MAPAS GEOLOGICOS PRELIMINARES DE CHILE

ESCALA: 1: 250.000

AVANCE GEOLOGICO

HOJA TOCOPILLA

REGION DE ANTOFAGASTA

FERNANDO FERRARIS B.

RESUMEN La hoja Tocopilla (22° a 23° S y 69° a 79° 15´ W) se3 encuentra situada en la región noroccidental de la II Región, Antofagasta.

Las rocas presentes en el área comprenden sedimentitas marinas y continentales y, volcanitas continentales que incluyen las siguientes unidades: Formación Mejillones (mar.) Pleistoceno Formación el Loa (cont.) Plio-Pleistoceno Formación Augusta (cont.) cretácico medio a superior (?) Formación La Negra (cont.) Sinemuriano-Titoniano Secuencia de Cerritos Bayos (mar.-cont.) Sinemuriano-Titoniano Estratos de Rencoret (mar.) Hettangiano-Sinemuriano Formación Agua Dulce (cont.) Triásico Volcanitas de Sierra Moreno (cont.) Paleozoico Medio a Superior Formación El Toco (mar.-cont.) Carbonífero.

Las rocas intrusivas corresponden a cuerpos pertenecientes a una actividad plutónica desarrollada en el lapso Paleozoico Superior a Tercfiario inferior y consisten principalmente en granitos, granodioritas y dioritas.

Las estructuras más importantes de la región corresponden a pliegues anticlinales y sinclinales de características regionales que, con ejes norte-sur, afectan a las rocas marinas y continentales jurásicas. El fracturamiento, con una dirección predominante norte-sur, en intenso en todas las unidades. En el sector oriental fallas inversas producen el sobre escurrimiento hacia el oeste de las volcanitas paleozoicas por sobre sedimentitas marinas y continentales del Jurásico.

En el área de la cordillera de la costa existen yacimientos metalíferos que corresponden a depósitos de cobre en mantos y vetas asociadas al volcanismo jurásico e intrusiones cretácicas. En el sector de Sierra Gorda, los yacimientos conocidos están constituidos por vetas, cuerpos de brecha de turmalina y diseminaciones del tipo “porphyry copper”. Además, en el sector de Caracoles, mineralización de plata se encuentra asociada a depósitos calcáreos del Jurásico. Los yacimientos de minerales no-metálicos son variados destacando de calizas y nitrato de sodio.

INTRODUCCION

La región, cuya geología se describe, está ubicada entre los 22° 00´y 23° 00 de longitud oeste hasta la línea de la costa. Corresponde a la Hoja Tocopilla (SF-19-10) a escala 1:250.000, proyección UTM (Instituto Geográfico Militar, 1975). Este estudio corresponde a una etapa de compilación de cartas geológicas del Instituto de Investigaciones Geológicas como parte de la publicación de la Carta Geológica de Chile a escala 1:250.000. El trabajo está basado en levantamientos geológicos regionales inéditos de G. Alfaro, J. Frutos y A. Thomas, quienes efectuaron dichos levantamientos entre 1964 y 1976. La compilación fue realizada por el autor durante 1978 e incluyó visitas parciales a terreno en 1975-76 y 1978. El área presenta rasgos morfológicos muy definidos y de oeste a este se pueden distinguir las siguientes unidades: Cordillera de la Costa, Zona de Pampas centrales y Pre-Cordillera Andina. La Cordillera de la Costa, se caracteriza por su orientación norte-sur y la presencia en su vertiente occidental de un abrupto acantilado costero de más de 1.000 m de desnivel. La zona de Pampas centrales y “Pampas Salitrosas”, corresponde a una llanura de altura promedio de 1.000 m.s.n.m cruzada por cordones norte-sur que originan cuencas independientes. La Pre-Cordillera Andina que se desarrolla en el sector nororiental del área, al este de la unidad anterior, corresponde a cordones montañosos de dirección aproximada norte-sur. Se extiende al norte del río Loa y alcanza alturas de hasta 2.700 m.s.n.m. La red de drenaje en variada, dependiendo de sus características de los rasgos morfológicos descritos y en general, corresponde a cauces y quebradas secas o con desarrollo estacional de corrientes de barro. Solamente el río Loa mantiene un flujo de agua permanente, regulado en la actualidad por el embalse de Conchi. El curso del río, en el sector oriental, presenta una dirección este para luego cambiar su orientación hacia el norte, en la parte central del área. El clima es en general desértico, con variaciones entre la zona costera occidental, caracterizado por precipitaciones estaciónales de nieblas matinales (camanchaca) y el sector central y oriental interior al cual no tienen acceso estas nieblas por lo que presenta un clima desértico normal (FUENZALIDA, 1965). La vegetación es escasa y se presenta en la zona costera con cactáceas aisladas y en los márgenes del río Loa, con escasos pastizales que se desarrollan donde el ancho del valle lo permite. La población del área se circunscribe al puerto de Tocopilla y algunas caletas de pescadores o mineros en la zona de la costa. Hacia el interior se agrupa en los campamentos de las oficinas salitreras de Pedro de Valdivia y María Elena y en el sector de Sierra Gorda. El acceso al área se logra por la Carretera Panamericana Norte que la cruza con dirección norte-sur en la zona central, y en el camino costero que une Antofagasta con Tocopilla. El camino Antofagasta-Calaza cruza la región en diagonal en el sector suroriental, mientras que el camino que une Chuquicamata con Tocopilla la atraviesa con dirección este-oeste en la parte central-norte. Otros accesos corresponden a numerosos caminos de segunda clase que alcanzan a centros mineros menores.

ESTRATIGRAFIA

Las unidades estratificadas reconocidas en el área, comprenden rocas sedimentarias y volcánicas del Paleozoico, rocas volcánicas del Triásico, rocas sedimentarias continentales, marinas y volcánicas del Jurásico, volcanitas del Cretácico y rocas sedimentarias del Terciario. El Cuaternario esta representado por depósitos marinos y continentales del Pleitozeno y continentales del Holoceno.

Formación El Toco Pzs (HARRINGTON, 1961)

Originalmente fue descrita por WETZEL (1927), como “una secuencia de grauvacas, pizarras cuarcíferas y pizarras gris-verdosas. Además de cuarcitas, gneises y sedimentos carbonosos fuertemente plegados”, a la cual llamó “grauwacken-schiefer formation”.

HOFFSTETTER y otros (1957, p.352) comenta que esta denominación no fue usada como designación estratigráfica por WETZEL y propone el nombre de “Paleozoico de El Toco” a la secuencia descrita por ese autor. Finalmente es HARRINGTON (1961) quien comienza a usar la denominación de Formación El Toco para la misma unidad.

Esta formación aflora en la zona de Pampa Negra, Morro Ojeda y Sierra de la Cruz, en la parte norte de la Hoja y está constituida por areniscas, cuarcitas y lutitas débilmente metamorfizadas. FRUTOS (1976) señala que esta unidad se presenta en esta zona facies de flysch. La secuencia infrayace seudo-concordantemente a rocas volcánicas riolíticas y sedimentitas continentales con facies de cuarcitas y conglomerados de la Formación Agua Dulce del Triásico. Las rocas de la Formación El Toco presentan pliegues con ejes de rumbo N40° a 60° W, direcciones muy diferentes a las norte-sur de los estratos mesozoicos. La edad asignada a esta formación se ha referido siempre a la que WETZEL indicó sobre la base de la presencia de un resto de Dadoxylon, que señalaría para esta unidad una edad paleozoica superior. Se correlaciona con estratos semejantes que afloran en la Cordillera de la Costa, entre Chañaral y Taltal, fuera del área de este estudio. Volcanitas de Sierra Moreno Pzv (Unidad informal)

En la parte oriental de la Hoja Tocopilla afloran rocas volcánicas riolíticas con intercalaciones menores de andesitas que han sido atribuidas al Paleozoico Medio a Superior, por estar cortadas por granitoides de edad carbonífera (THOMAS, 1969). El mismo autor menciona que estas riolitas incluyen pórfidos de aspecto intrusivo que podrían corresponder a facies hipabisales de esa secuencia. Su base es desconocida. Infrayace a la secuencia marina de Cerritos Bayos (Jsm), con lo que además se relaciona por fallas. Formación Agua Dulce Tvr (GARCIA, 1967)

GARCIA (1967) describió bajo esta denominación a la secuencia compuesta por conglomerados y rocas volcánicas que infrayacen con discordancia a rocas sedimentarias marinas jurásicas en la zona de Caracoles, al sur del área del presente estudio. En el sector de Sierra de los Colorados, en el extremo noroccidental de la Hoja Tocopilla y en la cercanías de Pampa Negra y Pampa del Miraje, aflora una secuencia de lavas riolíticas y sedimentitas continentales cuarcíferas, que se superponen en seudo-concordancias a las rocas de la

Formación El Toco (Pzs) y se encuentra instruida por granitos (Kg) asignados por FRUTOS (1976) al Cretácico. La diferenciación de esta unidad con las volcanitas de Sierra Moreno se basa en la ausencia en estas ultimas de sedimentitas continentales intercaladas en las riolitas. Se han incluido también en esta unidad las rocas que afloran al sur del camino a Calama, en el sector suroeste del área estudiada, constituidas por una secuencia de areniscas, tobas de micas y traquitas, las cuales fueron asignadas por BIESE (1961) al Triásico sobre la base de la diferencia de comportamiento estructural entre esa secuencia y la del Jurásico de Cerritos Bayos. Posteriormente BAEZA (1976), señala que calizas fosilíferas del Sinemuriano recubren en discordancia angular a la secuencia descrita por BIESE (1961), en el sector de Colina Roja, extremo oriental de la Hoja Tocopilla. Esta relación discordante observada por BAEZA (1976) y por GARCIA (1967) en el área de Caracoles y el antecedente de BIEZE (1961) respecto a la diferente orientación de las estructuras de ambas unidades hace valida la proposición de estos mismo autores en el sentido de asignar a estas secuencias volcano-clásticas una edad pre-liásica, probablemente triásica. Estratos de Rencoret Jism (TOBAR, 1966; FERRARIS y DI BIASE, 1978)

Esta unidad fue definida por TOBAR (1966) en la zona de Sierra de Rencoret al sur y fuera del área de este estudio. En el sector de la Hoja Tocopilla comprende una secuencia de areniscas y lutitas calcáreas fosilíferas plegadas que afloran en el extremo sur y sin presentar relaciones estratigráficas directas con otras unidades. En el área de Cerros de Cuevita, también fuera de la Hoja Tocopilla, esta secuencia se encuentra en discordancia angular sobre los Estratos del Salar de Navidad asignados al Paleozoico (FERRARIS y DI BIASE, 1978) y su techo es desconocido. Las faunas colectadas por TOBAR (1966) y DI BIASE (FERRARIS y DI BIASE, 1978) han permitido asignar a esta secuencia una edad liásica que estaría comprendida en el Hettangiano y el Sinemuriano, en base a la presencia de Psiloceras planorbis, Alsatites liasicus y Schlotheimia angulata.

Secuencia marina de Cerritos Bayos Jsm (BIESE ,1961)

Corresponde a una secuencia de aproximadamente 2.000m de calizas y margas que BIESE (1961) describe en detalle y que, por contenido faunístico, asigna el rango Lías-Kimmeridgiano. Esta secuencia aflora en una franja discontinua en el sector oriental de la Hija Tocopilla y sus afloramientos mejor estudiados corresponden a los del área de Estación Cerrillos Bayos-Cerros de Guacate y Loma Larga-Cerro Chintoraste, al sur del río Loa. Esta secuencia se apoya discordantemente sobre la Formación Agua Dulce de edad triásica en el sector de Colina Roja (BAEZA, 1976), y sobreyace también en discordancia a las volcanitas de Sierra Moreno (Pzv). Su techo corresponde a una secuencia clástica continental que se apoya concordantemente sobre las facies marinas del Kimmeridgiano y a la cual BIESE (1976) asigna una edad titoniana. BAEZA (1976) ha diferenciado para esta secuencia tres ciclos marinos que están comprendidos entre el Sinemuriano y el Bajociano, el primero, basado en la presencia de Eparietites sp., Eoderoceras cf. Bispinigerum (BUCKARDT), Radstockiceras sp., Dactylioceras sp., Stephanoceras sp. y otros. El segundo ciclo marino se inicia en el Caloviano y comprende hasta Oxfordiano, evidenciado por la presencia de Perisphinctes Júpiter STEINMANN, Cosmoceras sp., Macrocephalites sp., Perisphinctes (Arisphinctes) sp., Pararasenia sp., Aspidoceras (Pseudowaagenia ?) sp. y otros. Finalmente, el tercer ciclo se produjo en el Kimmeridgiano con

presencia de Subneumayria (?) sp., Rasenia (?) sp. y Aspidoceras (Orthaspidoceras ?) sp. estos ciclos se encuentras interrumpidos en el Batoniano y el Kimmeridgiano inferior con depositación de yeso. Sin embargo, para BIESE (1961) el Batoniano de Cerritos Bayos está representado por calizas arenosas y margas que evidencian depósitos de facies litorales. Esta posición de BIESE (1961) parece más lógica por cuanto no existe una interrupción depositacional en la columna estratigráfica descrita por ese autor.

Durante el Kimeridgiano inferior se deposita un conjunto de bancos de yeso, anhidrita y sales asociadas que ha sido denominado Yeso Millonaria HARRINGTON, 1961) o Yeso Principal (Jyp) (THOMAS, 1969) y que representa un período de regresión marina que pone fin al segundo ciclo de depositación marina de BAEZA (1976).

La descripción de las rocas sedimentarias jurásicas estudiadas en Cerritos Bayos corresponde a una generalización de las divisiones estratigráficas propuestas por HARRINGTON (1961), GARCIA (1967) y MONTAÑO (1976) en sectores vecinos y fuera del área de este estudio y que se indican en el cuadro siguiente, propuesto por MONTAÑO 1976). BAEZA (1976) no ha sido incluido en este cuadro por que no presenta unidades formacionales en su trabajo.

Harrington, 1961 García, 1967 Montaño 1976

Kimm. Sup.-Titoniano Kimm. medio

Calizas Honda

Fm. Honda

Fm. Cerritos Bayos

Kimm. inf. Yeso Millonaria Fm. Millonaria Fm. Millonaria

Oxford.-Kimm. inf. Lutitas Doralisa Fm. Doralisa Fm. Doralisa

Calovino

Fm. Descubridora

Fm. Caracoles

Fm. Mina Chica

Grupo Caracoles

Grupo Caracoles

Bajociano medio

Fm. Torcazas

Fm. Coronado

Fm. Torcazas- Coronado

Fm. Torcazas

Secuencia Continental de Cerritos Bayos Jsc (BIESE, 1961)

La secuencia continental de Cerritos Bayos está compuesta por 80 a 120 m de cuarcitas y areniscas en la base y potentes bancos de areniscas y pizarras arcillosas hacia el techo con un total de 1.500m de potencia. La presencia de impre3siones asimétricas de pisadas de un pequeño lagarto y de ondulitas asimétricas sugieren una depositación litoral para ella y que pone fin a la acumulación de sedimentos jurásicos en esta área (BIESE, 1961). Las sedimentitas de esta unidad aflora esencialmente en el sector nororiental del área donde se encuentras las intercaladas en un complejo andesítico asignado a la Formación La Negra (Jv). En el sector nororiental de los cerros de Guacate y al oeste de Loma Larga, estas sedimentitas continentales sobreyacen concordantemente a calizas y margas kimmeridgiana, correspondientes al tercer ciclo marino propuesto por BAEZA (1976). Esta posición permite asignar a esta unidad una edad post-kimmeridgiana y que BIESE (1961), tentativamente asignó al Titoniano.

La secuencia continental de Cerritos Bayos se puede3 correlacionar con el miembro superior de la Formación Quinchamale, definida por MAKSAEV (1978) al oriente de Sierras Moreno y que está constituido por cerca de 2.000 m de sedimentitas continentales y asignado al Jurásico Superior y con la Formación Tonel (DINGMAN, 1963) de edad Jurásica.

Formación La Negra Jv (GARCIA, 1967)

Con este nombre se identifica a una secuencia de lavas andesíticas porfíricas y afaníticas continentales definida por GARCIA (1967) en la quebrada La Negra, al sur de la ciudad de Antofagasta y fuera del área del presente estudio. En la Hoja Tocopilla, ella constituye la unidad de mayor desarrollo areal y se distribuye formando una franja discontinua en la Cordillera de la Costa y en afloramientos aislados más al oriente. En la franja de la Cordillera de la Costa su litología es semejante a la descrita por GARCIA (1967) para su lugar tipo, con presencia de andesiticas afaníticas y porfíricas en parte brechosas y amigdaloides. Hacia el oriente se compone de andesitas negras y café, porfíricas, en parte amigdaloidales bien estratificadas y separadas por horizontes tobáceos. Las relaciones estratigráficas de la Formación La Negra son variadas, dependiendo de la zona donde se le ha reconocido, Así tenemos que, en el sector costero de Caleta Lautaro, al norte del puerto de Tocopilla y fuera del área de estudio. ALFARO (1972) menciona que la Formación La Negra sobreyace discordantemente a una unidad sedimentario-volcánica denominada Formación Punta del Urcu y a la cual asigna una edad triásica-liásica. Por otra parte, TOBAR (1966) en el sector de Rencoret, al sur del área de este estudio, sugiere la posible presencia de un engrane entre lavas de la Formación La Negra y rocas sedimentarias marinas liásicas, en base a la presencia de “una unidad no muy potente, de lavas andesíticas y repetidas intercalaciones de capas delgadas de tobas verdosas, entre rocas asignadas al Sinemuriano” (TOBAR, 1966, p. 28). En el área de Sierra Minillas al sur-sureste de Taltal, las volcanitas de la Formación La Negra sobreyacen en aparente concordancia a la Formación Pan de Azúcar (NARANJO, 1978) del Hettangiano y Sinemuriano, mientras que hacia el oeste de Posada de Los Hidalgos se ha postulado una discordancia angular entre ambas formaciones (GARCIA, 1967). En la Hoja Tocopilla no se tiene relaciones directas que permitan determinar la edad máxima de la Formación La Negra. Las relaciones con sedimentitas continentales de la secuencia continental de Cerritos Bayos corresponden aparentemente a una parte superior de la unidad volcánica, con lo cual se tiene que para la Formación La Negra se puede establecer una edad máxima liásica en la zona de la Cordillera de la Costa y una edad máxima más alta (post-Kimmeridgiano) en la zona oriental del área, hecho que permite dar apoyo a las ideas de migración de los focos de actividad magmática en el espacio y el tiempo, presentada por FARRAR y otros (1970) para el norte de Chile. En una localidad de la costa, a 12 Km. al sur de la ciudad de Antofagasta se ha establecido la edad mínima de la Formación La Negra en base a su relación con la Formación Caleta Coloso (BRUEGGEN, 1950) de edad titoniana- neocomiana a la cual subyace en discordancia angular. Esta relación permite asignar por lo tanto, un rango de edad para la Formación La Negra, comprendido entre el Sinemuriano y el Kimmeridgiano en la zona de la Cordillera de la Costa. Sin embargo, para el sector oriental de la región estudiada, la Formación La Negra tendría una edad máxima post-Kimmeridgiana y una edad mínima hauteriviana por correlación litoestratigráfica con la Formación

Arca (MAKSAEV, 1978) de edad titoniana-hauteriviana. Estos antecedentes, sin duda deben ser precisados en futuras investigaciones que permitan definir mediante dataciones radiométricas el verdadero rango de edad y variaciones de esta unidad. Formación Augusta Victoria Kv (GARCIA, 1967)

Fue definida por GARCIA (1967) en el sector de la estación Augusta Victoria, del ferrocarril internacional de Antofagasta a Salta (Argentina), al sur y fuera del área de este estudio. Allí, el autor describió una secuencia aproximadamente 2.000 m de coladas andesíticas, brechas volcánicas en la base ignimbritas en la parte alta, que sobreyace discordantemente a estratos marinos del Jurásico Superior no definidos formalmente. Su techo es la actual superficie de erosión. En la zona oriental aflora una secuencia compuesta por coladas andesíticas y riolíticas con textura ignimbrítica a brechosa de potencias muy variables, pero superiores a 200 m, que corresponden a la parte superior de la Formación Augusta Victoria. THOMAS (1969) sugirió que la posibilidad de las coladas riolíticas que afloran en este sector corresponde a la parte alta de la Formación La Negra (Jv) con etapas de efusiones de lavas más ácidas que lo normal para esa unidad. Sin embargo, hacia el noreste del área, MAKSAEV (1978) definió la Formación Peña Morada, constituida por una secuencia de riolitas semejantes a la parte alta de la que aquí se describe asignándole una edad cretácica en base a su suprayacencia en aparente discordancia a volcanitas de la Formación Arca del Titoniano-Hauteriviano e infrayaciendo en discordancia a una secuencia sedimentaria continental del oligoceno-Mioceno medio. Finalmente, pórfidos riolíticas asociados a esta secuencia descrita por MAKSAEV (1978) fueron analizadas por el método K-Ar en feldespato potásico, obteniéndose valores de 114 +- 3 y 109 +- 2 m.a (HUETE y otros, 1977) que indican una edad cretácica media para estas rocas (VAN EYSINGA, 1975). Estos antecedentes permiten suponer que la secuencia andesítico-riolítica descrita para la Hoja Tocopilla correspondería crono y estratigráficamente a la Formación Augusta Victoria en el sentido de FRUTOS (FIDE FERRARIS, 1973), de edad cretácica media a superior (?).

Formación El Loa Tcl, Tsc (FUENZALIDA, 1957)

Esta secuencia sedimentaria fue definida por WETZEL (1927) como “sedimentos calcáreos de agua dulce” constituida por “Costra caliza formada por la cooperación de bacterias, calcáreos oolíticos, carbonatos de calcio silicosos y dolomíticos, sedimentos silicosos y dolomíticos, sedimentos silíceos (Kieselgur) y bancos de ópalo, a la cual se agregan légamos, arenas y sílice concrecionaria”(p.554-555). Posteriormente, BRUEGGEN (1950) sistematizó el nombre “Calizas El Loa” y finalmente FUENZALIDA (en HOFFSTETTER y otros, 1957) sugiere asignar a estos depósitos lacustres como “Capas del Loa” o “Formación El Loa”. La Formación El Loa está constituida por rocas sedimentarias clásticas (fanglomerados) continentales en la base (Tsc) y calizas lagunares en la parte superior, con fauna de agua dulce, en bancos horizontales depositados discordantemente sobre las rocas de la secuenciamarina y continental de Cerritos Bayos (Jurásico)y que se distribuyen en la parte centro-oriental de la Hoja Tocopilla, en las inmediaciones del río Loa. Los estudios de la fauna encontrada en esta secuencia realizados por HUSTEDT (1927) y FREGUELLI (1936) (fide HOFFSTETTER y otros, 1957), así como el hallazgo de restos de mastodontes de COURTY (1907) (fide HOFFSTETTER y otros, 1957) indican para ella una edad pliocénica a pleistocénica inferior. Sin embargo, BRUEGGEN (1950), basándose en el hecho que esta unidad se encuentra a muy diferentes cotas (800 m en El

Toco y 3.000 m en Chochi), supuso que ellas debían ser anteriores a los movimientos del Plioceno. Por otra parte, FUENZALIDA (en HOFFSTETTER y otros, 1957) ha mostrado “que no se trata de un solo cuerpo lacustre, sino de varios engranados en un sistema fluvial que, en consecuencia, estuvieron a distintas alturas desde un comienzo”. Formación Mejillones Pltm (FERRARIS y DI BIASE, 1978)

Fue definida por FERRARIS y DI BIASE (1978) para designar a una secuencia de rocas sedimentarias marinas que afloran en la zona norte de la planicie de la península de Mejillones y que se extiende en una franja costera angosta en la parte sur del área del presente estudio. La formación de Mejillones está constituida esencialmente por areniscas, limolitas y coquinas con intercalaciones de yeso y diatomitas en bancos horizontales y con una potencia máxima de 80 m. Esta unidad se apoya en discordancia de erosión (HERM, 1969) sobre la Formación La Portada del Terciario (FERRARIS y DI BIASE, 1978) y su techo es la actual superficie de erosión. La edad asignada a esta unidad es de pleistocena a holocena (?) en base a la presencia de bivalvos y gastrópodos (HERM, 1969). Sedimentos de Relleno Td, Pld, Plal, Hal, Hcb, Hl, Hn, Hs, Hc.

Se agrupan bajo este nombre a depósitos de relleno que comprenden desde sedimentos semicompactos hasta el relleno aluvial indiferenciado reciente (Hal). Los depósitos más antiguos comprenden acumulaciones de gravas y arenas compactadas (Td) que presentan alguna deformación como producto de tectonismo durante el Terciario Superior.

Otro tipo de sedimento compuesto por gravas y arenas similares a los anteriores, aparecen solamente solevantados y erodados, por lo que se les ha considerado más modernos que los anteriores y se han asignado al Pleistoceno (pld). Un tercer tipo de sedimento comprende acumulaciones aluviales compactadas y han sido también asignados al Pleistoceno (Plal) (THOMAS, 1969) Los sedimentos modernos corresponden esencialmente a depósitos aluviales (Hal) a los cuales se encuentran asociados depósitos de corrientes de barros (hcb) (THOMAS, 1969), lacustres (Hl), de nitratos (HN) y salares indiferenciados (Hs). En la zona de la Cordillera de la Costa, se han diferenciado además de depósitos aluviales (Hal) y coluviales (Hc) (ALFARO, 1972).

ROCAS INTRUSIVAS

En el área de la Hoja Tocopilla se han definido dos grupos principales de rocas intrusivas que corresponden a granitoides antiguos asignados al Paleozoico y un conjunto de granodiotitas y dioritas de mayor distribución areal cuyas edades estarían comprendidas entre el Jurásico Superior y el Cretácico Inferior. Además, en el sector oriental, aflora un conjunto de granodioritas porfíricas más modernas, de presumible edad cretácica-terciaria.

Los granitoides paleozoicos (Pzg) incluyen leucogranitos rosados de grano grueso emplazados en las volcanitas de Sierra Moreno (Pzv) del Paleozoico y cubierto transgresivamente por rocas sedimentarias del Jurásico Medio (THOMAS, 1969), que se distribuyen fundamentalmente en el área oriental de la Hoja Tocopilla. Los afloramientos de los granitoides paleozoicos son discontinuos, pero con una clara analogía petrográfica y texturas entre cada afloramiento. Debido a ello, es que se utilizan para la asignación de edad de este complejo intrusivo algunos valores de dataciones radiométricas obtenidos en áreas cercanas pero fuero de la Hoja Tocopilla. Estos valores (GARCIA, 1967) indican un rango de edad entre Carbonífero superior y Triásico inferior (VAN EYSINGA, 1975): Granito 22º33`/68º50,4` Pb/alfa: 260 +-30 m.a.

Granodiorita 22º22,6`/68º53,9` Pb/alfa: 233 +-25 m.a.

Granito 22º16,7`/68º53,9` Pb/alfa: 240 +-25 m.a.

Granito 22º16,6`/68º52,8` Pb/alfa: 292 +- 30 m.a.

Otras relaciones estratigráficas, también fuera del área de estudio, indican que intrayacen, mediante discordancias de erosión, a rocas volcano-clásticas triásicas y a rocas sedimentario-marinas del Lías en el sector de Moctezuma (PEREZ y LEVI, 1961). En la parte central-norte de la Hoja Tocopilla, afloran cuerpos mitológicamente semejantes los granitoides antiguos que intruyen a rocas de la Formación El Toco (Pzs) y que estarían relacionados al mismo ciclo intrusivo. En la Cordillera de la Costa se han reconocido granodioritas y dioritas de grano medio a grueso que se distribuyen en una franja continua intruyendo a las rocas volcánicas de la Formación La Negra (Jv) (ALFARO, 1972) y que hacia el oriente intruyen a las series marinas y continentales de la secuencia de Cerritos Bayos (BAEZA, 1976). Estos antecedentes indican para estos cuerpos una edad máxima post-Kimmeridgiana. La edad mínima probable no es claramente definible ya que no existen relaciones estratigráficas directas. Sin embargo, se establece esa edad mínima probable en el cretácico medio (Barremiano) por la existencia de algunos antecedentes radiométricos en cuerpos mitológicamente similares que afloran en la Cordillera de la Costa frente a la ciudad de Antofagasta y que indican valores Pd/alfa de 134 +- 20 millones de años (FERRARIS y DI BIASE, 1978). Finalmente, en afloramientos aislados en la zona oriental del área se han reconocido granodioritas leucocráticas silíceas, porfíricas, de grano medio que intruyen a los cuerpos granodioríticos anteriores, a las sedimentitas de la secuencia Cerritos Bayos (Jsm, Jsc) y a rocas volcánicas de la Formación Augusta Victoria (Kv). THOMAS (1969) relaciona litológicamente a estos cuerpos con los granitos Fortuna y El Abra, que afloran en el sector del yacimiento de Chuquicamata, ubicado 5-8 Km. al este del límite oriental de la Hoja Tocopilla y a 30-40 Km. al nororiente de los afloramientos descritos en este estudio. Dotaciones radiométricas para el granito Fortuna indican valores Pb/alfa de 354 a 40 +- 10 m.a., lo cual definiría para los mismos una edad terciaria media (THOMAS, 1969).

ESTRUCTURA

Pliegues: Las rocas paleozoicas (Formación El Toco y volcanitas de Sierra Moreno) presentan plegamientos con ejes de dirección general NNW-SSE y de poca longitud de onda. En ningún caso estos pliegues presentan características del tipo regional y sus ejes están indicando direcciones de esfuerzo NE-SE. Sin duda, las deformaciones más importantes se han desarrollado en las rocas de la secuencia marina y continental de Cerritos Bayos (Jsm, Jsc). Estas unidades presentan pliegues anticlinales y sinclinales de poca longitud de onda y con ejes de orientación NNE-SSW. En cambio, las unidades volcánicas del Jurásico (Formación La Negra) presentan plegamientos amplios y con ejes de dirección NS a NW-SE. Finalmente, las volcanitas de la Formación Augusta Victoria (Cretácico medio) presentan pliegues muy suaves que se manifiestan como flancos monoclinales en afloramientos aislados. Fallas: En la Cordillera de la Costa destaca la presencia de fallas normales de rumbo general NE-SW y de los cuales la más importante es la continuación de la “Falla de Atacama” o “Falla Salar del Carmen” (ARABASZ, 1971), que controla la vertiente de esta cordillera y que se prolonga en forma discontinua hacia el norte, más allá del área de estudio. Sistemas de fallas inversas se han reconocido fundamentalmente en el sector oriental del área, donde las rocas paleozoicas de las volcanitas de Sierra Moreno (Pzv) sobreyacen a rocas sedimentarias jurásicas de la secuencia de Cerritos Bayos (Jsm) (THOMAS, 1969, en franjas de dirección preferencial norte-sur.

Otras fallas normales menores afectan a casi oda la región pero sin que se pueda establecer un sistema definido de ellas. Discordancias:

Una de las discordancias que se manifiesta en el área corresponde a la que separa las unidades jurásicas marinas (Jsm) de las secuencias volcánicas triásicas (Trv) y paleozoicas (Pzv). La edad de esta discordancia no se puede establecer con precisión ya que las unidades subyacentes tienes un amplio rango cronológico. Sin embargo, se puede inferir que correspondería a un evento distrófico del Triásico Superior-Lías Inferior, por cuanto las primeras manifestaciones de depositación sedimentaria del Jurásico en el área donde está representada, se originaron durante el Sinemuriano. La otra discordancia de carácter regional separa las unidades sedimentarias horizontales del Terciario (Formación El Loa) de las rocas sedimentarias marina y occidental del Jurásico (secuencia de Cerritos Bayos). La edad de esta discordancia es aún más difícil de precisar que la anterior. Se puede inferir una edad tentativa cretácica superior-terciaria inferior, considerando que la formación Augusta Victoria (Cretácico medio) que no se encuentra en relación directa a la Formación El Loa, se encuentra deformada. Esta situación permite fijar un evento diastrófico post-cretácico medio y pre-plioceno(?) que separa las unidades mencionadas.

HISTORIA GEOLOGICA

En el área de este estudio, la sucesión de eventos geológicos comienza supuestamente durante el Paleozoico Superior con la depositación de sedimentos de tipo flysch en un ambiente marino (Formación El Toco) y que paulatinamente pasan a depósitos continentales. En este ámbito y, en parte sincrónico a la depositación marina, se desarrolló un episodio volcánico con la acumulación de riolitas en el área de Sierra Moreno. RUIZ (en RUIS y otros, 1965) sugiere una correlación entre lo afloramientos de riolitas en una franja de 1.100 Km. de largo con “un gran desarrollo de volcanismo riolítico el término de la Era Paleozoica”. Supuestamente, ese volcanismo del Paleozoico, se continuaría durante el Triásico con depositación de la lavas traquíticas y riolíticas con intercalaciones de sedimentos clásticos continentales (Formación Agua Dulce). En esta etapa del magnetismo se emplazarían los cuerpos graníticos con edades Pb/alfa de 290 +- 20 m.a., cuyas características deberían ser confirmadas por estudios futuros. Aparentemente entre el Paleozoico y el Triásico, no estaría representado un tectonismo importante. Esto se evidencia por la seudo-concordancia con que se depositan las lavas de la Formación Agua Dulce sobre las rocas sedimentarias de la Formación El Toco. Posteriormente a la depositación de la Formación Agua Dulce, en el Triásico Superior, se habría desarrollado una fase diastrófica con el plegamiento de las unidades paleozoicas y triásicas, con esfuerzos compresionales de dirección preferencial NE-SW y dando como resultado plegamientos con ejes de dirección NW-SE (Formación El Toco). Durante el Jurásico Inferior (Hettangiano-Sinemuriano), se produjo una ingresión marina con la depositación de sedimentos calcáreos de aguas poco profundas con mayor desarrollo hacia el sur del área (Estratos de Rencoret). En el sector oriental el desarrollo marino es continuo entre el Sinemuriano y el Kimmeridgiano con una breve interrupción durante el Batoniano y el Kimmeridgiano inferior, períodos en los cuales se depositó yeso (BIELE, 1961; BAEZA, 1976) en el área de Cerritos bayos. La depositación marina finalizada durante el Kimmeridgiano superior con la regresión del mar y la depositación de una secuencia continental en todo el sector oriental del área. Simultáneamente, entre el Liásico superior y el Kimmeridgiano se deposita una potente secuencia de lavas andesíticas (Formación La Negra) fundamentalmente en el sector occidental del área, alcanzando en forma esporádica hasta el sector oriental con depositación entre post-Kimmeridgiana y hauteriviana. A fines del Jurásico se produjo una fase diastrófica que deforma las unidades jurásicas con ejes de plegamiento de dirección norte-sur y un nuevo proceso magmático intrusivo con el emplazamiento de cuerpos plutónicos de 134 +- 20 m.a. Durante el Cretácico continúa la actividad volcánica con la depositación de andesitas, riolitas e ignimbritas (Formación Augusta Victoria) esencialmente en la zona central y oriental del área, y hacia fines del Cretácico un nuevo proceso diastrófico deforma a esta unidad y las subyacentes. El Terciario en esta zona se caracteriza por el desarrollo de ambientes lacustres hacia el Plioceno-Pleistoceno, con la depositación de sedimentos clásticos continentales y calcáreos que en sus últimas etapas estarían relacionados a períodos de glaciaciones (FUENZALIDA, en HOFFSTETTER y otros, 1957).

AL final del Terciario y durante el Pleistoceno y Holoceno se produjo una activación de la erosión con un modelamiento del paisaje y depositación de sedimentos aluviales y solamente en la costa existió una depositación de sedimentos marinos (Formación Mejillones).