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• Manuel Carvajal Lara

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Ciclo tectónico Pre-Andino (Pérmico Tardío-Jurásico Temprano) Marco tectónico Usamos el término 'Pre-Andino' para el ciclo desarrollado después de la fase final del ensamblaje del megacontinente Gondwana y antes del desarrollo del arco magmático del Jurásico Temprano. Durante este ciclo la subducción a lo largo del margen continental fue interrumpida, o al menos atenuada considerablemente. Este ciclo no refleja sólo las condiciones tectónicas determinadas por el ensamblaje del megacontinente, sino también los procesos iniciales que posteriormente resultaron en su ruptura. Este período muy particular involucró el desarrollo de condiciones geotectónicas completamente diferentes a lo largo del margen continental en comparación con aquellas que prevalecieron antes y después, es decir, en Gondwana y ciclos tectónicos andinos. El ciclo pre-andino puede atribuirse ampliamente a la Períodos Pérmico y Triásico, aunque con mayor precisión las condiciones tectónicas del cese de la subducción que prevalecieron durante este ciclo se iniciaron a finales del Pérmico Temprano y terminaron a principios del Jurásico, con la reanudación de la subducción y el comienzo de la actividad magmática asociada. Las curvas de migración polar de América del Sur y África muestran que, después de un período de rápida deriva continental en el Paleozoico tardío, una casi o completa pausa de la deriva continental de Gondwana ocurrió en el Pérmico Tardío al Jurásico Temprano. Este período estacionario se ha atribuido a la consolidación final del megacontinente, el cual produjo nuevas condiciones tectónicas a lo largo del margen continental occidental de Gondwana. Estas condiciones favorecieron la acumulación de calor en el manto superior, la fusión de la corteza inferior, y la producción de enormes volúmenes de magmas a lo largo de la costa del norte de Chile, en los Andes de Chile y en el lado argentino de los Andes. Como consecuencia de esto, la deformación de la corteza y extensión de la parte superior, frágil de la corteza condujo al desarrollo de cuencas extensionales. Las características distintivas del ciclo de pre-Andino son, por lo tanto, el desarrollo de actividad magmática esencialmente silícica, abundante y ampliamente distribuida, y una paleo-geografía dominada por cuencas extensionales con orientación NNWSSE. Esta organización paleogeográfica desarrollado sólo en el margen continental de Gondwana, es decir, en lo que hoy es Chile y la Argentina adyacente. Según Ramos (1994), el razón de tal distribución de las cuencas extensionales es la existencia en esta región de las zonas de debilidad con tendencia NWrepresentadas por las suturas que unían los terrenos alóctonos acrecionados en el Proterozoico y Paleozoico. El conocimiento sobre las cuencas extensionales y su relleno en Chile deriva principalmente de estudios de superficie. En Argentina importante información deriva de de inspecciones de subsuelo.

Distribución y características generales de los depósitos Los depósitos esencialmente Triásicos del ciclo tectónico pre-andino en Chile y la Argentina adyacente, forman afloramientos más o menos continuos con orientación NNW-SSE. Como se ha mencionado anteriormente, esta distribución bastante peculiar en comparación con la adoptada generalmente por depósitos más antiguos y jóvenes en Chile, fue controlada por grandes fallas con esta orientación, algunas de las cuales se activaron en los episodios de deformación posteriores. Los resultantes grabens o hemi-grabens y horsts eran aparentemente oblicuos al margen continental de Gondwana. Esta distribución de los principales elementos paleogeográficos produce una línea de costa con bahías y penínsulas. El extremo NNW de los grabens que alcanzaron el margen continental pre-andino fue ocupado por el mar y los depósitos en estas áreas son marinos, mientras que, en estos mismos grabens, los depósitos situados más al SSE corresponden a sucesiones

continentales. Las cuencas formadas tierra adentro contienen sólo depósitos continentales. Aunque la mayoría de las exposiciones en Chile y Argentina comprenden afloramientos más o menos lineales y continuos, algunos afloramientos escapan de este modelo bastante simple que indica que la organización de las cuencas se encontraba en lugares más complejos. Aunque el rifting fue controlado principalmente por fallas normales, los componentes

transcurrentes no pueden ser descartados, y algunas de los cuencas podrían haber sido formadas por mecanismos pull-apart. Las rocas que pertenecen a este ciclo son expuestas en regiones separadas en el norte y centro de Chile, entre 22ºS y 42ºS (Fig. 3.10), y en el sur de Chile, en los archipiélagos Chonos y Diego de Almagro, entre 45ºS y 52ºS (ver Fig. 3.15). En consecuencia, se tratarán las dos regiones por separado.

Evolución en el norte y centro de Chile, entre 22ºS y 42ºS Las cuencas extensionales definidas tentativamente al norte de 42ºS son, de NE a SW (Figura 3.11): (A) El Profeta-La Ternera, que posiblemente continúa hacia el sur-sureste, en Argentina como la Cuenca Bermejo (Ischischuca-Villa Unión), en La Rioja y el norte de la región de San Juan; (B) San Félix-Cuyana, posiblemente extendiéndose al sur-sureste, en Argentina como la Cuenca Cuyo (Barreal-Norte de Mendoza), en el sur de San Juan y región de Mendoza; (C) La Ramada, expuesta en ambos lados de la frontera internacional; (D) El Quereo-Los Molles; (E) Bío-BíoTemuco. El volcanismo del Paleozoico Tardío y Triásico está ampliamente distribuido (500 000 km2) en Chile y Argentina entre 21ºS y 44ºS, y se conoce generalmente como " volcanismo Pérmico-Triásico”. Los nombres formales para los depósitos resultantes son: Grupo Choiyoi y Provincia magmática Choiyoi; sin embargo, ha recibido nombres locales en cada una de las regiones donde ocurren. El Grupo Choiyoi ha sido correlacionado con el Grupo Mitu en Perú. Este grupo puede ser subdividido en dos partes volcánicas con menores intercalaciones sedimentarias. La parte más antigua consiste de rocas volcánicas del Paleozoico Tardío de composición intermedia y serie calcoalcalina, desarrolladas en la configuración de un arco en asociación con la subducción de la litosfera oceánica. En la Cordillera frontal, en el lado oriental de la cordillera de los Andes, este evento magmático fue formado entre 272 y 260 Ma, después de la fase tectónica San Rafael (post-orogénico). Por esta razón, se ha sido asignado a la tercera etapa del ciclo de Gondwanan (Fig. 3.6). La porción más joven tiene edades entre 259 y 247 Ma (finales del Pérmico al Triásico temprano); dos determinaciones de edad de la localidad Polvaredas en el valle del río Mendoza (33º S) arrojaron 240±15 Ma y 238±10 Ma (Ladiniano). Consiste en depósitos volcánicos silícicos, frecuentemente ignimbrítico, principalmente de composición riolítica, que están asociados con intrusivos subvolcánicos. Estas rocas volcánicas se asocian con mayores cuerpos intrusivos de tipo A y S con una composición geoquímica similares a la mostrada por los depósitos volcánicos. La parte más joven del post-orogénico tardío del Grupo Choiyoi fue desarrollada por intensa fusión de la corteza en condiciones tectónicas extensionales. Por esta razón, Llambías y Sato (1995) consideran que esta porción más joven representa una actividad volcánica transicional entre magmatismo de arco e intraplaca. De acuerdo a su la edad y características petrológicas, la porción más joven se asigna a principios del ciclo de pre-andino. En los Altos Andes, entre c. 28 y 31ºS, depósitos volcánicos y volcanoclásticos extensos y gruesos han sido incluidos en la Formación Pastos Blancos, elevado al estado de grupo por Martin et al. (1999a). Este grupo consiste en al menos dos unidades: el Guanaco Sonso (composición riolítica y dacítica) y el bimodal Los Tilos (composición basáltica a riolítica); otros afloramientos del Grupo de Pastos Blancos son difíciles de asignar a una u otra unidad. Determinaciones radioisotópicas de edad en la unidad Guanaco Sonso arrojaron edades K-Ar que varían entre 281±6 Ma y 260±6 Ma, y una edad U-Pb de

265.8±5.6 Ma que cae en el Pérmico. En la unidad de Los Tilos, arrojó una edad KAr de 235±5 Ma (Ladiniense-Cárnico) y determinaciones U-Pb en cristales de circón arrojaron edades dispersas que oscilan entre 225 y 210 Ma, coherente con las relaciones estratigráficas de esta unidad por encima de la Unidad Guanaco Sonso y por debajo de la Formación Lautaro del Jurásico Temprano a Tardío, y con los restos de planta de fósil del Triásico Tardío encontrados en esta unidad (Dicroidium Flora Silvestres). Por lo tanto, la Unidad de Los Tilos puede ser asignada a una edad Triásico Tardío, posiblemente alcanzando

principios del Jurásico. De acuerdo a su edad, litología y ubicación geográfica en la prolongación del noroeste de la Cordillera Frontal en Chile, el Grupo de Pastos Blancos es asignado al Grupo Choiyoi. En Chile, particularmente notable son los gruesos, principalmente silícicos, depósitos volcánicos y volcanoclásticos de Triásico Medio tardío - Triásico Tardío temprano (Ladiniano-Carniano) que también forman parte de la Provincia magmática Choiyoi. Estos depósitos registran un pulso volcánico ampliamente extendido (el pulso volcánico de La Totora-Pichidangui), el cual separa dos etapas principales (Fig. 3.12) en la evolución tectónica de las cuencas centrales formadas en este ciclo tectónico, las San Félix y El Quereo-Los Molles. En la región de Vallenar (28º30’ a 29ºS), forman los 7001000 m de espesor de la Formación La Totora, que cubre concordantemente la Formación marina San Félix de principios a mediados del Anisiano. En la región costera de Chile central (32ºS), estos depósitos corresponden a la Formación Pichidangui, que separa concordantemente la formación El Quereo (Anisiano Tardío) de los de formación Los Molles (Noriano - Pliensbachiano). Más al este, en el Chile central, depósitos equivalentes son expuestos como la Formación La Ligua, la cual está discordantemente sobreyacida por los depósitos marinos de la Formación Quebrada del Pobre del Sinemuriano. Del mismo modo, en la Cordillera de la Costa en la latitud de Curicó y Talca (35ºS a 35º30’S), en la parte norte de la Cuenca Bío-Bío-Temuco, depósitos volcánicos silícicos son conocidos en la base de los depósitos del Triásico Tardío- Jurásico Temprano en la Formación Crucero de los Sauces, y La Patagua Formación. Más al sur, en la parte sur de la Cuenca Bío-Bío-Temuco, no hay depósitos volcánicos que sean conocidos en la base de los depósitos del Triásico Tardío, los que, en cambio, cubren directamente el Basamento metamórfico paleozoico. El relleno de la cuenca en Chile también contiene intercalaciones basálticas y andesíticas. Las intercalaciones andesíticas son incluidas en la Formación Agua Chica, los basaltos forman la parte inferior de la Formación Quebrada del Salitre ('Basaltos de Sierra Doña Inés Chica'), las andesitas basálticas localmente forman las partes principales de la Formación Ternera y las Capas Verraco, se incluyen exposiciones basálticas en la Formación Crucero de los Sauces, y hay otros depósitos similares en otros lugares. En Argentina, intercalaciones basálticas son conocidas en la Cuenca del Bermejo y la Cuenca Cuyana. Con respecto a la evolución sedimentaria del ciclo pre-Andino es posible diferenciar dos etapas de rift - (1) Pérmico Tardío? –Scythiano? - Anisiano Tardío; y (2) Noriano-Sinemuriano - Separados uno de otro por la intercalación volcánica y volcanoclástica del Ladiniano-Carniano mencionada (Fig. 3.12). Esta intercalación (el pulso volcánico La Totora-Pichidangui) está aparentemente asociada con el inicio de la segunda o etapa más joven, mientras que la primera o etapa más antigua, parece haber sido precedida por depósitos volcanoclásticos y volcánicos gruesos de finales del Pérmico e inicios del Triásico. Estos antiguos depósitos volcánicos son coetáneos con la porción más joven o superior del Grupo Choiyoi descrito por Llambías (1999) para la Cordillera Frontal. El pulso volcánico más joven de Totora- Pichidangui representa un pulso aún más joven de la Provincia magmática Choiyoi. Los episodios sedimentarios separados por la Intercalación volcánica del LadinianoCarniano generalmente, tienen espesores de varios cientos de miles de metros, lo que sugiere fuertes condiciones de subsidencia para estas cuencas. La base de esta serie está generalmente formada por depósitos de espesas brechas, que representan el comienzo de un ciclo de transgresión-regresión desarrollado sobre diferentes unidades del Paleozoico. Estos depósitos están bien expuestos en las

cuencas El Quereo-Los Molles y San Félix. Los depósitos de la etapa más joven son marinos y continentales, y recubren la gruesa intercalación volcánica del Ladiniano-Carniano, excepto para la Cuenca el Bío Bío-Temuco, donde la intercalación silícica está presente sólo en su parte norte. Los depósitos marinos de esta etapa corresponden también a un ciclo de transgresión-regresión, como se describe para la etapa más antigua, aunque la mayoría de las secciones de la parte superior del ciclo no están expuestas. Las porciones inferiores expuestas de las sucesiones marinas también indican una subsidencia rápida. Los depósitos

continentales de la etapa más joven corresponden a facies aluviales, fluviales y lacustres. El desarrollo de grandes lagos era una característica de la prolongación SSE de estas cuencas en Argentina. La distribución de los depósitos perteneciente a la cada etapa se da en la figura 3.10.

Los depósitos de la primera etapa o etapa más antigua Los depósitos más antiguos de este ciclo tectónico corresponden a las formaciones Cas y Peine expuestas en el lado oriental del Salar de Atacama, entre 23ºS y 24ºS (Fig. 3.10). Estas formaciones se componen de c. 2000 m de Sucesiones de lavas silíceas y depósitos piroclásticos, subordinan lavas máficas y depósitos rojos clásticos. La Formación Peine tiene un miembro medio fluvial y lacustre característico. Las determinaciones U-Pb de edad Pérmico Tardío cerca del PérmicoTriásico se han obtenido en las formaciones Cas y Peine (249±3 Ma es la mejor estimación de la verdadera edad), lo que indica que estas formaciones están más bien relacionadas con el magmatismo del Pérmico Tardío- Triásico (parte más joven del Grupo Choiyoi) que al Carbonífero-Pérmico Temprano magmatismo como sugirió anteriormente por Breitkreuz y Zeil (1994) y Breitkreuz (1995). Sobre la base de restos plantas de Noeggerathiopsis hislopi Y Cordaites hislopi, Letelier (1977) asignó una edad Pérmica a la Formación riolítica Matahuaico expuesta en el valle río Elqui en 30ºS, la cual subyace en discordancia el Triásico Tardío continental de la Formación Las Breas. Esta formación puede, por lo tanto, ser correlacionada con la Secuencia Guanaco Sonso del Grupo Pastos Blancos expuesto más al este, en los Altos Andes. El relleno sedimentario de la cuenca de San Félix (Fig. 3.11) es representado por las dos formaciones marinas siguientes: San Félix y Canto del Agua (Fig. 3.10). La Formación San Félix está expuesta en la alta cordillera andina en la Cuenca de drenaje El Tránsito (28º30’ a 29ºS). Esta secuencia transgresiva- regresiva consta de > 4000 m de sedimentos clásticos gruesos a finos. Sobreyace discordantemente depósitos metasedimentarios del Paleozoico tardío de la Formación Las Tórtolas y está cubierta por la Formación volcanoclástica y volcánica silícica La Totora. La edad de la Formación San Félix, en función de su contenido fosilífero marino, es Anisiano Temprano a Medio. Esta sucesión comienza con conglomerados y areniscas de guijarros, con una intercalación de caliza crinoidal, y continúa con c. 3000 m de espesor de una secuencia turbidítica, y termina con areniscas de estratificación cruzada, areniscas de guijarros y conglomerados con intercalaciones pelíticas. La existencia de una gruesa parte turbidítica central indica una considerable subsidencia de la cuenca; más depósitos proximales turbidíticos en la parte media del intervalo turbidítico se han interpretado como el resultado del levantamiento tectónico del área fuente. Un rápido adelgazamiento desde el este al sureste y la ausencia de estos depósitos más al este y SE, sugieren la existencia de márgenes escarpados, controlados por fallas en esta cuenca. La Formación Canto del Agua aflora en la región costera a la misma latitud de la Formación San Félix. Cubre Depósitos metasedimentarios del Paleozoico de la Formación Las Tórtolas y está cubierta por el Grupo Bandurrias del Neocomiano. Se ha estimado un espesor de 2,100 m y está compuesto por areniscas, conglomerados, lutitas e intercalaciones de calizas. Contiene fósiles de Triásico Medio, y Suárez & Bell (1992) han interpretado su ambiente sedimentario como un abanico submarino de grano grueso. En la cuenca de El Quereo (Fig. 3.11), dos formaciones cercanamente expuestas han sido descritas para esta etapa: la Formación Cerro Talinai y la Formación El Quereo (Fig. 3.10). Los >3000 m de espesor, de la Formación marina Cerro Talinai consiste en una sucesión de conglomerados, conglomerádicas areniscas y areniscas, y en los niveles superiores expuestos de una alternancia rítmica, fosilífera de areniscas y lutitas. El suministro de sedimentos era desde el SE,

probablemente a lo largo del eje de la cuenca, y el gran espesor de esta sucesión indica un fuerte ambiente de subsidencia. Estos depósitos sobreyacen discordantemente diferentes unidades del Paleozoico, su parte superior no está expuesta, y niveles fosilíferos indican una edad Anisiano. Los c. 700 m de espesor de la Formación marina El Quereo cubren discordantemente la Formación turbidítica Arrayán del Paleozoico Tardío y subyace a la gruesa Formación silícica Pichidangui del Ladiniano -Carniano. Un Brecha de 10-20 m de espesor se desarrolla en la base de la formación; los clastos muy angulares indican poco transporte y son derivados de la

Formación Arrayán subyacente. Sobre la brecha se desarrolla una sucesión transgresiva-regresiva, que comienza y termina con conglomerados; los depósitos intermedios de abajo hacia arriba son areniscas, lutitas negras y turbiditas.

Depósitos de la segunda etapa o etapa más joven Los depósitos de esta etapa del ciclo tectónico pre-andinos se acumulan en ambientes marinos y continentales durante el Triásico Tardío (post-Carniano) y Jurásico Temprano (Hettangiano a Pliensbachiano; y localmente, posiblemente Toarciano). La sedimentación marina del Jurásico Temprano siguió a la depositación continental del Triásico Tardío en varias localidades, y probablemente corresponde a una última fase de desarrollo de la cuenca. En las localidades situadas en la actual región costera, estos depósitos marinos son cubiertos abruptamente por los depósitos de finales del Jurásico Temprano a Medio del arco volcánico que se desarrolló una vez que la subducción se reanudó y registró el final del ciclo pre-andino. En las localidades situadas más al este (dominio trasarco), que no fueron alcanzadas por los depósitos volcánicos, la sedimentación marina continuó sin interrupción. En la cuenca del Profeta-La Ternera (Fig. 3.11) diferentes tipos de depósitos marinos y continentales se han descrito y dado diferentes nombres formacionales. Estos depósitos corresponden a distintos ambientes en la cuenca. Los depósitos marinos conocidos para esta cuenca se incluyen en las formaciones Profeta y Pan de Azúcar, y las unidades continentales en la región de Cerro Quimal, en las formaciones Cifuncho y La Ternera, y en el sector Las Capas Coipa. Aunque a las Capas lacustres La Coipa se les ha asignado una edad Triásico Tardío en base a su posición estratigráfica, material palinológico de probable edad Triásico Temprano y restos de conchostracan Triásicos se han recuperado de ellas. Las formaciones Cifuncho y Pan de Azúcar forman una sucesión de más de 1000 m de espesor expuesta en la Cordillera de la Costa en 26ºS (Fig. 3.10). La Formación Cifuncho del Triásico Tardío a Jurásico Temprano, consiste fundamentalmente de una sucesión fluvial de grano grueso y mal seleccionado, continuando en el Jurásico Temprano con los depósitos marinos someros del Hettangian? -Sinemuriano de la Formación Pan de Azúcar. Las facies dominantes de la Formación Cifuncho corresponden a depósitos fluviales braided y efímeros, pero también hay intercalaciones de abanicos aluviales volcanoclásticos, pequeños lagos y depósitos sabkha. El área de origen estaba situada al NO y al oeste, y más al oeste que la costa actual. El gran espesor de gruesos y mal seleccionados debris clásticos sugiere una depositación proximal en un graben o hemi-graben en subsidencia. La Formación Cifuncho cubre discordantemente la Formación Las Tórtolas, y la Formación Pan de Azúcar está cubierta concordantemente por la gruesa Formación volcánica La Negra del Jurásico Temprano a Tardío. La Formación Profeta Triásico Tardío al Jurásico Temprana se extiende ampliamente en toda la Cordillera Domeyko (Fig. 3.10). Esta formación transgresivamente se superpone a los 1000 m de espesor de la Formación volcánica La Tabla del Carbonífero-Pérmico, y extiende su rango estratigráfico hasta el piso Titoniano. Las variaciones de facies de corta distancia han sido reportadas en estos depósitos, que comprende una sucesión marina somera de conglomerados y areniscas con delgadas intercalaciones fosilíferas seguidas por intervalos de turbiditas, limolitas, calizas y algunas intercalaciones conglomerádicas. Según a von Hillebrandt et al. (1986) las facies más profundas se producen en los afloramientos más occidentales. Esto sugiere la proximidad de la salida al mar abierto de la cuenca del Triásico. Más al sur, en la Cordillera Domeyko, los 650-1000 m de espesor de la Formación Quebrada del Salitre, de edad Triásico Tardío a Sinemuriano, representa un

equivalente lateral de la Formación Profeta y corresponde a las facies marinas más sudeste en la cuenca del Profeta-La Ternera (hasta 26º20’S en la región del Salar de Pedernales) (Fig. 3.13). Esta formación comprende dos miembros: un miembro inferior volcánico y sedimentario, y un miembro superior de sedimentario marino. El miembro inferior,

el cual ha dejado restos de plantas Triásicas permanece, y consiste en una asociación bimodal de basaltos masivos con lavas almohada (Basaltos de Sierra Doña Inés Chica) y asociados domos y sills riolíticos y dacíticos (232.9±0.2 Ma; U-Pb en circón), con intercalaciones fluviales rojas de areniscas y conglomerados, así como brechas masivas que contienen bloques de tonalitas foliadas del Paleozoico. El miembro superior consta de areniscas cuarzo-feldespáticas y calcáreas fosilíferas con capas conglomerádicas, e intercalaciones de lavas basálticas. Inmediatamente al sur de la región del Salar de Pedernales, en 26º30’S, los depósitos del Triásico Tardío corresponden a las Capas continentales El Mono, que consisten de una espesa sucesión de brechas y conglomerados con clastos riolíticos y andesíticos, e intercalaciones con enormes rocas (1 m de diámetro) de granitoides y riolitas del Paleozoico (1500 m), lutitas negras carbonosas lacustres laminadas y areniscas que contienen fauna del Triásico (> 1300 m), y conglomerados matriz soportados y areniscas (800-1200 m). Esta sucesión es continua con los depósitos marinos del Jurásico Temprano de la Formación Montandón. La Formación continental La Ternera, en su localidad tipo en la región de Copiapó (28ºS) (Fig. 3.10), expone una sucesión de > 1800-m de espesor de sedimentos clásticos y una sucesión superior de 300 m de espesor de lavas andesíticas y basálticas. Basado en su flora fósil y contenidos de conchostracans y su posición estratigráfica subyacente a calizas marinas Sinemurianas de la Formación Lautaro, una edad Triásico Tardío-Hettangiano? ha sido asignada a esta formación. Las facies sedimentarias corresponden a llanuras aluviales distales, llanuras aluviales trenzadas, ríos trenzados distales, y llanuras de inundación trenzadas y lagos. Los sedimentos más superiores consisten en una alternancia de areniscas, lutitas, conglomerados y horizontes carbonosos; estos niveles contienen abundantes fósiles de plantas, incluyendo troncos de los árboles en posición de crecimiento. En la localidad tipo, la Formación La Ternera culmina con un miembro andesítico de al menos 300 m de espesor, engrosándose al sur hasta> 1.000 m. Variaciones en el espesor (2100 a cero) a través de sólo unas decenas de kilómetros, sugieren acumulación en una cuenca en fuerte subsidencia y controlada por fallas. Características similares se han descrito para esta formación más al sur en la región Laguna del Negro Francisco y en el valle del río Copiapó. Los horizontes inferiores de la Formación Lautaro fueron probablemente depositados durante la última fase del desarrollo de la cuenca del ciclo pre-andino; en este sentido son equivalentes a la Formación Pan de Azúcar que se superpone a la Formación Cifuncho de Triásico Tardío en la actual Cordillera de la Costa. La Formación La Ternera es un equivalente sur de las Capas El Mono descritas anteriormente para la región del Salar de Pedernales. Las relaciones laterales entre el continental Triásico Tardío a Jurásico Temprano y los depósitos marinos de las unidades estratigráficas del Cifuncho, Profeta, Quebrada del Salitre, La Ternera y Pan de Azúcar, aunque no en todos los casos afloran en campo, son sugeridas en la figura 3.13. En los altos Andes de Vallenar a 29ºS, la Formación Lautaro localmente se superpone en discordancia angular con La Formación Totora, lo que indica que cierta deformación y erosión ocurrió en el Triásico Tardío(por ejemplo, Cerro Tatul). En la región de Elqui, entre c. 30ºS y 31ºS, las formación continental Las Breas y la concordantemente sobreyaciente formación marina Tres Cruces, representan los depósitos de la etapa más joven. Las formaciones Las Breas y Tres Cruces están situadas en la prolongación de la Cuenca San Félix-Cuyana (Fig. 3,11), las cuales se asignan tentativamente. En su localidad tipo, la Formación Las Breas consta de

300-550 m de espesor de conglomerados continentales, areniscas y lutitas, con intercalaciones carbonosas, depositados en ambientes aluvial y lacustre. Las lavas Basálticas, andesíticas y riolíticas son también incluidas en esta unidad, y restos vegetales (Dicroidium Flora Silvestres) indican una edad Triásico Tardío. Estos depósitos se superponen a la Formación volcánica silícica Matahuaico, un representante local del Grupo Choiyoi, que es un equivalente probable de la unidad Guanaco Sonso del

Grupo Pastos Blancos expuestos al NO por los Altos Andes en 29º30’S. La Formación Tres Cruces consiste en una sucesión fuertemente variable de conglomerados, areniscas, margas y calizas micríticas que gradan hacia arriba a areniscas y conglomerados. Los niveles marinos contienen abundante fauna que indica esencialmente una edad Sinemuriano a Pliensbachiano, posiblemente Toarciano o incluso Calloviano. Los depósitos continentales volcánicos suprayacentes que forman el miembro Punta Blanca de la Formación Tres Cruces sensu Letelier 1977, representan en esta región depósitos de arco distal, que están asociados con la reanudación de subducción en el comienzo del ciclo tectónico Andino. Por lo tanto, al menos la parte inferior marina de la Formación Tres Cruces se considera que ha sido depositada en la última fase del desarrollo de la cuenca pre-andina, al igual que la Formación Pan de Azúcar y los niveles más inferiores de la Formación Lautaro. Los depósitos en la cuenca La Ramada (Fig 3.11) consisten de unos 400 m de espesor de una sucesión fluvial y lacustre posicionada dentro de la Formación sinrift Rancho de Lata y compuesta por conglomerados y areniscas ricas en componentes volcánicos, con intercalaciones de margas y depósitos piroclásticos (ignimbritas riolíticas y tobas). Estas unidades esencialmente del Triásico Tardío a Jurásico Temprano (edad basado en flora y microflora Dicroidium) cubren depósitos riolíticos del Grupo Choiyoi con una ligera discordancia, y subyace depósitos marinos del Pliensbachiano. En la región costera a 32ºS, los depósitos de esta etapa en la Cuenca El QuereoLos Molles (Fig. 3.11) corresponden a 748 m de espesor de la Formación marina Los Molles del Noriano Tardío a Pliensbachiano Temprano (Fig. 3.10). Un miembro inferior de arenisca conglomerádica es seguido por un miembro pelítico; con dos miembros más superiores que consisten en una alternancia de lutitas y areniscas, algunas de las cuales son turbidíticas, y una sucesión turbidítica de gran espesor. La evolución de facies indica una fase inicial de depositación en ambientes gradualmente más profundos, lo que sugiere una rápida subsidencia de la cuenca, y una segunda fase de sedimentación gradualmente más somera. Indicadores de paleocorrientes sugieren aporte de sedimentos desde el sur y el SSW, y una pendiente de inmersión en la dirección. Una abundante flora fósil ha sido obtenida de esta unidad. Una probable extensión hacia el este de este cuenca en Argentina está representada por los depósitos que contienen un Ammonite Triásico (cf. Choristoceras marshi) encontrado recientemente por Riccardi y Iglesia Llanos (1999), en el lado argentino de la Cordillera Principal en 36ºS. A unos 20 km al este, en la región La Ligua, a principios del Sinemuriano a finales del Pliensbachiano Tardío, los depósitos de la Formación Quebrada del Pobre (Raiz Del Camas Cobre), equivalen en edad a la porción del Jurásico Temprano de la Formación Los Molles, que fueron depositados durante la última fase de formación de las cuencas del ciclo pre-andino, que alcanzó el Jurásico Temprano antes del desarrollo del arco volcánico, el cual en este región está representado por la Formación Ajial. Más al sur, en 36ºS, cerca de la frontera internacional, los 110 m de espesor de las Capas Cajón de Troncoso corresponden a areniscas e intercalaciones de lutitas con plantas fósiles del Triásico Tardío cubiertas por tobas y brechas riolíticas. Estos depósitos están en cubierto discordantemente por depósitos marinos de la Formación Nacientes del Teno del Jurásico. Los depósitos marinos asignados a la Cuenca Bío Bío-Temuco (Fig. 3.11) se encuentran en la Cordillera de la Costa, mientras que las unidades continentales se encuentran en la Depresión Central y el Este de la Cordillera Principal. Las sucesiones marinas corresponden a una serie transgresiva que generalmente cubre el complejo metamórfico del Paleozoico y granitoides del Paleozoico. Algunos de los depósitos más al Norte de la región (Hualañé, Curepto- Gualleco, Cerro

Grupo, Cerro Pillay y Pocilla; véase la fig. 3,10) son subyacidos por depósitos volcánicos silícicos que se asignan al pulso volcánico La Totora- Pichidangui. Al Sur de 36ºS, los depósitos volcánicos silícicos están ausentes. Como se ve en la Región de Los Molles, la sucesión transgresiva del Triásico Tardío expuesta en Vichuquén-Tilicura, Hualañé, y Curepto- Gualleco, alcanza el piso Sinemuriano sin interrupción, y es concordantemente cubierto por los depósitos volcánicos del Jurásico Medio del arco magmático.

Las localidades clásicas en el valle del río Bío-Bío, cerca a Concepción en 37ºS, en la Cordillera de la Costa (Fig. 3.10), consisten de una gruesa sucesión fosilífera principalmente detrítica con una intercalación marina en la parte media incluida en la Formación de Santa Juana. Según Nielsen (2005), estos depósitos se acumularon en una cuenca con subsidencia activa y corresponden a depósitos trenzados de plano aluvial que gradan lateralmente de abanico aluvial a fluvial y, más distalmente, a depósitos lacustres. Las vetas de carbón se han registrado en los niveles menores. Restos fosilíferos (invertebrados marinos de agua dulce y plantas) indican una edad Triásico Tardío (Steinmann 1921; Jaworsky 1922; Tavera 1960; Nielsen 2005), con la asignación de estos dos últimos autores a estos depósitos a una edad más precisa de Noriano y probable Carniano, respectivamente. Los depósitos continentales de la Cuenca Bío-Bío-Temuco corresponden exclusivamente a las siguientes localidades: Cerro Parra, inmediatamente al este de los afloramientos descritos del valle del río Bío-Bío, en la margen occidental de la Depresión Central; Llufquentué y Ñielol-Huimpil, al lado de Temuco; y Tralcan, al lado de Panguipulli, a 40 ° S (Fig 3.10). En Cerro Parra los depósitos cubren unidades plutónicas de edad paleozoica y son sobreyacidos por lavas del Mesozoico, mientras que en la región de Temuco la base y la parte superior no están expuestas. En la región del lago Panguipulli los depósitos corresponden a las formaciones Panguipulli y Tralcán del Triásico medio a tardío. El Formación Panguipulli ligeramente metamorfoseada forma 750 m de sucesión rítmica de lutitas y areniscas y conglomerados ricos en cuarzo, depositados en un ambiente lacustre, representando facies de abanico distal y talud canalizado. La Formación Tralcán de> 800 m de espesor consiste de conglomerados lacustres y fluviales, areniscas y lutitas, con restos de carbón, conocida de la región de Temuco. Los depósitos Tralcan sobreyacen discordantemente el Complejo Metamórfico Trafún y están en discordantemente cubiertos por sedimentos y lavas cuaternarias. Las formaciones Panguipulli y Tralcan son partes de un mismo sistema deposicional fluvial y lacustre. El Triásico Tardío de estas dos formaciones es confirmado por su abundante flora y el contenido de palinomorfos. Considerando el bajo nivel del mar mantenido en el Jurásico Temprano – Triásico Tardío, se deduce que la subsidencia en las cuencas formadas durante la última o más joven etapa de rifting debe haber sido considerable para permitir la entrada del mar. Esto podría explicar, por ejemplo, la presencia de depósitos marinos en la región en Malargüe en el Oeste central de Argentina (Fig. 3.11). Algunos de estos depósitos marinos alcanzaron a regiones lejanas de la línea de costa actual, que más tarde (en el próximo ciclo tectónico Andino) se convertiría en parte de una cuenca trasarco, permitiendo continuar la sedimentación marina del Triásico Tardío al Jurásico Tardío.

Unidades intrusivas Aparte de las ocurrencias ya mencionadas de depósitos volcánicos registrados durante este ciclo, una extensa actividad plutónica se desarrolló durante el Pérmico Tardío al Jurásico temprano (Fig. 3.10). Estos cuerpos están expuestos en los Altos Andes entre 24ºS y 31ºS, y a lo largo de la región costera entre Chañaral (26º30’S) y San Antonio (34 º S), y probablemente continua hacia el sur a lo largo del Batolito Costero. Según Mpodozis y Kay (1990), las unidades plutónicas en los Altos Andes (c. 2731ºS) forman un cinturón plutónico continuo que corresponde a una asociación post-colisional, epizonal incluyendo granitoides derivados de niveles profundos de zona-granate, en una corteza engrosada, e hiper silícica, calco-alcalina de granitos transicionales de tipo A, lo que indica una amplia fusión de una corteza pobre en granate. Este cinturón plutónico, y vulcanitas silícicas asociadas, es coetáneo con

la parte más joven del Grupo Choiyoi descrito por Llambías (1999) para la Cordillera Frontal. La Superunidad Ingaguás, que se considera un equivalente en edad del Grupo Pastos Blancos, consta de cinco unidades: Los Carricitos, Chollay, El León, El Colorado y La Laguna. Estas unidades, con excepción de los gabros La Laguna, consisten predominantemente en granodioritas de biotita-hornblenda, monzogranitos, y sienogranitos;

granitos gráficos son conocidos desde las Unidades más jóvenes de El Colorado. 87

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Determinaciones de edad radioisotópicas (K-Ar y Rb- Sr) en la Superunidad Ingaguás arrojó edades entre 276 y 192 Ma que caen en el intervalo Pérmico Temprano - Jurásico temprano. Más recientemente, Martin et al. (1999a) obtuvo para las unidades Chollay-El León edades U-Pb en circón de 249.7±3.2 Ma, Ma 242.5±1.5 y 242±1.5 Ma, que se acercan al límite PérmicoTriásico. Estos mismos autores obtuvieron edades K-Ar de 221±5 Ma (moscovita) y 219±5 Ma (biotita) para la unidad El Colorado. Estos nuevos resultados confirman que edades Pérmico a Triásico Tardío previamente asignadas a la Superunidad Ingaguás (Chollay-El León y unidades de El Colorado), no invalidan la posibilidad de que esta actividad plutónica continúe en la Cordillera Frontal hasta el Jurásico temprano, y confirma su correlación con el Grupo Choiyoi más joven. Las unidades plutónicas registradas para la región costera forman afloramientos dispersos, que han sido estudiados más intensamente en algunos lugares que en otros, y datados por medio de diferentes métodos. En la región de ChañaralCaldera (26-27ºS), una serie de plutones se han diferenciado, y las edades que entregan cubren el rango completo de edad del ciclo tectónico pre-andino. Las intrusiones del Pérmico Tardío están representadas por el Plutón sienogranitico y granítica Quebrada del Castillo y probablemente el Plutón Quebrada Quiscuda. Las intrusiones Triásicas están representadas por los plutones monzoníticos y sienograniticos Pan de Azúcar, Cerros del Vetado y Capitana que corresponden 87 86 a Granitoides leucocráticos tipo S con altas relaciones de Sr / Sr. Rocas intrusivas del Jurásico temprano en esta región afloran como los plutones relativamente pequeños Bufadero, Peralillo, Cerro Castillo y Barquitos, con edades que oscilan entre 204 Ma y 193 Ma, y el Plutón más grande Flamenco (26º20’S) con edades entre 202 Ma y 186 Ma y un carácter calcoalcalino. El cociente del isótopo Sr es comparativamente menor a los obtenidos en algunas de estas rocas plutónicas (0,7042-0,7053) y su carácter calcoalcalino posiblemente indican que algunas de ellas ya corresponden a magmas asociados con el inicio de subducción. No hay determinaciones de edad disponibles para confirmar la actividad plutónica para este ciclo tectónico entre 28ºS y 30ºS, pero esta ausencia es posiblemente debida sólo a la falta de estudios más detallados. Sin embargo, no descartamos la posibilidad de que en algunas partes del la región costera los plutones pre-andinos podrían estar ocultos bajo depósitos pre-andinos rellenados por cuencas extensionales de orientación NNW-SSE. Una opinión similar ha sido propuesta por Grocott et al. (1994). Al sur de La Serena a lo largo de la Cordillera de la Costa, la actividad plutónica de rocas plutónicas del Triásico ha sido registrado por Irwin et al. (1988) y Gana (1991). En el Batolito Costero, a la latitud de Santiago (33-34ºS), estos plutones corresponden a la unidad Gneis Dioríticos pre- tectónicos, calcoalcalinos Cartagena y a la unidad Tejas Verdes. Determinaciones U-Pb arrojaron una edad 214±1 Ma para los Gneises Dioríticos Cartagena, y una edad 212±5 Ma para la Unidad Tejas Verdes; estas edades son similares a las obtenidas más al norte en c. 31º30’S por Irwin et al. (1988) y Gana (1991).

Evolución tectónica De la descripción anterior destacamos los siguientes aspectos que se refieren a la evolución tectónica durante este ciclo. Los depósitos de brechas en la base de ambos ciclos se interpretan haber sido formados en la parte inferior de acantilados desarrollados por fallas extensionales. Los depósitos de la primera o antigua etapa se concentran en las dos cuencas centrales (San Félix y El Quereo-Los Molles), mientras que los depósitos de segunda o etapa más joven se distribuyen en una de

las cuencas centrales (El Quereo-Los Molles) como también en las dos más externas (Profeta-La Ternera y Bío-Bío-Temuco) (Fig. 3.14). La pequeña Cuenca La Ramada está situada entre las dos cuencas centrales. Los depósitos en cada cuenca y en ambas etapas se acumularon en ambientes fuertemente subsidentes, y muestran una evolución sedimentaria cíclica, es decir, los depósitos marinos corresponden a ciclos de transgresión- regresión. Durante la segunda etapa de rifting sólo la Cuenca El Quereo fue aparentemente reactivada y se formaron las cuencas externas. En la Cuenca San Félix no hubo reactivación y alguna deformación

local ocurrió causando las discordancias angulares locales observadas por Reutter (1974) entre las Formaciones La Totora y Lautaro (por ejemplo Cerro Tatul). Basado en esto deducimos que el desarrollo de las cuencas progresó hacia los sitios de las cuencas centrales previamente formadas y que cada etapa corresponde a un ciclo completo de rifting (subsidencia tectónica y térmica); los ciclos están separados uno de otro por una episodio de intensa actividad volcánica localizada principalmente en y al lado de las cuencas centrales, en el cual la segunda etapa continuó la extensión que había ocurrido durante la primera etapa (Fig 3.14). Este modelo coincide con la evolución propuesta en Argentina por Milana y Alcober (1994) para la Cuenca del Bermejo, y por Spalletti (2001) para la Cuenca Cuyana, en el que se detectan ciclos de subsidencia sin-rift (tectónica) y subsidencia térmica post-rift. Una evolución similar ha sido deducida por Cornejo et al. (1998) para la etapa más joven, sobre la base de la evolución deposicional de las Capas El Mono (26º30’S a 27º S), y por Suárez y Bell (1992) para la cuenca del Profeta-La Ternera, y Bell & Suárez (1995) para la Formación Los Molles. El pulso volcánica La Totora- Pichigangui aparentemente se desarrolló temprano, durante o poco antes que el segundo episodio extensional. La reactivación de la extensión en las fosas centrales probablemente facilitó el ascenso de la corteza fundida acumulada en niveles más profundos de la corteza continental, mientras que en las cuencas externas, de reciente formación, especialmente la Cuenca Bío-Bío-Temuco, fracturas de la corteza probablemente alcanzaron las regiones corticales superficiales y no favorecieron el ascenso de magmas. Del mismo modo, la extrusión de los depósitos volcánicos más antiguos de este ciclo (formaciones Cas y Peine y otros depósitos) fue probablemente asociada con la extensión inicial del comienzo del ciclo tectónico pre-andino.

Evolución en el sur de Chile (Patagonia), entre 43º30’S y 47ºS La evolución geológica de esta región durante el ciclo pre-andino se aparta del modelo descrito anteriormente. Hasta hace relativamente poco no había edades deposicionales pertenecientes al ciclo tectónico registrado en esta región, luego, de Fang et al. (1998) reportó la existencia de fósiles marinos del Triásico Tardío en el Archipelago Chonos, en 45º25’S, y Hervé y Fanning (2003) circones del Triásico descubiertos en el Complejo Metamórfico Diego de Almagro, en 51º30’S (Fig. 3.15). Estas rocas previamente se habían considerado de edad paleozoica. El complejo metamórfico en el archipiélago de Chonos consiste principalmente de metaturbiditas de abanico submarino con algunas ocurrencias de metabasitas y, de manera subordinada, chert pelágico en el lado oriental. Estas rocas están fuertemente deformadas y presentan zonas bien desarrolladas de Broken Formation. La transposición de un primer plano de foliación axial casi vertical por una segunda foliación plano-recostado aumentó rápidamente hacia el oeste. En el lado oeste, esquistos mica y anfíbol fuertemente foliados predominan, con metacherts locales, metamorfoseados en condiciones de alta P-T. Estas características permiten la interpretación de esta unidad como un complejo de subducción. La Formación fosilífera Potranca se encuentra en el lado este del complejo, donde las estructuras primarias son reconocibles. Determinaciones U-Pb SHRIMP más recientes confirman la edad bioestratigráfica del Complejo Chonos. La Formación Potranca es claramente más joven que la edad deducida para el protolito sedimentario del complejo metamórfico del Paleozoico tardío descrito hasta ahora en este capítulo. La deformación y metamorfismo del complejo son, por lo tanto, más jóvenes que el Triásico Tardío (la edad de depositación), pero más antiguos que Cretácico Inferior (140±6Ma), que es la edad más antigua obtenida para la intrusión del Batolito Patagónico Norte en el complejo de subducción Chonos. Esta situación aparentemente sugiere que la subducción en

esta región se mantuvo activa durante el ciclo pre-andino y hasta el Mesozoico Temprano, mientras que en las regiones del norte la subducción fue pasiva durante este periodo. Sin embargo, es posible explicar esta situación, aparentemente anómala, si la amalgamación del complejo de subducción con el continente y la inversión o el cierre de la cuenca de antearco, no se lograron por completo a finales del Paleozoico. El espacio de acomodación restante

podría haber permitido además la sedimentación durante el Triásico. En este caso, la amalgama del complejo de subducción con el continente y la deformación del relleno de la cuenca habría ocurrido una vez que la subducción se reanudó en los primeros periodos del Jurásico, como es el caso en las regiones del norte de Chile. De hecho, edades en base a U-Pb SHRIMP y trazas de fisión, Thompson y Hervé (2002) acotaron la edad estratigráfica y metamórfica del complejo Chonos al Triasico Tardío-Jurásico Temprano. La edad 198 Ma (Sinemuriano) obtenida por Thompson y Hervé (2002) para la exhumación del complejo Chonos coincide con la edad de reanudación de volcanismo y de subducción en el norte y centro de Chile (es decir, formaciones La Negra y AJIAL). El complejo acrecionario Diego de Almagro consiste en esquistos azules, esquistos de cuarzo-mica, esquistos de anfíbol y ortogneises, situados al oeste de las rocas menos metamorfoseadas del Complejo Madre de Dios (Fig. 3.15). Estas dos unidades están separadas entre sí por una zona de cizalle principal que contiene un granito milonítico (zona de cizalla Seno Arcabuz) .La datación U-Pb SHRIMP de circones del Complejo Diego de Almagro y del granito foliado entregaron edades del Jurásico Medio alrededor de 170 Ma, lo que indica que (1) los circones probablemente se originaron con el magmatismo anatéctico silícico ampliamente extendido del Jurásico Medio a Tardío, asociado con la apertura del Océano Atlántico Sur, y (2) las rocas magmáticas fueron emplazadas en el recientemente acrecionado Complejo Madre de Dios. Estos autores concluyeron que el Complejo acrecionado Diego de Almagro resultó de la subducción de fajas del margen continental (erosión tectónica), junto con las rocas oceánicas máficas, que más tarde fueron arrastradas hacia arriba a la superficie o levantadas a lo largo de la Zona de Cizalle Arcabuz Seno.

El ciclo tectónica pre-andina: resumen y discusión El ciclo pre-andina afectó todas las unidades previamente formadas a lo largo del margen occidental de Gondwana. Las principales fallas controlando el rifting durante este ciclo coinciden con zonas de debilidad que, de acuerdo con Ramos (1994), corresponden a zonas de sutura de terrenos de acreción paleozoicos. Teniendo en cuenta que la orientación de estas fallas es NNO-SSE, es posible deducir que el crecimiento continental por acreción de terrains así como por amalgamación del prisma de acreción al continente ocurrió a lo largo de un margen continental orientado NNW-SSE. Esta situación sugiere que el rifting en la parte sur de los terranes afectando los márgenes continentales, los cuales fueron amalgamados con el continente con más tardanza al norte. La edad Jurásico Temprano determinada para la deformación y acreción del Complejo Madre de Dios y Diego de Almagro parece confirmar esta idea. La descripción de los acontecimientos que se produjeron durante el ciclo pre-andino representa la evolución del margen continental después del ensamblaje del megacontinente Gondwana y previo a su ruptura. Los procesos causados por el crecimiento y existencia de un megacontinente son al mismo tiempo la causa de su posterior desmembramiento. Si tenemos en cuenta que la última aparición de magmas con un carácter orogénico se produjeron en c. 240 Ma, que es la edad más antigua obtenida en la Superunidad Ingaguás (excepto para una edad más antigua aparentemente anómala mencionada por Mpodozis Y Cornejo 1988; Mpodozis y Kay 1990), y que los primeros magmas asociados con la reanudación de la subducción en el Jurásico Temprano se produjeron en el Sinemuriano-Pliensbachiano (límite a 194.5 Ma), es posible estimar un lapso de 55 millones de años para por el episodio magmático no orogénico asociado con la formación del megacontinente.