19

CV-1152 Jigdc biotita 190,7±0,9 190,0±1,1 6/6 88,9 188,4±2,0* 5 1,45 590±150

VW-23 Jmgch biotita 157±2 159±2 7/9 88,1 156,1±3,0* 6 0,17 580±90

VW-27 Jmgch biotita 169±3 No tiene - - 162,3±3,0* 7 1,3 1.160±80

AV-145 Jsdsa biotita 157,3±0,7 - - - 149,0±3,0* 5 0,2 1.600±200

VW-84 Jshg plagioclasa 153±6 147,8±1,7 5/7 92,2 147,1±1,8* 5 1,6 311±3

VW-40 Kidp anfíbola 133±2 135±2 7/10 78,7 134,0±2,8* 7 0,23 320±30

AV-82 Kir anfíbola 129,3±1,4 128±2 4/6 82,5 127,0±1,6* 4 0,11 299±3

JV-56 Kir anfíbola 126,3±1,1 126,4±0,9* 6/6 100 126,5±1,0 6 0,2 294±4

AV-19 Kih anfíbola 122±2 122,1±1,3* 5/5 100 122,1±1,2 5 0,74 296±19

AV-109 Ksdg anfíbola 103,7±2,0 99,8±1,7 6/6 89,4 98,5±1,7* 6 0,23 103,7±2,0

AV-139 Ksm (gd) anfíbola 64,5±0,6 64,6±0,7* - 89,2 - - - -

AV-142 Ksm (milonitas) anfíbola 68,9±0,7 69,1±0,8* 6/7 100 69,4±0,8 6 0,81 292±4

AV-122-1 alteración biotita 127,1±1,6 126,4±1,6* 4/6 71 126,5±1,6 4 1,6 290±50

AV-66-1 alteración actinolita 117±8 122±4* 6/8 100 122±6 6 0,25 296±2

AV-66-3 alteración actinolita 118±9 121±5* 7/7 100 122±6 7 0,86 294,9±0,5

RV-94-1 alteración actinolita 115±5 116±4* 6/6 100 116±6 6 0,22 115±5

np/N : Número de pasos en el plateau / total número de pasos.39Ar% : Porcentaje total de 39Ar liberado en el plateau.ni : Número de pasos en la isócrona inversa.MSWD : ‘Mean Square Weighted Deviation’ de la isócrona inversa.40Ar/36Ar : Valor del intercepto 40Ar/36Ar para la isócrona inversa.(*) : Edad preferida sobre la base del comportamiento isotópico.

56

TABLA 4. RESUMEN DE LOS DATOS ANALÍTICOS U-Pb DE ESTE TRABAJO.

MuestraFracción

207Pb235Ua,b

206Pb238Ua

238U206Pb

207Pb206Pba

206Pb204Pbc

Pbppm

Uppm

Pesomg

206Pb238U

207Pb235U

207Pb206Pb

AV-114 3058

0,136463(1,32)

0,020067(1,15)

49,833556(1,15)

0,049322(0,64) 383,4 3,11 127,5 0,064 128 130 163

AV-114 3059

0,127689(3,01)

0,019858(2,61)

50,358046(2,61)

0,046636(1,44) 185,6 1,41 53,3 0,062 127 122 31

AV-114 3060

0,128401(2,16)

0,019881(1,57)

50,298269(1,57)

0,046840(1,44) 343,0 2,23 93,9 0,062 127 123 41

AV-114 3061

0,129813(2,45)

0,019990(2,14)

50,024762(2,14)

0,047098(1,15) 327,6 1,53 64,5 0,065 128 133 54

a : Pb corregido para blanco y Pb inicial; U corregido para blanco.b : Los errores (2σ) en las razones atómicas (porcentaje) se muestran entre paréntesis.c : No corregido para blanco o Pb no corregido.

CARRIZAL BAJO.indd 56 7/11/08 10:11:44

57

ANEXO II

FÓSILES

TAbLA 5. LOcALIDADES FOSILÍFErAS.

Muestra LocUTM

Unidad Fósiles Edad referenciasN E

sin información 1 6.857.432 319.686 Kis(a) Amonites sp. - Mourgues, comunicación oral, 2007

AV-795f 2 6.857.503 319.719 Kis(a) Emericiceras sp. Brm Mourgues, comunicación oral, 2007

001107/1a-001107/2-001107/1b-

000826/2

3 6.866.130 346.400 Kito Imerites? sp., Gervillaria sp., Eriphyla aff. argentina Burckhardt, Bivalvia indet. 4, Imerites? sp., Myophorella (P.) cf. garatei (Leanza), Pterotrigoniinae sp., Paulckella? aff. taverai Pérez y Reyes, Ampullina sp., Paulckella? sp.

Brm s Mourgues, comunicación oral, 2001

sin información 4 6.870.687 305.515 TRJca(d) Weyla alata von Buch Lías Tavera in Muñoz Cristi, 1958

sin información 5 6.864.712 320.649 JKpc1b Amonites sp., Pecten robinaldinus D’Orbigni, Gervillia sp.

- Tavera in Muñoz Cristi, 1958

sin información 6 6.852.249 321.145 Kis(a) Crioceras Andinum (Crioceratites Andinus) Gerth, Lucina cf. prorrecta Gerhardt, Cerithium (Bittium) sp.

Hau s - Brm Tavera in Muñoz Cristi, 1958

sin información 7 6.866.119 346.434 Kito Crioceras Andinum (Crioceratites andinus)

Gerth

Hau s Conn, 1974

sin información 8 6.863.462 344.308 Kit Crioceras Andinum (Crioceratites andinus)

Gerth

Hau s Conn, 1974

sin información 9 6.859.529 346.282 Kit Crioceras Andinum (Crioceratites andinus) Gerth, Crioceras (Crioceratites) diamantese Gerth

Hau s Conn, 1974

sin información 10 6.854.320 343.944 Kit Crioceras Andinum (Crioceratites andinus) Gerth

Hau s Conn, 1974

sin información 11 6.892.647 352.428 Kin1a Gervillia sp., Pholodomya sp. Abad, 1976

sin información 12 6.883.274 351.373 Kit Nerinea, Agria Blumenbachi Studer Brm Abad, 1976

sin información 13 6.861.256 345.242 Kit Crioceratites cf. hildesiense (v. Koenen) Hau Jurgan, 1977a,b

sin información 14 6.853.166 342.774 Kit Crioceratites cf. hildesiense (v. Koenen) Hau Jurgan, 1977a,b

sin información 15 6.898.792 348.253 Kin1a Lucina cf. corbisoides D’Orbigni - Jurgan, 1977b

sin información 16 6.880.845 342.315 Kin1b ‘Ostrea’ sp., Trigonia sp., Serpula sp. - Jurgan, 1977b

sin información 17 6.873.768 305.138 TRJca(a) Rhynchonella sp., Nuculana sp., Bakevellia sp., Daonella sp., Ventricaria (?) sp.

Ans Moscoso y Covacevich, 1982

sin información 18 6.873.623 305.686 TRJca(b) Amonoidea indet - Moscoso y Covacevich, 1982

58

continuación tabla 5.

Muestra LocUTM

Unidad Fósiles Edad referencias

N E

sin información 19 6.872.619 306.295 TRJca(d) Paleoneilo, Oxytoma sp., Chlamys sp., Pseudolimea sp., vegetalia indet

- Moscoso y Covacevich, 1982

sin información 20 6.872.320 306.295 TRJca(d) Neocalamites (?) sp., Dicroidium (?) sp. Nor ? Moscoso y Covacevich, 1982

sin información 21 6.875.277 306.913 TRJca(d) Psiloceras (Caloceras) sp. Het Moscoso y

Covacevich, 1982

sin información 22 6.875.277 306.913 TRJca(d) Weyla sp., Gryphaea aff. G. Darwini Forbes

Sin Moscoso y Covacevich, 1982

sin información 23 6.877.537 309.713 TRJca(d) Otapiria (¿), Arnioceras sp. Sin Moscoso y Covacevich, 1982

sin información 24 6.876.917 309.450 TRJca(d) Motlivaltia sp., Gryphaea sp., Jaworskiella sp., Weyla spp., Serpula sp., Ammonoidea indet.

Sin Moscoso y Covacevich, 1982

sin información 25 6.876.692 309.452 TRJca(d) Spiriferina sp., Rhynchonella sp., Pinna sp., Chamys sp., Ctenostreon (¿) sp., Gryphaea aff. G. Dawini Forbes

Sin Moscoso y Covacevich, 1982

829 F4-0,5/829 F4-base

26 6.861.860 344.100 Kin1a Pterotrigonia (P.) delafossei (Bayle y Coquand), Pterotrigonia (P.) aff. Coihuicoensis (Weaver)

Hau s Mourgues, 2001a

000828/1 27 6.863.356 344.155 Kit Eriphyla aff. Argentina Burckhardt, Crioceratites sp. 1

Brm i Mourgues, 2001a

CGM831/1 (rod)/ CGM831/1-4,5/ CMA831/2-base/ CGM831/1-1,5/ CGM831/1-1

28 6.861.200 344.270 Kit Crioceratites (Paracrioceras) cf. emerici Léveillé, Crioceratites sp. 3, Eriphyla aff. Argentina Burckhardt, Acrioceras (A.) aff Tabarelli (Astier)

Brm i Mourgues, 2001a

000828/5 29 6.859.471 345.458 Kit Crioceratites (Paracrioceras) cf. Emerici Léveillé

Brm i Mourgues, 2001a

001103/1 30 6.860.109 345.074 Kit Crioceratites aff. Tenuicostatum (Thomel) Brm i Mourgues, 2001a

001103/2 31 6.860.320 345.180 Kit Crioceratites (Paracrioceras) cf. Emerici Léveillé

Brm i Mourgues, 2001a

010901/1 32 6.865.347 320.699 JKpc1b Pinna aff. robinaldina (d’Orbigny), Chlamys cf. robinaldina (d’Orbigny).

KI Mourgues, 2001b

010902/3 33 6.858.613 317.684 JKpc1b Ammonoidea indet. 1. KI ? Mourgues, 2001b

010820/2-010820/2a.-010820/2b.

34 6.885.995 350.594 Kin1a Sarcinella aff. occidentalis (Leanza y Castellaro), Mytilidae (?) indet., Pectinacea indet., Porifera indet., Parsimonia (?) sp.

Hau s? Mourgues, 2001b

010820/3 35 6.884.247 351.775 Kip Bakevelliidae indet., Myophorella (?) sp. Brm i? Mourgues, 2001b

010819/1-010819/1.-010819/1b

36 6.889.659 346.628 Kin1a Heteraster sp., Raphidonema sp. 1, Porifera indet. 1, Isastrea sp. 1, Isastrea sp. 2, Cyathophora sp., Heteroporidae indet., Heteroporidae (?) indet., Terebratulidae indet. 2.

- Mourgues, 2001b

59

continuación tabla 5.

Muestra LocUTM

Unidad Fósiles Edad referencias

N E

010825/1 37 6.888.075 345.719 JKpc3 Heteraster sp. - Mourgues, 2001b

sin información

38 6.853.015 319.946 Kis Lingula sp., Discinisca sp. - Mourgues, 2001c

VW-72 39 6.862.501 288.403 TrJca(a) Weyla (Lywea) cf. unca (Philippi), Actinostreon (?) sp., Cardinia sp., Pholadomya (Bucardiomya) sp., Homomya sp., Bivalvia indet.

Lías Pérez et al., 2002

VW-78 40 6.857.603 287.235 TrJca(a) Bakevellia (?) sp. Tr? Pérez et al., 2002

VW-41.4 41 6.873.700 305.550 TrJca(b) Parallelodontidae (?) indet., Chlamys (?) sp., Limidae indet., Frenguelliella sp., Cidaridae indet.

Lías Pérez et al., 2002

VW-9 42 6.889.929 289.360 PlHl Chorus sp., Gastropoda indet., Balanus sp. Ple-Hol Pérez et al., 2002

VW-53.1 43 6.888.554 290.302 PlHl Concholepas concholepas (Bruguière), Nucella cf. crassilabrum (Martyn), Oliva sp.,Tellina (?) sp., Balanus sp.

Ple-Hol Pérez et al., 2002

VW-53.2 44 6.888.554 290.302 PlHl Tegula sp., Trochidae indet., Prisogaster sp.,Turritella sp., Nucella (Acanthina) crassilabrum (Martyn), Oliva sp.,Tellina (?) sp.

Ple-Hol Pérez et al., 2002

VW-77 45 6.857.603 287.235 PlHl Patella (?) sp., Tegula sp., Trochus sp., Prisogaster niger (Wood) (?), Prisogaster sp., Concholepas concholepas (Bruguière), Nucella (Acanthina) crassilabrum (Martyn), Balanus sp.

Hol ? Pérez et al., 2002

VW-85 46 6.852.431 286.065 PlHl Annelida indet. (Terebella (?) sp.), Fissurella aff. costata (Lesson), Concholepas concholepas (Bruguière), Oliva sp., Argopecten purpuratus (Lamarck), Choromytilus chorus (Molina), Mulinia edulis K. y B., Mactridae indet., Eurhomalea lenticularis (Sowerby), Balanus sp., Echinoida indet.

Hol Pérez et al., 2002

VW-85.1 47 6.852.431 286.065 PlHl Vertebrata indet. Pérez et al., 2002

MA-16 48 6.863.304 344.503 Kit ‘Emericiceras’ spp. Brm i Mourgues, comunicación escrita, 2005

MA-11 49 6.862.171 345.299 Kit ‘Emericiceras’ sp. Brm i Mourgues, comunicación escrita, 2005

60

ANEXO III

YAcIMIENTOS

Los yacimientos se identifican por el número con que aparecen en el mapa. La información de yacimientos metálicos ha sido extractada de Díaz et al. (1981), Díaz y Vivallo (2005) y Vivallo et al. (2008). La información de yacimientos de rocas y minerales industriales ha sido tomada de Gajardo et al. (2004).

TAbLA 6. YAcIMIENTOS METÁLIcOS.

No. Nombre/descripciónUTM

recurso roca de cajaForma del yacimiento

Orientación referenciasN E

1 La Catorce 6.889.983 301.232 Au magnetita veta E-O Díaz y Vivallo, 2005

2 Andacolla 6.889.886 298.594 Co, Au granodiorita veta E-O Díaz y Vivallo, 2005

3 Petaca 6.889.728 302.037 Cu diorita veta E-O Díaz y Vivallo, 2005

4 s/n 6.889.433 300.804 Au granodiorita veta E-O Díaz y Vivallo, 2005

5 Beatriz 6.887.354 291.513 Au diorita veta E-O Díaz y Vivallo, 2005

6 Copihue 6.886.908 291.924 Au diorita veta E-O Díaz y Vivallo, 2005

7 Huasquina 6.886.427 291.007 Augranodiorita, monzodiorita, diorita

veta N85ºO Díaz y Vivallo, 2005

8 Imperio 6.886.133 292.125 Au granodiorita veta N80ºE-50ºO Díaz y Vivallo, 2005

9 s/n 6.885.872 291.295 Au granodiorita, diorita veta N85ºO Díaz y Vivallo, 2005

10 Santa Filomena 6.885.844 290.665 Au granodiorita, diorita veta N85ºO Díaz y Vivallo, 2005

11 Oriente 6.885.630 292.062 Au diorita veta N80ºE Díaz y Vivallo, 2005

12 Esmeralda 6.885.530 292.389 Au diorita veta E-O Díaz y Vivallo, 2005

13 Veracruz 6.897.860 319.116Fe, Cu, Au

diorita veta N25ºO Díaz y Vivallo, 2005

14 Rinconcito 6.895.865 320.209 Au diorita veta N20°O Díaz et al., 1981

15 Rincón 6.895.625 320.721Fe, Cu, Au

diorita veta N15ºO Díaz y Vivallo, 2005

16 Carmen 6.895.606 321.442 Au diorita veta N12°O Díaz et al., 1981

17 Restauradora 6.894.532 320.174 Cu diorita veta N40ºO Díaz y Vivallo, 2005

18 Leonor 6.894.015 320.073 Cu diorita veta - Díaz et al., 1981

19 Eleonora 6.893.810 319.851 Cu diorita veta N25ºO Díaz y Vivallo, 2005

61

continuación tabla 6.

No. Nombre/descripción

UTM

recurso roca de cajaForma del

yacimientoOrientación referencias

N E

20 Eureka 6.893.743 320.378 Cu, Au diorita veta N25°O Díaz et al., 1981

21 Corola 6.893.631 319.493 Cu diorita veta N60ºE Díaz y Vivallo, 2005

22 s/n (4 vetas) 6.893.500 320.338 Cu diorita veta N20ºO Díaz y Vivallo, 2005

23 La Culebra 6.892.782 318.102 Cu diorita veta N20º-30ºE Ruiz et al., 1965

24 Cortada araña 6.892.359 312.480 Cu, Codiorita, atravesada por filones de diabasa

veta N65°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

25 Portezuelo 6.892.282 313.865 Cu, Codiorita, atravesada por filones de diabasa

veta N60ºERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

26 veta de agua 6.892.166 313.126 Cu, Codiorita, atravesada por filones de diabasa

veta N65ºERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

27 Mondaca 6.892.071 313.713Cu, Co, U

diorita, atravesada por filones de diabasa

veta N70°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

28 Toro 6.892.062 313.167 Cu, Codiorita, atravesada por filones de diabasa

veta N60°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

29 Santa Rita 6.892.056 312.757 Cu, Codiorita, atravesada por filones de diabasa

veta N60°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

30 Bezanilla 6.891.913 313.442 Cu, Codiorita, atravesada por filones de diabasa

veta N60°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

31 s/n 6.891.697 317.513 Cu diorita veta N45ºE Díaz et al., 1981

32 Catalina 6.891.450 315.670 Cu diorita veta N60º-70ºE Díaz et al., 1981

33 Contadora Baja 6.891.436 312.494 Cu, Codiorita, atravesado por filónes de diabasa

veta N60°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

34 s/n 6.891.375 317.072 Cu diorita veta N45ºE Díaz et al., 1981

35 Armonía 6.890.829 313.050 Cu, Codiorita, atravesada por filones de diabasa

veta N50°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

36 Teresa 6.889.566 311.049 Cu diorita veta - Díaz et al., 1981

37 Santa Teresa 6.889.565 311.022 Cu, Co diorita veta N55°ERuiz et al., 1965; Pérez, 1979

38 Delirio 6.889.562 310.804 Cu diorita veta N28ºE Díaz et al., 1981

39 Vuleana 6.889.324 309.389 Cu, Co diorita veta - Hornkohl, 1942

40 Farellón alto 6.889.324 309.388 Cu cuarcitas veta N30ºEZorrillas, 1945; Díaz et al., 1981

41 Farellón bajo 6.888.770 309.396 Cu gneiss veta N40ºEZorrillas, 1945; Díaz et al., 1981

42 Guanaca 6.888.636 310.682 Cu, Au diorita veta N50°E Díaz et al., 1981

62

continuación tabla 6.

No.Nombre/

descripción

UTMrecurso roca de caja

Forma del yacimiento

Orientación referenciasN E

43 Fortuna 6.887.554 308.460 Cu cuarcitas veta N50°E Díaz et al., 1981

44 La Verde 6.878.713 313.462 Au diorita veta N25ºO Díaz et al., 1981

45 veta 8 6.878.031 311.750 Cu andesita veta N20°O Díaz et al., 1981

46 La Chivato 6.877.612 313.911 Au-Cu andesitas veta N45ºO Díaz et al., 1981

47 La Chivato 2 6.877.423 314.249 Au-Cu andesitas veta N45ºO Díaz et al., 1981

48 La Cigüeña 6.876.701 311.362 Au diorita veta N18°O Díaz et al., 1981

49 Veta siete 6.874.217 313.992 Cu andesita veta N50°O Bembow, 1980

50 La Culebrón 6.873.763 311.555 Au diorita y riolitas veta - Díaz et al., 1981

51 s/n 6.898.420 339.788 Fe, Cu, Au caliza veta-falla N40ºO Díaz et al., 1981

52 El Paico 6.898.150 339.712 Fe, Cu, Auandesitas y calizas intruidas por dioritas

veta-falla N40ºO Díaz et al., 1981

53 Boquerón Chañar 6.894.359 333.150 Femetaandesita, andesita, microdioritas, diorita

veta N45ºE Díaz et al., 1981

54 La Escondida 6.887.023 348.671 Ag caliza veta N-S Díaz et al., 1981

55 Chuschampis 1 6.884.734 350.174 Cu, Ag caliza veta N35°O Díaz et al., 1981

56 Bellavista 6.878.130 339.540 Ag arenisca manto N40°O Díaz et al., 1981

57 Descubridora 6.869.540 291.905 Ag esquistos veta N50ºO Díaz et al., 1981

58Taisanita1 6.868.838 294.043 Ag esquistos veta N20ºO Díaz et al., 1981

59 Taisanita3 6.868.682 295.681 Ag calizas veta N64ºO Díaz et al., 1981

60 Taisanita2 6.868.028 295.284 Ag esquistos, calizas veta N25ºO Díaz et al., 1981

61 s/n 6.866.497 303.430 Cu filitas y stock diorítico veta-falla N18ºO Díaz et al., 1981

62 La Blanca Estela 6.862.479 297.859 Aurocas metamórficas (cuarcitas) y pórfido diorítico

veta N5ºE Díaz et al., 1981

63 Eustaquia 1/5 6.860.170 301.391 Cu rocas metamórficas veta N15ºE Díaz et al., 1981

64 Chiguilloma 6.859.782 297.469 Cuesquistos y granodioritas

veta N-S/N40ºO Díaz et al., 1981

65 Las Chiquillas 6.859.419 301.572 Cu rocas metamórficas veta N15ºE Díaz et al., 1981

63

continuación tabla 6.

No. Nombre/descripciónUTM

Recurso Roca de cajaForma del yacimiento

Orientación ReferenciasN E

66 Leoncito Alto 6.858.425 302.963 Cu granodiorita veta N-S Díaz et al., 1981

67 Delirio 6.857.935 297.501 Cuesquistos y granodioritas

veta N-S Díaz et al., 1981

68 Las Cañas 6.857.262 303.231 Cuesquistos y granodioritas

veta N-S Díaz et al., 1981

69 Plomiza 1 6.872.556 306.330 Pb, Ag pórfido cuarcífero manto N20ºEMuñoz Cristi, 1958; Díaz et al., 1981

70 San Pedro 6.872.500 310.154 Auandesita, stock diorítico?

veta N45°O Díaz et al., 1981

71 Plomiza 2 6.872.393 306.130 Pb, Agstock ocoítico? y areniscas finas silicificadas

estratoligado concordante

N20ºEMuñoz Cristi, 1958; Díaz et al., 1981

72 San José 6.872.333 312.416 Cu andesitairregular, bolsón

N20°O Díaz et al., 1981

73 Santa Rosa 6.872.330 311.432 Fe, Cu, Au andesita veta N15°E Bembow,1980

74 La Fortuna 6.872.185 311.980 Cu andesita veta N15°O Bembow, 1980

75 María Antonieta 6.872.177 312.914 Fe, Cu, Auandesitas y pórfidos dioríticos

veta N20°E -

76 San José 2 6.872.168 310.889 Cu andesita veta N-S Díaz et al., 1981

77 Santa Rosa 2 6.872.017 312.054 Fe, Cu, Au andesitas y ocoítas veta N45°O -

78 Gitana 6.872.007 310.483 Cu andesita veta N5°E Bembow,1980

79 s/n 6.871.091 311.543 Fe, Cu, Au andesita silicificada veta N15°E -

80 Los Abuelitos 6.870.292 309.148 Cu andesita veta N10°E Bembow,1980

81 Andacollo 6.870.114 307.651 Cu tonalita veta N10°E Bembow,1980

82 Carrizalina 6.869.998 309.970 Cu, Au ocoíta veta N5°E Bembow,1980

83 Por si acaso 6.869.342 307.528 Cu granodiorita veta N5°E Bembow,1980

84La Manto (San José, Matilde)

6.869.098 311.456 Cu, Au ocoíta veta N10°E Díaz et al., 1981

85Santa María de Astillas

6.869.088 316.058 Fe, Cu, Audiorita y metaandesita

veta N-S Flores,1940

86 Topón 6.869.070 309.712 Cu ocoíta veta N-S Bembow,1980

87 Cielo 6.869.045 314.252 Cu, Audiorita de grano fino silicificada

veta N40°ODíaz et al., 1981; Salinas, 1973

88 Veta uno 6.868.771 310.263 Cu ocoíta veta N25°O Bembow,1980

89 Santa Cruz 6.868.597 309.039 Cu, Au andesita veta N10°O Bembow,1980

CARRIZAL BAJO.indd 63 3/11/08 08:01:58

64

continuación tabla 6.

No. Nombre/descripciónUTM

recurso roca de cajaForma del yacimiento

Orientación referenciasN E

90 Alberto 6.868.447 309.313 Cu andesita veta N-S Bembow,1980

91 La Cobre Blanco 6.868.360 309.798 Cu, Au granodiorita, andesitas veta N5°E Bembow,1980

92 Alemania 6.868.269 309.174 Cu andesita veta N5°E Bembow,1980

93 Araña 6.868.027 311.132 Cu, Fe, Au andesitas veta N15°EDíaz et al., 1981

94 - 6.867.594 309.059 Au diorita porfídica veta-falla N20°ODíaz et al., 1981

95 Tocopilla 6.867.521 309.192 Cu ocoíta veta N25°E Bembow,1980

96 Los Colorados 6.867.255 321.704 Fe roca córnea bolsón N45°E

Ruiz y Hornkohl, 1942; Díaz et al., 1981

97Capote (continuación)

6.867.170 308.845 Au diorita porfídica veta-falla N20°ODíaz et al., 1981

98 Recogimiento 2 6.866.963 307.567 Au granodiorita y andesita veta-falla N20°ODíaz et al., 1981

99 San Juan 6.866.873 309.039 Au tonalita veta N-S Flores,1943

100 Castor 6.866.478 312.221 Cu diorita porfídica veta N80ºEDíaz et al., 1981

101 Recogimiento 6.866.268 307.921 - - - -Díaz et al., 1981

102 Cobra 6.864.843 311.235 Cu andesitas indeterminado -Díaz et al., 1981

103 Trabajo 6.864.774 308.417 Au andesita veta N10°ODíaz et al., 1981

104 La Negra 6.864.534 320.669 Mn calizaestratoligado concordante

N25°E Leiding, 1941

105 Porvenir 6.863.350 320.052 Mn calizaestratoligado concordante

N50ºEDíaz et al., 1981

106 Margarita 6.860.744 318.698 Mn caliza, andesita manto N45ºEDíaz et al., 1981

107 Coquimbana 6.860.444 318.765 Mn caliza, andesita veta N30ºELeiding, 1941; Díaz et al., 1981

108 La Portezuelo 6.860.242 313.533 Cu, Fe, Au - veta N10°EDíaz et al., 1981

109 Chañar Quemado 6.858.915 318.986 Fe metaandesita bolsón N-SRuiz y Hornkohl, 1942

110 Agua Grande? 6.858.195 305.620 Cu andesitas irregular N-SDíaz et al., 1981

111 San Pablo 6.858.096 316.696 Cu andesita veta N20°ODíaz et al., 1981

112 s/n 6.857.354 315.823 Fe calizas y andesitas irregular E-ODíaz et al., 1981

65

continuación tabla 6.

No. Nombre/descripciónUTM

recurso roca de cajaForma del yacimiento

Orientación referenciasN E

113 s/n 6.857.040 315.548 Cu andesitas irregular N70°O Díaz et al., 1981

114 Venus 6.856.852 315.899 Mn caliza manto N30°E Leiding, 1941

115 La Compañía uno 6.856.214 315.569 Cu andesita veta N20°E Díaz et al., 1981

116 La Compañía 6.855.969 315.744 Cuandesitas y tobas andesíticas

veta-falla N15°O Díaz et al., 1981

117 Principal 6.855.776 316.051 Cu andesita veta N50°E Díaz et al., 1981

118 Filipina? 6.855.628 315.575 Cu, Fe, Au Traquiandesitasveta-falla, stockwork

N25°E Díaz et al., 1981

119 Buitre 6.855.615 317.105 Fe calizasestratoligado concordante

N55°O Díaz et al., 1981

120 Sosita 6.855.126 319.921 Fe metaandesita bolsón -Ruiz y Hornkohl, 1942

121 La Verde 6.855.114 306.649 Cucontacto lavas e intrusivo en zona milonítica

irregular, relleno de fracturas

- Díaz et al., 1981

122 Filipina? 6.855.078 316.693 Cu, Fe, Aucalizas y andesitas alteradas

- - Díaz et al., 1981

123 Huantemé 6.850.784 319.535 Femetaandesita, andesita

bolsón N-SRuiz y Hornkohl, 1942

124 s/n 6.849.450 326.505 Fe granitoide veta N-S Díaz et al., 1981

125 Germán Riesco 6.847.915 313.509 Co metaandesita veta N50°O Hornkohl, 1942

126 Colorada 6.864.118 348.472 Cu, Agesquistos y roca metamórfica (milonitas)

veta N-S Díaz et al., 1981

127 Teresita 6.862.089 348.743 Cu, Au, Ag metadiorita veta E-O Díaz et al., 1981

128 Consuelo 6.861.635 349.321 Cu, Au roca córnea veta N70ºE Cohn, 1974

129 Calarera Alta 6.861.536 341.779 Cu andesita veta N10°E Cohn, 1974

130 s/n 6.861.534 348.832 Au granodiorita veta E-O Díaz et al., 1981

131 San Pedro 6.861.321 341.782 Cu tobas brechosas veta N10°O Cohn, 1974

132 Arteaga 6.861.179 349.418 Cu, Ag diorita veta N75°O Cohn, 1974

133 María bonita 6.861.174 349.409 Cu, Au, Ag diorita veta N70°O Cohn, 1974

134 Amarilla 6.861.163 349.564 Ag diorita veta N70°O Díaz et al., 1981

135 María José 6.861.139 341.705 Cuandesitas, stock diorítico

veta-falla N15°E Díaz et al., 1981

66

continuación tabla 6.

No. Nombre/descripciónUTM

recurso roca de cajaForma del yacimiento

Orientación referenciasN E

136 Dieciochera 6.857.664 344.553 Cu, Agsedimentos calcáreos, andesita

veta N26°O Cohn, 1974

137 La Verde 6.857.431 342.423 Cu andesita veta N-SCohn, 1974; Díaz et al., 1981

138 Japón 6.851.824 340.685 Cu andesita manto - Cohn, 1974

139 La Fortuna 6.850.741 329.300 Cu tonalitachimenea de brecha

Díaz et al., 1981

140 La Cobre 6.850.679 340.265 Cu andesita manto N10°O Cohn, 1974

141 Navarra 6.850.307 335.591 Cu conglomerado manto -Franqueza, 1966;

Cohn, 1974

142 San Bartolomé 6.849.571 349.611 Cuesquistos (milonitas)

veta N50°E Díaz et al., 1981

143 Victoria 6.849.444 349.286 Cu, Auesquistos (milonitas)

veta N20°OStewart, 1914;

Díaz et al., 1981

144 Azulina 6.848.988 338.166 Cu andesitas manto N63ºE Cohn, 1974

145 Zapallo 6.846.772 349.756 Cu, W monzonita veta N80°E Díaz et al., 1981

67

TAbLA 7. YAcIMIENTOS DE rOcAS Y MINErALES INDUSTrIALES.

No. Nombre/descripciónUTM

recurso roca de cajaForma del yacimiento

Orientación referencias

N E

1 La Mona 6.900.742 316.606 cuarzo granodioritavetiforme y/o irregular

-Moscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

2 El Toro 6.872.175 346.024 calizaarenisca calcárea

estratiforme -Moscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

3 La Poderosa 6.865.892 320.457 calizaarenisca calcárea

estratiforme N-S/N20º-30°EMoscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

4 Chinchilla 6.861.358 347.757 calizaarenisca calcárea

estratiforme N-SMoscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

5 Dorada 1-5 6.855.250 345.760 mármollutitas calcáreas

estratiformeN5ºE/N40º-65ºE

Moscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

6 Caliza 1-20 6.854.210 341.704 calizaarenisca calcárea

estratiforme subhorizontalMoscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

7 s/n 6.853.988 345.617carbonato de calcio blanco

calizas y lutitas

vetiforme y/o irregular

N10ºE/N65ºE y N25°E/N70°E

Moscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

8 Santa Marta 6.851.882 344.957 mármol

bancos calcáreos, cerca del contacto con granodiorita terciarias

estratiforme -Marín, C. y López, N. 1990.

9 La Cuesta 6.850.148 346.306carbonato de calcio blanco

areniscas y calizas

vetiforme y/o irregular

N-S/verticalMoscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

10 Carola 6.848.766 346.289carbonato de calcio blanco

areniscas y calizas

vetiforme y/o irregular

N-S/subverticalMoscoso et al., 1982; Gajardo y López, 1998

TAPA CARRIZAL BAJO 23/10/08 09:07 P�gina 1

Composici�n

C M Y CM MY CY CMY K

AR

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NT

IN

A

Copiapó

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